Особенности годового термического цикла в долинных водохранилищах

Термический режим озёрно-котловинных водохранилищ практически не изменяется после превращения озера в водоём с регулируемым стоком, так как его средняя глубина и интенсивность водообмена изменяются незначительно. Депрессионные нативные водохранилища имеют термический режим, подобный мелководным озёрам. В русловых водохранилищах и в области динамического подпора пойменно-долинных водоёмов температурный режим аналогичен речному, свойственному крупным равнинным рекам.

Наиболее специфичен температурный режим водохранилищ пойменно-долинного и котловинно-долинного подтипов, осуществляющих сезонное и многолетнее регулирование речного стока, вследствие двух их гидрологических особенностей:

• • сильно вытянутой формы ложа, постепенно углубляющейся от верховьев к замыкающему гидроузлу;
• • намного большей, по сравнению с озёрами, интенсивностью водообмена и его неравномерностью, проявляющейся в большем размахе внутригодового колебания уровня из-за замедления проточности при наполнении полезного объёма и её ускорения при его сработке в меженные периоды года.

Влияние особенностей формы долинного ложа проявляется в увеличивающейся от верховья к плотине тепловой инерции водных масс, на что указывает закономерное различие петель температурного гистерезиса. При одинаковом поступлении солнечной радиации на акваторию Камского водохранилища трехкратное увеличение средней глубины в его центральном районе III (в сравнении с верховым районом Г) выразилось в увеличении тепловой инерции вод^[1], что видно по увеличению малой оси В эллипсоообразной гистерезисной петли (рис. 9.15).

Мелководный и наиболее проточный верховый район в таких водохранилищах по температурному режиму подобен полимиктическим озёрам. Вертикальная изотермия в них или неустойчивая прямая стратификация летом и обратная — зимой вызваны не столько конвективно-ветровым, сколько динамическим перемешиванием стоковым течением в увеличивающейся области подпора во время половодья и Рис. 9.15. Зависимость температуры поверхности воды, Го °С, от поступающей в воду суммарной солнечной радиации, 0 ккал/(см² мес.), по данным многолетних наблюдений в верховом (/) и центральном (///) районах Камского водохранилища (но: Носков, 1993).

паводков на притоках водоёма. Годовой термический цикл слабопроточных районов — центрального и приплотинного — в долинных водохранилищах делится на те же периоды и фазы, что и режим глубоких небольших димиктических озёр (рис. 9.1) (или холодных и теплых мономиктических озёр в соответствующих географических поясах). Однако пространственно-временная изменчивость температуры в эти фазы отличается от озёрного температурного режима.

В фазу подледной частичной циркуляции после схода снежного покрова дихотермия и ночное конвективное перемешивание наблюдаются только в глубоководных зонах над русловой ложбиной и затопленной поймой. В приустьевые участки водохранилища с водосбора поступают маломинерализованные и более нагретые речные воды половодья. Они способствуют таянию ледяного покрова и динамическому перемешиванию вскрывающегося верхового района и заливов в многолопастных водохранилищах. В этих участках кромка тающего ледяного покрова смещается к центральному району. Из-за подтекания под ледяной покров маломинерализованных вод половодья обратная стратификация в этом районе сменяется вертикальной изотерм ией.

Одновременно с подъемом уровня воды в водохранилище образуются всё более широкие закраины. В них резкое снижение альбедо до 5−8 % приводит к интенсивному радиационному прогреву прибрежных мелководий. Нагревающаяся в закраинах днём до 2,5 °С и более вода формирует присклоновую плотностную циркуляцию (рис. 9.16), способствующую прогреву подледного слоя и образованию весенней изотермии.

Приток теплоты с плотностными течениями в закраинах Можайского водохранилища в отдельные годы достигает 30% её велихранилища:

Рис. 9.16. Плотностная циркуляция ранней весной в закраинах водо/-

изотермы; 2 — направление течений (по: Пуклаков, 2001).

чины, поглощаемой на таяние ледяного.

покрова¹.

