2.5.3. Термічний режим озер

Термічний (температурний) режим озер залежить від особливостей клімату місцевості і їх теплового балансу. Він визначає розвиток багатьох гідрологічних процесів в них. Розглянемо рівняння, що включає лише основні складові балансу:

(2.57)

де — радіаційний баланс поверхні озера за період часу ; — теплообмін з атмосферою; — тепло пов’язане з випаровуванням та конденсацією; — теплообмін з дном; — зміна запасів тепла, що виражаються у змінах температури води. Додатковими складовими теплового балансу є: тепловий стік річок; тепло пов’язане з утворенням та таненням льоду; тепло біологічних та біохімічних процесів та інші. Основним джерелами поступання тепла є пряма та розсіяна сонячна радіація, що складає до 90-98% приходу. Навесні, коли температури повітря вищі ніж води, до 8-10% приходу тепла може складати . У витратах переважає тепло, що іде на випаровування (45-75%). Ефективне випромінювання дзеркала озера може складати 25-35% витрат. Турбулентний обмін з атмосферою впливає на витрати у періоди пониження температур повітря відносно води (до 2-18%).

Термічний режим озер виражається у характерних змінах поля температур води. Характеризувати це поле повністю і детально дуже важко. Тому часто використовують генералізовані характеристики розподілу температур на вертикалях і у вертикальних розрізах.

Вертикальний розподіл температур є основною характеристикою термічного режиму озера. На рис. 2.71 показані характерні типи розподілу. Як бачимо, найбільш складний режим мають озера помірного клімату. Він впливає на виділення гідрологічних пір року, тобто на весь гідрологічний режим.

На початку зимового періоду в мілких озерах вода охолоджується майже до 0°С. В крупних озерах до глибин у декілька десятків метрів вода змінює температуру від 0°С (поверхня) до + 0,5°С. Біля дна температури тут можуть складати 2-3°С. В цих озерах велика маса води охолоджується поступово і мінімум температур настає перед весняним прогрівом. Після вскриття в глибоких озерах прогрів спочатку відбувається при зворотній температурній стратифікації. При слабкому перемішуванні (штиль) може формуватися весняна дихотермія — заглиблений мінімум температури. Мілкі водойми можуть прогріватися за рахунок радіації, що проникає через лід та за рахунок теплообміну з дном. Тому при вскритті вони вже досягають весняної гомотермії, а потім досить швидко переходять до прямої температурної стратифікації. В центральних глибоководних областях крупних озер весняна гомотермія формується довго і може бути досягнута лише на початку чи навіть у середині літа. Тривалість та інтенсивність весняного перемішування дуже важливі для розвитку життя, тому що в цей час відбувається збагачення глибинних вод киснем і формується рівномірний розподіл біогенних елементів.

Гомотермія у неглибоких водоймах за рахунок інтенсивного перемішування вітром влітку може утворюватись не тільки при 4°С, але і при більш високих температурах. В період літнього прогрівання температурне розшарування і стійкість шарів води зростають. Тому характерною стає пряма літня температурна стратифікація. З нею пов’язаний розвиток трьох характерних вертикальних зон, які відрізняються температурними, гідрохімічними та гідробіологічними умовами (рис. 2.71). Епілімніон (верхній шар озера) відрізняється підвищеною температурою і як правило добре перемішаний. Тут є достатньо кисню, споживних речовин, розвинуте життя. Металімніон (термоклин, шар температурного стрибка) характеризується різким пониженням температур і великою стійкістю шарів води. Його потужність від декількох дециметрів до декількох метрів. Різниця значень температур може досягати 20°С та більше. Гіполімніон — холодна інертна зона. Характеризується дефіцитом кисню і слабким розвитком життя.

Влітку у ранкові години приповерхневі шари води озер можуть дещо охолоджуватися. Виникає явище літньої мезотермії — заглибленого максимуму. Його заглибленню сприяє також вертикальна конвенція.

