Годовой термический цикл в озёрах умеренных широт

Годовой цикл температурного режима в водоёмах суши, расположенных в умеренных широтах, состоит из двух приблизительно равных по продолжительности периодов: весенне-летнего нагревания всей массы воды и се осенне-зимнего охлаждения. В первый период суммарное поступление теплоты ?0_пр. из атмосферы и с весенним стоком воды преобладает над расходом теплоты ?0_рас. (рис. 9.1) с медленно нагревающейся водной поверхности и ещё медленнее увеличивающимся стоком (рис. 4.2 а) из наполняющейся водой озёрной чаши. Во второй период суммарный приход теплоты становится меньше теплопотерь в атмосферу с нагретой водной поверхности и начинается остывание озёрной водной массы. Ежегодное чередование этих двух периодов образует термодинамический цикл, состоящий из семи фаз, наиболее четко выраженных в небольших, но глубоких слабопроточных озерах. В них стагнация (застойное состояние озера во время длительной стратификации) намного продолжительнее фаз полной циркуляции.

Рис. 9.1. Структура ежегодного цикла формирования и расходования теплового запаса в стратифицированных озерах умеренных широт.

Фазы термического режима в небольшом глубоком озере. В морфологически простом (без крупных заливов) и слабопроточном голомиктическом пресном озере площадью от нескольких десятков гектаров до сотен квадратных километров, глубиной в несколько десятков метров и с узкой береговой отмелью при штилевой погоде вертикальное распределение температуры обычно одинаково в каждой точке акватории.

Зимой в гаком озере подо льдом, покрытом снежным покровом, в полной темноте температура воды равна О °С. С глубиной она поРис. 9.2. Вертикальное распределение температуры воды Т, °С, в озере в различные фазы весеннелетнего периода: а — обратная стратификация в зимнюю стагнацию; б — весенняя дневная дихотермия (/) и ночное перемешивание (2) в фазу частичной подледной циркуляции; в — полная конвективная циркуляция (/), формирование прямой стратификации в штиль (2) и при ветреной погоде (2); г — летняя стратификация со слоями дневного температурного скачка (У) и после ночной конвекции (2), синоптического СТС (2) и после его заглубления циркуляцией Ленгмюра (4) до сезонного СТС (5).

степенно повышается и в придонном слое имеет значение температуры наибольшей плотности около 4 °C (рис. 9.2 а).

Такое распределение температуры называется обратной термической стратификацией. Это состояние — гидростатически устойчивое, так как с глубиной в диапазоне температуры 0−4 °С плотность воды увеличивается. С потеплением погоды в конце зимы в водоёмах, покрытых ледяным покровом, прекращается теплоотдача из водной массы в атмосферу.

Период весенне-летнего нагревания озера. Весной стаивает снежный покров, лёд становится прозрачным, в солнечные дни в подлёдном слое начинается нагревание воды (рис. 9.1). Периодически возникает дихотермия (рис. 9.2 б). Так называют вертикальное распределение температуры со слоем промежуточного сё понижения под тонким слоем более тёплой воды. Она нагревается проникающей сквозь лёд солнечной радиацией. На верхней поверхности этот слой охлаждается до 0 °C вследствие подтаивания снизу кристаллического льда. В послеполуденные часы из-за образующейся неустойчивости на нижней поверхности прогревшегося слоя воды возникает свободная конвекция, приводящая к вечернему и ночному частичному вертикальному перемешиванию и восстановлению обратной температурной стратификации водной толщи.

В результате этого перемешивания продолжается постепенное повышение температуры воды в верхней части водной толщи. Частичное конвективное перемешивание особенно интенсифицируется после разрушения тающего ледяного покрова, так как альбедо очистившейся водной поверхности снижается в 4−6 раз. Это резко усиливает проникновение в воду солнечной радиации и её поглощение в фотическом слое. Устойчивость обратной стратификации становится всё меньше (из-за уменьшающегося вертикального градиента температуры). Даже при слабом ветре частичное конвективное перемешивание сменяется полным, приводящим к гомотермии — состоянию озера, при котором вся водная масса до дна имеет одинаковую по акватории и глубине температуру.

Продолжительность весенней гомотермии с температурой, близкой к 2,5−3,5 °С, — от нескольких дней до декады, в зависимости от погоды. При весенней конвективной циркуляции происходит медленный прогрев на 2−3 °С всей водной толщи (рис. 9.2 в-1). Эта самая короткая фаза температурного режима имеет очень большое экологическое значение. Восходящими токами из глубинных слоев в фотический слой поднимаются зимующие на дне организмы фитои зоопланктона вместе с накопившимися там за зиму веществами (углекислота, минеральные соединения азота, фосфора и других биогенных элементов). Они образуются при зимней стагнации в результате бактериального разложения оседающих в воде и накапливающихся на дне органических веществ. Конвективная циркуляция не только знаменует начало вегетационного сезона, но и «проветривает» всю водную толщу озера благодаря ёе смешению с погружающимися холодными водами поверхностного слоя, хорошо насыщенными атмосферным кислородом.

