Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ БЕЛАРУСЬ
УЧРЕЖДЕНИЕ ОБРАЗОВАНИЯ «БЕЛОРУССКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ПЕДАГОГИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ МАКСИМА ТАНКА
ФАКУЛЬТЕТ ЕСТЕСТВОЗНАНИЯ
Кафедра физической географии
КУРСОВАЯ РАБОТА
ТЕРМИЧЕСКИЙ И ЛЕДОВЫЙ РЕЖИМ ОЗЕР
по дисциплине «Общее землеведение»
|
СПЕЦИАЛЬНОСТЬ ГЕОГРАФИЯ. БИОЛОГИЯ |
СТУДЕНТКИ 201 ГРУППЫ МОРОЗ ЕКАТЕРИНЫ ДМИТРИЕВНЫ |
|
Допущена к защите: Заведующий кафедрой физической географии, доцент ТАРАНЧУК Анна Валентиновна «____» ________________ 2013 г. |
РУКОВОДИТЕЛЬ РАБОТЫ: Кандидат географических наук, доцент ТАРАНЧУК Анна Валентиновна |
Минск 2013
СОДЕРЖАНИЕ
ВВЕДЕНИЕ
Озеро — компонент гидросферы, представляющий собой естественный или искусственно созданный водоём, заполненный в пределах озёрной чаши (озёрного ложа) водой и не имеющий непосредственного соединения с морем (океаном). Озёра являются предметом изучения науки лимнологии.
В озерах нашей планеты содержится в четыре раза больше воды, чем в реках, но их жизнь гораздо менее продолжительна. И если озера не пополняются поступающими водами, они могут обмелеть, высохнуть или превратиться в болота. Озера среди поверхностных вод занимают особое место. Они отличаются замедленным водообменом, своеобразным термическим режимом, химическим составом, значительными изменениями уровня [1].
Актуальность работы. В последние десятилетия в мире наблюдается значительное увеличение объема гидроледотермических и ледотехнических исследований водных объектов (рек, каналов, озер, водохранилищ, морей) и сооружений на них, что имеет свои причины.
Озера являются источником пресной воды, а также незаменимый помощник в орошении земель. Но по причине антропогенной нагрузки, многие озера мира претерпели глобальные изменения.
Состояние водных объектов описывается совокупностью различных характеристик. В их число входят: уровень, расход, мутность, минерализация, биомасса, температура воды и другие характеристики в данный момент времени. Закономерно повторяющиеся изменения этих характеристик определяют гидрологический режим водного объекта. Одной из важных характеристик состояния и режима водного объекта является температура воды, которая определяет тепловое состояние и термический режим водных объектов [3].
Термический режим озер – это закономерные повторяющиеся изменения теплового состояния водотоков. Изучение теплового состояния и термического режима имеет большое значение для решения ряда научных и практических задач.
Процесс изменения температуры воды в озере связан с изменением интенсивности солнечной радиации и составляющих теплового баланса. Кроме того, на температуру поверхности воды и ее распределение по вертикали и акватории озера большое влияние оказывают глубина, площадь зеркала и наличие островов.
Ледовый режим озер – это совокупность закономерно повторяющихся процессов возникновения, развития и разрушения ледяных образований на водных объектах. Изучение ледового состояния и ледового режима озер имеет также большое значение для решения ряда научных и практических задач [6].
Цель данной курсовой работы: изучить особенности термического и ледового режимов озер.
Исходя из поставленной цели, в курсовой работе поставлены следующие задачи:
Курсовая работа состоит из введения, 4 глав, заключения и списка использованных источников. Объем курсовой работы составляет 29 страниц.
В 1-ой главе рассматривается тепловой баланс водоемов как основа формирования их термического режима, основные составляющие теплового баланса, во 2-ой – особенности термического режима озер и термические классификации озер, в 3-ей – основные пути влияния озер на климат и в 4-ой – ледовый режим озер.
ГЛАВА 1. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ВОДОЕМОВ КАК ОСНОВА ФОРМИРОВАНИЯ ИХ ТЕРМИЧЕСКОГО РЕЖИМА
Озера, расположенные в различных частях земного шара, нагреваются и охлаждаются по-разному, различны и температура воды, ее режимные характеристики. Многие озера зи мой покрываются ледяным покровом, время существования которого во многом определяется широтой местности и высотой водоема над уровнем моря. Термическое состояние водоемов является важнейшим лимитирую щим фактором их экосистем, определяет многие процессы, происходящие в этих водных объектах, а также термический режим вытекающих из них рек. Процессы нагревания и охлаждения поверхности воды влияют на ве личину испарения, на некоторые виды циркуляционных процессов, пере мещение масс воды в водоемах и т.п. Поэтому при изучении гидросферы вопрос термического состояния озер является одним из важнейших [4].
Изменение условий нагревания и охлаждения водоемов в основном определяется теплообменом, постоянно совершающимся между водной массой и атмосферой. Однако вследствие различных строения котловин, их форм и размеров реакция водоемов на эти климатические сигналы раз ная. Например, при увеличении площади зеркала возрастает интенсив ность ветровой деятельности, а вместе с ней и процессы динамического перемешивания. Возрастание глубин приводит к увеличению зоны низких температур воды. Заметное влияние на термический режим оказывают расчлененность береговой линии, наличие островов и др.
Процессы теплообмена наиболее интенсивно развиваются в самых поверхностных частях водоемов, на границе вода — воздух, а перенос тепла в более глубокие слои осуществляется как при непосредственном проникновении солнечной энергии в воду, так и в результате процессов переме шивания. При неподвижной воде в зависимости от ее мутности и цвета на глубину 1 м доходит до 30 % приходящей к поверхности лучистой энер гии, на глубину 5 м — до 5 %, а уже на глубине 10 м энергия практически равна 0. Однако эта общая закономерность нарушается при перемешива нии, и поверхностные воды могут проникать на глубину. Так как эти про цессы в реках и озерах протекают по-разному, то и распределение тепла в этих водных объектах различно. При этом большую роль играют особен ности связи температуры и плотности воды. Максимальную плотность пресная вода имеет при t = 4 °С (277 К), соленая при минерализации S = 10 ‰ — при t = 1,8 °С, а при S = 30 ‰ — при t = -2,7 °С.