Тепловая адвекция вод половодья в сочетании с присклоновой циркуляцией и динамическим перемешиванием, возбуждаемым сбросом воды через сооружения гидроузла, завершают во вскрывшемся ото льда водоёме формирование вертикальной изотермии при продольной термической неоднородности — в верховье водохранилища температура воды на 5−7 °С больше, чем у плотины. Во вторую фазу термического цикла возможна и поперечная температурная неоднородность в предгорных водохранилищах. Так, температура левых притоков Камского водохранилища на 2−4 °С ниже, а правых — на 1 -2 °С выше, чем водная масса в центральном районе водоёма^[2][3].

Фаза раннелетнего нагревания отличается интенсивным накоплением теплоты в водохранилищах. Но после повышения в них температуры поверхности воды до среднесуточного значения температуры воздуха турбулентный теплообмен становится отрицательной составляющей теплового баланса водоема (см. табл. 8.1), увеличивается величина эффективного излучения. С началом фазы летнего нагревания в водохранилищах нагрев воды замедляется, периодически возникает циркуляция Ленгмюра и появляется слой температурного скачка с градиентом clTfdz >1 °С/м.

В эту фазу формирование прямой стратификации в водохранилищах изменчиво от года к году, так как этот процесс зависит не только от межгодовых различий погоды, но и от колебаний проточности, регулируемой гидроузлами. Эта специфика температурного режима наиболее выражена в приплотинных плёсах глубоководных водохранилищ — Братского, Красноярского, где отмечено большое разнообразие вертикального распределения температуры в день регистрации максимального нагрева воды в водоёме в годы разной водности (рис. 9.17).

Рис. 9.17. Изменение с глубиной максимального и минимального значений температуры воды в верхнем бьефе Братского гидроузла в 1967 (/), 1968 (2), 1969 (2); 1970 (4) годах (по: Готлиб и др., 1976).

Продолжительность фазы формирования прямой стратификации в заполярном Серебрянском водохранилище на р. Воронья (Кольский полуостров) — всего три недели — месяц, а в незамерзающих водохранилищах — Мингечаурском на р. Кура, Кайраккумском на р. Сырдарья — эта фаза начинается в марте и закачивается в августе, т. е. её продолжительность в 5 раз больше.

В котловинно-долинных водохранилищах с обширными озеровидными расширениями формирующаяся прямая температурная стратификация при сильном ветре быстро разрушается дрейфовыми течениями, но также быстро и восстанавливается после ослабления ветрового воздействия. Это приводит к непериодическим колебаниям температуры поверхности воды¹ (рис. 9.18).

Рис. 9.18 Изменчивость среднесуточной температуры воды, °С, в поверхностном слое Рыбинского водохранилища в 1964 г.: / - в верховом районе Шекснинской лопасти и 2 — в Главном плёсе.

¹ Пуклаков В. В., Ершова М. Г., Эделыитейн К. К. Синоптическая изменчивость термодинамического состояния водных масс в Рыбинском водохранилище // Метеорология и гидрология. — 2013. — № 1. — С. 70−89.

Рост температуры воды в верхних слоях водоёма составляет в пасмурную и ветреную погоду в среднем 0,5 °С/сут., в безоблачную — 0,7 °С/сут. В это время определяется глубина возникновения сезонного СТС, а ветровое перемешивание приобретает характер упорядоченной конвекции. Это приводит к резкому замедлению нагрева (до 0,15−0,20 °С/сут.) устойчиво стратифицированной волной толщи над синоптическим СТС. С этого момента температурный режим характеризуются рядом последовательных синоптических циклов, состоящих из фаз нагревания и охлаждения, длительностью от нескольких суток до двух недель. В Рыбинском водохранилище, например, от верховьев Шекснинской и Моложской лопастей к Главному плесу размах синоптических колебаний температуры воды уменьшается (рис. 9.18) с увеличением средней глубины участков каждой из лопастей морфологически сложного водоёма.