В следующую, наиболее продолжительную фазу весеннелетнего периода (рис. 9.2 в) — формирование термической стратификации водной толщи происходит различно в зависимости от погоды. В штилевые дни она начинается после того, как температура в поверхностном слое воды превысит на несколько градусов температуру наибольшей плотности. Тогда в фотическом слое её понижение соответствует кривой ослабления света (рис. 7.3). Образуется гидростатически устойчивая прямая температурная стратификация (рис. 9.2 в-2), так как нагретые слои воды находятся над всё более холодными и плотными слоями воды. При ветровом воздействии нагревающиеся солнечной радиацией слои воды из-за малой устойчивости при еще небольших вертикальных градиентах температуры и плотности в диапазоне То = 5−10 °С легко перемешиваются с ниже лежащими слоями. В слое, где иссякает кинетическая энергия турбулентного динамического перемешивания, возникает первичный слой температурного скачка (СТС) с вертикальным градиентом A77Az>l °С/м (рис. 9.2 в-3). Чем сильнее нагревается за день вода в фотическом слое (АТ), тем больше уменьшается её плотность и увеличивается относительная величина градиента плотности (Ар/АТ, см. рис. 6.1). Тем на меньшей глубине оказывается горизонт, в котором значение критерия Ричардсона Ri = 0,25 показывает возникновение в первичном СТС устойчивого к ветровому турбулентному перемешиванию пикноклина.

Трехслойная летняя термическая структура водоёма состоит из верхнего перемешанного слоя воды — эпилимниона, промежуточного слоя — металимниона и глубинного слоя — гиполимпиона. В металимнионе находится горизонт с наибольшим вертикальным градиентом температуры (A77Az)_max, называемый термоклином (Хатчинсон, 1969). В голомиктичсских водоемах с практически однородной по вертикали минерализацией воды термоклин одновременно и пикноклин, г. е. горизонт с максимальным вертикальным градиентом плотности воды (Ap/Az)_max.

Первичный СТС обычно сохраняется в озере до момента возникновения полной осенней циркуляции и называется сезонным слоем скачка, а период его существования — летней стагнацией изза застоя вод в гиполимнионе. Во многих озёрах умеренных широт к концу летней стагнации средняя за многолетний период глубина периодически заглубляющегося сезонного СТС //cromu~ f°-⁵/iooo, M, где F — площадь озёрной акватории, км².

Летом в антициклоническую солнечную и почти безветренную погоду нагрев поверхностного слоя воды формирует тонкий (до 1- 2 м) дневной СТС (рис. 9.2 г-1). В вечерние и ночные часы охлаждение водной поверхности вызывает конвективное перемешивание этого слоя и образование в эпилимнионе на несколько большей глубине промежуточного, синоптического СТС (рис. 9.2 г-3). Со сменой жаркой погоды на циклоническую с сильным похолоданием, сплошной облачностью и устойчивым ветром 2−10 м/с в течение 1- 2 сут. происходит сильное охлаждение поверхностного слоя воды. Возникает конвективно-динамическое перемешивание с образованием циркуляции (вихрей) Ленгмюра. Оно преодолевает устойчивость синоптического СТС и восстанавливает однородность воды в эпилимнионе. Одновременно заглубляется сезонный СТС и увеличивается его гравитационная устойчивость (рис. 9.2 г-5).

Чем сильнее нагревается вода в разгар лета, гем больше плотностная устойчивость слоев скачка, так как с ростом температуры всё быстрее увеличивается вертикальный градиент плотности воды.

В период летней стагнации температура в гиполимнионе постепенно повышается до 10 °C и более при сохраняющейся стратификации водной толщи, хотя устойчивость пикноклина препятствует проникновению теплоты из эпилимниона в гиполимнион. В то же время его нагрев невозможен теплотой, приносимой выклинивающимися в озерной чаше холодными подземными водами. Причин нагревания воды в гиполимнионе три: сгонно-нагонные и сейшевые колебания воды в водоеме. В вытянутой озерной чаше они возбуждают продольную циркуляцию воды в однородном по плотности эпилимнионе^[1] (рис. 9.3).

Даунвеллинг у наветренного берега сжимает сезонный СТС и погружает его, увеличивая в нем вертикальный градиент температуры и гравитационную устойчивость пикноклина (рис. 9.3 б).