Ледяной покров и снег на его поверхности кардинально меняют тепловой режим водоемов. Уже при толщине льда и снега 10 — 20 см практичес ки прекращается теплообмен между атмосферой и водной массой водоема и лишь в конце зимы, когда снег сходит, возможно проникновение сквозь лед некоторого количества радиации, что приводит к незначительному на греванию воды подо льдом [3].
Основные источники нагревания и охлаждения водоемов представле ны в уравнении (1) теплового баланса, которое за время Т имеет вид:
= Θпр – Θэф ± Θгл ± Θдно ± Θр ± Θисп ± Θв, (1)
где Θпр — прямая и рассеянная солнечная радиация;
Θэф — эффективное излучение;
Θэф — турбулентный теплообмен с атмосферой;
Θдно — теп лообмен с дном;
Θр — поступление тепла и его потеря с водой втекающих и вытекающих рек;
Θисп — тепло, затраченное на испарение и выделяемое при конденсации;
Θв — теплосодержание водной массы.
В уравнении (1) представлены лишь основные составляющие ба ланса, важнейшей из которых является радиационный баланс Θр.б = Θпр - Θэф.
Помимо приведенных существует большое количество и других со ставляющих, значения которых при нагревании и охлаждении водоемов существенно меньше, но при определенных условиях они могут быть зна чимыми. К ним можно отнести тепло, приносимое грунтовыми водами, тепло, выделяемое или затрачиваемое при образовании и таянии льда, при биологических и биохимических процессах и др.
Доля тепла, получаемого от того или иного источника, зависит от ме теорологических условий и меняется от сезона к сезону. При этом боль шую роль в соотношении элементов баланса играют строение котловин и особенно их размеры (табл. 1.1). Крупные водоемы, аккумулирующие большие запасы тепла, обладают высокой тепловой инерцией. В замерза ющих водоемах в теплую часть года тепло поступает через открытую по верхность воды и основным источником тепла является Θпр, которая мо жет достигать 90 — 98 % всей приходной части баланса. Основные потери тепла в хорошо прогреваемых водоемах засушливой зоны происходят при испарении и могут достигать 60 — 70 %; на водоемах, расположенных в бо лее увлажненных районах, эти величины заметно ниже. Поступление теп ла по рекам для крупных глубоких озер составляет не более 2 — 3 %, но для малых озер эта величина может достигать 50 — 60 %. Такие же значения характерны и для долинных водохранилищ [4].
Таблица 1.1 Составляющие теплового баланса озер за периоды нагревания и охлаждения (ккал/см2). По Л.И. Тихомирову
Таким образом, знак теплового баланса, показывающий нагревание или охлаждение воды, зависит в первую очередь от широты, высоты мест ности и времени года.
Очень важным лимитирующим фактором озерных экосистем является теплозапас всей водной массы водоема или его отдельных частей. Коли чество тепла определяет тепловую инерцию водоема и влияет на его биопродуктивность. Теплозапас определяется по формуле
Θв = tVpC, (2)
где t — температура воды (°С); V— объем воды (м3); р — плотность воды (г/м3); С — удельная теплоемкость воды (кал/(г • град)).
Для пресных водоемов р = 1, С= 1, тогда количество тепла в единице объема (V= 1) равно Θ ~ t.
Таким образом, очень большие теплозапасы характерны для крупных водоемов, расположенных в аридной зоне [8].
ГЛАВА 2. ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ ОЗЕР
2.1 Особенности термического режима озер
Особенности нагревания и охлаждения различных водоемов, расположенных в разных физико-географических зонах, в результате поступления и отдачи тепла через водную поверхность и перераспределения его в вод ной массе приводят к формированию разных типов термического режима. При этом термический режим, связанный в первую очередь с характером изменения температуры воды по глубине (термическая стратификация), имеет годовой термический цикл (рис. 2.1.1). За этот период в водоемах на блюдаются три основных вида термической стратификации:
Рис. 2.1.1 Изменение температуры воды t по глубине Н [4]
а) субполярное озеро Кроноцкое на Камчатке (по А. М. Догановскому): 1- январь, 2 - но ябрь, 3- июль, 4- сентябрь;
б) тропическое озеро Виктория в Африке (по Б. Хендерсону- Селлерсу): 1- сентябрь, 2 — декабрь, 3- июнь, 4- март.
В некоторых случаях наблюда ется смешанная стратификация, когда, например, в верхних слоях водоема имеет место гомотермия, а в нижних — прямая или обратная стратифика ция. Такое сложное распределение температур, а следовательно, и плот ности воды приводит к возникновению циркуляционных процессов — движению водных масс. Важную роль в этом играет ветер, воздействую щий на открытую водную поверхность. В зависимости от вида стратифи кации эти движения приводят к перемешиванию воды (миктичность, от английского слова mix — перемешивать) во всем водоеме или в его части. Таким образом, интенсивность перемешивания зависит не только от ско рости ветра, но и от сопротивления водной массы перемешиванию. Это со противление возрастает, когда более плотные (холодные) слои воды под стилают менее плотные. Количественно сопротивление можно оценить с помощью коэффициента устойчивости водных масс:
(3)
где — приращение плотности воды по глубине Н. Чем выше положи тельные значения D, тем больше сопротивление воды перемешиванию. В случае отрицательных D возникает свободная конвекция и более тяжелые вышележащие слои воды будут опускаться вниз.
Продолжительность периодов существования той или иной стратификации, момента ее наступления зависит от времени года, географической широты местности, а также от объема водной массы озер и водохранилищ и особенностей формы их котловин. За исключением экваториальных рай онов, увеличение высоты расположения водоема над уровнем моря влияет на термический режим в основном так же, как и увеличение широты [8].
Период осеннего охлаждения начинается с начала теплоотдачи (тепловой поток направлен из воды в атмосферу) и заканчивается установлением осенней гомотермии — температуры наибольшей плотности воды но всей глубине водоема. Характерной особенностью этого периода является ин тенсивная конвективно-ветровая циркуляция во всей толще воды. Однако в очень глубоких водоемах этот процесс может наблюдаться лишь до глу бин 300 м. В мелководных озерах и водохранилищах эта фаза кратковре менна и установление гомотермии происходит в течение нескольких су ток; в глубоководных она может растянуться на несколько месяцев. В рай онах холодного и умеренного климата процесс осеннего охлаждения начинается уже в июле-августе, а на водоемах субтропической и тропи ческой зон эта фаза не наблюдается вообще.
