Показатели водосбора или бассейна реки

- географическое положение, которое выражается координатами широты и долготы центра и крайних точек бассейна;

- геологическое строение, физические и водные свойства подстилающих грунтов, наличие тектонических процессов;

- характеристика рельефа;

- режим температуры и влажности, осадков, испарения;

- характер почвенно-растительного покрова (лесистость), выражаемый коэффициентом лесистости:

K = f / F,

где f – площадь лесов, F – полная площадь водосборного бассейна;

- наличие других водных объектов: озер, которая описывается понятием озерность или коэффициент озерности и соответственно болот – болотистость или коэффициент болотистости. Расчет коэффициентов ведется аналогично коэффициенту лесистости;

- характер рисунка речной сети (древовидная, центростремительная, прямоугольная, радиальная);

- морфометрические показатели:

- площадь бассейна F,

- длина бассейна L_б,

- максимальная ширина B_б ,

- средняя ширина, величина которой определяется по формуле:

B_б ср = F / L_б .

4.2 Водный режим рек

Водный режим рек представляет собойзакономерные изменения стока, скорости течения, уровней воды и уклонов водной поверхности во времени и пространстве (вдоль реки). Фазы водного режима:

- половодье продолжительный и высокий подъем уровня и расхода воды ежегодно повторяющийся в один и тот же сезон в разных климатических условиях, обусловленный поступлением воды от главного источника питания реки;

- паводок – непродолжительный быстрый подъем воды, вызванный летними ливневыми дождями или снеготаянием зимой;

- межень - продолжительное сезонное стояние низкого уровня вод реки при резком уменьшении или прекращении поверхностного стока. Водность реки в этом случае поддерживается главным образом подземными водами.

Водный поток характеризуется понятием и разнообразием стока: непосредственный сток вод, ионный сток (растворенные неорганические вещества), тепловой сток, твердый сток (взвешенный вследствие размыва материал) и др.

4.3 Речная сеть

Речная сеть или речная система образована главной рекой и ее притоками и представлена на рис. 8. Речная сеть в совокупности с другими водными объектами (озерами, болотами) составляет гидрографическую сеть. Выделяются следующие системы речной сети (рис.9 ):

- рисунок решетчатой сети определяется наличием наклонно залегающих складок осадочных пород;

- прямоугольная сеть характеризуется причленением притоков под прямым углом к главному руслу, территория сети в этом случае разбита системой разломов земной коры;

- радиальная сеть характерна для районов вулканических конусов Европы;

- в древовидной сети наблюдается причленение притоков под острым углом к главному руслу. Этот тип речной сети характерен для Средне-Русской возвышенности;

- центростремительная система характеризуется схождением притоков к центру, например, система верхней Волги.

Рис.8. Речная сеть р. Северной Двины

Рис.9. Типы речных систем

а - древовидная; б – прямоугольная; в – центростремительная.

Гидрографическая сеть Нижегородской области (ранее края) составляет до 50% территории (около 350 км²). Представляет интерес гидрографическая сеть одной из красивейших рек Нижегородской области - р. Ветлуги. Сеть хорошо развита и представлена реками длиной более 10 км (около 300 рек), преобладают реки (более 4000) длиной менее 10 км. В составе гидрографической сети р. Ветлуги в пределах Нижегородской области на учет поставлено 260 водных объектов, 90 из которых расположены в Шарангском районе, 43 объекта – в Ветлужском районе. Наиболее известными озерами гидрографической сети р. Ветлуги ( всего до 350, из них взято на учет 314 объектов) являются оз. Светлояр, Светлое, Моховое, Нестиары, Б. Плотово, Юронгское (Воскресенский район), Жаренское (Краснобаковский район), Кочежсковское, Титковское (Уренский район), а также известный пруд на р. Яхте (Тонкинский район), пруд в с. Б. Гореве (Уренский район).

Гидрографическая сеть пригородной зоны Н.Новгорода представлена крупными реками бассейна р. Волги: рр. Окой, Линдой, Кудьмой и малыми реками (77 рек), из которых 27 рек приурочены к Борскому району, 10 рек - Володарскому району, 9 рек - Балахнинскому и Дальне-Константиновскому районам, 7 рек отмечено в Городецком районе, 5 рек принадлежат каждому из указанных районов ( Богородскому, Кстовскому, Чкаловскому).