Рис. 9.3. Структура течений (а) и распределение температуры (б) в продольном разрезе узкого и стратифицированного оз. Уиндермир (Windermere) при установившемся ветровом нагоне (по: Wetzel, 2001).

АН — величина нагона. / - вода гиполимниона; 2 — изотермы Вода в компенсационном течении распространяется над наклонным СТС со скоростью вдвое меньшей, чем скорость дрейфового течения в тонком приповерхностном слое воды.

В гиполимнионе скорость компенсационного течения еще в 2−3 раза меньше (рис. 9.3 а). Вследствие разности скоростей в слое скачка возникает турбулентная завихренность и «эрозия» (по выражению Мортимера) мегалимнииона, смешивающая воды эпии гиполимниона. Веерообразная форма изотерм показывает, что зона смешения распространяется от подветренного берега почти до середины озера, и в дрейфовое течение вовлекаются воды смеси. С прекращением ветра сейшевые колебания всей массы озёрной воды приведут к повышению теплозапаса в гиполимнионе. В прибрежном апвеллинге глубинные воды поднимаются в фотический слой. Поглощенная ими солнечная радиациядополнительный источник теплоты, рассеивающейся сейшевыми течениями в гиполимнионе и повышающей его температуру.

Вторая причина — различие скорости компенсационных течений над и под СТС. В соответствии с принципом Гельмгольца (см. раздел 5.3), в металимнионс возникают внутренние волны. Они проявляются в слое скачка по периодическому повышению и понижению температуры, охватывающему весь металимнион (рис. 9.4).

Рис. 9.4. Изменение вертикального распределения температуры воды в течение полусуток в стратифицированном плесе слабопроточного водохранилища. 1 изотермы, °С Синхронные колебания нескольких изотерм в слое воды на глубине 9- 10 м с градиентом AT/Az =.

3,0 °С/м в начале наблюдений проявляются наиболее чётко в их подъеме в 17:30 и в 23:30 с амплитудой ~1 м. К концу наблюдений толщина металимниона увеличилась вдвое и вдвое уменьшилась его гравитационная устойчивость вследствие постепенного смешения в нем эпии гиполимниальных вод^[2].

Период внутренней сейши Твс рассчитывают по формуле Уотсона:

тве = 2и {g (Ргл — Рэл)/[(рэл/Яэл) + (Ргл/Я_гл)]} ° ⁵, (9.1).

где L — длина водоема, м; g = 9,81 м/с"; р_Гд и р^д — плотность воды, кг/м³, в гиполимнионе и эпилимнионе, Ярд и Яэд — толщина обоих слоёв воды, м. Если эту формулу применить к границе воздух-вода и рэл из-за малости плотности воздуха принять равной 0, то формула 9.1 превращается в формулу Мериана (5.3, стр. 143) для периода одноузловой поверхностной сейши.

Высота внутренних волн /?_вв тем больше, чем меньше вертикальный градиент плотности в пикноклине:

Третья причина проникновения теплоты из эпилимниона в металимнион, приводящая к увеличению его толщины и снижению устойчивости термоклина установлена при регистрации температуры воды микротермисторными электротермометрами. При вертикальном зондировании ими стратифицированных ультрапресных озер обнаружена сложная структура СТС. Она состоит из чередующихся в слоях скачка микрослоёв воды толщиной от долей до нескольких сантиметров (рис. 9.5). На тсрмограммс видно, что в дневном СТС и в сезонном СТС от одного микрослоя воды к нижележащему микрослою температура не только понижается, но и неоднократно слегка повышается. В такой паре слоев создается гидростатическая неустойчивость, и внутренняя микроконвекция смешивает воду обеих прослоек.

Рис. 9.5. Распределение температуры в верхнем 15- метровом слое Онежского озера, по регистрации термозондом в полдень — 12:35 (У) и наутро — 9:22 (2) после ночного конвективного перемешивания (по: Бояринов,.

Петров, 1991). В врезке верхний двухметровый дневной СТС показан в более крупном масштабе В разноплотностных микрослоях, колеблющихся внутренними волнами, в соответствии с теорией Кельвина-Гельмгольца (см. раздел 6.1), вертикальная структура водной толщи изменчива. Одни микрослои смешиваются с соседними прослойками и утолщаются. Другие возникают из-за адвективных токов воды — ее интрузии (внедрения) из соседних участков металимниона. Такое мелкомасштабное перемешивание внутри микрослоев скачка плотности воды приводит к медленному поэтапному теплообмену эпилимниона и гиполимниона, Таким образом, такая внутренняя микроконвекция одновременно со сгонно-нагонными циркуляциями и внутренними волнами постепенно передают теплоту в гиполимнион и повышают в нём температуру летом и ранней осенью вплоть до момента наступления фазы полной осенней циркуляции.

