книги из ГПНТБ / Богословский, Б. Б. Основы гидрологии суши. Реки, озера, водохранилища

а

JV V VI VII VIIIIX. X XI

Рис. 38. Внутригодовой ход средних месячных темпера­ тур воздуха (1) и воды у берега (2) озер Сенно и Нарочь (БССР) (а, по О. Ф. Якушко) и температуры воды на различных глубинах Онежского озера (б, по А. И. Ти­

хомирову)

может значительно повысить температуру придонного слоя воды мелких озер. Так, зимой 1965 г. температура воды озер Черствяты и Паульского (БССР) на глубине 3—5 м достигала 4°С.

Наблюдается четкая зав»сймо1сть между температурой воз­ духа и температурой воды озер. Благодаря термической инер­ ции воды, ход температуры поверхности озер запаздывает по сравнению с ходом температуры воздуха (рис. 38, а). Весной

150

температура воды ниже, летом и осенью выше температуры воз­ духа. Амплитуда колебаний температуры воды меньше, чем воз­ духа. Аналогично и соотношение колебаний температур воды и воздуха в течение суток: вода холоднее воздуха днем и теплее утром и ночью. Колебания температуры воды оказываются до различных глубин ,в зависимости от интенсивности перемешива­ ния. Амплитуда их с глубиной уменьшается (рис. 38, б). Зави­ симости между температурой воды и воздуха используются для расчетов температуры воды.

Озера, особенно крупные, отличаются неоднородностью рас­ пределения температуры воды как по вертикали, так и по гори­ зонтали. Она связана с различным прогревом мелких и глубоких участков и с движением вод. Большая часть поглощенной сол­ нечной радиации аккумулируется в самом верхнем слое воды. При малой молекулярной теплопроводности воды это тепло мо­ жет проникать в глубины только вместе с движущимися части­ цами воды.

Перенос тепла :в глубины связан с двумя видами перемеши­ вания вод: конвективным — вертикальным обменом частиц раз­ личной плотности и фрикционным (турбулентным), вызванным каким-либо внешним факторам, большей частью ветром.

Конвективное перемешивание может привести к нагреву глубинных слоев пресного озера только при исходной температу­ ре их ниже 4°С (температура наибольшей плотности). В этом случае температура частиц воды, нагревающихся в поверхност­ ном слое водоема, приближается к температуре наибольшей плотности. Тогда эти частицы как более тяжелые погружаются в глубину, вытесняя вверх более легкие холодные. Такой обмен продолжается до достижения всей водой температуры наиболь­ шей плотности (4°С). При дальнейшем нагреве и отсутствии тур­ булентного перемешивания тепло будет накапливаться только в верхнем слое воды. При температуре выше 4°С конвекция может только охлаждать озеро, так как в глубины будут поступать с поверхности холодные воды. Теплые, менее плотные воды могут проникнуть в глубины только при турбулентном перемешивании, вызываемом в озерах ветром.

В связи с изменениями теплового баланса и интенсивности перемешивания в водоемах наблюдаются сезонные изменения распределения температуры по вертикали. Наиболее четко они выражены в озерах умеренной климатической зоны.

Зимой в .придонных слоях этих озер находятся более теп­ лые воды с температурой, близкой к 4°С. К поверхности темпе­ ратура понижается до 0°С .в подледном слое. Такое распределе­ ние температуры называется о б р а т н о й т ем л е р а ту р и ой с т р а т и ф и к а ц и е й (слоистостью) (рис. 39, кривая 2)-

После вскрытия озера начинается весенний прогрев, во вре­ мя которого частицы, нагревшиеся у поверхности воды до темпе­ ратуры, близкой к 4°С, опускаются в глубину, а более легкие

151

холодные поднимаются к 'поверхности. Перемешивание продол­ жается до момента нагрева всей водной м-ассы до 4°С — в есеяней г о м о т е р м ии (рис. 39, кривая 3). Гомотермия (наличие одинаковой температуры по всей глубине) при сильном ветро­ вом перемешивании может наблюдаться и при более высоких температурах, особенно в мелких озерах. Даже в таком крупном озере, как Ильмень, она часто бывает и летом.