После установления гомотермии начинается период зимнего охлаждения, когда расходная часть теплового баланса (отдача тепла) преобладает над приходной. Продолжается выхолаживание поверхностных слоев воды и формируется обратная термическая стратификация. При установлении ледяного покрова потери тепла происходят через снежно-ледяную толщу. У нижней кромки ледяного покрова температура воды приближается к 0 °С, а у дна — к 4 °С. В умеренных широтах зимнее охлаждение и обрат ная термическая стратификация наблюдаются вплоть до апреля-мая. В направлении субтропиков эти явления постепенно смещаются к началу года. В субтропических и тропических зонах эта фаза отсутствует. Умень шение отдачи тепла в атмосферу и поступление тепла от дна часто приво дят к некоторому повышению температуры воды, т.е. возможно зимнее нагревание [9].
В период, когда тепловой поток направлен в воду, происходит процесс весеннего нагревания. Па замерзающих водоемах этот процесс начинается еще при наличии ледяного покрова, но уже при растаявшем снеге. В это время в связи с небольшим повышением температуры подо льдом форми руется процесс конвекции. При разрушении ледяного покрова процесс на гревания интенсифицируется, и через некоторое время водные массы вновь становятся однородными по температуре. Формируется весенняя гомотермия. На малых водоемах умеренной зоны весеннее нагревание приходится на апрель-май и в конце мая процесс уже завершается, в то время как на крупных глубоких водоемах он растягивается до середины лета [11].
Период летнего нагревания начинается с момента установления весен ней гомотермии и заканчивается к моменту начала теплоотдачи воды. В этот период перемешивание осуществляется главным образом за счет дея тельности ветра и формируется прямая стратификация. При значительном повышении температуры поверхностных слоев сопротивление перемеши ванию заметно возрастает. Тем не менее в поверхностном слое наблюдает ся выравнивание температуры за счет ветра и охлаждения воды в ночное время, что приводит к образованию вертикальной зоны с малыми темпера турными градиентами. В нижних слоях водоема сохраняется холодная вода с плавным понижением температуры. Между этими теплым и холод ным слоями возникает сравнительно тонкий слой с резким изменением температуры, иногда достигающей 10 — 12 градусов на 1 м. Таким обра зом, в этот период вся водная толща разбивается на три вертикальные тер мические зоны:
Толщина этих вертикальных слоев зависит от размеров водоема и ин тенсивности ветровой деятельности. Для крупных глубоководных водое мов эпилимнион может достигать 20 — 30 м. Мелкие водоемы могут быть перемешаны до дна и для них типична летняя гомотермия. В условиях неустойчивой погоды (различные ветры, температуры) в водоеме могут возникнуть второй и третий ме талимнион. В те чение лета темпе ратурный скачок постепенно опус кается па боль шую глубину и к началу осеннего охлаждения исче зает [3].
Рис. 2.1.2 Терми ческие зоны в водо еме в период летне го нагревания [8].
В водоемах, для которых характерно наличие мелководных и глубоководных участков, процесс нагревания и охлаждения происходит с различ ной интенсивностью и в разные сроки. Поэтому весной в мелководной зоне формируется прямая стратификация, в то время как в глубоководной зоне все еще существует обратная. Это приводит к появлению между эти ми зонами вертикального слоя воды с температурой наибольшей плотнос ти, который называется термическим баром. Осенью наблюдается обрат ный процесс. Продолжительность существования термического бара зави сит от размеров водоема и мелководий. Например, в Ладожском озере термический бар наблюдается в течение полутора месяцев — с середины мая по первую декаду июля. Термический бар изолирует прибрежные быстро нагревающиеся воды (теплоактивную область — ТАО) от более холодной воды центральной части озера (теплоинерт ной области — ТИО). Водо- и теплообмен через термический бар затруднен. По мере общего нагревания водоема термический бар смещается к центру озера и в конце концов исчезает [2].
Осенью прибрежные воды охлаждаются до 4 °С быстрее, чем воды центральной части озера. При последующем охлаждении вод, так же как и весной, возникает термический бар, отделяющий более холодные прибрежные воды температурой ниже 4 °С от вод температурой выше 4 °С. Как и весной, термический бар постепенно смещается к центру озера. Будучи прежде всего своеобразным тепловым барьером в озерной толще, термический бар служит также и динамическим барьером между прибрежными водами и водами центральной части озера, которые благодаря это му могут обладать и существенно различными физико-химически- ми и гидробиологическими свойствами. Поэтому роль термическо го бара в водоемах чрезвычайно велика. Это явление впервые было обнаружено еще Ф. А. Форелем и детально исследовано отечествен ным озероведом А. И. Тихомировым.
Таким образом, термический режим водоемов определяется циркуляционными процессами, происходящими в них в различные сезоны года, и разными климатическими условиями.
Термический режим озер с повышенной минерализацией воды существенно отличается от термического режима пресноводных озер. Летом сильно минерализованные воды могут нагреваться до 50— 70 °С. Зимой такая вода в поверхностном слое, не замерзая, охлаж дается до значительной отрицательной температуры. У дна же может сохраниться в течение всего года положительная, иногда заметно повышенная температура воды. Термический режим озер с солоно ватой или соленой водой (водой морской солености) имеет много общего с термическим режимом морей [10].
Интересное явление (так называемая термическая инверсия) наблюдается осенью в прибрежной зоне озер (и морей тоже) с со лоноватой и соленой водой, если в этом месте в водоем впадает река. Осенью обычно отмечается заметный контраст в температуре речной воды (она уже охладилась) и морской воды (она еще сохра няет повышенную температуру). В результате в поверхностном слое озера вблизи устья реки вода оказывается холоднее, чем в нижеле жащих слоях. Вертикальная плотностная устойчивость вод при этом не нарушается: в поверхностном слое располагается хотя и более холодная, но опресненная и поэтому менее плотная вода, а ниже — хотя и более теплая, но более соленая и поэтому более плотная вода [4].