Период осенне-зимнего охлаждения озера. В августе — начале сентября из-за снижения высоты Солнца и сокращения светлой части суток приход солнечной радиации в среднем за сутки становится с каждым днем меньше. Теплопотери на испарение, эффективное излучение, турбулентный теплообмен (особенно ночью, становящейся продолжительнее) в подпериод позднелетнего охлаждения (рис. 9.1), наоборот, интенсифицируются. Из-за всё большего охлаждения воды увеличивается глубина ежесуточного конвективнодинамического перемешивания, утолщающего эпилимнион (рис. 9.6) из-за снижения в нём относительной величины градиента плотности воды (Др/Д7) и приникающей конвекции в верхние слои металимниона. В дни временного потепления процесс остывания эпилимниона прерывается формированием мезотермии с промежуточным максимумом температуры в фотическом слое на некоторой глубине (рис. 9.6. /). Иногда возникает и синоптический СТС, исчезающий с ухудшением погоды, при которой всё глубже проникновение вептикапьной пипотляпии воды.

Рис. 9.6. Изменение вертикального распределения температуры воды в водоёме в различные фазы осенне-зимнего периода: 1 — осенняя дневная мезотермия; 2 — зимнее нагревание придонного слоя При температуре 6−8 °С конвективно-динамическое перемешивание в малых, но глубоких озерах достигает дна, завершается период летней стагнации, и наступает фаза полной осенней циркуляции и гомотермии. Её продолжительность в зависимости от погодных условий и размеров озера может составлять 1−2 месяца, в течение которых озерная водная масса, постепенно остывая до 4 °C, находится в состоянии полной вертикальной и пространственной однородности. Вода озера насыщается атмосферным кислородом, запас которого необходим для успешной зимовки ихтиофауны, для окисления органических веществ при самоочищении водной массы.

Дальнейшее выхолаживание ведет к ещё большему снижению температуры воды. В поверхностном слое она становится ниже температуры наибольшей плотности, что препятствует конвективному перемешиванию. В подпериод предзимнего охлаждения наступает фаза формирования обратной температурной стратификации (рис. 9.1). В штиль чем сильнее охлаждение водной поверхности, тем больше увеличивается в верхнем слое воды вертикальный градиент её плотности, затрудняющий ветровое перемешивание водной толщи. В ветреную погоду происходит интенсификация всех процессов расходования теплозапаса водоёма со всё больших глубин. В ноябре — середине декабря наступает момент, когда поверхность воды в небольших озёрах охлаждается до О °С (рис. 9.6). Обычно в морозную ночь водная поверхность озера покрывается тонким слоем льда, что резко снижает теплообмен с атмосферой. Последующее утолщение ледяного покрова и накопление на его поверхности снега всё больше изолирует озёрную водную массу от термического влияния атмосферы, и обратная стратификация сохраняется до конца периода зимней стагнации (рис. 9.2 а).

Застой вод в слабопроточных озерах — понятие относительное (применимое лишь в сравнении с периодами очень интенсивной турбулентной вертикальной циркуляции весной и осенью). Так, в оз. Белом (Косинская группа озер на восточной границе Москвы) подо льдом обнаружена медленная термодинамическая вертикальная циркуляция воды¹.

Она возникает на склонах озёрной чаши вследствие теплоотдачи донных грунтов литорали, где температура придонного слоя воды повышается зимой с 1,5 до 3 °C. Подогретая вода в виде термогенного плотностного течения стекает по склону к центру чаши. Здесь возникает центральноеверный апвеллинг, проявляющийся в куполообразности изотерм и изооксиген (изолиний концентрации 0₂) и в компенсационном растекании воды в подледном слое от центра акватории к ее периферии (рис. 9.7).

Рис. 9.7. Распределение температуры,

°С, (а) и содержания кислорода, мг/л,.

(б) в марте в малом почти непроточном оз. Белое (по: Л. Л. Россолимо) Таким образом, ежегодный термодинамический цикл в слабопроточных и глубоких небольших пресных озёрах, расположенных в умеренных широтах на равнинах и в предгорьях, состоит из чередования четырех основных фаз: весенняя циркуляция—^летняя стагнация—юсенняя циркуляция—^зимняя стагнация.

Термодинамические области в крупнейших озёрах. В голомиктических озёрах, расположенных в умеренных широтах, нс бывает гомотермии, если их площадь в тысячи квадратных километров и глубины до нескольких сотен метров, а время водообмена — многие годы (Ладожское, Онежское, Байкал, Венерн, Великие озёра Се-^[3][4]

верной Америки),.

