Гидрометеорология / Лимнология общая / Курс лекций / Гл.16.Теоретические основы эволюции озер

16. Теоретические закономерности эволюции озер

Развитие природы озёр обусловлено особенностями формирования территории Беларуси, типологическими признаками озёр. Формирование котловин озёр, особенности осадконакопления несколько различаются в Полесье и Поозерье, поэтому оба региона целесообразно рассматривать раздельно. Природные особенности котловин и условий формирования лимносистем позволяют говорить об эволюции озера Поозерского и полесского типов. Следует отметить, что некоторые вопросы развития озёр в голоцене рассматривались учеными белорусской школы лимнологов (О.Ф. Якушко, 1967; 1971; 1981), исследователями торфяников (А.П. Пидопличко, 1975). Более подробно вопросы эволюции озер рассмотрены в предыдущих главах.

На протяжении длительного геологического времени котловина озер заполняется донными отложениями, водоем мелеет, зарастает высшей водной растительностью. Последняя на заключительном этапе сменяется водно-болотной растительностью и озеро превращается в болотный массив. В классическом варианте в эволюции озер выделяется четыре основные стадии: юности, зрелости, старости и отмирания. Независимо от особенностей гидрологического режима, лимнических процессов эволюция озерной котловины представляет собой реализацию эквифинального принципа развития аквальных ландшафтов.

На стадии юности первоначальный рельеф котловины изменяется незначиельно. О эволюции озерных котловин на этой стадии можно судить по развитию приледниковых водоемов. Обширные приледниковые водоемы занимали в позднем плейстоцене крупные гляциоозёрные депрессии между стадиальными конечными моренами. Их образование на территории Белорусского Поозерья обусловлено подпруживанием талых вод краевыми моренными возвышенностями. Мощный приток талых вод приводил к образованию, и даже к кратковременному объединению водоемов: Верхне-Березинского, Дисненского, Полоцкого, Суражского, Вилейского, Лучеснинского и др. более мелких. Уровень воды в них может достигать 150—160 м, что позволяло озёрным водам проникать глубоко в пределы морских возвышенностей и равнин. Доказательством существования и распространения приледниковых водоемов являются абразионные уступы, террасовые уровни и, главным образом, типичные слоистые песчано-галечниковые (мелководные), и песчаные и глинистые (глубоководные) ленточные глины.

В приледниковых водоёмах в условиях олиготрофного холодного озера полярного типа шла аккумуляция песка, песчаной пыли, ила. Интенсивность накопления кремнеземистого материала определялась интенсивностью таяния льда, эпизодическими климатическими колебаниями, изменениями погоды. В летний более теплый период обильные талые воды с большей гидродинамической активностью приносили в озёра неотсортированные материалы. Грубообломочный материал осаждался в дельтах водотоков, впадающих в водоёмы. Более мелкий песчаный и алевритовый материал разносился по акватории и осаждался в глубоководной части. Мелкие частицы в виде взвесей долгое время находились в воде. Этому способствовали максимальная плотность воды и низкие температуры.

В зимний период, когда водоем покрывался льдом на достаточно продолжительный период и снижалась гидродинамическая активность приледниковых водотоков и водной акватории, резко сокращался привнос терригенного материала в озёра. Весь тонкодисперсный материал, не успевший осесть летом, осаждался подо льдом. Весной после вскрытия в озёра снова поступал глинистый и обломочный материал.

В условиях постоянной обратной термической стратификации на дне водоемов формировались слоистые ленточные глины. В прибрежной мелководной зоне, подверженной волнению, течениям, температурным колебаниям, формировались исключительно песчаные отложения. Гидродинамическая активность воды в зоне взмучивания не позволяла оседать здесь мелким частицам. В результате многократного оседания и взмучивания при волнении тонкие частицы выносились в открытую часть водоёмов.

