Сучасний субаквальний седиментогенез у внутрішньоконтинентальних басейнах гумідної зони

Визначення потужностей донних відкладів відіграє велику роль при вивченні процесів замулювання акваторій, для отримання різноманітних кількісних характеристик осадконакопичення і компонентів осадків, що беруть у цьому участь, а також при вирішенні низки питань, які пов'язані з особливостями седиментації та балансом прибуткової і витратної частин осадочного матеріалу водосховищ.

Сучасний субаквальний горизонт осадочного шару, або донні відклади водосховищ, підстеляється, зазвичай, ґрунтами затоплених заплави і терас, а в місцях їхньої відсутності - пісками (в тому числі затопленого русла Дніпра, його приток та рукавів), мулами (стариць і боліт заплави і терас), а також різними типами субаеральних відкладів - супісками, суглинками, глинами, лесами тощо.

На основі отриманих даних про розподіл абсолютних мас осадків уперше було проведене районування Київського водосховища за інтенсивністю осадконакопичення в різних морфологічних і гідродинамічних зонах водойми. Виділяються райони стійкої переважаючої та нормальної акумуляції і зони дії абразійно-акумулятивних і акумулятивно-абразійних процесів.

Для встановлення кількості осадочного матеріалу, якій накопичився на дні Київського водосховища, було підраховано площі накопичення абсолютних мас осадків і виведено їхні середні показники для кожної з виділених зон. При підрахунках враховувалась також молекулярна вологоємність основних типів осадків для того, щоб якомога об'єктивніше підійти до вирішення цього питання.

Попередні підрахунки показали, що кількість осадочного матеріалу, який накопичився в чаші Київського водосховища з часу його експлуатації, складає приблизно 430-460 106 тон. Ці дані добре корелюються з отриманими матеріалами про надходження осадочної речовини з різних джерел до водойми і тієї його частини, яка повинна накопичуватися на дні водосховища з урахуванням матеріалу, що скидається крізь гідровузол у нижній б'єф.

2.2 Хіміко-біологічні умови формування та геохімічні особливості донних відкладів водосховищ

Води річок Прип'яті та Дніпра, які в основному живлять каскад дніпровських водосховищ і які формують хімічний склад його води (за ступенем мінералізації і вмісту головних іонів), відносяться до гідрокарбонатного класу групи кальцію (СІІСа) О.А. Алёкин, 1970. При експлуатації водосховищ істотних змін у мінералізації і сольовому складі води не відбувається. Верхня межа мінералізації водних мас Київського водосховища не перевищує 380 мг/л, Каховського 450 мг/л. Нижня межа дещо збільшилася (до 127 в Київському і 163 мг/л в Каховському водосховищах), що обумовлюється зарегулюванням стоку і, очевидно, антропогенним впливом.

В розподілі розчиненого у воді кисню, двоокису вуглецю і ступеню рН за глибиною водосховищ, їх, акваторією, а також добовою динамікою існує тісний зв'язок із динамікою синьо-зелених водоростей, які домінують влітку. В цей період вміст кисню в придонних шарах Київського і Канівського водосховищ складає не менш як 50% насичення. Тут також не відбувається і значного перенасичення води розчиненим О2 (до 180%), як, наприклад, у Кременчуцькому (до 290%) і Каховському (до 260% насичення) водосховищах. А.И. Денисова и др.,1989.

По мірі експлуатації водосховищ з'являється такий досить важливий фактор, як поглинання О2 донними відкладами, особливо мулами, об'єм яких постійно зростає. Мулові відклади поглинають кисень для хімічного та біохімічного окислення продуктів розкладу, що утворилися в результаті дії відновних процесів. Головне споживання кисню пов'язане з діяльністю мікрофлори.

В періоди льодоставу у водосховищах спостерігається гострий дефіцит кисню (20-30% насичення).

Джерелом двоокису вуглецю в водосховищах є процеси окислення органічних речовин - різні види біохімічного розпаду й окислення органічних решток, а також дихання водних організмів. Зниження вмісту СО2 відбувається при фотосинтезі, а також при виділенні цього газу в атмосферу. В тісному взаємозв'язку з кількістю розчиненого у воді двоокису вуглецю знаходиться показник рН.

В водосховищах дніпровського каскаду концентрація двоокису вуглецю в залежності від сезону року, а також від біологічних та біохімічних процесів, які відбуваються у воді та донних відкладах, складає 0 - 70,0 мг/л і змінюється впродовж добових та сезонних циклів.

Для водосховищ Дніпровського каскаду є характерним зниження Eh і рН у послідовності “поверхнева вода - придонна вода - донні відклади - ґрунти річкового генезису” Б.Г. Еськов, А.Ю.Митропольский, 1978.

Величезну роль в осадконакопиченні, поряд з основними компонентами гідрохімічного режиму, відіграє біота, котра при взаємодії з умовами оточуючого середовища визначає біопродуктивність і екологічний стан даного басейну і впливає на формування речовинного складу донних відкладів.

Серед гідробіонтів у водосховищах виділяються три основні групи організмів: планктон, вища водна рослинність і бентос. При вивченні процесів осадконакопичення перша з цих груп може бути прирівняною до тонкодисперсних часток, виявляючись по суті одним із безпосередніх компонентів матеріалу, який формує донні відклади. Дещо іншу роль відіграє вища водна рослинність. Аналогічно планктону вона впливає на формування хімічного складу донних відкладів шляхом транслокації у водну товщу найрізноманітніших розчинених і завислих речовин. Окрім цього, вона безпосередньо і вельми активно впливає на пряме накопичення осадків у межах районів свого розвитку.

Організми бентосу, знаходячись у постійному контакті з донними відкладами, можуть бути як постачальниками, так і споживачами органічної речовини, що міститься в їх товщі. Поховання і деструкція цієї речовини призводить до загострення дефіциту кисню і розвитку анаеробних умов. В результаті цього формується певна рівновага між станом донних відкладів і видовим складом, а також біомасою бентосу в цілому.

Геохімічні особливості донних відкладів водосховищ прослідковано за умовами надходження, розподілу та накопичення Fe, Mn, P, Cорг.

Основним джерелом надходження заліза в донні відклади є його перенос річками і тимчасовими водотоками, підземними та ґрунтовими водами з площ водозбірного басейну в складі продуктів денудації суходолу. Залізо транспортується річками в істинних та колоїдних розчинах, а також у завислому стані. Для водойм гумідної зони переважає зависла форма Н.М. Страхов и др., 1954. Генетично у завислій формі залізо представлене або уламками порід та мінералів, що містять залізо, або тонкодисперсними гідратами оксидів заліза і залізо-органічними сполуками.