Отличны от небольших озёр в этих водоёмах и фазы годового термодинамического цикла (рис. 9.8).

Весной с началом таяния льда в первую очередь освобождаются участки литорали, граница которой с пелагиапъю в этих олиготрофных озёрах определяется толщиной фотического слоя и находится на глубине в 10−15 м и более. В этих обширных закраинах на мелководье обратная зимняя стратификация быстро сменяется вертикальной изотермы ей (температура воды одинакова от поверхности до дна) вследствие прогрева воды и донного грунта поглощаемой солнечной радиации. В закраины поступает тепловой сток ручьев, стекающих с местного водосбора, и с речными водами вскрывшихся притоков озера.

Рис. 9.8. Структура ежегодного цикла формирования и расходования запаса теплоты в крупнейших озерах умеренных широт.

Термобар. Более прогретые прибрежные воды смешиваются с холодными водами пелагиали, которая покрыта тающим ледяным покровом. В зоне их смешения вода с температурой 4 °C приобретает наибольшую плотность и погружается ко дну. Образуется гидрологический фронт, названный термическиим баром (термобар). Термобар разделяет озеро на две части — теплоактивную область (ТАО) с температурой >4°С и теплоинертную (ТИО)^[5], в которой Т <4 °С.

Во вторую фазу весенне-летнего нагревания по мере накопления теплоты в ТАО формируется прямая температурная стратификация, а в ТИО после таяния льда вода нагревается медленно из-за постепенно углубляющейся конвекции, приводящей к вертикальной изотермии (рис. 9.9 а).

К зоне термобара, в котором плотность воды максимальна, микроуклоны водной поверхности формируют в поверхностном слое ТАО и ТИО два градиентных течения. На всём пространстве акватории озера термобар — квазикольцеобразная зона конвергенции обоих течений, разворачивающихся вправо под влиянием силы Кориолиса. Одно из них (в ТАО) — плотностное вдольбереговое геострофическое, закономерность возникновения которого рассмотрена в разделе 6.3. Скорость этого течения рассчитывается по формуле (6.15). Второе течение (в ТИО) — медленное антициклоничсское перемещение озёрной водной массы.

Рис. 9.9. Изменение термодинамической структуры в весенне-летний период нагревания Ладожского озера (по: Тихомиров, 1967, 1982): а — распределение температуры в июне 1960 г. на продольном разрезе (ТБ термобар); б — купол холодных вод (центральный поперечный разрез); в горизонтальная изотермия (тот же разрез) в конце июля; г — схема плотностной циркуляции озерных вод при термобарс. Стрелки указывают направление потоков, цифры — Т, °С.

В зоне термобара из-за смешения вод этих течений, имеющих разную температуру, плотность воды увеличивается, активизируя даунвеллинг (рис. 9.9 г). На аэрофотоснимках термобар виден как белая полоса на почти чёрной водной поверхности (после исчезновения льда в ТИО) (Тихомиров, 1982), подобная полосам конвергенции при циркуляции Ленгмюра, но более широкая.

По мере накопления теплоты в озере термобар смещается от края литорали к центру пелагиали (рис. 9.9 б). Скорость перемещения термобара зависит от интенсивности повышения температуры воды и уклона дна.

В мелководном южном районе Ладожского озера наибольшая скорость смещения термобара — в мае 1,3 км/сут., в июне — 1,5, в западном районе — 0,05 и 0,10 км/сут., соответственно, а северном ещё медленнее. Термобар существует ежегодно с мая до начала июля (Ладожское озеро. Атлас, 2002).

В третью фазу периода нагревания озера термобар исчезает в результате ветроволнового и динамического перемешивания дрейфовыми течениями верхнего слоя. Прямая температурная стратификация появляется и в центре пелагиали над вершиной «купола» холодной воды с температурой наибольшей плотности (рис. 9.9 в). Изза наклона поверхности этого купола в гиполимнионе горизонтальная составляющая гидростатического давления вызывает отток воды от его центра к периферии, что ведет к распластыванию «купола» — погружению его вершины и подъему СТС у краев пелагиали. Вследствие этого пространственная неоднородность вертикального распределения температуры воды в озере нивелируется, и к концу лета при штилевой погоде наступает состояние полной горизонтальной изотермии.

Весной и осенью 1965 г. термобар исследовался на оз. Онтарио¹. Он обнаружен и в неглубоком заполярном крупном оз. Таймыр, вскрывающемся в начале июля^[6][7]. Продолжительность его существования в двух километрах от берега — всего декада в конце июля. Затем ветровое перемешивание формирует горизонтальную изотермию на поверхности при наибольшем прогреве до 10−12 °С и 4−5 °С у дна глубиной до 26 м.