Талые ледниковые воды при температуре, близкой к нулю, и обладая меньшей плотностью, вместе со взвешенными частицами растекались по поверхности водоёма. Высокая плотность воды на глубине препятствовала осаждению взвесей сразу. Разносу материала по акватории способствовали и ветры, дующие с ледника, где господствовал антициклон (Н.Г. Зайцева, 1969). Поэтому взвеси осаждались летом крайне медленно. Медленное осаждение способствовало сортировке материала, что характерно для ленточных глин. Отсутствие придонных течений в озёрах не способствовало переотложению донных отложений.

Сезонное чередование поступления в озёра песчаных и глинистых частиц летом и зимой способствовало формированию слоистых отложений в виде ленточных глин. Зимняя и летняя ленты в сумме рассматриваются как годичный слой. Зимой приток взвешенного материала в приледниковый водоём полностью прекращался. Подо льдом зимой отлагался исключительно глинистый материал, принесенный летом.

Кроме годичных слоев, возможны были как климатические, так и погодные слои, вызванные соответственно климатическими и длительными погодными изменениями в летний период. Интенсивное перемешивание водной массы в штормовых условиях приводило к длительному взмучиванию прибрежной зоны и осаждению тонких прослоек песка в глубоководной части. Нередко возникали и длительные похолодания и потепления, вызванные климатическими колебаниями. Об этом свидетельствуют слои мощностью до 3—5 см. Продолжительность таких периодов могла достигать несколько десятилетий. Это возможно могло привести к длительному замерзанию озёрных водоёмов и накоплению соответствующих осадков. При кратковременных летних потеплениях песчаные и алевритовые фракции в водоём практически не поступали.

Приледниковые водоёмы различались проточностью. Подпруженные с севера ледниковым щитом озёрные воды устремлялись на юг и в момент наиболее высокого уровня формировалась система сквозных долин: Западной Двины на участках Браслав — Даугавпилс, Илия — Гайна, Вилия — Березина (бассейна реки Неман), Страчи и др. Относительно быстрый спуск приледниковых озёр характерен для тех условий, когда долины стока располагались более или менее перпендикулярно к краю ледника. Примером может служить сквозная долина Березины (бассейна реки Днепр), с помощью которой произошел спуск с Верхне-Березинского приледникового озёра. В тех случаях, когда развитие озёрного стока шло параллельно краю ледника, процесс спуска замедлялся и возникали многочисленные продолины (маргинальные), расположенные параллельно краю ледника. Примером может служить сквозной участок долины Западной Двина, а также Немана (Волкушанки — Бебжи).

Процесс спуска приледниковых озёр завершился к началу голоцена. На месте спущенных водоемов сформировались заболоченные низины с остаточными заторфованными озёрами, небольшими возвышенностями — островами бывших озёр, долинами небольших рек, дюнно-бугристыми скоплениями.

В озере наблюдается интенсивное заложение прибрежных абразинных отмелей, идут процессы абразии берегов. Котловина озера выравнивается, выполаживается и заносится минеральными терригенными материалами (продуктами размыва). В озере наблюдаются те процессы, которые характерны для современных водохранилищ. Отдельные моменты в эволюции котловины озер можно найти в исследованиях приледниковых озер. Холодные условия позднеледниковья, наличие в котловинах песчаных отложений и глин свидельствуют о стадии занесения их чаши. Отсутствие достаточно развитой органической жизни не способствовало накоплению органики и заметного накопления органических отложений. Этот этап в жизни озер следует рассматривать как стадию занесения ложа.

На стадии зрелости вокруг озер существуют уже береговые отмели. Котловины озер представляют собой самостоятельные обособленные водоемы. В устьях рек формируются дельты. Однако в котловине озер существуют достаточно сложный рельеф дна. Основным процессом является вдольбереговое перемещение наносов и аккумуляция в глубоководной части – в профундали органических, органо-минеральных и других типов отложений. Этот этап в развитии озер и их котловин является наиболее продолжительным и охватывает значительную часть голоцена. В зависимости от зональных и азональных особенностей озер, гидроморфологических и морфоментрических особенностей их котловин, гидродинамических процессов, скорости естественного эвтрофирования озера получили соответствующий биологический статус и приблизились к стадии старения. С этой точки зрения на стадии зрелости озера относятся к многочисленной группе эвтрофных озер (слабо- , средне- и высоко эвтрофных). Для этой стадии развития озерных котловин характерен процесс заиления, заполнения ложа преимущественно органическими отложениями.