Основними процесами седиментації заліза є перехід розчинених сполук у важкорозчинні гідрооксиди Fe(ОН)3 і випадіння колоїдів при зміні рН. З нейтралізацією позитивно заряджених Fe(ОН)3 на негативній поверхні SiО2 пов'язане обволікання кварцових зерен плівками заліза. Великого значення також мають життєдіяльність організмів та процеси перетворення залізоорганічних сполук на стадіях раннього діагенезу.

Марганець до головного водосховища каскаду надходить із стоком Верхнього Дніпра і Прип'яті, як у завислому, так і розчиненому стані. При досить значній динаміці вмістів цих форм, переважає Mn, що надходить у складі зависі. П.М. Лінник, Б.І. Набиванець, 1978

В Київському водосховищі в період відкритого русла і за відсутність тривалої стагнації складаються умови, які сприяють седиментації завислих форм марганцю, що були внесені за рахунок річкового стоку, а також трансформації розчинених форм у важкорозчинні при достатньому насиченні води киснем і оптимальних для цього процесу величинах рН (вище 8,0). Водночас із цим можливим є гідроліз солей Mn2+ з утворенням важкорозчинних гідрооксидів, акумуляція Mn живою речовиною і макрофітами; седиментація сполук Mn сорбованих завислими речовинами А.И. Денисова и др., 1989.

В середині каскаду присутні в основному завислі форми марганцю планктоногенного характеру, котрі в період інтенсивного розвитку водоростей стають похідними від їхньої біомаси.

Процеси трансформації розчинених форм Mn2+ у важкорозчинні Mn4+ та накопичення в умовах зарегульованості стоку призводять до зменшення концентрації Mnрозч. у воді кожного з водосховищ Е.П. Нахшина, 1983.

Розвиток в деяких районах водосховищ відкладів із підвищеним вмістом марганцю пояснюється, очевидно, його техногенним надходженням В.И. Огородников, В.В. Канивец, 1993.

Фосфор у донні відклади може надходити з річковим стоком та в результаті абразійної діяльності в береговій зоні. Біогенна його частина формується в процесі фотосинтезу за рахунок розчиненого фосфору.

Уміст фосфору в донних відкладах у багатьох випадках обумовлений ландшафтно-геохімічними умовами, зокрема, складом прибережних континентальних біоценозів і типом затоплених ґрунтів у водосховищах. Техногенний прибуток фосфору, головним чином, відбувається за рахунок застосування добрив в агротехнічній діяльності людини. Підвищені концентрації фосфору також можуть бути пов'язані з виникненням локальних відновних умов на дні водосховища, за рахунок мулів збагачених органічною речовиною.

Зони розподілу фосфору добре корелюються із зонами розподілу заліза, особливо на площах розвитку мулистих відкладів.

Основними джерелами надходження органічної речовини в донні осадки є життєдіяльність планктонних організмів і постачання органіки з області живлення з річковим стоком до водосховищ.

В піщаних осадках водосховищ збільшення вмісту органічного вуглецю спостерігається в місцях широкого розвитку вищої водної рослинності, що, вочевидь, сприяє накопиченню в цих районах органічної речовини рослинного походження.

2.3 Сучасне осадконакопичення та особливості формування донних відкладів в умовах перехідних та морських басейнів

Дніпро-Бузький лиман відноситься до лиманів відкритого типу, які вільно сполучаються з морем. Найголовнішим фактором, що визначає його особливості, як басейну седиментації, є співвідношення між впливом на водойму річкового стоку і морських вод, які по суті формують гідрохімічну зональність осадконакопичення в лимані.

Велике значення для процесів осадконакопичення в лимані має стоковий режим річок, що впадають у лиман А.М. Алмазов, 1962.

Паводкові, згінно-нагінні і компенсаційні течії обумовлені як гідродинамічною, так і гідротехнічною обстановкою, що, зокрема, виражається в період паводків виштовхуванням із лиману морських вод річковими, а в меженний період пульсацією гідрофронтів солоних (великої іонної сили хлоридно-сульфатних) і прісних (слабкомінералізованих) вод. Гідродинамічні процеси у великій мірі контролюють й кисневий режим. Солоність у Дніпро-Бузькому лимані збільшується зі сходу на захід від 0,5 - 1 біля гирла Дніпра до 15 на поверхні і 18 біля дна поблизу Кінбурнської протоки В.П. Усенко, 1984.

Гідродинамічна і гідрохімічна обстановка безпосередньо впливає на диференційовану реалізацію седиментаційних речовин в осадок у визначених зонах лиману.

Седиментаційні речовини у відкритих лиманах мають різне походження. В першу чергу це продукти стоку річок, потім абразії берегів і дна, розвиток біоса в самих лиманах, а також речовини, що приносяться морськими водами. Усі вони умовно поділяються на інертні та реакційноздатні. До перших відноситься більшість речовин, які входять до складу теригенних мінералів, що надходять до водойми і накопичуються на дні переважно в паводковий період, складаючи літологічний фон донних відкладів лиману. До других відносяться колоїдні, псевдоколоїдні, розчинені мінеральні й органічні речовини обмінного комплексу глинистих мінералів, сорбовані речовини, а також принесені морськими водами. Всі ці компоненти седиментуються переважно на протязі межені, в період пульсації згонів і нагонів та компенсаційних течій.

Встановлено, що найбільш розповсюдженим типом відкладів у Дніпро-Бузькому лимані є алевритові мули із середнім ступенем сортування, які по суті складають літологічне тло донних відкладів.

В результаті мінералогічних досліджень визначено, що ця зона сучасного осадконакопичення являє собою циркон-гранат-ільменітову теригенно-мінералогічну провінцію Е.Ф. Шнюков и др., 1980, для якої основним джерелом теригенного матеріалу є продукти руйнації міоцен-плейстоценових порід осадочного чохла південних схилів Українського щита та Причорноморської западини. Знесення цього матеріалу відбувається в основному за рахунок Дніпра та Південного Бугу Н.В. Логвиненко, А.А. Лазаренко, 1962; Е.Ф. Шнюков и др., 1980.