4.4Морфометрические показатели речной сети

- протяженность речной сети представляет собой сумму длин всех рек бассейна (рис. 10) или на какой-либо исследуемой территории L_i;

- густота речной сети бассейна или территории (d, км/км²) характеризует степень насыщенности территории водотоками (обводненности) и представляет собой отношение суммарной протяженности всех водотоков речной сети к площади бассейна или территории:

d = L_i / F ,

где L_i – суммарная протяженность всех водотоков речной сети, F – площадь бассейна или территории;

- коэффициент бифуркации Хортона ( r_b ) представляет собой отношение числа водотоков данного порядка к числу водотоков следующего более высокого порядка (рис. 11). Для плоских холмистых водосборов величина коэффициента составляет приблизительно 2, для пересеченных и гористых водосборов - 3- 4.

Рис.10. Схема притоков речной сети

Рис.11. Порядок речных русел по Хортону

Средняя густота речной сети Правобережья Нижегородской области составляет 0,5 км/км², Левобережья – 0,3-0,38 км/км².

4.5 Морфометрические показатели русла реки

- площадь поперечного (рис. 12) или водного сечения реки – сечение потока, перпендикулярное его динамической оси – w, м². Из общей площади сечения изымаются участки с отсутствием течения – мертвые пространства.

Оставшаяся площадь называется живым сечением русла – S, м²;

Рис.12. Поперечное сечение реки

- ширина русла - B, м;

- длина русла – L, км. Длина русла реки положена в основу классификации рек. Равнинные реки подразделяются на:

- самые малые: L менее 10 км,

- малые реки: L от 11 до 100 км, S_{водосбора} около 2000 км ² ,

- средние реки: L от 101 до 500 км,

- большие реки: L от 501 более 1000 км;

- максимальная глубина русла - h_max , м ;

- средняя глубина русла - h_ср , м. Величина средней глубины определяется отношением площади поперечного сечения реки (w) к ширине ее русла (В):

h_ср = w / В;

- падение (Δ H) - разность отметок дна или водной поверхности реки на каком-либо ее участке: Δ H = H₁ – H₂. Разность отметок истока и устья составляет полное падение реки;

- продольный профиль реки характеризует изменение отметок дна русла и водной поверхности по длине реки, обычно представляется в виде графика с осями: отметки дна или уровня воды и длина реки. Для молодых рек характерен невыработанный ступенчатый профиль, зрелым рекам свойственны плавные очертания профиля, хотя могут встречаться пороги и порожистые участки (стремнины);

- уклон реки (продольный геометрический уклон) характеризует крутизну продольного профиля рек - i_ср, %. Рассчитывается отдельно для дна и водной поверхности:

i_ср = H₁ – H₂/ L ,

где (H₁ – H₂) - падение, L - длина реки на участке. В районе перекатов могут быть отрицательные показатели;

- расход воды представляет собой объем воды, проходящий через живое сечение за единицу времени (в секундах) - Q:

Q = v S,

где v - скорость течения, S - живое сечение;

- максимальный расход вод, максимальный сток или максимальный модуль стока представляет собой объем или слой стока (рис. 14) за основную волну половодья или наибольшего дождевого паводка;

- максимальный уровень воды, уровень высоких вод представляет собой наивысшее положение уровенной поверхности в момент наибольшего наполнения русла реки или чаши озера;

Рис.13. Определение коэффициента извилистости реки

Рис.14. Среднемноголетний сток рек Нижегородской области, л/сек./км²

- извилистость реки ( рис.13) характеризуется отношением длины реки на рассматриваемом участке L к длине прямой l , соединяющей начало и конец участка (коэффициент извилистости k_и): k_и = L / l, где L – длина реки, l – длина прямой, соединяющей исток и устье реки;

- водоносностью реки называется среднегодовое количество воды, проносимое рекой;

- водностью реки называется количество воды, проносимой за какой-то период времени по сравнению со средним значением нормы этого периода.