Озёра в начале голоцена были олиготрофными, так как процесс расконсервации еще не закончился, о чем свидетельствует богатая диатомовая флора с преобладанием мелководных форм. Абсолютный возраст этого времени составляет 10880±110 лет. Следующее кратковременное похолодание верхнего дриаса (Дr₃) проявилось в заметном преобладании крупнозернистого песка, иногда с мелкой галькой. Состав пыльцы этого небольшого слоя свидетельствует о возвращении условий лесотундры с карликовой березой, полярной ивой, сфанговыми болотами, распространением плаунка плаунковидного.

Таким образом, общая закономерность развития озёр в позднеледниковье заключается в распространении процесса расконсервации котловин, образовании минеральных песчано-глинистых осадков в условиях холодного климата лесостепи, лесотундры и северной тайги.

Голоцен (послеледниковье) для северо-запада Европы рассматривается как отрезок времени в 10 тыс. лет (хотя имеются и другие мнения). Эволюция озёр голоцена связана с колебаниями климата и выражается в полной расконсервации котловин, накоплением органо-минеральных отложений, развитием органической жизни, процесса естественного эфтрофирования. При оформлении молодых речных долин возможен процесс спуска мелководных водоемов.

Общеизвестно, что голоцен делится на следующие климатические периоды (этапы). Нижний, включающий пребореал (рВ) и бореал (В), длится в течение 10—8 тыс. лет. Средний голоцен, включающий атлантический (А) и суббореальный (Sb) периоды, длится 7—5 тыс. лет. Поздний голоцен (4 тыс. лет) включает один субатлантический период. Начало голоцена (пребореальный период) обозначается достаточно заметно в стратиграфических разрезах благодаря резкому увеличению карбонатной составляющей. Выше, в бореальный период в интервале 5—7 м от кровли формируется достаточно мощный слой озёрной извести (карбонатного сапропеля) грязно-белого цвета кашеобразной консистенции. В оз. Нарочь, например, мощность карбонатного горизонта достигает 7 м, в пойме оз. Воробьи он составляет 4,5 м. С продвижением на восток мощность и содержание СаСО₃ в бореальное время сокращается.

Карбонатообразование (рис. 16.1) в начале голоцена знаменует важный этап в эволюции озёр и выражает значительное потепление климата. К этому времени на возвышенностях закончился процесс расконсервации котловин, увеличилась глубина озёр, уменьшилась их проточность и водная связь.

Рис. 16.1. Распространение голоценовых карбонатных отложений современных озер Беларуси. 1 – облать Белорусского Поозерья, 11 – область Белорусской гряды, 111 – область Восточно-Белорусской равны, 1V – область равнн Предполесья, V- область Белорусского Полесья. 1 – озера сплошного карбонатонакопления, 2 – озера раннеголоценового карбонатонакопления, 3 – карбонатонакоапление в поверхностном слое.

Карбонаты, извлекаемые из морены механическим и химическим выветриванием, транспортировались в озёра, которые заметно прогревались. Режим озёр этого периода был типично олиготрофным. Под влиянием прогревания водной массы, слабого развития флоры, недостатка свободной углекислоты, высокого содержания кислорода создавались условия карбонатного перенасыщения, а следовательно, происходило выпадение карбонатного вещества в осадок и накопление карбонатных сапропелей.

Флористические особенности раннего голоцена свидетельствуют о довольно суровом климате. Господствующее положение имеет пыльца сосны. В составе трав преобладают осоки, злаки, розоцветные. Потепление и уменьшение количества осадков, характерное для бореала, проявилось в распространении сосново-березовых лесов с небольшой примесью широколиственных пород и уменьшением заболоченных пространств.