За розподілом глинистих мінералів донні відклади лиману належать до гідрослюдисто-каолініт-монтморилонітової теригенно-глинистої провінції седиментації Е.Ф. Шнюков и др., 1985.

Найбільш важливим фактором, який визначає склад сучасних осадків чорноморського шельфу, є висока біологічна продуктивність водойми, у зв'язку з чим на шельфі широко розвинуті органогенні відклади (карбонатні черепашкові осадки). Теригенна складова осадків утворюється завдяки виносу матеріалу річками (Дніпром, Південним Бугом, Дністром і Дунаєм), значній абразії берегів Криму і Керченсько-Таманського району на протязі всього голоцену і визначається геологічною будовою прилеглого суходолу Е.Ф. Шнюков, В.И. Огородников и др., 1985.

В розподілі основних типів осадків на площині дна шельфу добре помітні розбіжності їх складу в різних районах, які характеризуються також неоднаковою геологічною будовою акваторії. У платформеній, північно-західній частині найбільш чітко проявляється диференціація речовини за крупністю зерен, менш помітна вона в керченсько-таманській субплатформеній частині; у прикримській, геосинклінальній частині ця диференціація відсутня О.Н. Кириченко и др., 1979. На гранулометричний і речовинний склад відкладів накладає відбиток широке розповсюдження біогенного (черепашкового) матеріалу в більшості районів шельфу.

На основі мінералогічних досліджень встановлено, що основним джерелом живлення осадочним матеріалом шельфа України були великі водні артерії північного заходу: Дунай, Дністер, Південний Буг, Дніпро. Теригенний матеріал, що виносився ними, прослідковується на всьому північно-західному шельфі Чорного моря і навіть на материковому схилі. Е.Ф. Шнюков, В.И. Огородников, Ю.И. Иноземцев, 1981.

Серед глинистих мінералів північно-західної частини шельфу переважання в осадках гідрослюд обумовлено їх високим вмістом у зависі впадаючих річок. Глиниста фракція зависі річок цього району формується не тільки за рахунок розмиву порід, а й за рахунок ерозії широко розповсюджених тут ґрунтів, які містять 50-60% гідрослюд. Високі концентрації гідрослюди встановлені також у товщах лесових та лесоподібних порід цієї частини водозбору Б.П. Градусов, 1974. Характерною є поява в осадках північно-західної частини шельфу монтморилоніту, який досить часто сприяє виникненню змішанопрошаркових слюдисто-монтморилонітових утворень, що є аналогічними змішанопрошарковим мінералам сірих лісових ґрунтів, чорноземів, каштанових ґрунтів і ґрунтоутворюючих порід північних частин водозбору Г.Ю. Бутузова, 1960.

Наявність каолініту в донних відкладах - результат розмиву більш давніх каолінових кор вивітрювання, в тому числі багатьох родовищ каолінових глин України.

Геохімічна складова вивчалася на основі досліджень умов надходження розподілу та накопичення у донних відкладах заліза, марганця, фосфора та органічного вуглеця.

Генетично залізо, що переноситься, представлене тонкодисперсними гідратами оксиду Fe та залізоорганічними сполуками, які, потрапляючи в море, переходять у гідрати та швидко коагулюють, а гельові згустки, що утворюються, відрізняються високим ступенем рухливості Н.М. Страхов и др., 1971.

За джерело уламкового Fe править цілий ряд різноманітних мінералів. Залізо є головною складовою частиною деяких силікатів (піроксени, гранати), оксидів (магнетит, ільменіт, хроміт, лимоніт), сульфідів (пірит) та карбонатів (сидерит).

Було встановлено, що поверхневий окислений шар донних відкладів (крім уламкового заліза, яке являє собою суміш теригенних мінералів) містить реакційноздатне залізо виключно в тривалентній формі. Нижче верхнього окисленого шару в результаті відновних процесів форми реакційноздатного заліза зазнають значних змін. Основними формами тут є силікати двовалентного заліза та пірит, наявна також невелика кількість гідротроїліту И.И. Волков, А.А. Тихомирова, 1966. На ранній стадії діагенезу на границі верхньої окисленої та підстилаючої відновної зон відбувається перерозподіл Fe , що призводить до деякого збагачення верхнього окисленого шару реакційноздатним залізом Н.М. Страхов, 1959.

Одержані нами дані показують, що порівняно з річковим виносом, мілководні шельфові осадки відносно збіднені реакційноздатним залізом, що є наслідком процесу механічної диференціації речовини. Значна частина реакційноздатного заліза відкладається в глибоководній зоні В.І. Огородніков, К.С. Красовський, 1984.

Також вагомим джерелом рудної речовини на нашу думку є розчини сірководневої зони, що містять трансформовані марганець та залізо, котрі, завдяки діяльності донних течій, надходять в область утворення конкрецій у північно-західному куту Каламітського поля Е.Ф. Шнюков и др., 1973. Це джерело постачає відносно більше Mn і тому конкреції північно-західного краю поля відносно збіднені на Fe (хоча й тут вміст заліза в конкреціях перевищує вміст марганцю). Максимальний вміст Fe у залізо-марганцевих конкреціях Каламітського поля спостерігається там, де вплив зазначеного джерела найменший (на південному заході), бо течії тут спрямовані в бік моря Е.Ф. Шнюков, В.И. Огородников, 1987.

Очевидно, що певна кількість заліза в осадках та зависі Каламітської затоки також пов'язана з його надходженням із сірководневої зони Чорного моря.

Максимальні концентрації як розчиненого, так і завислого марганцю в поверхневому шарі води Чорного моря приурочені до пригирлових районів. Але такі концентрації зберігаються лише у вузькозональній прибережній зоні, тому що головна частина завислого та розчиненого Mn виводиться з водної товщі при коагуляції та седиментації у зоні контакту річкових вод із морськими і не досягає відкритого моря А.Ю. Митропольский и др. 1982.

Надходячи в море в рухливій двовалентній формі, марганець швидко окислюється і переходить у чотиривалентні сполуки, які скрізь встановлені в поверхневому шарі чорноморських відкладів. В підстеляючих горизонтах осадків на стадії раннього діагенезу відбувається відновлення Mn4+ до Mn2+ з утворенням сульфідної, добре розчинної форми. У верхньому окисленому шарі осадків (потужністю 0,5-2 см) унаслідок діагенетичного перерозподілу марганцю міститься значно більше, ніж у підстеляючому відновленому горизонті И.И. Волков, В.Ф. Севастьянов, 1968. Марганець, який потрапляє в сірководневу зону, також переходить у двовалентну добре розчинну форму і завдяки цьому накопичується у водній товщі.