Физические свойства воды

Прозрачность воды

Падающий на поверхность водоема свет частично отражается от поверхности воды, преломляется на границе раздела фаз воздух-вода, а также ослабляется за счет рассеивания и поглощения в толще воды. Вода в большей мере пропускает видимую часть электромагнитного спектра Солнца с длинами волн в пределах 0,38 - 0,77 мкм.

Общегодовое падение солнечной радиации на поверхность воды зависит от широты местности, состояния атмосферы. Степень отражения света (альбедо) определяется состоянием поверхности воды. Показано, что гладкая поверхность воды отражает 5% света, при легком ветре – 17%, при сильном ветре – до 30%. Коэффициент преломления света в среднем составляет 1,33-1,34. Наибольшая доля рассеяния света (16% в чистой пресной воде) характерна для длины волн 0,42-0,44 мкм. Уменьшение и увеличение длин волн приводит к уменьшению коэффициента рассеяния света в воде.

Интенсивность распространения света в воде затухает согласно экспоненциальному закону:

I_h=I₀·e^-(k+m)h,

где I_h, I₀ – интенсивность света на глубине h и поверхности; k – коэффициент рассеяния света; m – коэффициент поглощения света; k – коэффициент ослабления света; е – основание натуральных логарифмов.

Наличие растворенных и особенно взвешенных веществ резко увеличивает значение коэффициентов поглощения и рассеяния света в воде. Различные частицы, взвешенные в воде, ограничивают проникновение в нее света. Коэффициент поглощения представляет собой отношение энергии, задержанной слоем воды толщиной 1 м, ко всей проникшей в воду энергии света. Его величина является обратной по отношению к прозрачности неокрашенных вод:

К = 1,7/ П,

где П - прозрачность воды, за величину которой принимается глубина исчезновения диска Секки ( рис. 18) из поля зрения. Диск Секки исчезает из виду на глубине, куда проникает 5% общей солнечной радиации, достигающей поверхности воды. Коэффициент относительной прозрачности воды определяется как отношение глубины прозрачности и средней глубины озера:

К_проз. = Н_прозр./Н_ср.

Величина К_проз. изменяется в пределах 0,12 – 4,40.

Прозрачность воды является главным показателем оптических свойств вод и определяет толщину фотического или трофогенного слоя и степень зарастания высшими растениями литоральной зоны водоёма (рис.1). Ее показатели положены в основу типизации озер. Обычно озера с очень низким коэффициентом относительной прозрачности (<1) относятся к планктотрофному типу, а с очень высоким - к бентотрофному (>1), т.е. соответственно с преобладанием зоопланктона и бентоса в качестве кормовых объектов рыб.

По данным Г.А. Воробьева степень зарастания водоема связана с коэффициентом относительной прозрачности (табл. 2).

Таблица 2. Зарастание водоема в зависимости от прозрачности воды

Кпроз.	S зарастания, %
0,25	около 10
1-4
1,5	около 75 (от 43 до 83)

Мутность воды является антиподом прозрачности. Мутность, обусловленная взвешенными частицами глины и ила, в большой степени лимитирует развитие растений в водоеме. Если же мутность обусловлена самими живыми организмами, то величина прозрачности становится показателем продуктивности водных сообществ. Мутность воды водоемов Нижегородской области оценивается Лебедевым В.В. следующими показателями: Заволжье – 25-50 г/м³, юго-запад Правобережья – 50-100 г/м³, юго-восток Правобережья – 100-250 г/м³.

5.2 Температурный режим озера

Вода обладает рядом уникальных термодинамических свойств. Наиболее важные из них следующие:

1. Высокая удельная теплоемкость. Для нагревания 1 мл воды на 1⁰С нужна 1 калория тепла.

2. Большая скрытая теплота плавления. Для превращения 1 г льда в воду без изменения температуры необходимо затратить 80 калорий.

3. Самая высокая из известных теплота преобразования. При испарении 1 г воды поглощается 536 калорий.

Перечисленные свойства воды определяют значительно меньший диапазон изменений температуры в водоемах по сравнению с сушей (от -2-3⁰С - температура замерзания соленой воды до + 80⁰С – температура горячих источников), а также смягчающее влияние водоемов на климат суши.