Резкий климатический перелом ярко проявился в среднем голоцене (А и Sb), который способствовал климатическому оптимуму — особенно в атлантическом периоде. Состав спорово-пыльцовых спектров свидетельствует о широком происхождении смешанных и широколиственных лесов с большой примесью дуба (до 20 %), вяза, липы и ели.

Климатические события и солидный возраст озёр сказались на характере накопления и вещественном составе донных отложений. Накопление озёрной извести начало сменяться образованием сапропелей кремнеземнистого и смешанного кремнеземнисто-карбонатного состава. Для этого было несколько причин. В среднем голоцене продолжалось потепление климата и бурное развитие биоты в озёрных водоемах. Это приводило к накоплению вблизи дна отмерших органических остатков, процесс разложения которых сопровождался потреблением кислорода и выделением свободной углекислоты. Этот процесс можно назвать эвтрофированием озёр. Одновременно уменьшался привнос карбонатных веществ и сильновыщелочной морены.

Мощность кремнеземистых сапропелей, перекрывающих карбонатные, в мелководных озёрах достигает несколько метров. Кроме SiО₂, они обогощены окисью алюминия (8—12 %) и железа (7—14 %). В последнем случае такие осадки называются ожелезненными. В составе кремнеземистых осадков содержание органического вещества колеблется в пределах 30—40 %.

Выше по разрезу наиболее характерными отложениями для большинства неглубоких и мелководных озёр являются тонкодетритовых и грубодетритовых сапропели с содержанием органического вещества 50 % и более. Такие условия сформировались в условиях более прохладного субатлантического климата (SA) позднего голоцена, когда на территории всей Беларуси распространились смешанные леса. Последние века субатлантического времени характеризуются интенсивным осадконакоплением в озёрах, заметным эвтрофированием, которое усилилось под влиянием хозяйственной деятельности, что способствовала спонтанному увеличению продуктивности водоёмов и быстрому их старению. Этот процесс получил название антропогенного эвтрофирования.

Среди озёр Беларуси обнаруживаются исключения из вышеописанной схемы. В частности, есть водоёмы — карбонатонакопители с позднеледникового до настоящего времени. К ним относятся мезотрофные озёра Нарочь, Глубля, Глубелька, Волос Северный. Такие озёра получили распространения в западной части Белорусского Поозерья, где состав морены отличается высокой карбонатностью по сравнению с силикатной мореной в восточных районах.

Нельзя не отметить такие водоёмы, как мезотрофные с признаками олиготрофии, в которых органическое вещество в донных отложениях отсутствует и в верхнем слое накапливаются глинистые илы с очень низким содержанием органик: Свиты, Рудаково, Волосы Южные, Долгое и др.

Основные этапы эволюции оз. Долгое, отличающегося разнообразием фациальных сред, представлено в таблице 16.1, которая дает полное представление об эволюции озёр в голоцене. Впервые исследователями показана связь стадий эволюции озёр с гидрологическим режимом, геохимическими процессами, а также с этапами хозяйственной деятельности человека.

Значительный интерес представляют озёра, которые находятся на стадии трясинного типа зарастания или близки к этому состоянию. Как правило, на отдельных участках береговой линии таких озёр формируется сплавина, идет процесс торфообразования и торфонакопления. Исследования озёрных отложений, формирующихся в контакте с торфяными залежами разного типа,

Таблица 16.1.

