Динамические явления в озерах

Постоянные и временные движения водных масс.Движе­ния водной массы, возникающие в озерах, могут быть разделены на постоянные и временные.

Постоянные движенияводы в озере в форме течений вызыва­ются впадающей в озеро или вытекающей из него рекой (сточные течения). Интенсивность таких течений определяется соотноше­нием объема озера и расхода втекающей или вытекающей реки. Если объем воды в проточном озере невелик по сравнению с объ­емом воды, втекающей в озеро, то в озере устанавливается течение, аналогичное течению в реке, лишь с соответственно меньшими скоростями. Такое проточное озеро может в некотором смысле рас­сматриваться как крайний случай значительного расширения русла реки.

Если, наоборот, объем озера весьма велик по сравнению с объемом воды, втекающей и вытекающей из него, то, хотя оно и в этом случае называется проточным, но во многих отношениях по характеру происходящих в нем процессов ближе подходит к бессточному озеру. Течение такого типа наблюдается в оз. Байкал, объем которого чрезвычайно велик по сравнению с объемом стока втекающих в него рек Селенги, Верхней Ангары и др. и вытекаю­щей из него р. Ангары.

Временные движенияводной массы озера могут проявляться в виде течений и волнения.

Среди временных течений прежде всего следует выделить такие, которые возникают под действием ветра и вследствие неравномер­ного нагревания и охлаждения воды озера.

Ветровые (дрейфовые) теченияоказывают особенно значитель­ное влияние на характер физических процессов в озерах с большой площадью, плоской формой озерного ложа и малыми глубинами.

Неравномерность охлаждения и нагревания водных масс озера прежде всего вызывает вертикальные, так называемые конвекцион­ные токи, в некоторой степени оказывающие влияние и на горизон­тальные перемещения водных масс.

Среди временных движений водных масс озера наибольшее зна­чение имеют ветровые волны и сейши.

Ветровые волны.Исследования показали; что если две среды разной плотности расположены одна над другой, но только в состоянии покоя одной среды относительно другой разделяющая их поверхность будет плоскостью. Если одна из них движется по отношению к другой, то разделяющая их поверхность принимает волнообразный характер, причем размеры волн зависят от скоро­сти движения, разности плотностей и глубин обеих сред.

При движении воздуха над водной поверхностью в результате трения создается неустойчивое равновесие на поверхности их раз­дела, которое, неизбежно, нарушаясь, закономерно переходит в ус­тойчивую в этих условиях волновую форму с повышением плоско­сти раздела против начальной линии уровня в одних местах и с по­нижением в других.

Волны характеризуются следующими элементами (Рис. 17):

— вершина, или гребень, волны — высшая точка волны А;

— подошва, или ложбина — самая низшая точка волны В;— высота волны — разность отметок гребня и подошвы;

— длина — расстояние между двумя вершинами или двумя подошвами;

— крутизнаволны (а) в данной точке — тангенс угла, состав­ляемого касательной к профилю волны с горизонтальной линией. Часто в расчетных зависимостях под крутизной волны понимают не крутизну в данной точке, а отношение длины волны к высоте волны;

— периодволны — промежуток времени, в течение которого волна пробегает расстояние,_равное ее длине;

— скоростьраспространения волны — расстояние, проходимое какой-либо точкой волны (например, гребнем) в единицу времени.

По внешней форме различают:

а) правильное – двухмерное - волнение, когда наблюдается одна система волн, распространяющихся в одном направлении и имеющих одну форму и размеры;

б) неправильное – трехмерное - волнение, состоящее из беспорядочно движущихся волн, гребни и ложбины которых разбиты на обособленные бугры и впадины.

Рис. 17. Схема ветровой волны

Применительно к случаю правильных двухмерных волн сущест­вует теория волнения, известная под названием теории трохоидальных волн. Эта теория устанавливает внешнюю форму волны и за­коны движения частиц воды.

Форма волны, согласно рассматриваемой теории, представляет собой трохоиду, т. е. кривую, описываемую какой-либо точкой внутри круга, катящегося (без скольжения) по прямой, тогда как точка на окружности такого круга описывает кривую, называемую циклоидой (Рис. 18).