4. Наибольшей плотностью вода обладает при 4⁰С, при температурах выше и ниже 4⁰С вода расширяется и становится легче. Это защищает относительно глубокие водоемы от промерзания до дна.

С другой стороны, с повышением температуры плотность воды убывает, и на поверхности водоема оказывается менее плотная вода, а у дна – с наибольшим показателем плотности. Это свойство воды определяет вертикальное расслоение водной толщи глубоководных озер – явление температурной стратификации, описанное в конце XIX – начале XX вв. В летнее время стратификация характеризуется как прямая: с глубиной температура воды понижается, а ее плотность повышается. Распределение температуры глубоководных озер описывается клиноградной кривой (рис.15). Зимой в них выражена обратная стратификация. Явление устойчивого расслоения водной толщи называется соответственно летней и зимней стагнацией. В весенне-осенний период наблюдается конвективное перемешивание водной толщи водоема в виде весенней и осенней циркуляции воды, характер распределения температуры в эти периоды является ортоградным. Подобная картина характерна для мелководных водоемов и в летнее время.

Озера с выраженной температурной стратификацией составляют до 34% озер зоны смешанных лесов.. Температурные слои стратифицированных озер представляют собой:

- эпилимнион (термин Бердж, цит. по Хатчинсону) – верхний хорошо прогреваемый солнцем и перемешиваемый ветром гомотермный слой воды (рис. 4). В поверхностных слоях воды имеет место постоянная диффузия кислорода из атмосферы (исключая ледовый период), а также идет образование кислорода и потребление углекислоты в процессе фотосинтеза фитопланктона. Определение толщины эпилимниона Е производится по эмпирической формуле Паталаса:

Е = 4,4 ± 20%,

Н_ср можно заменить на длину диаметра круга, равного по площади озеру (по Захаренкову). Максимальная глубина эпилимниона служит границей литорали (рис. 1);

- металимнион или термоклин (термин Бронштедт, Везенберг-Лунд), слой температурного скачка (Рихтер), колено термоклина АВ (Мунк, Андерсон). Максимальная глубина металимниона определяет границу сублиторали. Слой температурного скачка (термоклин) выражен в глубоких водоемах там, где ветровое перемешивание не захватывает всю водную толщу и глубина достаточно велика, чтобы процесс диффузии смог выровнять все показатели – температуру, концентрацию кислорода, углекислоты и другие (рис. 15). Он возникает к началу лета за счет перепада температур между верхней прогреваемой и перемешиваемой ветром зоной эпилимниона и лежащей ниже ее зоной гиполимниона. Глубина залегания термоклина обусловлена степенью ветрового перемешивания (большей в открытых и крупных водоемах), а также степенью прогревания поверхностных слоев. С последней связано заглубление термоклина в течение лета. Разница в температуре в 5 и более градусов создает заметную разницу в плотностях, затрудняя, таким образом, диффузию газов. Вот почему параллельно падению температуры падает концентрация кислорода и нарастает количество в воде углекислоты.

t 0C O2 мл/л CO2 мл/л

температурные слои

эпилимнион

эпилимнион А

металимнион или термоклин

Б

гиполимнион

В

рельеф дна

Рис.15. Температурное расслоение водной толщи озера Святое (август)

системы Пустынских озер Нижегородской области, ориг.

- температура; - кислород; - углекислый газ

Гиполимнион (термин Бердж) – слой воды с плавным понижением температуры воды с глубиной вплоть до 4⁰С. В придонные слои воды кислород поступает лишь в короткие периоды полного перемешивания водной толщи (в наших водоемах весной и осенью), а также за счет диффузии его из поверхностных слоев. Последний процесс чрезвычайно медленный, т.е. в большинстве случаев имеет место постепенное снижение концентрации кислорода от поверхности ко дну водоема на фоне повышения содержания углекислоты (рис. 15). Профундаль начинается от максимальной глубины металимниона и ниже.