2.2 Термические классификации озер
Все предложенные классификации озер можно разделить на основании заложенных в них принципов на три главные группы:
Впервые термическая классификация озер была предложена Ф.А. Форелем в 1892 году. В соответствии с климатическими зонами, частотой и длительностью температуры воды в озере, выше или ниже 4°С, им были выделены три типа озер: полярные, умеренные и тропические [8].
Полярные (холодные) озера характеризуются обратной температурной стратификацией в течении длительного периода. Температура поверхности в них всегда ниже 4°С. Период летнего термического режима короткий. К полярным относятся озера севера Канады и Сибири, а также озера высоких гор (рис. 2.2.1,а).
Умеренным (смешанным) озерам свойственна прямая (летом) и обратная (зимой) стратификация. Температура поверхности выше 4°С летом и ниже 4° С зимой. Сезонные колебания значительны. Слой скачка выражен отчетливо. Регулярных периодов циркуляции два — весной и поздней осенью. К этой группе относятся многочисленные озера в умеренных широтах Европы, Азии, Северной Америки (рис. 2.2.1,в).
Тропические (теплые) озера имеют высокую температуру и незначительные колебания ее в течение года. Температура поверхности воды высокая, от 20 до 30°С. Годовые колебания незначительны, температурный градиент мал, но при высокой температуре градиент плотности достаточный для сохранения устойчивости. В озерах влажных тропиков циркуляция происходит нерегулярно, обычно в холодное время года; в озерах сухих тропиков наблюдается более четкая сезонная периодичность циркуляции. Характерно постоянная прямая стратификация. Таких озер очень много в Африке, в Южной Америке. В Европе к ним относятся Женевское озеро, Иссык-Куль (рис. 2.2.1,б).
Рис. 2.2.1 Схема температурной стратификации в озерах полярных (а), тропических (б) и умеренного климатов (в) [8]:
1 – обратная температурная стратификация зимой, 2 – весенняя гомотермия, 3 – прямая температурная стратификация летом, 4 – осенняя гомотермия, А – весеннее нагревание, Б – летнее нагревание, В – осенне охлаждение, I – эпилимнион, I – металимнион, III – гиполимнион, IV – ледяной покров
Позже эта классификация уточнялась многими учеными (Ф. Руттнером, Ф.Л. Уипплом, С. Иошимура, Монгеймом и др.). Ф. Руттнер (1931) дополнил классификацию Ф. Фореля субтропическим типом озер, С. Иошимура (1936) - субполярным, Г Морандини (1940) - экваториальным. Ф. Монгейм (1956) среди тропических озер выделил подтипы: субтропические озера, озера влажных зон тропиков и озера периодически сухих внетропических зон. А. Р Зефар (1959) вводит в подразделение озер умеренного, тропического и субтропического типов и принцип вертикальной зональности (табл. 2.2.1). В результате дополнительно выделены озера экваториальные, субполярные, субтропические, тропические с двумя подтипами: влажных и сухих тропиков [7].
Таблица 2.2.1 Классификация озер мира (по: Zafar, 1959)
|
I. Полярные 1а. Субполярные |
II. Умеренные h*<1 км 1а. Умеренно-субарктические, 1<h<2 км 2б. Умеренно-арктические, h > 2 км |
III. Тропические, h <1 км 1. Тропические-субтропические, h = 1-2 км 2. Тропические-умеренные, h = 2-4 км 3. Тропические-субтропические, h=4-6 км 4. Тропические-арктические h = 6 км IIIa. Субтропические h > 1 км 1. Субтропические умеренные, h = 1-2 км 2. Субтропические субарктические, h = 2—4 км 3. Субтропические арктические, h> 4 км |
Термические классификации не учитывают влияния глубины озер на распределение температуры воды в вертикальном и горизонтальном направлениях. Морфометрические характеристики озер учитываются термическими классификациями для одного зонального типа [5].
В основу этой группы классификаций заложено 13 принципов:
1) температура придонного слоя воды в летний период (Гейстбек, Анучин, Уиппл, Хатчинсон);
2) средняя температура столба воды в районе максимальной глубины (Домрачев) или средняя температура воды всего озера в период летней стагнации (Китаев);
3) суммы температур воды (градусодни) за период с температурой выше 10 °С (Китаев);
4) характеристика термики теплоактивного слоя и влияние его на прилегающие территории (Молочанов);
5) характер нагревания водных масс в весенне-летний период (Филатова, Глазычева, Голдина, Якушко, Фрейндлинг);
6) разность температур придонных слоев воды в летний и зимний периоды (Домрачев, Андреева, Хомскис);
7) отношение глубины эпилимниона к максимальной глубине озера (Зинова, Нагель) или максимальной глубины озера к глубине эпилимниона (Захаренков);
8) годовые колебания температуры воды и характер температурной стратификации летом (Семенович, AbergandRodhe, Тихомиров, Абросов);
9) характер летнего перемешивания водных масс в зависимости от площади, глубины озера, разгона ветра и учета разных климатических зон (Паталас, Латроп и Лили, Арай, Горхам и Бойс, Ефремова, Пальшин);
10) перепад температуры воды по глубине летом, теплоотдача ложа дна зимой, численные значения критериев Фурье и Био (Пехович, Жидких);
11) соотношение тепла, идущего на нагревание водоема и испарение (Несина, Огнева);
12) соотношение зон бентали и пелагиали в период летней стагнации (Долгов, Китаев);
13) элементы теплового баланса, теплобюджет (Форш, Смирнова, Несина и Огнева, Kirillovaи Smirnova).
В 1885 году А. Гейстбек предложил делить озера на «теплые» и «холодные» в зависимости от глубины и термического режима. В «теплых» озерах температура придонных слоев воды в летний период не ниже 6,5 °С; в «холодных» - всегда ниже 6,5 °С, а чаще составляет всего 4,2 - 4,5 °С.
В дальнейшем Д.Н. Анучин (1897) разделил озера не на две, а на три группы:
Аналогичную термическую классификацию озер годом позже предложил Ф.Л. Уиппл (1898). В «холодных» озерах температура воды около 4 °С, «умеренно-холодных» - несколько выше 4 °С и в «теплых» - значительно выше 4 °С. Эту классификацию, с незначительной поправкой, приводит Д. Хатчинсон в трактате по лимнологии 1957 г.