В период весенне-летнего нагревания синоптически обусловленная продольная неоднородность температуры воды в водоёме возникает преимущественно за счёт более быстрого прогрева верховых районов, а се выравнивание — за счёт их более быстрого охлаждения. В период летнеосеннего охлаждения, наоборот, продольная неоднородность температуры воды образуется преимущественно за счет более быстрого охлаждения верховых районов, а её выравнивание за счёт их более быстрого прогревания.

В дождливый безледный период 1962 г. выравнивание температуры всей акватории происходило 13 раз, а в маловодный и более теплый 1964 г. — 18 раз. Средняя интенсивность летне-осеннего выхолаживания водохранилища в 1962 г. составила 0,15, а в 1964 г. — 0,2 °С/сут, и была столь же невелика, как и прогрева водной массы летом при устойчивой стратификации.

Температура воды в период осенне-зимнего охлаждения водохранилищ в верховьях ниже, чем в приплотинном районе, так как речные воды остывают быстрее. Охлаждение глубоководных районов происходит медленнее вследствие конвективного перемешивания, при котором более тёплые глубинные воды выносятся к поверхности водоёма. В долинных водохранилищах снова возникает вертикальная изотермия, но с противоположно направленным (чем весной) горизонтальным градиентом температуры. Более холодная вода верховьев способствует возникновению придонного плотностного течения к плотине. Однако в вертикальном распределении характеристик воды оно не проявляется из-за интенсивного конвективно-динамического перемешивания водных масс.

Зимой после образования сплошного ледяного покрова в долинных водохранилищах с глубиной не более 30 м теплозапас в воде начинает постепенно увеличиваться вследствие продолжающейся отдачи грунтами запасенной летом теплоты. При обратной температурной стратификации с температурой у дна 1−2 °С и более увеличение теплозапаса проявляется в образовании глубинного слоя температурного скачка, который всё более приподнимается над поверхностью дна, а температура воды в глубинном слое приближается к 4 °C (рис. 9.6.2).

Во многих водохранилищах природные закономерности годового термического цикла в отдельных районах изменяются в результате сброса подогретых сточных вод теплоэнергетических (ГРЭС, ТЭС, АЭС) и других промышленных предприятий. Размеры зон повышенной температуры очень изменчивы, так как зависят от колебаний расхода и температуры сбрасываемых вод, смены сезонов и погодных условий, морфометрических характеристик участка выпуска и гидрологического режима плёса озёрного или долинного водохранилища, к которому относится такой участок. Если техногенное повышение температуры в водоёме летом превышает 3 °C, а зимой — 5 °C в сравнении природным фоном, то водоём или его участки считаются подверженными тепловому загрязнению.

Исследования влияния сброса подогретой на крупной Конаковской ГРЭС воды в Мошковичский залив (приплотинный район Иваньковского водохранилища) дают представление о масштабе и последствиях использования водных ресурсов теплоэнергетическими предприятиями¹'^[4][5].

Расход воды, сбрасываемой в отводящий канал, варьирует от 30 до 100 м^[6]/с. Её температура зимой 6−13 °С, весной и летом она бывала на 5−8 °С выше фоновой. В жаркие дни она достигала 30 °C при фоновой, равной 26 °C. В половодье при наполнении водохранилища расход воды стокового течения в этом районе водохранилища в 5−10 раз больше. Струя подогретой воды длиной 10−15 км распространяется вдоль южного берега к Иваньковскому гидроузлу. В струе температура снижается от 6−7 до 2−4 °С. В конце весны — начале лета сбросные воды, выходя из залива, растекаются 2−3- метровым слоем менее плотной воды. Форма ареала тёплой воды определяется стоковым и ветровыми течениями на прилегающем участке акватории площадью до 8 км^[5] летом и 16 км^[5] осенью. Под этим слоем гравитационное компенсационное течение (скорость до 10 см/с) направлено к заливу, а в нём — к его верховью, где сохранялась вертикальная изотермия. В СТС между теплым и холодным потоками в заливе градиент A77Az достигал 7−8 °С/м, а в ареале подогретой воды за его пределами — 2,5−3 °С/м. Зимой при сработке склоны залива обсыхают, а стекающий по нему поток тёплой воды в прилегающем участке водоёма образует полынью длиной до 9 км в теплые зимы. Аэрация воды в полынье улучшает кислородный режим в водной толще приплотинного района, повышается температура его придонного слоя и ила до 2,5 °С зимой, что интенсифицирует летом в полтора, а подо льдом — в два раза деструкцию органических веществ. В устье залива скапливается зоопланктон, а на участке подогрева дна увеличилась биомасса зообентоса, появился комплекс макрофитобентоса.