5.3 Методы определения физических свойств воды

Оборудование: спиртовой термометр, диск Секки, батометр, пластиковое чистое ведро, чистая стеклопосуда желательно с притертыми пробками для отбора проб воды, конфетти, секундомер, блокнот, ручка.

Рис. 16. Батометры разных систем для отбора проб воды

Термометр (рис.17) для измерения температуры поверхностного слоя воды опускается в воду на 0,5 м с теневой стороны лодки или понтона, берега и т.п. Измерение температуры воды более глубоких горизонтов может производиться батометрами разных систем (рис. 16), наиболее доступным из которых может служить одно-двухлитровая бутылка. Батометр должен иметь маркированный конец. Обычно можно использовать 25-метровую трехпрядную синтетическую веревку. Марка представляет собой закрепленную намотку из какой-либо цветной швейной нити, частота расположения марок– через каждые 0,5 м. Марка служит для определения глубины погружения того или иного прибора в воду. При определенном навыке бутылочный батометр оказывается хорошим подспорьем при работе на водоеме. Отобранная батометром в той или иной глубины вода осторожно по стенке выливается в ведро, в котором может измеряться температура, заполняться водой склянки для работы в школьной лаборатории.

Рис.17. Водный термометр		Рис.18. Диск Секки

Диск Секки представляет собой металлический белый диск (рис.18), который также имеет маркированный конец. Определение прозрачности воды проводится аналогично определению температуры – с теневой стороны лодки. При этом фиксируется глубина исчезновения диска из поля зрения при опускании и глубина его появления в поле зрения при подъеме. Величины глубин видимости диска могут не совпадать, и в этом случае берется среднее арифметическое из полученных величин.

Скорость течения определяется по двум створам, ориентирами которых могут служить деревья или другие ориентиры. Если на берегах нет ориентиров, то необходимо на выбранном расстоянии поставить вешки. Выше по течению от первой вешки высыпать конфетти в воду и засечь время ее движения до вешки, расположенной ниже по течению. Скорость течения (м/сек.) вычисляется по известной формуле путем деления расстояния между вешками на время, зафиксированное секундомером.

Работы на водоеме проводятся в полуденное время в период с 11 до 14 часов. Все результаты заносятся в полевой журнал (блокнот), а на склянки необходимо приклеить этикетки из медицинского пластыря, на котором можно легко сделать пометки.

Что следует записать при работе на водоеме:

-дата и время работы на водоеме;

- характер освещенности;

- характер облачности и вид облачности;

- направление и характер ветра;

- температуру воздуха, которую Вам укажет ваш термометр перед тем, как он будет использоваться для измерения воды;

- состояние водной поверхности (рябь, волны);

-глубина (ы) точек съемки на водоеме;

- при работе на речке (роднике) указать скорость течения;

- если водоем (река) описываются Вами впервые необходимо указать характер берегов, характер и степень развития растительности и т.п. (см выше).

Основы гидрохимии

Химические параметры воды имеют большое значение в оценке качества воды и биопродуктивности водоемов. Химический режим водоема характеризует состав, поток и степень трансформации вещества, определяет коммуникативные связи гидробионтов, а в итоге гомеостаз водной экосистемы. Среди химических характеристик природных вод наиболее показательным являются солевой и ионный состав, газовый режим, перманганатная окисляемость, бихроматная окисляемость, биологическое потребление кислорода - БПК.

6.1 Солевой состав, газовый режим,

органическое вещество вод озер

Концентрация солей природных вод

Суммарное количество растворенных веществ (общая минерализация) определяет подразделение природных вод на пресные - до 1 мг/л, солоноватые - 1-15 мг/л, соленые - 15-40 мг/л, рассол - более 50 мг/л. Соленость внутренних вод можно рассматривать как соотношение концентраций Na+, K+, Ca²⁺, CO₃²⁻, SO₄^2−, галоидов и др. Пресные воды рек и проточных озер постепенно приобретают состав с выраженной тенденцией смены ионов: Ca > Mg > Na > K. Шкала минерализации пресных вод в зоне смешанных лесов О.А. Алёкина представлена следующим образом:

очень низкая минерализация менее 50 мг/л;

низкая минерализация 50-100 мг/л;

средняя минерализация 100-200 мг/л;

повышенная минерализация 200-400 мг/л;

высокая минерализация более 400 мг/л.