Одной из основ классификации озер Северо-Западного края СССР П.Ф. Домрачева (1922) были температурные условия и, в частности, летняя средняя температура столба воды, а также разность температур на поверхности и у дна. В глубоких озерах средняя температура составляет около 11 °С, разность между поверхностной и придонной температурами – 13 - 20 °С; в среднеглубоких - соответственно 16 и 6 °С; в мелководных озерах - 20 и 2 °С.
Развивая классификацию П.Ф. Домрачева, можно за основу взять среднюю интегральную температуру всего озера в летний период (Китаев, 1975, 1978, 1984) и в зависимости от ее величины разделить водоемы на следующие классы:
Кроме того, озера умеренной зоны по сумме температур воды выше 10°С распадаются на следующие термические группы (С.П. Китаев, 1975, 1978, 1984) [5]:
- очень теплые - суммы температур более 4000 °С;
- теплые - суммы температур 2000 — 4000 °С;
- умеренно-теплые - суммы температур 1000 - 2000 °С;
- холодные - суммы температур 500 - 1000 °С;
- очень холодные - суммы температур менее 500 °С.
Хотя температура воды 10 °С имеет несколько условный характер, она, как указывает Д.Н. Анучин (1897), И.И. Николаев (1971) и как принято в климатологии, является наиболее обоснованным и легко контролируемым критерием, разделяющим холодные и умеренно-теплые условия.
В 1925 г И.В. Молчанов предложил термическую классификацию водоемов по характеристике теплоактивного слоя (эпилимниона) озер: «можно построить разделение озер на группы по особенностям теплоактивного слоя и различать: I - теплые и II - холодные озера. Первые - нагреватели в течение целого года (в среднеарифметическом выводе); вторые - охладители до перелома лета и нагреватели после». В более поздней работе И. В. Молчанов (1929) теплые озера назвал термопозитивными, холодные - термонегативными и промежуточные между этими типами – термоиндифферентными [6].
Т.Н. Филатова (1957, 1959) озера Карельского перешейка делит на две основные группы: озера с устойчивой термической стратификацией и неустойчивой. В последней группе озер различают три подгруппы.
По характеру вертикального распределения летней температуры воды озер Н.И. Семенович (1935) делит водоемы Якутии на три группы: озера с очень слабо выраженной температурной стратификацией - температуры поверхностных и придонных слоев почти одинаковы («теплые»); озера со слабо выраженной температурной стратификацией - разность температур поверхностных и придонных слоев значительна, но падение температуры с глубиной равномерное, почти без скачка («умеренно холодные»), и озера с резко выраженной температурной стратификацией и слоем скачка - глубокие («холодноводные»). Дальнейшее совершенствование термическая классификация озер получила в работах Б. Аберга и В. Роде, К. Паталаса, А. И. Тихомирова и В. Н. Абросова.
B. Aberg, W. Rodhe (1942) среди озер Швеции различают весенне-меромиктические - наиболее глубокие и холодные; стабильно расслоенные водоемы, имеющие слой температурного скачка; метастабильно расслоенные водоемы или умеренно холодные и эпилимнические - теплые, без стратификации [1].
В основе квалификации озер умеренной зоны по температурному режиму А.И. Тихомирова (1968, 1970, 1982) лежит годовой ход температуры и характер температурной стратификации озер в летний период. Среди озер умеренной зоны А.И. Тихомиров различает озера эпитермические (мелководные), метатермические (среднеглубокие) и гипотермические (глубокие). Среди метатермических озер А. И. Тихомиров выделяет еще два подтипа: переходные от эпитермического к метатермическому и от метатермического к гипотермическому [7].
В классификации озер умеренной зоны, предложенной В.Н. Абросовым (1971, 1982), озера разделяют на: тепловодные однородные, в которых объем эпилимниона Е равен объему озера; тепловодные разнородные, в которых объем эпилимниона Е много больше объема гиполимниона Н; умеренно холодные - Е Н 1, холодные - Е Н 1 и очень холодные - Е 1.
А.И. Пехович и В.М. Жидких (1972, 1976) озера по глубине подразделяют на три типа: мелкие, глубокие и очень глубокие. В мелких водоемах летом перепада температур по глубине почти нет, придонная температура летом и зимой изменяется, в период ледостава наблюдается теплоотдача ложем водоема накопленного тепла. В глубоких озерах и водохранилищах температура поверхностных и придонных слоев различна, придонная температура летом и зимой изменяется, в период ледостава теплоотдачи ложем почти нет. Очень глубокие водоемы имеют большой перепад температуры, и у дна температура практически постоянна, в связи с чем не наблюдается теплоотдачи ложем. Изучение теплобалансовых характеристик водоемов позволило Н.В. Несиной и Т.А. Огневой (1975) выделить три типа озер по соотношению составляющих теплового баланса: глубокие озера, в которых 70 - 80% радиационного тепла идет на нагревание, 20 - 30% - на испарение; среднеглубокие - соответственно 15 - 20% идет на нагревание, 70 - 80% - на испарение и мелководные - только 5 - 10% идет на нагревание, 80 - 90%) - на испарение [9].
Развернутую термическую классификацию озер по тепловому балансу и другим показателям дала Н. П. Смирнова (1973, 1982, 1993).
Названные термические внутризональные классификации озер (А.Гейстбек, Д.Н. Анучин, Ф.Л. Уиппл, И.В. Молчанов, А.Д. Зинова и П. Нагель, Н.И. Семенович, Хатчинсон, К. Паталас, Хомскис, Фрейндлинг, Захаренков, А.И. Тихомиров, В.Н. Абросов, Н.В. Несина, Т.А. Огнева, Н.П. Смирнова и др.), учитывая местные специфические условия для термического режима озер, в то же самое время недостаточно полно принимают во внимание особенности строения озерных чаш. Еще Halbfass (1900) указывал, что продуктивность озер, их особенности и свойства зависят не только от глубины, но и от соотношения между собой литорали, изрубья (сублиторали) и донной области (профундали), размера и характера водосборной площади, что, в свою очередь, влияет на физические и химические свойства воды в озере. Большое значение Halbfass придавал грунтам озера и, наконец, флоре и фауне с точки зрения их взаимодействия. Им же предложен зональный метод исследования отдельных участков озера. С этими основными положениями вполне согласен Сомов (1920). Вопросы термических и оптических условий деления пелагиали и бентали на зоны и методы определения температур по вертикали будут рассмотрены в восьмой главе.