Наблюдаемые изменения биоты в зоне теплового загрязнения указывают на улучшение в ней условий самоочищения водной экосистемы от загрязняющих веществ и питания планктонои бентосоядных рыб.

Ещё более сложное термодинамическое явление возникает зимой при сбросе нагретых и высокоминерализованных промышленных сточных вод в слабопроточное водохранилище. В Выгозерском озёрно-котловинном водохранилище^[9] зимой в месте сброса сточных вод Ссгсжского целлюлозобумажного комбината образуется полынья радиусом около 200 м. Недалеко от кромки льда мутная вода с температурой 10−25 °С и минерализацией более 800 мг/л, остывая, смешивается с холодной и маломинерализованной (около 0 °C и 32 мг/л) озерной водой. Происходит уплотнение воды при смешении (см. раздел 6.1) и разбавление сточной воды в зоне техногенного термобара (рис. 9.19). У дна многослойное стратифицированное термохемогенное плотностное течение поочерёдно заполняет углубления озёрной котловины наиболее плотными водами.

Рис. 9.19. Техногенный термобар зимой в полынье Выгозерского водохранилища:/- ледяной покров; большими черными стрелками показано направление движения воды, светлыми стрелками -.

интенсивность утолщения разноплотностных слоёв придонного стратифицированного течения, малыми вертикальными стрелками — понижение или повышение границ между разноплотностными слоями (по: Палыпин, 1999).

Скорость поверхностного градиентного течения воды, вовлекаемой в зону термобара около 1 см/с. На границе разнонаправленных потоков озёрной воды и разбавленных сточных вод вертикальные градиенты — очень большие (4°С/м и 300 мкСм емтм). Они свидетельствуют о большой термодинамической устойчивости плотностного расслоения водной толщи, хотя скорость придонного течения на глубине 3,5−5 м пульсирует от 5 до 9 см/с. Из-за деструкции органической взвеси в стратифицированных водах котловин образуется аноксия, губительная для зимующих в них рыб.

• [1] Носков В. М. Радиационный баланс Камского водохранилища и связь его с температурным режимом водных масс // Комплексные экологические исследования водоёмов и водотоков бассейна реки Камы. — Пермь: ИГУ, 1993. — С. 15−24.
• [2] Пуклаков В. В. Влияние прибрежной конвекции на весенний прогрев водохранилища // Докл. на III конф. «Физические проблемы экологии (экологическая физика)». — Секция 2. — М.: Изд-во МГУ, 2001. — С. 77−80.
• [3] Носков В. М. Тепловой приток, сток и их роль в формировании теплового режимакрупного водоёма (на примере Камского водохранилища) // Гидрология и гидроэкология Западного Урала. — Пермь: ИГУ, 2006. — С 43−49.
• [4] Буторин Н. В., Курдина Т. Н., Литвинов А. С. Особенности термического режимаводохранилища-охладителя крупной тепловой электростанции // Гидрология озёр иводохранилищ. — Ч. 2. Водохранилища. — М.: Изд-во Моек, ун-та, 1975. — С. 134−142.
• [5] Иваньковское водохранилище: современное состояние и проблемы охраны. — М. :
• [6] Наука, 2000. — 344 с.
• [7] Иваньковское водохранилище: современное состояние и проблемы охраны. — М. :
• [8] Иваньковское водохранилище: современное состояние и проблемы охраны. — М. :
• [9] Палыпин Н. И. Термические и гидродинамические процессы в озерах в периодледостава. — Петрозаводск: КНЦ РАН, 1999. — 85 с.