Рис. 18. Трохоида (1) и циклоида (2).

Сейши. Иногда в озере возникает колебание всей массы воды, причем по поверхности ее не распространяется никакой волны. Такое колебательное движение называется сейшами. При сейшах поверхность озера приобретает уклон то в одну, то в дру­гую сторону. Неподвижная ось, около которой колеблется зеркало озера, называется узлом. Как показы­вают исследования, сейши более устойчивы в глубоководных водоемах, чем в мелководных.

10.8 Характеристика про­цесса нагревания и охлажде­ния воды в озерах.

Смена на­гревания и охлаждения проис­ходит неодновременно во всей толще воды. Наиболее резкие изменения температуры наблюдаются на поверхности водоема, от­куда они под влиянием динамического и конвективного перемеши­вания, течений и волнения распространяются по всей толще воды.

Направление конвективного перемешивания, происходящего под влиянием разности плотностей воды на разных глубинах, будет различным в зависимости от того, выше или ниже 4°С (для прес­ных озер) температура к моменту возникновения конвекции.

Если температура воды озера от 0 до 4°С, то у поверхности, находится вода с более низкой температурой, а ниже в соответствии с изменением плотности располагаются слои с последовательно увеличивающей температурой, все более приближающейся к 4°С. В этом случае имеет место обратная термическая стратификация.С того момента, когда приходные составляющие теплового ба­ланса начинают превышать расходные, увеличивается температура поверхностных слоев, которые, нагреваясь до 4°С, как более тяже­лые опускаются вглубь, а на их место под влиянием конвекции под­нимаются более холодные массы воды.

Когда температура по всей толще воды озера достигнет 4°С, дальнейшее нагревание поверхностных слоев приведет к повыше­нию их температуры, но распространение тепла в глубину конвек­цией происходить уже не будет. Возникнет прямая термическая стратификация, характеризующаяся убыванием температуры воды от поверхности в глубину.

Явление постоянства температуры по глубине, устанавливающейся осенью после нарушения прямой стратификации и весной после нарушения обратной стратифика­ции, называют осенней и весенней гомотермией.

В результате суточного обмена тепла указанная картина не­сколько усложняется. Начиная с весны, после того как установится прямая температурная стратификация, в течение дня верхние слои воды будут нагреваться, а ночью, когда нагревание солнцем пре­кращается, охлаждаться. Этот процесс ведет, в конце концов, к вы­равниванию температуры в некотором поверхностном слое воды. В результате на нижней границе этого слоя температура резко из­меняется, образуя так называемый слой температурного скачка. Слой скачка в течение лета непостоянен; появляясь весной, он ле­том углубляется и исчезает лишь осенью, когда нагревание озера ослабевает.

Слоем скачка вся толща озерной воды разделяется на два слоя:

- верхний – эпилимнион - с малыми градиентами температуры из-за интенсивного перемешивания;

- нижний – гиполимнион - также с ма­лыми градиентами, но, наоборот, обусловленными слабым переме­шиванием.

10.9 Изменение температуры воды в озерах в течение года. В соответствии с годовым ходом составляющих теплового баланса температура воды имеет ясно выраженный годовой ход:

В годовом цикле изменения температуры воды можно выделить периоды:

1) весеннего нагревания - начинается с момента, когда устанавливается направленный в воду тепловой поток. На замерзающих озерах весеннее нагревание воды начинается еще при наличии ледяного покрова за счет поглощения проникающей сквозь лед (после схода снега) солнечной радиации. Заканчивается период весеннего нагревания установлением темпе­ратуры максимальной плотности во всей толще озера.

2) летнего нагревания - начинается с момента перехода гомотермии в прямую стратификацию. Перемешивание в это время осуществляется главным образом деятельностью ветра, при этом по мере усиления прямой стратифи­кации сопротивление перемешиванию возрастает и теплообмен с нижележащими слоями становится все более затруднительным. Особенно большое сопротивление перемешиванию оказывает обра­зующийся летом слой скачка, имеющий большие градиенты плот­ности и, следовательно, обладающий большой устойчивостью. Конвекция проявляется при этом только во время ночного охлаждения. В соответствии с характером распределения температуры по вер­тикали водная толща достаточно глубоких озер распадается на три слоя: эпилимнион, металимнион и гиполимнион.