Что касается комплексных термических классификаций озер с учетом физико-географических зон и вертикального водообмена (циркуляций), то таких классификаций было предложено четыре: Хатчинсон и Леффлер (Hutchinson, Loffler, 1956), Левис (Lewis, 1983), С. В. Рянжин (1989), JI. М. Галкин (1970).
Хатчинсон и Леффлер (табл. 2.2.2) полярные и субполярные озера разделяют на амиктические (без циркуляции) и холодные мономиктические, т. е. озера с одной циркуляцией в году. Озера умеренной зоны почти все димиктические (две полные циркуляции в году), а озера тропической и субтропической зон — теплые мономиктические, олигомиктические (несколько циркуляций в году) и холодные и теплые полимиктические (циркуляции почти ежедневно). Кроме того, Bayly и Williams (1973) среди мономиктических озер выделили хейтомиктические [4].
Таблица 2.2.2 Типы озер мира в зависимости от физико-географических зон и числа полных периодов циркуляции (Hutchinson, Loffler, 1956; Bayly, Williams, 1973)
|
Зона |
Тип озера по циркуляции |
|
|
Хатчинсон, Леффлер |
Бейли, Уильямс |
|
|
Полярные |
Амиктические |
Амиктические |
|
Субполярные |
Холодные мономиктические |
Холодные мономиктические |
|
Умеренные |
Димиктические |
Димиктические |
|
Тропические |
Олигомиктические |
Олигомиктические |
|
|
Полимиктические |
Полимиктические |
|
|
Холодные полимиктические |
Холодные полимиктические |
|
Субтропические |
Теплые мономиктические |
Теплые мономиктические |
|
|
|
а) теплые мономиктические (перемешивание зимой) |
|
|
|
б) теплые мономиктические (перемешивание летом) |
Термический режим водоемов определяется циркуляционными процессами, происходящими в них в различные сезоны года, и разными климатическими условиями. На этой основе Леффлером и Хатчинсоном была составлена термическая классификация озер (рис. 2.2.2).
Рис. 2.2.2 Классификация озер но термическому признаку в зависимости от ши роты местности (ф) и высоты над уровнем моря (м). По Хатчинсону и Леффлеру [4]
1,2 - переходные области, 3 - озера разных типов
Амиктические водоемы никогда не перемешиваются, так как имеют по стоянный ледяной покров. К этому классу относятся водоемы арктической зоны и Антарктики.
Холодные моноомиктические, как правило относительно глубокие водоемы, распространены в зоне тундры и отличаются только лет ним перемешиванием, температура воды в них никогда не превышает 4 °С.
Димиктические водоемы находятся в умеренной зоне, и конвективное пере мешивание наблюдается в них весной и осенью.
Теплые мономиктические водоемы распространены в субтропической зоне, и циркуляционные про цессы в них наблюдаются только один раз зимой.
Для полимиктических во доемов характерна полная циркуляция, вызванная сильным нагреванием воды днем и охлаждением ночью. К этому классу относятся водоемы саванн и горные озера тропического пояса.
Олигомиктические водоемы характери зуются нерегулярной циркуляцией и лишь при похолоданиях. Этот класс озер распространен в зоне влажных тропических лесов.
Водоемы, которые остаются неперемешанными из-за присутствия слоя воды, имеющей высо кую минерализацию, называются мезомиктическими. Чаще всего такие озера расположены в зоне аридного климата [6].
Дальнейшее развитие термическая классификация озер Хатчинсона - Леффлера получила в работах С. В. Рянжина (1989, 1990), который уточнил распространение теплых тропических, высокогорных и приэкваториальных озер.
Однако классификация озер Хатчинсона - Леффлера имеет ряд недостатков. Практически из их классификации исключены почти все мелководные озера, особенно умеренной зоны, а их - миллионы. Не совсем ясно, куда относить меромиктические озера, - у них в перемешивании участвуют только миксолимнион.
Все эти недостатки устраняет предложенная W. Lewis (1983) термическая классификация озер. У меромиктических озер он предлагает принимать во внимание только верхний слой, который в годовом цикле участвует в перемешивании. При сохранении всех типов озер классификации Хатчинсона - Леффлера W. Lewis предлагает еще дополнительно холодные олигомиктические и холодные полимиктические, которые включают и мелководные озера (рис. 2.2.3) [2].
Рис. 2.2.3 Термическая классификация озер W. Lewis (1983) [6]
ГЛАВА 3. ВЛИЯНИЕ ОЗЕР НА КЛИМАТ
Озера оказывают влияние на климат прилегающих к ним райо нов. Это влияние определяется размером водной поверхности озера и объемом его водной массы. Испарение с водной поверхности в первую очередь влияет на влажность воздуха приозерного рай она. Обладая большой тепловой инерцией, крупные, незамерзаю щие водоемы смягчают климат прибрежных районов. В холодную половину года здесь наблюдается более высокая температура, чем вдали от озера, в теплую, наоборот, — более низкая. Так, например, в районе оз. Байкал температура на береговых станциях в декабре обычно на 8 — 12° С выше, чем на станциях, где влияние озера не сказывается, а в июле — на 6 — 8° С ниже. Воздействие озер на климат прилегающих к ним территорий затухает сравни тельно быстро по мере удаления от береговой полосы в глубь кон тинента.
Климатические особенности водоемов и прибрежных территорий возникают прежде всего из-за значительных различий структуры теплового баланса суши и воды. Так, в частности, исследования Т. В. Кириловой и других специалистов показали, что около 90 % радиационного баланса на водоемах расходуется на прогревание водных масс и испарение и только 10% - на турбулентный поток тепла в воздух, вследствие чего нагревание воздуха над водоемами небольшое и почти одинаковое днем и ночью, в то время как над сушей оно заметно меняется в течение суток [11].
В среднем за год водоемы теплее суши, на что указывал еще А. И. Воейков. Исключение составляют только водоемы, находящиеся в очень сухих и жарких климатах, где испарение с поверхности суши ничтожно, а с водной поверхности велико.