Особенности термического режима глубочайшего озера Байкала^[8] в том, что на больших глубинах с ростом гидростатического давления температура наибольшей плотности постепенно понижается (рис. 9.10) и на глубине 1600 м равна 3,1−3,2°С. Поэтому при зимней обратной стратификации в озере имеется мезотермия с максимумом температуры на глубине 200−250 м.

Рис. 9.10. Термическая структура Байкала: а — изменение температуры воды с глубиной (изогнутые линии) в фазу нагревания при частичной весенней конвекции и б — в фазу охлаждения при частичной осенней конвекции; Т m. d. — снижение температуры максимальной плотности воды вследствие роста давления; заштрихован верхний слой воды, охваченный свободной конвекцией; в весенняя циркуляция у восточного берега: 1 -тсрмобар; 2 — прибрежная циркуляция в ТАО; 3 — глубинная циркуляция; 4 — слой мезотерм и чес кого максимума; 5 — полоса разрушения стратификации (заштрихована); 6 — зона смешения поверхностных и глубинных вод; 7 — циркуляция вТИО (по: Shimaraev… 1993).

Тсрмобар в Байкале, в отличие от других крупных озер, существует не месяцы, а несколько дней — неделю из-за большой крутизны склонов котловины. Скорость погружения вод в зоне смешения поверхностных и глубинных вод составляет до нескольких сотен метров в сутки. Благодаря термобару в Байкале содержание кислорода во всей полутора километровой толще воды 10−11 мг/л. Из-за летних штормов и вызываемого ими перемешивания сезонный СТС погружается до 200−250 м, а максимальная температура поверхностного слоя на большей части акватории не превышает 16 °C (Байкал. Атлас. 1993).

Инерционные внутренние волны. Летом при продолжительном сильном ветре сезонный СТС в крупнейших озёрах погружается на глубину в десятки метров, что одновременно увеличивает в нём вертикальный градиент температуры и плотности, его гидродинамическую устойчивость. Горизонтальность СТС нарушается даунвеллингом у нагонного берега и примыкающего к нему участка правого (относительно направления ветра) берега вследствие отклонения дрейфового течения силой Кориолиса. У противоположного сгонного берега СТС изгибается вверх апвеллингом, иногда настолько, что на поверхность поднимаются гиполимниальные воды с температурой 8−10 °С, образуя прижатый к береговому склону «купол» плотной воды. Разница температуры поверхности озера между зонами нагона и сгона может достигнуть 10 °C и более (рис. 9.11). На границе зоны прибрежного апвеллипга, отделяющей холодные глубинные воды от эпилимниальных, горизонтальный градиент температуры может достигать нескольких градусов на километр.

Образовавшаяся в штормовой нагон сложная термодинамическая зональность озёрной водной толщи сохраняется и в послештормовой штиль. С прекращением или ослаблением ветра возникает явление, названное внутренней инерционной волной Кельвина. Плотная вода «купола», растекаясь под действием горизонтальной составляющей гидростатического давления, начинает перемещаться из-за силы Кориолиса вдоль сгонного берега. Поэтому длинную волну Кельвина называют прогрессивной. Ее перемещению способствует отток от нагонного берега эпилимниальной воды. Она замещает холодную воду распластывающегося «купола», который движется вдоль подводного склона по направлению против хода часовой стрелки.

Рис. 9.11. Термодинамическая структура вод в поперечном разрезе стратифицированного крупного озера при нагоне и его окончании: АН — высота подъема уровня у правого берега дрейфового течения; СТС — слой температурного скачка; ИВП — инерционные волны Пуанкаре; ИВКинерционная волна Кельвина; 1 — направление ветра; 2 — дрейфово-волновое течение; 3- даунвеллинг и апвеллинг; 4 — компенсационное течение; 5 — стоковое течение из зоны нагона; б- направление перемещения ИВК; 7 изотермы, °С.

На квазигоризонтальной части СТС между зонами даунвеллинга и апвеллинга одновременно с волной Кельвина образуется серия сейшеобразных стоячих ячеистых инерционных внутренних волн Пуанкаре. В межузловых ячейках вода, поочередно вздымаясь и опускаясь (рис. 9.11 ИВП), вращается по ходу часовой стрелки в инерционном кругу, диаметр которого зависит от скорости сейшевых течений в послсштормовой период и широты местности. В зависимости от ширины озера, в поперечном разрезе центральной зоны СТС умещается серия из нескольких инерционных кругов. В переходной зоне на экспоненциально вогнутом склоне «купола» волны Кельвина траектория движения воды преобразуется из круговой во вращательно-поступательную (спиралевидную). И у вершины «купола» движение становится поступательным во вдольбереговом глубинном плотностном течении. Инерционная волна Кельвина, например, в оз. Мичиган, при условии полнейшего штиля в послсштормовой период обойдет все побережье озера в течение месяца¹.