Характеристика качественного химического состава природных вод в основном дается в соответствии с классификацией О.А. Алёкина по преобладающим ионам. О.А. Алёкин выделяет 3 класса по преобладающему аниону, в пределах которых по преобладающему катиону выделяется группа Са, группа Mg, группа Na. На основании количественных соотношений ионов каждая группа подразделяется на четыре типа вод (рис. 19). Большая часть пресных водоемов относится к гидрокарбонатному классу (группа кальция) по высокому содержанию гидрокарбонатов - до 60% общего количества солей.

КЛАССЫ

Природные воды

Гидрокарбонатные (реки, озера, водохранилища)

Кальциевые

Щелочные, мягкие

Сульфатные

Магниевые

Жесткие

Морские океанические Cl− > Na+

Хлоридные (моря, океаны, соленые озера)

Натриевые

ГРУППЫ

ТИПЫ

I

I

I

II

II

II

III

III

III

IV

Кислые

Рис.19. Гидрохимическая классификация природных вод О.А. Алёкина

Ионный состав

Содержащиеся в воде вещества можно с некоторой условностью выделить в пять групп:

- главные ионы, определяющие минерализацию и солевой состав воды, на их долю приходится 90-95% минерального состава слабоминера-лизованных вод: карбонатный ион (СО₃²⁻), гидрокарбонатный ион (НСО₃⁻), сульфатный ион (SО₄²⁻), хлоридный ион (Сl⁻), кальций (Сa²⁺), натрий (Na⁺), магний (Mg²⁺), калий (K⁺);

- биогенные элементы (соединения азота, фосфора, кремния, железа и др.). Их концентрация и режим связаны с интенсивностью биохимических процессов водоема. Концентрация биогенов в водоеме увеличивается за счет атмосферных осадков, которые приносят 0,5-0,8% органического углерода, 0,3-0,7% органического азота, 2,0-7,0% аммонийного азота, 2,0-5,0% нитратного азота, 0,2-0,3% органического вещества по перманганатной окисляемости. Другой составляющей поступления биогенов в водоеме является разложение органического вещества погибших организмов. Деструкция макрофитов в зависимости от температуры воды проходит в течение 10-50 сут., что соответствует времени разложения луговой растительности. Минерализация органического вещества планктона осуществляется за 5-20 сут., почвы - за 20 сут., т.е. минерализация планктона протекает интенсивнее в 1,6 раза;

- микроэлементы, концентрация которых очень низка (бром, йод, фтор, марганец, медь, кобальт, радий, никель, цинк, стронций);

- растворенные газы (кислород, диоксид углерода, сероводород, метан);

- органические вещества в виде истинных растворов, коллоидов, взвесей.

Основные свойства воды озер связаны с характером и интенсивностью обмена вод, минеральных и органических веществ водосборной площади и внутри самого водоема, т.е. водообмен по отношению к озеру может быть внешним и внутренним, последнее касается органических и минеральных веществ:

- внешний обмен представляет собой суммарное количество воды при учете всех ее источников: приход с водосбора, исток, атмосферные осадки, конденсация на зеркало водоема, подземный приток и исток, испарение. Этот показатель практически не оценен для основной массы водоемов; известен для водохранилищ, где на его основе определяется фосфорная нагрузка в процессе эвтрофикации;

- внутренний обмен индивидуален для каждого водоема и требует оценки в конкретных условиях. Подобные данные представлены по ряду

крупных северо-западных озер.

В итоге ионный состав озерной воды формируется в результате подвижного равновесия между всеми приходными и расходными составляющими солевого баланса водоема, предложенного Алёкиным О.А.:

S_пр + S_ат + S_гр = S_ст + S_бр + S_ф + S_ос,

где S_пр - соли вносимые притоками; S_ат - соли вносимые атмосферными осадками и пылью; S_гр - соли вносимые грунтовыми водами; S_ст - соли выносимые стоком; S_бр - соли выносимые водяными брызгами света; S_ф – соли, теряемые при фильтрации из озера; S_ос – соли, выпадающие в осадок (CaCO₃, MgCO₃, соединения Si и Fe).