Дальнейший нагрев захватывает только поверхностный слой воды. Возникает разность температуры и зависящей от нее плот­ ности между верхними и глубинными слоя1МИ озера. -Воды озера приобретают у с т о й ч и в о с т ь (сопротивляемость перемешива-

ней — г и п о л и м н и о н е — находятся наиболее холодные воды и температура медленно понижается ко дну. Между ними распо­ ложен тонкий (от нескольких дециметров до нескольких метров) слой, в котором температура резко уменьшается с глубиной. Паде­ ние ее может достигать нескольких десятков градусов, а градиент

благодаря резкому изменению плотности воды с глубиной, про­ никновению в гиполимнион не только тепла, но и кислорода и других растворенных элементов.

Осеннее охлаждение начинается с зпилимниона, температу­ ра которого понижается в результате отдачи тепла в атмосферу. С уменьшением разности температур и градиента плотности в слое скачка уменьшается устойчивость. Ветровое перемешива­ ние захватывает все более глубокие слои, затем все озеро. На­ ступает отсеян я я г о м о т е р м и я , аналогичная весенней. После охлаждения всей массы воды до 4°С дальнейшее выхола-

152

жйвание захватывает только верхний слой. Озеро переходит к зимней (обратной) стратификации. В незамерзающих озерах зимнее охлаждение происходит при перемешивании до темпера­ туры значительно ниже 4°С по ©сей глубине.

Возерах тропических районов весной, летом и осенью на­ блюдается прямая термическая стратификация. Зимой наступа­ ет гомотермия и перемешивание ойера.

Вполярных районах озера отличаются обратной стратифи­

кацией весь год, кроме лета, когда наблюдается гомотермия, перемешивание, а иногда и прямая стратификация.

Основоположником лимнологии швейцарским ученым Ф. Фо­ релей предложена термическая классификация озер, в дальней­ шем уточненная Иошимурой (Япония) и Хатчинсоном (США). Согласно этой классификации озера делятся на 5 типов, основ­ ные из которых: т р о п и ч е с к и е с высокой (20—30°С) поверх­ ностной температурой воды, малыми ее колебаниями в течение

4°С летом и ниже 4°С зимой, прямой стратификацией летом, об­ ратной — зимой, гомотермией и перемешиванием весной и осенью; п о л я р н ы е с температурой поверхности весь год ниже 4°С, обратной стратификацией, перемешиванием летом.

Не менее резко, чем вертикальная, проявляется горизон­ тальная термическая неоднородность вод озер. Она обусловлена главным обра’зом различиями в термических процессах на мел­ ководьях и в глубоких центральных частях водоемов, связанны­ ми с морфометрией котловин. Резкие различия в температуре воды у берегов наблюдаются при стонах и нагонах. Влияют на распределение температуры и прибрежные заросли высшей ©од­ ной (растительности, гасящие волну и затрудняющие перемеши­

вание.

В мелководных прибрежных районах и особенно в защи­ щенных от ветра местах и заливах вода весной прогревается значительно быстрее, чем в открытой глубоководной части. Бла­ годаря этому различия в температурах по горизонтали достига­ ют 8—10°С. Так, в Ладожском и Онежском озерах к концу ве­ сеннего периода (июнь) прибрежные участки нагреваются до 8—10°С, в то время как температура вод открытой части остает­ ся ниже 4°С. Такие различия приводят к возникновению т е р- ми чес к о го б а р а (термобара) в крупных пресных озерах. Это явление, впервые отмеченное Ф. Форелем, долгое время бы­ ло забыто и вновь изучено А. И. Тихомировым на Ладожском и Онежском озерах в 1962—1963 -гг. Оно заключается в том, что между прибрежными водами, нагретыми до температуры выше 4°С, и водами открытого -озера, имеющими температуру ниже 4°С, располагается вертикальный или слабо-наклонный слой с температурой 4°С — термический бар. Благодаря наибольшей плотности вод этого слоя, в нем несколько понижен уровень

153

воды и происходит вертикальная циркуляция (рис. 40). Терми­ ческий бар изолирует прибрежные нагретые воды от холодных вод открытого озера, подобно тому как бар — гряда наносов в устье реки — затрудняет обмен ее вод с морскими. Термобар де­ лит озеро на теплоактивную прибрежную часть, продолжающую

а

Рис. 40. Схема термического бара весной (а) и осенью (б) (по А. И. Тихомирову):

