4.6. Особливості температурного режиму водойм

Температурний режим водойм відмінний від температурного режиму ґрунту. Ця відмінність пояснюється такими причинами:

1. вода має більшу теплоємність, а тому при однаковій сонячній радіації вода нагрівається удвічі повільніше;

2. ґрунт поглинає сонячну радіацію своєю поверхнею, а у воді частина сонячної радіації проникає у глиб, причому промені з малою довжиною хвилі проникають до значних глибин;

3. вода рухлива, що призводить до перемішування води, а відтак і тепла;

4. ґрунт і вода по-різному відбивають сонячну радіацію (ґрунт відбиває 20 %, а вода, залежно від висоти Сонця – від 2–3 %, коли Сонце у зеніті, до майже 100 %, коли воно ледь-ледь над горизонтом).

Вирішальну роль у поширенні тепла у водних басейнах відіграє рухливість води. Завдяки їй уможливлюється конвекційне перенесення тепла і перемішування теплих і холодних мас води під дією суто механічних сил, зокрема вітру. Внаслідок турбулентного перемішування перенесення тепла в глиб водойм за інших однакових умов на 3–4 порядки перевищує його інтенсивність у ґрунті.

Термічна конвекція та особливості температурного режиму водойм з різною солоністю води. Охолодження води уночі і в холодну пору року відбувається швидше, ніж її нагрівання удень і влітку, оскільки при цьому до турбулентності додається ще й термічна конвекція. Вона полягає у тому, що охолоджені верхні шари води внаслідок більшої густини опускаються вниз, а на їх місце з глибших шарів піднімається відносно тепла вода. Термічна конвекція у воді припиняється восени, коли унаслідок охолодження температура у всіх шарах води досягає 4°C, оскільки при такій температурі густина прісної води найбільша.

Таким чином, нагрівання та охолодження води залежить від її солоності та густини. З табл. 4.3 видно, що зі зростанням солоності води дещо знижується температура її замерзання і значно більшою мірою – знижується температура, при якій досягається максимальна густина води. Загалом ці температури різні, однак при солоності 24,7 ‰ вони збігаються.

Таблиця 4.3

Вплив солоності на температури замерзання та максимальної густини води

Солоність, ‰	0	10	15	24,7	25	30	35
Температура замерзання, °C	0,0	-0,33	-0,80	-1,33	-1,35	-1,63	-1,90
Температура за найбільшої густини, °C	4,0	1,9	0,8	-1,33	-1,33	-2,50	-3,40

Розглянемо детальніше особливості температурного режиму водойм з прісною і солоною водою, зокрема з показником солоності останньої 24,7 ‰.

Якщо найбільша густина прісної води досягається при +4°C, то солоної (24,7 ‰) – при ‑1,33°C. Прісна вода замерзає при 0°C, солона (24,7 ‰) – при ‑1,33°C. У процесі замерзання прісної і не дуже солоної води вона спочатку охолоджується до температури найбільшої густини. Після цього припиняються конвективні рухи і лише тоді на поверхні появляється лід. При солоності більше 24,7 ‰ при охолодженні верхній шар води аж до самого замерзання стає все щільнішим і щільнішим, що зумовлює виникнення конвекції. Унаслідок цього морська вода з солоністю понад 24,7 ‰ замерзає повільно, бо під час замерзання з глибоких шарів піднімаються все нові маси води, які віддають тепло навколишньому повітрю. Це має велике значення у високих широтах, де в холодний період року вода, не замерзаючи, віддає велику кількість тепла прилеглим районам.

Температурний режим поверхневих і глибинних вод морів та океанів. У морях та океанах верхній шар води, який постійно перемішується, називається квазіоднорідним. Він характеризується профілем температури, близьким до ізотермічного, оскільки під впливом турбулентного обміну температура вирівнюється.

Нижче квазіоднорідного шару температура води з глибиною швидко змінюється. Цей шар води називають шаром сезонного термоклину.

Положення нижньої межі квазіоднорідного шару упродовж року значно змінюється. У Північній півкулі з липня до жовтня його товщина найменша – близько 50 м, а в середині сезонного термоклину, який у цю пору року особливо добре виражений, температура різко знижується з глибиною. У цей період поверхневий шар океану добре прогрівається, а розташовані глибше шари виявляються холоднішими. Завдяки цьому густина води з глибиною зростає, а тому перемішування у квазіоднорідному шарі здійснюється тільки при хвилюванні води. В осінньо-зимовий період перемішування відбувається ще й унаслідок конвекції, спричиненої прогресуючим охолодженням поверхневого шару воду. Тому товщина квазіоднорідного шару в цю пору року збільшується, досягаючи 100–150 м у січні – березні, а сезонний термоклин стає менш виразним.

Нижче сезонного термоклину температура води з глибиною плавно знижується, наближаючись до сталої упродовж усього року температури близько 2…4°C на глибинах понад 300 м.

Амплітуда річного ходу температури води з глибиною, як і в ґрунті, зменшується, однак на глибинах до 200 м сезонні коливання температури ще помітні.

Добовий і річний хід температури на поверхні води. Оскільки нагрівання та охолодження у водоймах поширюється значно глибше, ніж у ґрунті, зміна температури водної поверхні відбувається повільніше і за своєю величиною поступається зміні температури на поверхні ґрунту.

У добовому ході мінімальна температура поверхні водойм спостерігається через 2–3 год після сходу Сонця, а максимальна – о 15–16-й годині, тобто екстремальні температури настають пізніше, ніж на поверхні ґрунту. Добова амплітуда температури на поверхні океанів у помірних широтах не перевищує 0,1–0,2°C, а в тропічних широтах зростає до 0,5°C. В акваторії Чорного моря, яке з усіх боків оточене великими масивами суходолу, вона досягає 1–2°C, а на великих озерах помірних широт – навіть 2–5°C. Добові коливання температури проникають на глибину до 15–20 м.

У річному ході мінімум температури поверхні водойм у Північній півкулі спостерігається в лютому – березні, а максимум – у серпні, тобто на один-два місяці пізніше, ніж на поверхні ґрунту. Річна амплітуда температури поверхні океанів у тропічних широтах становить близько 2–3°C, у помірних широтах – 5–8°C. У внутрішніх морях і глибоких озерах вона досягає 20°C і більше. Глибина проникнення річних коливань температури вже розглядалася.

Таким чином, відмінності в поширенні тепла у ґрунті і водоймах призводять до того, що водні басейни у теплий період року накопичують у собі велику кількість тепла, яке віддають в атмосферу в холодний період року. Ґрунт же вночі упродовж теплого періоду року віддає більшу частину тепла, яку встиг отримати вдень, і мало накопичує його до зими.

В остаточному підсумку температура повітря над морем влітку нижча, а взимку вища, ніж над суходолом.