Моментом максимального нагріву озер закінчується літній період і починається осіннє охолодження. Спочатку воно відбувається при прямій температурній стратифікації. В мілководних озерах швидко, а в крупних — поступово досягається стан осінньої гомотермії. При цьому відбувається осіннє конвективне перемішування вод. Далі наступає період зимового охолодження, переходу до зворотної температурної стратифікації і розвитку льодових явищ.

В межах літоралі крупних озер помірного клімату вода навесні прогрівається набагато швидше ніж у центральних, глибоководних частинах (пелагіаль). Тому їх повинні розділяти області води з температурою найбільшої густини (+4°С). Ці майже вертикальні шари води отримали назву — термічний бар (термобар). Він ніби ізолює різні типи вод. В його межах відбувається опускання приповерхневих шарів води, що створює специфічну циркуляцію. Прибережну зону, яка швидко реагує на зміни температур повітря, називають теплоактивною областю (ТАО), а глибину — теплоінертною (ТІО). Ці області та термобар відображені на рис. 2.72. Восени теплоінертна область зберігає запас тепла і підвищеної температури води. Описані явища також мають свій режим розвитку, який є складовою термічного режиму озер.

Особливим температурним режимом характеризуються соляні озера. Їх головними відмінностями від прісних є значна (потужна) стратифікація, менша теплоємність солоних вод і від’ємні температури замерзання. Значне наростання густини з глибиною пов’язане з відносним опрісненням приповерхневих шарів. Глибинні шари ропи характеризуються значною тепловою інерцією. Наприклад у соляних озерах холодного клімату на глибинах можуть постійно підтримуватися від’ємні температури (до -20°С). Під такою водою існують замерзлі донні відклади або багаторічна мерзлота. У більш теплому, але різко континентальному кліматі існують глибинні води з температурами +5 — +10°С на протязі року. У мілких соляних озерах теплого клімату влітку тонкий шар опрісненої води на поверхні може створювати парниковий ефект. Придонний шар ропи може нагріватися при цьому до 50-60°С, а донні відклади ще більше. У жаркому континентальному кліматі не опріснені приповерхневі шари можуть влітку прогріватися до таких же температур, а взимку охолоджуватися до -10 — -20°С. Тому річна амплітуда температур може досягати 60-90°С.

Існують класифікації озер за термічним режимом, які розробляються і деталізуються з кінця XIX століття. У 1895 році швейцарський лімнолог Ф.Форель поділив озера світу на три термічних типа:

1) полярні (температура на протязі року менше +4°С, зворотна температурна стратифікація, циркуляція влітку);

2) помірні (влітку температури перевищують +4°С, пряма температурна стратифікація; взимку температури менше +4°С, зворотна стратифікація; перемішування переважно навесні та восени під час гомотермії);

3) тропічні (температура на протязі року перевищує +4°С, пряма стратифікація, перемішування взимку).

Пізніше це класифікація була уточнена і розширена. Були добавлені субполярний та субтропічний тип.

У 1956 році Хатчісон та Лефлер запропонували свою класифікацію. В її основу було покладено число повних періодів циркуляції (перемішування) на рік, враховуючи зв’язок цих процесів з кліматичними умовами. У першу чергу озера були поділені на голоміктичні та мероміктичні (гр. holos — весь, англ. mix — зміщувати, переміщувати). У перших перемішування охоплює всю товщу води. До мероміктичних (перемішаних лише частково, у приповерхневих шарах) відносяться в основному соляні озера. Серед голоміктичних озер у позатропічній зоні виділено диміктичні, холодні мономіктичні та теплі мономіктичні озера (подібно до класифікації Фореля). У тропічній зоні виділено поліміктичні (багаточисельні переміщування, характерні для саван та гірських тропічних лісів) і олігоміктичні (перемішування відбувається дуже рідко, характерно для деяких озер вологих тропічних лісів). У полярній зоні озера аміктичні — весь час вкриті льодом, вода в них не перемішується.