ТИО — теплоинертная область; ТАО — теплоактивная область

быстро нагреваться, и теплоинертную открытую, долго сохраня­ ющую низкие температуры. В теплоактивной зоне аккумулиру­ ются воды впадающих ,в озеро рек и склонового стока, интенсив­ нее развивается жизнь. В результате помимо термических раз­ личий возникают различия в физико-химических свойствах воды (прозрачности, цветности, содержании отдельных ионов, биоген­ ных элементов и т. п.). Возникают водные массы — значитель­ ные объемы воды, отличающиеся друг от друга физико-химиче­ скими свойствами. По мере нагрева вод теплоинертной зоны термобар отступает к открытой части озера и при прогреве ее до температур выше 4°С исчезает.

Осенью, когда в центральной части озера еще сохраняется значительный таплозаиас, прибрежья интенсивно охлаждаются. Возникает неоднородность температур, аналогичная весенней, но с более холодными водами в прибрежьях. Термобар образуется

154

иосенью. Он продвигается к центральной части озера по мере

ееохлаждения.

Ветер вызывает дрейфовые течения ,в верхнем слое вод озе­ ра. Эти течения перемещают теплые воды эпилимииона от под­ ветренного берега к наветренному, создавая сгонно-нагонный перекос уровня. На участке сгона и.з глубин компенсационным течением поднимаются « поверхности холодные воды гиполимниона. В результате различия в температурах у сгонных и нагон­ ных берегов достигают значительных величин (на Телецком озе­ ре до 4—5, на Байкале до 10°С).

Весьма своеобразен термический режим соляных (минераль­ ных) озер. Ветровое перемешивание в них затруднено из-за большой устойчивости вод, связанной с высокой соленостью и неоднородностью ее по вертикали. Рассолы многих минеральных озер зимой выхолаживаются до —20 и более градусов, а летом, при слабом перемешивании и меньшей, чем у пресных вод, теп­ лоемкости прогреваются до 50—60°С. Годовая амплитуда коле­ баний температуры воды таких озер очень велика (80—90°С). В некоторых минеральных озерах может наблюдаться в течение всего года только прямая или только обратная стратификация в зависимости от того, какова температура наиболее минерализо­ ванных вод, попадающих в придонные слои. В глубоких высоко­ минерализованных озерах, расположенных в районах с холодной зимой, низкие (часто отрицательные) температуры придонных слоев рассолов сохраняются весь год. Это обусловлено сильным зимним выхолаживанием, сопровождающимся конвекцией, ма­ лой теплопроводностью рассолов, отсутствием перемешивания в теплый период.

В некоторых глубоких минеральных озерах наблюдается яв­ ление «многолетней озерной мерзлоты»— отрицательные темпе­ ратуры придонных слоев рапы и смерзание донных отложений, оояран'яющиееся из года в год. Примером таких водоемов может служить озеро Развал на южней Урале, образовавшееся на месте затопленных соляных копей. Зимой оно не замерзает из-за высокой минерализации рапы. Температура на поверхности его зимой до —21, летом до + 38°С. Летом прогревается только верх­ ний слой (3—4 м), ниже которого температура весь год отрица­ тельная. Падение температуры в слое скачка более 20°С-

В мелких соляных озерах летом сильно 'нагреваются рапа и особенно данные отложения. Этому способствуют меньшая теплоемкость соляных вод и тонкий слой опресненной воды, по­ крывающий сверку рапу и создающий парниковый эффект. На­ пример, в озере Султан-Санджер в Каракумах летом 1935 т. отмечена температура верхнего слоя пресной воды (5—7 см) 40, рассола 65, ила 75°С.

В некоторых минеральных озерах, когда перемешивание изза резкой неоднородности солености по вертикали не захватыва­ ет всей толщи воды, глубинные слои сохраняют в течение всей

155

зимы тепло, полученное летом. Так, в озере Шунет (Хакасская а. о.) 24/IV 1958 г. температура воды на глубине 0,1 м была ■—1° при солености 31%о- На глубине 4,5 м более соленая (153%0) вода имела температуру +8,8°С.

5. Ледовые явления

Хотя для озер справедливы те же закономерности образова­ ния различных форм льда, процессов замерзания и вскрытия, что и для рек, оверовидные водоемы отличаются некоторыми спе­ цифическими особенностями ледовых явлений. Эти особенности связаны в первую очередь со значительным теплозатасом озер, воздействием ветра, волн и течений.