Подобные инерционные внутренние волны обнаружены в Ладожском и Онежском озерах (Показеев, Филатов, 2002), в Каспии, Байкале, Иссык-Куле.

С началом осенне-зимнего периода охлаждения озера подобные сгонно-нагонные денивеляции в ветреные дни сменяются всё более короткими штилями с сейшами и инерционными внутренними волнами на фоне усиливающейся осенней конвективно-динамической циркуляции. Темп погружения сезонного СТС в пелагиали больших озёр медленный, а выхолаживание воды в литорали быстрее, чем в небольших озерах. В предзимнюю фазу термодинамического режима в крупнейших озерах вновь возникает осенний термобар.

При дальнейшем охлаждении воды он, как и весной, постепенно перемещается к центральной области озера. С наступлением морозов литораль и прилежащая к ней часть пелагиали покрывается ледяным покровом, под которым образуется обратная температурная стратификация. Если замерзает всё озеро — наступает полная зимняя стагнация с горизонтальной изотермией.

Во всех глубоких озёрах максимальное за год значение температуры наблюдается в поверхностном слое в конце лета, а в глубинных слоях позже — в фазу осенней конвекции, когда в вертикальное перемешивание вовлекаются всё более глубокие слои водной толщи. Так, в Байкале нагревание поверхности воды прекращается в начале августа, а на глубине 50−100 м оно продолжается еще два месяца — до начала октября (рис. 9.12).

Специфичен термодинамический режим в тёплых стратифицированных озёрах, водная масса в которых не охлаждается до температуры ниже значения температуры наибольшей плотности воды. Например, во всей водной массе оз. Иссык-Куль зимой — гомотермия с температурой 4−5 °С, в придонном слое 500−600 м она снижается^[9][10] из-за давления до 3,6 °С. Во все сезоны года в озере периоJ°C Рис. 9.12. Внутригодовое измене.

ние температуры на различных глубинах в Байкале дически возникает циклоническая циркуляция с дрейфовым течением, вызванным сильными горными ветрами с местным названием «санташ» (восточный — из долины р. Тюп) и «улан» (западный — из долины р. Чу (рис. 9.13). При одновременном воздействии ветров на поверхность озера из-за силы Кориолиса его северозападный и юго-восточный участки берега становятся нагонными. Вдоль этих участков возникает зона прибрежного даунвеллинга^[11]. Горизонтальная изотермия преобразуется не в «купол» холодной воды, а в её гребень (рис. 9.13 а) несколько вытянутый вдоль продольной оси озера из-за дивергенции вод на его поверхности в зоне центральноозёрного апвеллинга (рис. 9.13 6). С прекращением ветреной погоды озёрную чашу начинают огибать две волны Кельвина. «Гребень» холодных вод из-за глубинных плотностных течений проседает, и в озере постепенно восстанавливаются свойственная штилевой погоде горизонтальная изотермия и прямая стратификация с четко выраженным сезонным слоем температурного и плотностного скачка (рис. 9.13 в).

Летом при шторме в Иссык-Куле в зоне апвеллинга, как и в Мичигане, появляется очень прозрачная и холодная (до 7−8 °С) гиполимниальная вода², в прибрежных зонах нагона температура воды повышается до 20−22 °С. Это олиготрофное озеро имеет высокое содержание растворенного кислорода во всей водной толще не только из-за многократного насыщения им гиполимниальной воды в зоне апвеллинга. При большой ее прозрачности летом (SD до 20 м) концентрация 0₂ при штиле максимальна на глубине 25−35 м в верхнем слое гиполимниона — 10−11 мг/л (115−128% нас.)³. Необычность Рис. 9.13. Котловина оз. Иссык-Куль и его термодинамическая структура в поперечном разрезе А-Б: а — в весенний шторм; б — при прекращении шторма и в — спустя сутки (/ - изотермы; 2 — границы зон нагона с даунвеллингом и зоны «гребня» холодной воды в апвеллинге; стрелками показаны нисходящие и восходящие токи воды (по: Архипов, Ревякин, 1987).

такого вертикального распределения кислорода возникает при ясной погоде вследствие фотосинтеза фитопланктона в этом глубинном слое, а находящийся над ним устойчивый термоклин препятствует его водообмену с эпилимнионом, в котором концентрация кислорода меньше и насыщение им воды не превышает 105%.