Ионный состав вод может быть неоднородным и обусловлен характером распределения вод в озере, который определяется формой, объемом, глубиной котловины, водоносностью, температурой воды притоков.

Газовый режим водоема

Кислород

Пресноводные водоемы, как правило, бедны растворенным кислородом. В 1 л воды при О^оС растворяется 10,24 мл кислорода, при 20^оС – соответственно 6,31 мл, т.е. во много раз меньше, чем в 1 л воздуха (сравни с числом Авогадро).

Кислородный режим складывается из обогащения кислородом толщи воды и его потребления. В первом случае источником поступления кислорода является фото­синтез фитопланктона и высших растений (макрофитов), атмосферная инвазия, ветровое перемешивание. Потребление кислорода складывается из процессов дыхания гидробионтов, деструкции органического вещества (растворенного и детрита), окисления сероводорода и метана.

В трофогенном слое может наблюдаться явление перенасыщения кислородом воды (рис. 15). В конкретный момент наблюдений перенасыщение кислородом воды более, чем на 10% указывает на преобладание процессов фотосинтеза, а недонасыщение воды кислородом - преобладание окислительных процессов.

Диоксид углерода

Углекислый газ в природных водах играет важную роль, и оценка его концентрации важна для понимания изменения концентрации ионов водорода и, таким образом, величины рН. Углекислый газ в природных водах представлен формами: свободная растворенная в воде двуокись углерода - CO₂, гидрокарбонат – ион HCO₃^-, карбонат – ион CO₃^-2. Появление углекислоты в воде связано с разложением органического вещества, жизнедеятельностью гидробионтов, растворением атмосферного бикарбоната кальция.

Наличие двуокиси углерода в известной мере определяет биопродуктивность водоемов, обеспечивая углеродное питание растений. Концентрация углекислого газа в воде до 0,1% стимулирует процесс фотосинтеза зеленых водорослей и стабилизирует его при 0,1-0,9%, а при 1-5% CO₂ интенсивность фотосинтеза снижается. Потребление углекислоты обеспечивается также при переходе НCO₃^- в карбонатную форму.

Двуокись углерода легко растворяется в чистой воде и при обычных для естественных условий температурах ее растворимость в 200 раз выше, чем кислорода. При 20°С количество CO₂ в воде, находящееся в равновесном состоянии с атмосферным воздухом, составляет 0,557 мг/л, а остальное количество связано с деятельностью водных организмов.

Таким образом, распределение кислорода и диоксида углерода в толще воды водоемов связано с прозрачностью воды, температурным режимом и глубиной. Концентрации этих газов находятся в обратной зависимости. Наиболее благоприятный газовый режим складывается в трофогенном слое пелагиали, а напряженный – в трофолитическом слое. Вертикальное распределение показателей концентрации кислорода и углекислоты относительно глубоководных озер (рис. 15) описываются клиноградными кривыми, повторяющими характер распределения температуры в толще воды. Мелководные озера обычно характеризуются ортоградным распределением равновесных газов в соответствии с ходом температурной кривой.

Сероводород

Наличие сероводорода H₂S в подземных водах связано, в основном, с круговоротом серы. Поверхностные воды насыщаются сероводородом в процессе деструкции органического вещества, восстановления сернокислых солей гуминовыми кислотами, а также сернокислых солей бытовых сточных вод, вод животноводческих комплексов и производства сульфатной целлюлозы.

В воде водоемов свободный газообразный сероводород может быть растворенным, эта форма преобладает (>94%) при pН=6,0. Помимо растворенного сероводорода в водах присутствует ион гидросульфида HS^-, который преобладает (>85%) при pН=8,0. В илах сероводород присутствует в виде сульфида железа, концентрация которого достигает 2-4 г/л ила. Изменение рН грунта в кислую сторону приводит к появлению H₂S в придонных водах.

Сероводород как антагонист кислорода выступает в качестве основного регулятора окислительно-восстановительных процессов и кислородного режима водоема.