Основною відмінністю геохімії марганцю від такої заліза є особливості його надходження до басейну седиментації, що виявляється у відокремленні марганцю від заліза ще у корі вивітрювання на площах водозбору. Марганець є більш рухливим елементом, ніж залізо, і значно інтенсивніше виноситься в море. В самому ж басейні седиментації спостерігається більш тісний зв'язок Mn із пелітовою складовою донних відкладів. Якщо вміст заліза зростає поступово із збільшенням дисперсності осадків, то підвищення концентрації Mn викреслюється при достатньо високому вмісті пелітової фракції та більш різко зростає в тонкодисперсних осадках В.І. Огородніков, К.С. Красовський, 1984.

Фосфор надходить до моря з материковим стоком, як у вигляді розчинів, так і у вигляді зависі, мінеральної та розчиненої форм Г.Н. Батурин, 1975. Інші джерела постають або як другорядні (атмосферні опади, космічний пил, абразія берегів), або як характерні для певних районів (вулкани, гідротерми, апвелингі) В.И. Огородников, 1987.

Фосфор, який знаходиться в завислому стані на шельфі, тяжіє до пелітової частини осадків і формує максимальні концентрації у тонкодисперсних осадках згідно законів механічної диференціації речовини. Фосфор, який знаходиться в розчині, витягується з води фітопланктоном, а після його відмирання частково накопичується в осадках і частково, в результаті розчинення організмів, знову повертається у воду та починає приймати участь у загальному кругообігу речовин. Як вже було зазначено, частина Р сорбується гідроокисами Fe і пов'язана із зонами розподілу цього елементу. Всі вказані процеси накладають свого відбитку на розподіл фосфору в донних відкладах.

Для сучасних відкладів північно-західної частини шельфу України є характерним збільшення вмісту фосфору із збільшенням дисперсності донних осадків - від пісків до дрібноалевритових мулів, але в подальшому із збільшенням пелітової складової вміст фосфору залишається постійним. В біологічному циклі фосфор тісно пов'язаний з органічною речовиною. В значній мірі цей зв'язок успадковується на різних стадіях розкладу ОР, про що свідчить відношення С : Р та кореляція цих елементів в живій речовині, біогенній зависі, а також у донних відкладах В.И. Огородников, 1987.

У зв'язку з кліматичними умовами Чорного моря, що визначають його продуктивність, значну роль у сучасному осадконакопиченні відіграє біогенний матеріал. Основними його компонентами, які в багатьох випадках впливають на склад та властивості морських осадків, є карбонат кальцію й органічна речовина. Вміст в осадках, склад і розподіл карбонатів на шельфі були розглянуті в численних публікаціях, присвячених геохімії донних відкладів Чорного моря Н.М. Страхов и др., 1954; Г.Ю. Бутузова, 1971; Э.С. Тримонис, 1974; А.Ю. Митропольский и др., 1982; Ф.А. Щербаков и др., 1978; Е. Ф. Шнюков, В.И. Огородников и др., 1985.

Органічна речовина суттєво впливає на утворення морських осадків і, у значній мірі, визначає геохімію елементів в осадконакопиченні. Основними джерелами надходження органіки в донні відклади стали життєдіяльність організмів басейну і винос розчинених і завислих органічних речовин із материковим стоком.

Вміст органічного вуглецю в сучасних осадках контролюється їхнім літологічним типом та структурно-геоморфологічними умовами осадконакопичення, які запобігають зменшенню його концентрацій у зв'язку зі швидким розпадом органічної речовини.

Отримані дані свідчать про те, що найбільш інтенсивно розклад органічної речовини відбувається в більш тонкодисперсних осадках відкритих районів шельфу. Та невелика частина ОР, яка міститься в осадках, переважно свіжа, не розкладена.

На основі великого фактичного матеріалу побудовані картосхеми розподілу заліза, марганцю, фосфору та органічного вуглецю в донних відкладах чорноморського шельфу, встановлено основні закономірності їх просторового розподілу.

3. Особливості субаквального седиментогенезу в різних типах сучасних водойм гумідної зони та геоекологічні аспекти седиментаційних досліджень

3.1 Основні закономірності субаквального осадконакопичення у великих рівнинних водосховищах та аналіз сучасного седиментогенезу в різних типах водойм гумідної зони

Характер дна водосховища та його морфометричні параметри визначаються геоморфологічними умовами річкової долини, а закономірності еволюції рельєфу - гідродинамічними процесами.

Однією з найбільш характерних особливостей дна водосховищ є динамічність підводного акумулятивного рельєфу, особливо на відкритих обмілинах і в прибережній зоні. Характер вітрохвильових течій досить часто визначає швидкість утворення осадків, форми і розміри підводного рельєфу.

Розмив берегів найбільш інтенсивно відбувається впродовж перших років із часу створення водосховища, коли русло затопленого водотоку пристосовується до нових умов існування. З часом інтенсивність процесів дещо послаблюється, посилюючись лише в багатоводні роки і берег у середньому відступає за законом параболи Д.П. Финаров, 1986. Завдяки дослідженням великих рівнинних водосховищ встановлено географічну зональність процесу формування берегів В.М.Широков, 1974. На відміну від стоку наносів річок, що сягає максимуму в лісостеповій зоні, інтенсивність розмиву берегів водосховищ зростає при переході із зони мішаних лісів до лісостепової і степової зон. Це відбувається у зв'язку з посиленням у цьому напрямку швидкості вітру, зменшенням тривалості льодоставу, послабленням захисних властивостей рослинного покриву. Іншими джерелами автохтонного матеріалу є продукти життєдіяльності тварин і рослинних організмів, а також хемогенна седиментація, яка може спостерігатися у водосховищах аридної зони.

Седиментаційний матеріал, що надійшов у водойму з усіх джерел, змішується, розповсюджується на площі водойми усіма видами руху води, впродовж перенесення перероблюється, змінюючи механічний склад, сортується за крупністю, із завислого стану випадає в осадок і частково виноситься з водойми разом із водою, що скидається в нижній б'єф і з тією, що використовується для господарських потреб В.І. Огородніков, 1999.