Вследствие различий в соотношении между составляющими радиационного и теплового балансов водной поверхности и суши создается местная циркуляция (бризы), наиболее четко выраженная в теплое время года в прибрежной полосе, размеры которой зависят от площади водоемов и контрастов в температуре поверхности суши и водоема, а также от строения окружающей территории. Днем над нагретой сушей конвективные потоки поднимаются вверх, а на смену им с водоемов в нижнем слое приходит более холодный воздух, возникает дневная ветвь бризовой циркуляции [8].
Ночью, когда суша становится холоднее водных масс, возникает обратная циркуляция. Бризы помимо морских побережий наблюдаются на больших и малых водоемах и на больших реках (например, на Волге). Чем меньше водоем, тем меньше скорости бриза, его горизонтальная и вертикальная мощность. Наиболее часто мощные бризы возникают в низких широтах, в средних широтах бризовая циркуляция выражена слабее. Особенности орографии прибрежных территорий влияют на проникновение бриза в глубь суши. Наиболее благоприятные условия создаются для его распространения на плоских побережьях, где он проникает в глубь суши на десятки километров, а в отдельных случаях и до 100 км, как, например, в районе Рионской долины. При нахождении вблизи береговой линии горных препятствий проникновение бризов в глубь территории ограничено.
Скорости ветра при бризовой циркуляции могут быть различные, от 1-2 до 7 м/с и более в случае хорошо развитого бриза. Влияние водоемов на скорость ветра на побережьях прослеживается и при отсутствии бризовой циркуляции. Скорость ветра над водоемами всегда больше, чем над прилегающими участками суши вследствие малой шероховатости водоемов. Различия в шероховатости воды и суши приводят к тому, что воздушные потоки, встречая меньшее сопротивление движению над водой при ветре, дующем под углом к суше, имеют тенденцию обтекать береговую линию со стороны моря. Встречая на пути мысы, особенно гористые, ветер частично их обтекает, а частично переваливает через них и резко усиливается. Поэтому на мысах нередко можно наблюдать скорости ветра большие, чем над открытым морем. Здесь проявляется комбинированное влияние водной поверхности, границы с сушей и рельефа. По мере удаления от берега скорости ветра в прибрежной полосе ослабевают приблизительно по логарифмическому закону, и на расстоянии порядка 10 км влияние моря уже не сказывается.
Водоемы в зависимости от размера оказывают большее или меньшее влияние на термический режим прибрежных районов. Влияние это неоднозначно в зависимости от сезона, времени суток и погодных условий [3].
ГЛАВА 4. ЛЕДОВЫЙ РЕЖИМ ОЗЕР
Озера по характеру ледового режима в зависимости от климатических условий подразделяются на четыре группы: не имеющие ледовых явлений, с неустойчивым ледоставом, с устойчивым ледоставом зимой, с ледоставом в течении всего года.
У озер третьей группы, так же как и у аналогичных рек, выделяют три характерных периода ледового режима: замерзания (осенних ледовых явлений), ледостава, вскрытия (весенних ледовых явлений).
Ледовые явления начинаются после того, как температура по верхностного слоя достигнет точки замерзания (0 °С для пресно водных озер, точка h на рис. 4.1). Этот момент, в свою очередь, наступает несколько позже перехода средней суточной температуры воздуха через 0 °С (точка g). Ледостав устанавливается позже начала ледовых явлений (точка і).
В той же последовательности наступают характерные моменты ледового режима в весенний период: сначала средняя суточная тем пература воздуха переходит через 0 °С (точка е), затем начинает повышаться температура воды в полыньях (некоторые участки реки могут в течение долгого времени, иногда в течение всей зимы, не замерзать) и закраинах (точка а) и, наконец, с некоторым запозданием озеро освобождается от льда (точка f).
Рис. 4.1 Схема внутригодовых изменений температуры воз духа (1) и температуры воды в поверхностном (2) и придон ном (3) слоях глубокого пресноводного озера в умеренных широтах Северного полушария; 4 — ледостав; периоды: А — весеннего нагревания, Б — летнего нагревания, В — осеннего охлаждения, Г— предзимнего и зимнего охлаждения [4]
Нарастание льда в период ледостава происходит быстрее, чем суровее зима и меньше слой снега на льду. Для расчета нарастания толщины льда применяют формулы типа формул Быдина (4) — (5).
hл = 2 (4)
hл = 11 (5)
Озерный лед обычно имеет слоистое строение. Непосредствен но на поверхности воды лежит прозрачный водный кристаллический лед, на котором в случае выхода воды по трещинам образуется малопрозрачный водно-снеговой лед (наслуз) из пропитанного водой снега. При подтаивании и последующем смерзании лежащего на льду снега формируется снеговой лед.
Толщина льда на озерах северо-запада Европейской части Рос сии достигает 50 — 60 см, на озерах севера Сибири — 2 — 3 м.
Таяние и разрушение льда на озерах происходит под воздей ствием солнечной радиации, теплообмена льда с атмосферой и с на гревающейся водой самого озера, теплоты, поступающей с талыми снеговыми, дождевыми и речными водами. В ряде случаев заметное влияние оказывают и механические факторы — течения, волнение, ветер. Чаще всего лед на озерах тает на месте, причем лед стаивает как с верхней, так и с нижней своей поверхности. Раньше всего лед тает вблизи берегов, уже освободившихся от снежного покрова и поэтому быстрее нагревающихся. Участки чистой воды у берегов, так же как и на реках, называют закраинами. Часть льда может быть вынесена из озера вытекающей из него рекой. Поскольку лед сходит на озерах позже, чем на реках, на вытекающей из озера реке могут наблюдаться два ледохода: «речной» и «озерный». Так, на Неве появление «ладожского льда» уже после очищения от «не вского льда» — явление довольно обычное.
К пер вичным ледовым образованиям, как и на реках, относятся: сало (плывущие куски ледяной пленки, состоящей из кристалликов льда в виде тонких игл), забереги (узкие полоски неподвижного тонкого льда) и отдельные льдины. На крупных озерах эти ледяные образования называют припаем. Образованию заберегов и припая препятствует волнение [8].