Основные показатели эволюции оз. Долгое в позднеледниковье и голоцене (А.Л. Жуховицкая, др., 1998)

дали возможность создать иные схемы развития озёра на последних стадиях эволюции и формирования болота (рис. 16.2). В основу такой схемы было положено обеспечение процесса торфонакопления питательными веществами и трофность образующегося болота (А.П. Пидопличко, 1975). Отмечается связь растительности озёр и особенностей эволюции их котловин с трофностью болотного массива. Обследования многочисленных озёр показали, что их развитие в тесном контакте с эвтрофным торфяником завершается постепенным затягиванием торфяной сплавиной (рис. 16.2 а). Изменения в характере торфонакопления и в свзи с переходом болот на другие стадии развития (в мезотрофные или олиготрофные) отражаются на особенностях эволюции озера. Отмечается, что с переходом торфяника на последующие стадии с соответствующим типом питания, процесс формирования сплавин несколько затормаживается (рис. 16.2 г) или даже прекращается (рис. 16.2 б, в).

Рис. 16.2. Схемы формирования озёрной ванны по А.П. Пидопличко (А.П. Пидопличко, 1975)

На наш взгляд, это положение не обосновано, так как остановить процесс эволюции на этом этапе развития водоёма полностью невозможно. На отдельном конкретном отрезке времени развития озера возможна временная стабилизация процесса формирования сплавины. Однако дальнейшее развитие озера идет по пути одновременного накопления донных отложений и увеличения мелководности озера, что приводит к полному затягиванию акватории сплавиной.

Стадия старости озер отличается существенным изменением морфологических элементов котловины, значтельным изменением средней глубины. В жизни озер основную роль играют высшая водная растительность и живые организмы. Начинается процесс зарастания озер, который сопроваждается изменением морфометрических характеристик котловин. В лимнических процессах происходит перестройка внутренней структуры экосистемы, сопровождающаяся снижением ее продуктивности. В водоеме все большее значение приобретает мертвое органическое вещество. Для этой стадии наиболее подходящими являются озера, находящиеся на стадии дистрофирования.

На стадии отмирания озера мелеют, или зарастают на столько, что в подводной части котловины все морфологические части не различаются, водоем представляет собой блюдцеобразную котловину с биогенными типами литоралей. Профундаль заполнена отложениями, мелководна и зарастает вышей водной растительностью. В случае зарастания по поверхности и формирования верхового болота водоем покрыВ повается сплавиной и характеризуется торфообразовантием и торфонакоплением. Высшая водная растительность сменяется водно-болотной.

В последние годы была разработана единая гдрографическая типизация водоемов замедленного водообмена, основанная на особенностях образующих процессов и характере заполнения котловин, выявлены характер гидрологической связи водоемов с водотоком и водосбором , тип и степень их автономности как гидроэкосистем, степень устойчивости их гидрологического режима. Нами было доказано что озера, как лимносистемы, сформированные в голоцене за длительный период своего развития, являются устойчивыми природными системами и могут использоваться в качестве эталона при сравнительной оценке и анализе развития природных и искусственных водоемов с замедленным водообменном.

Было установлено (Лопух, 2001), что в результате трансформации лимнических процессов в различных условиях формируются гидроэкосистемы с разным уровнем саморегуляции и, соответственно, устойчивости (рис. 16.3): лимносистемы , или классические озера, металимносистемы (озерные водохранилища), гомолимносистемы (водохранилища и пруды), миксолимносистемы (старичные озера) и псевдолимносистемы (карьерныеводоемы).

Рис. 16.3. Положение лименосистем среди других гидроэкосистем с замедленным водообменном.

В отношении эволюции старичных озер следует отметить их временную неустойчивость, сезонную изменчивость (рис. 16.4). В годичном разрезе старинные озёра отличаются неустойчивостью, периодической (сезонной) изменчивостью. В весенний период они развиваются как эвтрофные водоёмы. К концу летне-осеннего гидрологического периода они приобретают черты дистрофирующего водоёма. Кратковременный зимний режим прерывается весенним обновлением и омоложением. Временная сезонная неустойчивость в развитии стариц является аномальным явлением в эволюционном ряду лимносистем.