Сортування матеріалу за крупністю залежить від його кількості, гранулометричного складу, швидкісного режими водойми, довжини шляхів переносу, що проходять завислі частки. Найбільш довершеним є сортування відкладів в океанічних Н.А. Белов, В.П. Русанов, В.И. Огородников, 1982, А.П. Лисицын и др. 1970 і в морських Н.В. Логвиненко, В.И. Огородников 1980, 1983, Ю.Д. Шуйский, В.И. Огородников,1981 басейнах, але вона має місце і в деяких районах великих рівнинних водосховищ Б.И. Новиков, 1985, В.И. Огородников и др. 1991, 1992.

Осадження завислих часток у водосховищах відбувається по мірі їхнього транспортування, переробки та сортування. Цей процес, який зазнав найбільшого теоретичного осмислення у зв'язку з розробкою гідродинамічних методів розрахунку замулення водосховищ Г.И. Шамов, 1954, А.В. Караушев 1977, Указания ... 1973, залежить від тих самих факторів, що й сортування завислих часток за крупністю. Одночасно з відкладанням завислих часток відбувається їх поповнення за рахунок взмулювання поверхневого шару донних відкладів.

Первинний осадок, що утворився, в подальшому підлягає перевідкладенню. Останнє викликається різким зниженням рівня та сезонною мінливістю швидкостей, зсуванням верхнього рідкого шару відкладів за похилом, його взмулюванням і виносом завислих тонкодисперсних часток течіями у глибоководні зони, а також впадінням у водосховище приток тощо. Перевідкладення порушує річну та сезонну шаруватість товщі осадків, яка спостерігається лише в окремих водосховищах Н.Н. Виноградова, 1970, В.И. Огородников, 1992 і сприяє вирівнюванню підводного рельєфу.

Седиментація у великих рівнинних водосховищах принесеного та новоутвореного матеріалу відбувається безперервно й практично на всій площі дна. Повсюдне накопичення осадків триває до тих пір, поки станеться зміна гідродинамічної обстановки з відповідною зміною глибини басейну. Для великих рівнинних водосховищ таким фактором є рівневий режим, який передбачає фази заповнення (навесні), стабілізації (влітку) і спрацювання (восени-взимку). При цьому перепади рівня між спрацюванням і заповненням можуть сягати кількох метрів, що суттєво впливає не тільки на динаміку донних відкладів, а й на умови взаємодії між ними і водними масами.

Максимальні потужності осадків припадають на пониження в районі затопленого русла головної річки та прилеглої заплави, а також у нижній частині водосховища, звідки до берега вони постійно знижуються. На позитивних формах рельєфу потужності осадків помітно зменшуються, а на негативних можуть також помітно збільшуватися, іноді в декілька разів, в порівнянні із середньою потужністю. Як показують результати наших досліджень, у зв'язку з тим, що, наприклад, в більшості рівнинних водосховищ спостерігаються порівняно невеликі глибини і невисока гідродинамічна активність, матеріал, що надходить до них з водозбору, особливо в перші роки експлуатації, відкладається на дно, майже не підлягаючи сортуванню та переробці, і накопичення тонкодисперсних осадків зміщується на все менші й менші глибини, ближче до берега. Але в подальшому, по мірі встановлення певного гідродинамічного режиму новоствореної водойми поступово починають активізуватися процеси осадочної диференціації, яка призводить до визначеної переробки й сортування відкладів.

Затоки, що утворилися після затоплення чаші водосховища, часто-густо відіграють роль відстійників тонкодисперсного матеріалу, чому сприяє значний розвиток у них водної рослинності.

Найбільш розповсюдженим і характерним типом донних відкладів дніпровського каскаду є алевритові мули, в яких вміст часток алевритової фракції (0,1-0,01 мм) у всіх водосховищах переважає 50%, причому найбільш високий вміст спостерігається у Київському водосховищі 66%, а найменший 54,5% у Канівському. За середнім розміром часток Md найбільш грубими є алевритові мули Кременчуцького водосховища, а найбільш тонкими Київського, Дніпродзержинського та Каховського водосховищ. До речі, в Канівському водосховищі, де спостерігається найменший вміст алевритових фракцій Md зменшується завдяки найбільш високому вмісту пелітової фракції (0,01 мм до 44,8%) у цьому типі відкладів. Сортування алевритових мулів погіршується вниз по каскаду: від 1,9 у Київському до 2,7 у Каховському водосховищі. В цілому, вниз по каскаду, площі розвитку найбільш тонких пелітових мулів збільшується, але процес механічної диференціації у водосховищах не є закінченим, тому що значна кількість часток цієї розмірності проходить транзитом крізь усі водосховища, про що свідчить не тільки локальне розповсюдження пелітових мулів, а й вміст у них часток 0,01 мм, який ніколи не перевищує 70%. При досить невисокому сортуванні донних відкладів водосховищ у загальному випадку спостерігається певна стабілізація седиментаційного процесу, що проявляється в наявності батиметричного контролю в розподілі основних гранулометричних типів донних відкладів, хоча, як і в інших водоймах, існує ціла низка факторів, які значно впливають на механічну диференціацію осадочного матеріалу у кожному водосховищі (локальні морфологічні пастки на дні, наявність місцевих джерел теригенного матеріалу, продуктивність молюсків, зміна конфігурації берегової смуги тощо).

Мінеральний склад донних відкладів водосховищ визначається літолого-петрографічним складом порід берегових провінцій, що живлять водойми. Мінералогічна диференціація донних відкладів водосховищ підпорядковується тим же законам, що й інші водойми. Склад тонкопелітової частини донних відкладів досить часто перебуває в залежності від складу кор вивітрювання на водозборі.

Головною особливістю мінералогічної диференціації залишається існування так званої “провінції трансседиментації” у головному Київському водосховищі та відсутність такої в інших водосховищах каскаду, що, мабуть, пояснюється їх гідрографічним положенням і, у зв'язку з цим, різними умовами живлення осадочним матеріалом. В результаті проведених досліджень вперше було виконано теригенно-мінералогічне районування акваторій за вмістом важких (акцесорних) мінералів, що дозволило визначити берегові провінції живлення водосховищ і шляхи міграції теригенного матеріалу в басейнах седиментації. В.И. Огородников, В.С. Сукач 1992; В.И. Огородников, В.В. Канивец, 1995

Хімічний склад донних відкладів взаємопов'язано з існуючими особливостями їхнього речовинного складу і, вочевидь, по-своєму повинен відображати ці розбіжності в мінливості концентрацій хімічних елементів, причому концентрації деяких елементів можуть сильно залежати від ступеня дисперсності їхньої речовини. Проведені дослідження показали, що чим більш дисперсна тонка фракція і чим більшою є її маса в загальній масі осаду, тим більшою є концентрація сорбованих у ній елементів. Якщо ж у тонку фракцію осадків включені ще й такі коагулянти, як залізо та марганець, то вони додатково концентрують в осадках певну кількість атомів тих чи інших мікроелементів. Позитивну роль в концентруванні багатьох елементів відіграє також органічна речовина, що міститься в осадках у різних кількостях.