На водоемах тропической и субтропической зон, где температура воздуха всегда положительна, ледяной покров, как и снеж ный, не образуется вообще. В более высоких широтах, где невысока по вторяемость отрицательных температур, ледяной покров неустойчив или образуется не каждый год. В отдельные годы глубоководные водоемы, даже расположенные в умеренной зоне, могут замерзать не полностью. Например, Ладожское озеро, его центральная часть, один раз в 5 лет не по крывается льдом. Средние даты замерзания озер глубиной 2—3 м, распо ложенных на Северо-Западе России, приходятся на последнюю пентаду октября, в то время как озера глубиной 20 — 22 м покрываются льдом в конце второй декады ноября. Интенсивность нарастания льда dh за время dτ зависит от соотношения тепловых потоков через лед в атмосферу Θл и из воды к нижней поверхности ледяного покрова Θв:
(6)
где L — удельная теплота ледообразования; рл — плотность льда.
При Θв > ΘЛ лед нарастает, при Θв < Θл лед тает.
Большую роль в нарастании и таянии льда играет снежный покров на льду, который заметно замедляет этот процесс.
Толщина ледяного покрова приблизительно может быть установлена по ее зависимости от суммы отрицательных температур воздуха:
hл = a ( _ )n, (7)
где а и n — эмпирические параметры, зависящие от особенностей водое мов и устанавливаемые опытным путем.
Толщина ледяного покрова на водоемах полярных областей может достигать 2 — 3 м, в зоне умеренного климата — не превышает 0,5 — 1 м и зависит от размеров озер и водохранилищ. На соляных озерах образуется своеобразный ледяной покров, представляющий собой неплотную ледя ную массу [6].
Таяние льда начинается при переходе теплового баланса через 0 в сторону положительных значений, т. е. вскрытие льда происходит в пер вую очередь под влиянием тепловых факторов. Однако заметную роль играют и динамические факторы, разрушающие теряющий прочность ледяной покров, а также размеры водоема. В процессе таяния льда внача ле появляются закраины, затем формируется весенний ледоход. Отдель ные льдины, как правило, тают на месте, и лишь небольшое их количест во сбрасывается по вытекающим рекам. Однако количество сбрасывае мого льда зависит от интенсивности водообмена — чем он меньше, тем большее количество льда остается в водоеме. Например, из Ладожского озера в Неву попадает не более 5 — 10 % тающего льда. Таким образом, сроки наступления ледостава на озере или водохранилище, его продол жительность также определяются климатическими условиями и размера ми водоема. Таяние льда можно также оценить с помощью формулы, аналогичной (7), но в качестве аргумента принять сумму положи тельных температур воздуха.
Сроки появления и исчезновения льда на крупных долинных водохра нилищах иные, особенно на водохранилищах, расположенных в каскаде, где благодаря попускам продолжительность периода замерзания увеличи вается на 30 и более суток; так же меняются и сроки вскрытия. Так, про должительность периода вскрытия и очищения ото льда российских во дохранилищ составляет: Братского — 40 сут, Новосибирского — 30, Ры бинского — 26 сут, т. е. значительно меньше, чем крупных озер. Толщина льда на водохранилищах в среднем на 10—15 % больше, чем на реках, на которых эти водоемы созданы, и период с ледовыми явлениями более про должителен. При зимней сработке водохранилища часть льда оседает на берегах. На Камском водохранилище объем такого льда составляет 400 млн.м3. Этот лед тает и служит дополнительным источником поступ ления воды в водоем весной [3].
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Мир озер чрезвычайно разнообразен. Встречаются озера – моря и озера – лужи. Глубина озер колеблется буквально от десятков сантиметров до полутора километров и больше. В одних озерах вода по содержанию минеральных веществ почти приближается к дистиллированной, в других на столько насыщена солями, что они выпадают на дно в виде осадка. Встречаются даже настоящие кислотные озера. Есть озера, скованные льдом, на протяжении сотен лет, и, наоборот, озера с горячей водой. Одни озера очень богаты организмами, другие представляют собой “водные пустыни”. А какие только полезные ископаемые не встречаются в озерах! Бесценные минерал жизни – вода! Кристально чистая, пресная и минерализованная, исцеляющая человечество от множества недугов. Сода, поваренная и калийная соли, гипс, сера, газ, железная руда, известь и многое другое содержится в воде и на дне озер. Но и это еще не все. Озера – это источник электроэнергии, водные пути, здравницы, туристические объекты [2].
В ходе данной курсовой работы были выполнены все поставленные задачи, а именно: изучен тепловой баланс водоемов, а также основные составляющие теплового баланса; рассмотрен термический режим озер и основные термические классификации озер; охарактеризовано влияние озер на климат и изучен ледовый режим озер.
Анализируя все выше написанное, можно сделать вывод, что одной из важных характеристик состояния и режима водного объекта является температура воды, которая определяет тепловое состояние и термический режим водных объектов.
Термический режим озер – это закономерные повторяющиеся изменения теплового состояния водотоков. Изучение теплового состояния и термического режима имеет большое значение для решения ряда научных и практических задач.
Процесс изменения температуры воды в озере связан с изменением интенсивности солнечной радиации и составляющих теплового баланса. Кроме того, на температуру поверхности воды и ее распределение по вертикали и акватории озера большое влияние оказывают глубина, площадь зеркала и наличие островов.
Также не мало важной характеристикой состояния и режима водного объекта являются и ледовые явления, которые начинаются после того, как температура поверхностного слоя достигает 0оС.
Ледовый режим озер – это совокупность закономерно повторяющихся процессов возникновения, развития и разрушения ледяных образований на водных объектах. Изучение ледового состояния и ледового режима озер имеет также большое значение для решения ряда научных и практических задач.
Кроме двух основные вопросов, термический и ледовый режим озер, в данной курсовой работе также был рассмотрен вопрос и о влиянии озер на климат.
Озера в различной степени оказывают влияние на климат прилегающих к ним райо нов. Это влияние определяется размером водной поверхности озера и объемом его водной массы. Испарение с водной поверхности в первую очередь влияет на влажность воздуха приозерного рай она. Обладая большой тепловой инерцией, крупные, незамерзаю щие водоемы смягчают климат прибрежных районов. В холодную половину года здесь наблюдается более высокая температура, чем вдали от озера, в теплую, наоборот, — более низкая. Воздействие озер на климат прилегающих к ним территорий затухает сравни тельно быстро по мере удаления от береговой полосы в глубь кон тинента [6].
Таким образом, каждое озеро представляет собой развивающуюся природную систему. Оно как человек - у него своя юность, старость и гибель.
СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