Внутриводиый лед образуется только в слое воды озера, подверженном перемешиванию. На участках, перемешиваемых до дна, возникает донный лед. Тонкая ледяная пленка —сало — ■бывает на поверхности озер в тихую морозную погоду. Забереги

.возникают в защищенных от ветра местах. Из взломанного вет­ ром и волнами сала и заберегов образуется блинчатый лед — округлые льдины. При сильном волнении на берегах крупных озер бывают напле’ски — оледенение прибрежных скал во время прибоя. Из шуги, окатанной прибоем, образуются ледяные ша­ ры (на Байкале «колобовник»), ледяная галька. На отмелых беретах нагромождаются валы из выброшенных льдин, достига­ ющие высоты 1,5—2 м. При дальнейшем выхолаживании озера ■забереги нарастают в сторону его открытой части. К ним при­ мерзают сало и плавающие льдины, озеро покрывается сплош­

ным ЛЬДО|М.

Период охлаждения озера ( т ) от некоторой температуры (Т\) до температуры замерзания зависит от его теплозапаса и пропорционален размерам водоема (средней глубине Я ср) и об­ ратно пропорционален интенсивности теплоотдачи воды ( о):

ДерГ!

где произведение МсрТх— теплозапас столба воды сечением 1 см2. В зависимости от теплозапаса озер, интенсивности охлажде­ ния воды и метеорологических условий продолжительность пе­ риода ледообразования .варьирует как в разных озерах, так и в одном озере в разные годы. Малые мелководные озера могут за­ мерзнуть в течение одних суток. На средних ц больших мелко­ водных озерах между появлением первых ледовых образований и ледоставом проходит.от 3—5 до 15—20 суток. Центральные части .крупных глубоких озер долгое время после замерзания прибрежий и заливов (до 1—1,5 месяца) остаются открытыми, а в мягкие зи'мы или при сильных ветрах не замерзают совсем. Если осеннее охлаждение происходит при интенсивном пе­ ремешивании, теплоотдача с поверхности компенсируется при­

156

током тепла из глубин; ледостав наступает поздно, и озеро зи­ мой имеет малый тепловатас и низкую температуру вод. При штилевой погоде теплоотдача происходит только о поверхности, озеро быстро замерзает и сохраняет подо льдом значительный запас тепла.

В озерах правильной формы замерзание идет последова­ тельно концентрическими зонами от берегов к центру.

Озерный лед имеет слоистое строение. На поверхности воды лежит в о д н ы й кристаллический наиболее прозрачный лед, на котором при выходе воды по трещинам из пропитан,ното водой

смерзании лежащего на льду снега возникает с н е го в о й. лед. Нарастание льда зависит от разности между теплопотоком, поступающим из воды к нижней 'поверхности льда, и теплопото­

ком через лед в атмосферу:

<ЭЛ пропорционален теплопроводности льда А и градиенту темпе-

ратуры ,во льду di

Температура на нижней поверхности льда пресных озер равна нулю, и, следовательно, чем ниже температура верхней поверхности льда, близкая к температуре воздуха, тем больше

и <ЭЛ и интенсивнее нарастает лед. Поэтому для расчета и

прогноза толщины льда озер применяются формулы такого же вида, как и для рек:

h = k Y £0 - t см.

Коэффициент К варьирует в зависимости от местных усло­

вий и размеров озер.

Лед нарастает наиболее интенсивно в первый период после замерзания воды, когда он тонкий и лучше пропускает тепло. По мере утолщения он нарастает медленнее. Покрывающий лед снег имеет малую теплопроводность и еще более замедляет на­ растание льда.

157

Толщина льда на озерах СССР колеблется от нескольких сантиметров в районах с неустойчивой и мялкой зимой до 1,5— 2 м и более в условиях сурового континентального климата.

Вскрываются озера под влиянием притока тепла, механиче­ ского воздействия ветра и колебаний уровня воды. Количество тепла (Q), затрачиваемое на таяние льда и покрывающего его снега, связано с их мощностью и термическими свойствами:

Для расчетов и прогнозов вскрытия озер используются свя­ зи дат вскрытия с суммой положительных температур воздуха за период разрушения льда.