Стосовно надходження хімічних елементів у донні відклади водосховищ та умов їхнього накопичення, а також різних форм існування, слід вказати, що ці головні положення геохімії седиментогенезу визначаються перш за все усім комплексом природних умов кожної з водойм, але, враховуючи вік сучасних водосховищ, необхідно також зазначити, що стадія вивітрювання, тобто час, на протязі якого відбуваються процеси мобілізації та переносу речовини від джерела до басейну осадконакопичення, є досить коротким, тому основна частина хімічної диференціації речовини відбувається в основному в самій водоймі під дією всього комплексу гідрогенних процесів (гідрологічних, гідрохімічних, гідробіологічних та інших). Тому, для великих рівнинних водосховищ однією з головних умов накопичення елементів є фізико-хімічні особливості басейну седиментації, що характеризується величинами рН і води, донних та підстеляючих відкладів. Значний вплив на концентрацію і розподіл елементів мають механічна диференціація осадочного матеріалу, життєдіяльність організмів, а також процеси сорбції-десорбції й антропогенний вплив. Процентний вміст тих чи інших елементів практично відповідає їхньому геохімічному фону в басейні седиментації, реальний ж ступінь концентрації для конкретного басейну визначається площею розповсюдження вмісту того чи іншого елементу й потужністю субаквального шару донних відкладів. Це також дозволяє за допомогою існуючого методу абсолютних мас визначити баланс накопичення різних хімічних елементів у кожній з водойм.

Аналіз механічної седиментації у Дніпро-Бузькому лимані показує, що основними гідродинамічними параметрами, які визначають долю теригенного матеріалу, є стокові і компенсаційні течії, дія хвиль, згони і нагони. В залежності від переважаючого виду енергії, яка приймає участь у механічній седиментації у різні періоди року, переддельтові області характеризуються певним набором гранулометричних типів відкладів.

За нашими підрахунками, матеріал, який надходить до Дніпро-Бузького лиману, із зарегульованого Дніпра і, зокрема, із Каховського водосховища, складає приблизно 0,27 млн. тон/рік, що добре корелюється з даними, отриманими В.М. Тимченком 1989. Подальша доля дніпровського матеріалу в лимані в багатьох випадках пов'язана зі згінно-нагінними явищами. При згонах спостерігається певне збільшення стокових течій, що призводить до активізації абразійних процесів у районі авандельти і накопиченню пісків та крупних алевритів, і виносу за межі авандельти дрібноалевритових і пелітових фракцій, тобто відбувається укрупнення осадочного матеріалу авандельти Дніпра.

Нагони сприяють акумуляції теригенного матеріалу без достатньої механічної диференціації на схилі передгирлового узмор'я і на ділянках прилеглих до ввігнутих кутових частинах морського краю дельти. В зоні змішування річкових і морських вод, де спостерігається зменшення швидкості течій, окрім високого темпу акумуляції осадочного матеріалу, встановлено накопичення донних відкладів алеврито-пелітового складу.

На шельфі матеріал, який надходить із різних джерел, в тому числі і з лиману, під дією хвильових факторів і основних видів течій диференціюється і своїм розподілом за гранулометричним складом пов'язаний із сучасним рельєфом дна, тобто спостерігається тяжіння основних фракцій до певних морфодинамічних зон. В.И. Огородников, 1995.

Вміст СаСО3 в донних відкладах водосховищ дніпровського каскаду не перевищує фонового вмісту для теригенних осадочних порід, тобто згідно з існуючими класифікаціями осадки водосховищ є безкарбонатними.

В донних відкладах дніпровських водосховищ спостерігаються окремі колонії двостулкових молюсків, котрі є одним із джерел матеріалу при карбонатонакопиченні, кількість яких по площині акваторії зростає в напрямку Каховського водосховища, в нижній частині якого до згаданого чинника надходження біогенного карбонату приєднуються уламкові карбонати з вапняків прилеглого суходолу.

У Дніпро-Бузькому лимані ці два джерела надходження до осадків СаСО3 посилюються, а в зонах взаємодії і подальшого впливу морських вод вже спостерігаються слабокарбонатні і, навіть, окремими плямами карбонатні відклади (у відкритому узмор'ї). Вміст СаСО3 складає 10-30%, а локально до 32-35%.

На чорноморському шельфі біогенні карбонатні осадки набули більш широкого розвитку. Зустрічаються усі типи від слабо- до сильнокарбонатних відкладів (вміст СаСО3 складає від 10 до 70%, а в районах так званих черепашникових банок до 90%).

Як було встановлено раніше проведеними нами дослідженнями, в осадках водойм гумідної зони джерелом СаСО3 стають черепашки різних молюсків, складені в основному арагонітом із деякими домішками низькомагнезійного кальциту, а також алохтонні карбонати теригенного походження, представлені кальцитом, сидеритом і доломітом Е.Ф. Шнюков, В.И. Огородников и др., 1984.

Таким чином, в геосистемі водосховища-лиман-шельф, яка належить до гумідної зони, біогенне осадконакопичення починається в нижній частині Каховського водосховища (степова зона), хоча вогнищеве утворення черепашкового карбонату має місце й в північніших водосховищах.

У Каховському водосховищі, у зв'язку із кліматичними умовами суттєво зростає біомаса організмів, що мають в своєму складі вапно; у Дніпро-Бузькому лимані, як в перехідному басейні зменшується роль прісноводних форм молюсків і починають домінувати морські, розвиток яких триває, ще більше посилюючи карбонатне осадконакопичення. До процесів біогенного накопичення карбонатів додається ще й теригенний карбонатний матеріал, який надходить за рахунок абразійної діяльності, як до Каховського водосховища, так і до Дніпро-Бузького лиману, а також з інших джерел до Чорного моря.

Теригенний та біогенний карбонат в умовах Чорного моря частково розчиняється, поповнюючи резервуар розчиненого СаСО3 для можливої хімічної садки в більш південних аридних районах басейну.