Металимнион, является зоной температурного скачка. Нижняя граница металимниона неопределенна и постепенно пе­реходит в гиполимнион.

3) осеннего охлаждения - начинается с момента появления отрицательного теплового потока и заканчивается установлением температуры наибольшей плотно­сти во всей толще озера.

4) зимнего охлаждения - начинается с момента образова­ния обратной стратификации тем­пературы и на замерзающих озе­рах заканчивается с наступлени­ем ледостава. С установлением ледяного покрова охлаждение осуществляется путем теплопровод­ности через толщу снега и льда. Т.к. этот процесс идет мед­ленно, поступление тепла от дна начинает превышать расход и в мелководных озерах часто наблюдается повышение температуры воды после ледостава.

Ледовые явления.

С момента установления обратной стратификации при продолжающемся понижении температуры воздуха верхние слои воды охлаждаются до 0°С и начинается процесс замерзания озера.

Период времени, в течение которого на озере наблюдаются ледовые явления, может быть разделен на три характерные части: замерзание, ледостав и вскрытие.

Чтобы началось замерзание водоема, необходимо наличие переохлажденной воды и находящихся в ней ядер кристаллизации, а также непрерывный отток скрытой теплоты кристаллизации.

На небольших и неглубоких озерах при отсутствии ветра и сильном морозе уже незначительное переохлаждение в тончайшей поверхностной пленке воды создает условия, благоприятные для образования мелких игольчатых кристаллов льда, которые, скапливаясь, напоминают пятна застывшего на воде жира и называются салом. При дальнейшем охлаждении сало смерзается и превращается в ледяную корку с зеркально гладкой поверхностью, которая может покрыть водоем в течение одной тихой морозной ночи. Дальнейшее утолщение этой корки идет снизу и постепенно образуется прозрачный кристаллический лед – стеклец, ясинец, голубой лед.При наличии даже слабого ветра благодаря теплообмену с нижерасположенными более теплыми слоями ледообразование замедляется. В этих условиях кристаллы льда и сало возникают у берегов, где вода вследствие малой глубины охлаждается раньше, чем в открытой части озера. При дальнейшем охлаждении и смерзании сала образуются полосы из неподвижного льда – забереги. Постепенно забереги увеличиваются, продвигаясь к середине водоема, на поверхности которого появляется в изобилии сало. При безветрии сало быстро смерзается и поверхность озера покрывается коркой льда, выдерживающей влияние ветра до 5 м/с.

Большие мелководные озера при наличии умеренных ветров (до 5 м/с) замерзают аналогично малым.

На больших озерах в морозную и очень ветреную погоду происходит перемешивание большой толщи воды, которая переохлаждается. Наличие ядер кристаллизации способствует образованию мелких, пластинчатых кристаллов или смерзшихся в губчатую непрозрачную массу скоплений внутриводного льда, который может находиться в толще воды во взвешенном состоянии - глубинный лед, а также на дне – донный лед. Смерзаясь, кристаллы внутриводного льда всплывают и образуют на поверхности водоема скопления – шугу. Часто в шуге содержится сало и мелкобитый лед. Если шуга перемещается под действием стокового течения, образуется шугоход.

При выпадении снега на поверхность озера, температура воды которого равна 0С, снег не тает, а образует так называемую снежуру, похожую на мокрую вату. Дальнейшее охлаждение озера способствует образованию в его открытой части сала, смерзающегося в отдельные диски диаметром от 0,5 до 2-3 м – блинчатый лед. Этот лед беловатого цвета и имеет характерный небольшой валик, идущий по краю льдин. Возникает он от трения льдин между собой. В дальнейшем диски смерзаются, утолщаются и образуют большие ледяные поля или лавы, перегоняемые ветром в направлении берега, где они смерзаются с береговым льдом.