Изолированность от поверхностного стока, автономность и гидродина­мическая пассивность, отсутствие условий для перемешивания водных масс и выполаживания ложа, формирования литорали определяют однообразие и незавершенность в развитии их гидроэкосистем. Бедный видовой состав и низкая биомасса макрофитов, преобладание планктонных организмов обу­словили слабую роль органической жизни в развитии лимносистемы старин­ных водоёмов и продолжительную озероподобную стадию эволюции, кото­рая повторяется ежегодно в несколько фаз: фазы наполнения, озероподобной фазы эвтрофного и озероподобной фазы дистрофного типов (рис. 16.4).

Положение старичных озёр на пойме способствует ежегодному обнов­лению водных масс и формированию сезонных (временных) состояний гид­роэкосистем с различным уровнем трофии. Длительность этой стадии зави­сит от степени (полной, частичной или постоянной) гидравлической связи с рекой. Изолированные озёра-вертебы практически погибают за 3-4 десятиле­тия. Большие и вытянутые старицы полесского типа существуют более дли­тельный срок. Их "живучесть" объясняется ежегодным промывным режимом, отсутствием интенсивного процесса накопления илов. Водная мелиорация и обмеление рек способствуют более быстрому заилению и зарастанию котловин озёр. Скорость полного перерождения стариц тесно связана с пе­риодами разной водности. Продолжительный период снижения водности способствует более быстрому дистрофированию и заилению ложа. Наступление многоводного периода способствует некоторому обновлению водоёмов, однако полное обновление наступает редко и водоёмы превращаются в болото низинного типа.

Рис. 16.4 Сезонные фазы развития пойменных озёр: 1 — маловодных лет; 2 — сезонные фазы многоводных лет сезонные фазы

Интересным результатом исследований является тот факт, что близкие условия к лимносистемам создаются и в карьерных водоёмах. В водоемах нового типа. Этому способствуют более значительные их параметры. Быстрое снижение уровня трофии водоёмов и приближение к стадии отмирания во многом зависят от антропогенного влияния. Небольшой водосбор, слабая водообменность, автономность лимносистемы не способствуют их продолжительному существованию. Следует предположить существование двух стадий в эволюции карьерных водоёмов : псевдоозёрной и стадии перерождения.

Рис. 16.5 Модель развития лимносистем в естественном состоянии и при создании водохранилищ озерного типа: 1 – озерная, 2 – дэволюции, 3 – стабилизации, 4 – озерная (вторичная) стадии эволюции озер

На рисунке 16.5 представлена гипотетическая модель развития лимносистем в естественном и зарегулированном состоянии. В естественных условиях развитие лимносистемы представляет собой плавное эволюционное развитие, без скачкообразных потрясений. Озера, как сложная лимносистема, постепенно эволюционирует от олиготрофного к эвтрофному, дистрофирующему водоему, завершая перерождением озера в новый тип водного объекта с замедленным водообменном (часть кривой 1). С поднятием уровня воды и применением других способов восстановления заросших озер происходит изменение лимнических условий в озере. Они свидетельствуют о признаках омоложения, или олиготрофии лимносистем. Значения биомассы и видового состава гидробионтов также свидетельствуют о снижении трофности водоемов. При незначительном подъеме уровне озер изменения в их режиме имеют размытый характер, наблюдается временная релаксация лимносистемы: минуя период деэволюции она восстанавливает равновесное сосояние в течение 5-6 лет. Инерционность лимносистемы противостоит геоэкологическим факторам. При больших подпорах более глубокая перестройка лимносистемы происходит в четыре стадии: озерная (состояние естественного озера на определенном трофическом уровне), стадия становления или деэволюции (активизации внутриводоемной перестройки), стадия стабилизации процессов в лимносистеме на новом уровне и озерная (вторичная) стадия.

Представленные материалы представляют собой некоторые теоретические основы развития водоемов замедленного водообмена. Это позволяет объединить в единый эволюционный ряд разнотипные водоемы и проследить их развитие в пространстве и во времени, разработать единую теорию развития гидроэкосистем разного типа, наметить научные основы их упрвлением.

43