Другим, не менш значним компонентом, що визначає особливості осадконакопичення, є органічний вуглець, котрий по суті характеризує утворення, надходження, седиментацію і подальшу поведінку органічної речовини в геосистемі, що досліджується.

Як відомо, органічний вуглець не тільки входить в тріаду компонентів (СаСО3, Сорг., SiО2), що визначають ступінь біогенного осадконакопичення в сучасних басейнах, а й також є одним з основних компонентів, що впливають на міграцію хімічних елементів, характер газового режиму придонного шару водної товщі та інтенсивність діагенетичних процесів.

У водосховищах каскаду найбільш високі середні вмісти органічного вуглецю в донних осадках 5,0-7,0% спостерігаються в Київському водосховищі. Цей показник дещо зменшується в Канівському 3,0 - 5,0%, Кременчуцькому 3,5%, Дніпродзержинському водосховищі 1,0% і збільшується в Каховському водосховищі 2,5%. Отримані дані добре корелюються з даними про середній річний вміст Сорг. у воді дніпровських водосховищ.

Зменшення вмісту Сорг. в донних відкладах Каховського водосховища, вочевидь, пов'язується з певною аридизацією умов седиментогенезу в степовій зоні, а також, особливо в нижній частині водойми, розбавленням цієї речовини біогенно-теригенним карбонатним матеріалом.

У Дніпро-Бузькому лимані вміст в осадках Сорг. зростає до 4,0% Б.И. Новиков, 1989. Можливо це пов'язано із зменшенням активності промивання лиману водами Дніпра, внаслідок зарегульованості останнього каскадом водосховищ, і зростання незворотного водоспоживання. Окрім того, за існуючими даними Ю.Г. Майстренко, 1965 після створення Каховського водосховища майже у два рази збільшився вміст органічних речовин в стоці Дніпра, що також сприяє їх накопиченню на дні, особливо в зоні змішування прісних і солоних вод, а також на деяких більш глибоких ділянках лиману, де утворюються анаеробні зони і відбуваються процеси сульфат-редукції.

У прилеглій зоні шельфу в донних відкладах зафіксовано зменшення Сорг. (середній вміст складає близько 1,2%). Очевидно, що частина завислої органічної речовини, яка надходить і утворюється в морі за рахунок відмирання фітопланктону, підлягає анаеробній руйнації С.И. Кузнецов, 1952;, частина під дією гідродинамічних факторів виноситься в більш глибоководні райони моря.

Поряд із встановленими джерелами надходження органічної речовини за рахунок життєдіяльності фітопланктону, деяка її частина пов'язана також із розвитком фітобентосу (вища водна рослинність) і гумусовою речовиною, що надходить з області живлення, включаючи також антропогенну складову наслідки господарської діяльності людини.

Таким чином, вміст в осадках Сорг. визначається перш за все особливостями живлення водойм осадочним матеріалом, усім комплексом внутрішньоводоймених процесів, а також географічним положенням в даній кліматичній зоні.

Розподіл Сорг. в осадках кожної водойми не корелюється з розподілом карбонату кальцію. Для порівняння зазначимо, що при дослідженнях морів холодної (полярної) гумідної зони також не виявлено яких-небудь зв'язків у розподілі цих компонентів. При цьому дуже добра кореляція спостерігається між Сорг. та SiО2 біол. в осадках шельфових морів цієї зони. В.И. Огородников, В.П. Русанов, 1978, 1981, 1984; Н.В. Логвиненко, В.И.Огородников, 1980, 1983.

Як було встановлено, в усіх водосховищах дніпровського каскаду відбувається акумуляція як завислого, так і розчиненого заліза. Причому акумуляційна здатність водосховищ по відношенню до Fe зростає вниз за каскадом. У зв'язку з цим, стік заліза з Каховського водосховища до Дніпро-Бузького лиману зменшився в три рази.

Аналогічна поведінка зафіксована й в марганцю. Акумуляція цього елементу також зростає вниз за каскадом. Проте кількість Mn, що має стійке накопичення в донних відкладах водосховищ, є значно меншою внаслідок його більшої рухомості й активної участі в десорбційних процесах. Тому, очевидно, надходження Mn через гідровузол Каховської ГЕС зменшилось не дуже істотно.

Наявність реакційноздатного заліза в донних осадках лиману визначається стоком річок Дніпро та Південний Буг. Проведені дослідження показали, що завислі форми заліза переважають над розчиненими (95,1%). Дещо більше половини цієї кількості (55,2%) мігрують в структурі уламкових та глинистих мінералів, внаслідок чого вони є консервативними. Решту представлено реакційноздатними компонентами різного ступеня: розкристалізованими формами заліза та марганцю, органомінеральними сполуками, а також неорганічними рухомими формами (гідрооксидами заліза й марганцю, карбонатами і сорбованими на них глинистими мінералами). Л.Л. Демина и др., 1978

За даними А.І. Денісової та ін. (1978) в зоні змішування річкових та морських вод, де солоність коливається від 0 до 15, спостерігаються два рубежі інтенсивної седиментації заліза. Перший, більш сильний, відмічається при зростанні солоності до 3-5, коли відбувається осадження основної кількості завислого заліза, що приноситься річкою, другий, при солоності більше 5, пов'язаний з активною флокуляцією органічної форми розчиненого заліза, основу якої складають гумінові речовини. Цей процес може продовжуватися і в межах шельфу.

Таким чином, в лимані при певних значеннях солоності вод відбувається активне розвантаження в осадок реакційноздатних форм завислого й розчиненого заліза необхідного компоненту сульфідоутворення В.П. Усенко, 1984.

Основна частина двовалентного заліза й марганцю надходить до зони шельфу в розчинному стані. Як було встановлено, в поверхневому шарі донних відкладів шельфу Feреакц. представлено сполуками тривалентного заліза. Зміни, що відбуваються з реакційноздатним залізом, в даному випадку можуть бути цілком віднесені за рахунок впливу верхньої 100-метрової товщі морської води, що містить кисень. Тобто, за період седиментації, навіть у відносно неглибокому басейні (зона шельфу) рухомі форми двовалентного заліза і марганцю окислюються й переходять, відповідно, до трьох - та чотирьохвалентних сполук.

Залізо і марганець, котрі потрапляють до сірководневої зони, в результаті процесів сульфатредукції знов переходять до двовалентної легкорозчинної форми і, завдяки цьому, накопичуються в придонних шарах водної товщі.