По мере стаивания снега через лед проникает все больше солнечной радиации, которая частично нагревает воду, частично расходуется на таяние льда. Снизу стаивает около- 1/3 общей толщины льда. Вскрытие начинается с появления закраин у бе­ регов. На крупных озерах лед взламывается ветром и волнами, перемещается ветром и течениями по акватории, частью выно­ сится в вытекающую реку, частью тает на месте. Между вскры­ тием и очищением ото льда проходит значительное время, варь­ ирующее по годам в зависимости от метеорошогичейкик условий.

Минеральные озера замрр'зают значительно позже пресных, а при высокой концентрации рассолов не замерзают совсем. Лед минеральных озер имеет различную соленость в зависимо­ сти от солености воды, состава солей .и метеорологических усло­ вий во время замерзания. Под соленостью льда понимают соле­ ность -воды, образованной из него'при таянии.

При замерзании минерализованной воды в твердое состоя­ ние переходят только ее частицы, а соли поступают в воду или остаются в виде рассола между кристаллами льда.

При медленном замерзании воды в условиях штиля и посте­ пенного понижения температуры кристаллы во льду имеют фор­ му игл, ориентированных вертикально, рассол успевает ст-ечь в воду и соленость льда невелика. При быстром замерзании, свя­ занном с резким понижением температуры, -или при перемешива­ нии кристаллы ориентированы беспорядочно и значительная часть рассола остается во льду; лед имеет повышенную соле­ ность. Эго иллюстрируется данными Мальм-грена о солености

Различия в температурах замерзания растворов разных со­ лей вызывают изменения в солевом составе и минерализации

158

как растворов, заключенных во льду, так и воды подо льдом. Из морской воды и близких к ней растворов раньше всего выпада­ ет (при температуре, близкой к температуре замерзания) кар­ бонат кальция, затем при температуре ниже —8°С сульфат нат­ рия и, наконец, при температуре ниже —23°С — хлориды. Этим вызвано вертикальное расслоение льда минеральных озер по солевому соста/ву и минерализации. Карбонаты и сульфаты, вы­ падающие при сравнительно высоких температурах, концентри­ руются в верхнем слое льда, раствор хлоридов стекает в нижние слои и частью в воду. При низких температурах поверхностный рассол вымерзает, превращаясь в криогидрат — смесь кристал­ лов льда и солей, часто образующую на поверхности льда не­ большие белоснежные кустики-—«ледяные цветы», которые, раз­ рушаясь, превращаются в соляную пыль, легко выносимую вет­ ром на значительные расстояния.

В результате отекания рассола и вытеснения части солей на поверхность лед к концу зимы раслресняется. Например, соле­ ность льда оз. Талыми (ДВК) уменьшилась зимой 1934—1935 г. с 3,82°'/оо 22/XII до 1,38%о 23/П. Концентрация солей в воде подо льдом возрастает за счет отекания рассола. Увеличение плотно­ сти подледного слоя воды вызывает медленную зимнюю цирку­ ляцию.

Известны попытки повысить концентрацию рассолов естест­ венным вымораживанием с целью добычи солей.

6. Гидрохимические особенности озер

Минерализация и химический состав вод озер отличается наибольшим среди водных объектов разнообразием. Различия в химизме озерных .вод прослеживаются и по территории, и в вод­ ной массе отдельных водоемов, где состав и соленость варьиру­ ют как по глубине и акватории, так и во времени. Гидрохимиче­ ская неоднородность озерных вод связана, ;в первую очередь, с замедленным водообменом, благодаря которому на фоне геогра­ фической зональности сильно оказывается влияние местных факторов и происходящих в самих озерах .процессов.

Географическая зональность' проявляется в увеличении ми­ нерализации и изменении ионного состава при переходе от из­ быточно и достаточно увлажненных территорий к засушливым. Минерализация крупных пресных озер лесной зоны не превыша­ ет нескольких десятков миллиграммов на литр (Онежское 30, Телецкое около 70 мт/л). В соляных озерах аридных районов она превышает 200—300 г/кг (Эльтон 256, Гюсгундак в Малой Азии 374 г/кг). Ионный состав вод меняется от гидрокарбонатно-каль- циевого в зоне тундры .и лесов до хлоридно-натриевото в полу* пустынях и пустынях. По данным Г. А. Максимовича, в водах

озер тундры преобладают ионы Si”^ и НСОу, лесной зоны —

159