Органическое вещество

Органическое вещество, определяемое величинами БПК (биологическое потребление водорода), окисляемости, показателем цветности, существует в водоеме в двух видах (автохтонное и аллохтонное) и в формах (растворенное органическое вещество - РОВ и взвешенное - детрит). Запасы автохтонного органического вещества связаны с фотосинтезом водорослей, макрофитов (высших растений) и хемосинтезом некоторых групп бактерий. Аллохтонное органическое вещество формируется за счет выноса с водосборной площади, разрушения берегов (процесс абразии), поступления с атмосферными осадками, промышленными и бытовыми стоками. Растворённое органическое вещество (гуминные кислоты, фенолы, лигнин, тирозин) более стойкое в биохимическом отношении поступает в водоем с водосбора. Детрит – сложный комплекс минеральных взвесей, отмерших организмов, бактерий, который составляет основу питания одноклеточных, коловраток, ракообразных, моллюсков и характеризуется как легко усвояемое органическое вещество.

Органическое вещество вод водоема представлено широким спектром химических соединений как высокомолекулярных (крахмал, целлюлоза, протеин, гумусовые вещества), так и низкомолекулярных (аминокислоты, сульфокислоты, моно-, ди- и трисахариды, фенолы, карбоновые кислоты, кетокислоты, кетоны, соли органических кислот).

Органическое вещество находится в воде водоемов в истинно растворенном и коллоидном состояниях. Истинно растворенная фракция гумуса выступает в роли хелатирующих агентов, т.е. удерживает катионы металлов. Это гуминовые и органические кислоты, амино- и фульвокислоты, глюкоза. Хелаты удерживают металлы от выпадения в осадок. Коллоидная фракция представлена в основном гумусом - продуктом конденсации ароматических соединений фенольного типа с аминокислотами и протеинами. Это частицы размером 0,5-1 мкм с удельной поверхностью 6000 м²/г и катионообменной емкостью в несколько сот мг/экв., склонны к адсорбции катионов при рН=8.

Органическое вещество входит в состав водного поглощающего комплекса ВПК наряду с цеолитными частицами, организмами планктонного комплекса, макрофитами и другими гидробионтами. Цеолитный компонент (гидрослюда, монтмориллониты) поглощают катионы, многовалентные анионы с образованием комплексных соединений. В частности, организмы бактерио- и фитопланктона обладают огромной активной ионообменной поверхностью, избирательно поглощая Са⁺² , К⁺, М⁺² , NH₄⁺ и др. ВПК комплекс водоема рассматривается как один из мощных факторов гомеостаза экосистемы, регулирует концентрацию и ионный состав минеральных солей в толще воды при высокой скорости обменных процессов. Другим фактором гомеостаза водной экосистемы является ППК - почвенный поглощающий комплекс (дно водоема), который находится в постоянном взаимодействии с ВПК в ходе турбулентного перемешивания вод, жизнедеятельности бентоса и рыб, трансседиментации иловых отложений. Взмучивание ила ведет к переходу минерально-органических веществ ППК в комплекс ВПК. Фильтрующий бентос способствует обратному процессу..

Для расчета поступления органического вещества и биогенов в водоем со стоком можно использовать формулу:

где М_р – объем поступающего вещества, У_р – объем жидкого стока-притока, С – средняя концентрация вещества в воде притока, В – объем водоема, п – проточность или годовой обмен.

Биохимическое потребление кислорода, БПК

Перманганатная окисляемость

Легко усвояемые органические вещества (сахара, аминокислоты, витамины, биологически активные вещества, продукты обмена) включаются в пищевую цепь по типу сапрофитного питания на одноклеточном уровне (бактерии, водоросли, простейшие) и уровне животных (зоопланктон). Концентрация этой фракции в воде характеризуется величиной БПК - биологическим потреблением кислорода. Органическое вещество планктонного происхождения определяется величиной перманганатной окисляемости – количеством кислорода, необходимого для окисления органических веществ, находящихся в воде. В естественных условиях величина перманганатной окисляемости находится в пределах 8-10 мгО₂/л, а в рабоводных прудах ее величина возрастает до 20 и более мгО₂/л, что создает условия для развития замора рыб и ряда их заболеваний. Методом оценки п