Температурный режим мелководных озёр. Озёра с площадью акватории в несколько десятков и сотен квадратных километров при средней глубине 1- 3 м, и максимальной — не более 5- 10 м (Лача и Воже в верховьях р. Онега, Кубенское, Белое в истоке Шексны, Выртсъярв в Эстонии) в безлёдный период перемешиваются до дна при каждом усилении ветра. В центральном их плёсе в ветреную погоду наблюдается полная гомотермия. Лишь на заросшей высшей водной растительностью литорали в периоды потепления температура воды может быть на 1−2, редко — на 2,5 °С градусов выше^[12], а в периоды похолоданий — ниже, чем на незаросшей части акватории. В штиль разница между температурой поверхности и дна летом может достигать 5−8, а при «цветении» синезелеными водорослями — 9−11 °С. Прямая стратификация без слоя температурного скачка исчезает с возникновением ветрового перемешивания. Поэтому температура верхнего слоя донных отложений летом постоянно почти равна температуре всей водной толщи и к его концу достигает 16−18 °С. Поэтому в верхнем слое донных отложений, толщиной до 3 м, накапливается большое количество теплоты.

В течение всего периода осеннего охлаждения водной массы, происходящего при гомотермии из-за полной конвективнодинамической вертикальной циркуляции, наблюдается медленная теплоотдача от донных отложений в воду, что увеличивает гидродинамическую неустойчивость водной толщи. Вследствие этих двух процессов — охлаждения с поверхности и нагревания со дна — и после перехода температуры воды через 4 °C в предзимнюю фазу охлаждения до О °С в озёрах не возникает обратной стратификации.

Теплоотдача со всей поверхности дна в мелких озерах продолжается и зимой. В результате этого температура в придонном слое воды составляет 2−3 °С, а его толщина постепенно увеличивается из-за слабого перемешивания водной массы сейшевыми течениями. Средняя температура всей водной массы в таких озерах минимальна в момент ледостава, а не в конце зимнего периода, как в глубоких озерах. Но теплозапас мелководной экосистемы, состоящей из водной массы и донных отложений, минимален в предвесенний период^[13].

• [1] Mortimer С. Н. Motion in thermoclines // Verh. Internat. Verein. Limnol. — 1961. — 14. -P. 79−83.
• [2] Гречушникова М. Г. Короткопериодные колебания температуры воды в долинномводохранилище // Вести. Моек, ун-та. — Сер. 5. Г еография. — 1997. — № 5. — С. 21−23.
• [3] 1 Россолимо Л. Л. Термина Косинских озёр // Тр. Косинской биол. станции. — Вып.
• [4] — М.: Гидрометеоиздат, 1929.
• [5] Тихомиров А. И. Температурный режим Ладожского озера // Круговорот веществаи энергии в озерных водоемах. — М.: Наука, 1967. — С. 51−57.
• [6] Rodgers G. К. The thermal bar in Lake Ontario, spring 1965 and winter 1965;66 // Publ. Great Lakes Res. Div. Univ. Mich. — 1966. — V. 15. — P. 369−374/
• [7] География озер Таймыра. — Л.: Паука, 1985. — 222 с.
• [8] Shimaraev М. N., Granin N. G., Zhdanov, A. A. The Role of Spring Thermal Bars in theDeep Ventilation of Lake Baikal Water // Limn. Oceanogr. — 38(5). — 1993. — P. 1068−1072.
• [9] Mortimer С. Н. Lake hydrodynamics // Mitt. Internat. Verein. Limnol. — 1975. — V. 20. -P. 124−197.
• [10] Озеро Иссык-Куль (Очерки по физической географии). — Фрунзе: Илим, 1978. — 210 с.236
• [11] Архипов Б. В., Ревякин В. И. Численное моделирование течения в озере Иссык-Куль // Вести. Моек, ун-та. — Сер. 5 География. — 1987. — № 1. — С. 43−48. «Шабунин Г. Д. Апвеллинг в озере Иссык-Куль // Динамика современных береговых процессов озера Иссык-Куль. — Фрунзе, 1981. у Езерова Л. В., Ломова Д. В. Взаимосвязи гидрохимических характеристик водноймассы оз. Иссык-Куль и режим растворенного в ней кислорода // Водные ресурсы. -1992.-№ 5.-С. 129−137.
• [12] Кубенское озеро. Материалы комплексных исследований. — Л.: Наука, 1974. — 31 с.
• [13] Гусаков Б. Л., Дружинин Г. В. Белое озеро. Прошлое, настоящее и будущее. — Л. :Гидрометеоиздат, 1983. — 111 с. «Hutchinson G. Е. A Treatise on Limnoligy. Vol. I, — London; N. Y., 1957.