В подальшому, внаслідок підйому глибинних вод вони надходять в певні райони кисневої зони, окислюються й поповнюють свої запаси в донних відкладах шельфу, знаходячись не тільки в розсіяному стані, а й у вигляді залізо-марганцевих конкрецій Е.Ф. Шнюков, В.И. Огородников и др., 1987.

Ще в меншому ступені у водосховищах акумулюється фосфор. Слід відмітити певне надходження цього елементу з промисловими й побутовими стічними водами та із сільськогосподарських угідь, що поповнює резерв фосфору, який бере участь в стоці.

Низькі концентрації фосфору у воді лиману обумовлені інтенсивним споживанням його гідробіонтами. Але дефіцит Р не є тривалим і компенсується безперервним надходженням його до води в результаті функціонування, загибелі та розкладання рослинних і тваринних організмів, а також із донних відкладів. В анаеробних умовах розчинність сполук фосфору підвищується. Тут спостерігаються найбільші вертикальні градієнти вмісту фосфору у воді, однак в цілому досить чітко прослідковується збільшення його вмісту в напрямку дна.

Частина розчиненого фосфору надходить із лиману до моря і поповнює його запаси в зоні фотосинтезу для підтримання на певному рівні біопродуктивності басейну. Як показали проведені дослідження ще одним джерелом фосфору на шельфі є підйом глибинних вод із району західної котловини Чорного моря В.А. Водяницкий, 1948; Д.М. Филиппов, 1968; В.И. Огородников, 1987.

Механізм виведення біогенів, вочевидь, пов'язаний з турбулентною дифузією або з так званими спонтанними викидами, що є характерними для багатьох внутрішньоконтинентальних морів. За даними Б.А. Скопінцева 1975, інтенсивність надходження глибинних вод в поверхневий шар із року в рік змінюється. Це явище пов'язано з нестійкістю факторів, що викликають вертикальний водообмін в Чорному морі, і, перш за все, із міжрічною мінливістю вітрової діяльності над морем. Підйом глибинних вод в результаті циклонічної діяльності частіше всього відбувається по периферії глибоководної котловини в зонах розмиву пікнокліну. Спонтанні ж викиди біогенів мають місце при руйнації шару стрибка щільності в центральних частинах котловини. В цьому полягає головна відмінність даного апвелингу від прибережного, що обумовлений згінними вітрами і характерного для океанічних шельфів Г.Н. Батурин, 1975.

В цілому для шельфу Чорного моря, як і для інших внутрішньоконтинентальних басейнів, інтенсивність цього процесу менш значна, ніж для відкритих шельфів океану, тому й фосфатонакопичення відбувається більш низькими темпами, в порівнянні з типовими фосфоритоносними океанічними шельфами, наприклад, південно-західної Африки, Перу й Чилі, Західного Індостану та ін.

3.2 Геоекологічні аспекти седиментологічних досліджень

До потенційних забруднювачів, вивчених в донних відкладах водосховищ, належать біогенні елементи (C, P, N), деякі важкі метали (Zn, Cu, Mn) та найбільш довгоживучі радіонукліди (137Cs, 90Sr). В.І. Огородніков и др., 1998, 1999

Специфіка поведінки біогенних елементів (C, P, N) полягає в стимулюванні фітопродуктивності та загальній евтрофікації басейну, яка в окремих випадках може досягати 80 г/м3 біомаси А.И. Денисова, 1974. За певних умов біогенні елементи та органічні сполуки переходять із донних відкладів у міжпорові води і далі в придонні шари води і, таким чином, стають джерелом вторинного забруднення водойм. Концентрація біогенних елементів в міжпорових водах верхнього (2-5 см) шару осадків іноді в десятки разів перевищує їхню концентрацію в придонній воді, що сприяє інтенсивній міграції біоелементів із донних відкладів у воду.

На процеси десорбції біогенних елементів із донних відкладів значно впливає вміст розчиненого у воді кисню. Підтвердженням цього можуть слугувати дані про зовнішній баланс біогенних елементів водосховищ. Так, в зимовий період року при дефіциті кисню у воді Кременчуцького й Київського водосховищ, стік сполук загального фосфору більший, ніж його приток, відповідно на 13 і 67%, стік розчиненого заліза до Київського водосховища перевищує його приток на 20%. На основі результатів досліджень процесів сорбції-десорбції біогенних елементів, а також даних про площі розповсюдження мулистих відкладів була розрахована кількість основних біогенних елементів (Р, N, Fе), що надходять до водної товщі Київського й Кременчуцького водосховища за рахунок донних відкладів впродовж року.

Основною тенденцією напрямку більшості внутрішньоводоймених процесів є зменшення вмісту важких металів у воді та їхня акумуляція в донних відкладах. Запаси важких металів в осадках в багато разів перевищують їх вміст у воді, а хімічні сполуки металів з іншими компонентами донних відкладів достатньо міцні В. Огородніков, О. Дезірон и др., 1998. Донні відклади водосховищ містять мінеральні та органічні компоненти, які є активними сорбентами. За ступенем активності компоненти, які складають осадки, утворюють наступний ряд: оксиди марганцюгумінові речовиниоксиди заліза тонкодисперсна речовина. Сорбційна активність збільшується по мірі збільшення дисперсності осадків В.И. Огородников, 1992; В.И. Огородников, В.В. Канивец, 1993. Дослідження показали, що хоча органічна речовина придонних вод в якійсь мірі уповільнює акумуляцію металів в осадках, порівняно з їхніми твердими фазами, потенційна сорбційна здатність донних відкладів настільки висока, що може забезпечити самоочищення водної маси водосховища від алохтонних та автохтонних сполук важких металів до їхнього фонового вмісту. Потенційна поглинальна здібність верхнього 5-ти сантиметрового активного шару відкладів водосховища на 1-2 (іноді на 3) порядки вище, ніж сучасні запаси металів в ньому А.И. Денисова и др.,1989. Однак, оскільки надходження важких металів відбувається локально і розповсюджується на обмежену акваторію, самоочищення водної маси буде забезпечуватися в зоні притоку тонкодисперсних осадків. В цілому ж, швидкість зменшення вмісту металів у воді до фонового рівня залежить від наступних факторів: вихідної концентрації металів у воді, часу контакту із розчиненим у воді киснем, величини рН, кількості мінеральної завислої у воді речовини.