Особенности динамика водных масс малых озер

Озера относятся к числу важнейших компонентов гидрологической сети. От всех других водоемов они отличаются замедленным водообменом (невысокой проточностью) и наиболее низким гипсометрическим уровнем в пределах равнинных территорий, характерным для Беларуси. Эти черты обуславливают способность озер регулировать в определенной степени поверхностный сток, аккумулировать значительные объемы водных масс, а также накапливать специфические озерные отложения.

Гидрологический режим в значительной степени определяется характером и структурой водосбора. По наличию притока поверхностных вод с водосбора озера подразделяются на проточные (имеется приток и выток), стоковые (только выток), непроточные (только приток), бессточные (приток и выток отсутствуют). Площади водосборов очень различаются: от 0,3 до 1782 км при средней площади 65,8±6,2 км². Количество озер с площадью водосбора от 100 до 300 км² всего 76

Таблица 5.1 Количество и распределение озер по размерам водосбора

Различаются водосборы озер и по структуре угодий, которые имеют большое значение для формирования гидрологического режима озер. Лесные водосборы имеют менее 25 % от общего числа озер республики (табл. 5.2). Основное количество водоемов имеет лесистость ниже среднего показателя по республике (менее 30 %).

Гидродинамические особенности озер при достаточно близких показателях стока с водосбора определяются их объемами и площадью зеркала, водным балансом. Основными источниками питания озер Белоруссии являются атмосферные осадки на зеркало, поверхностный приток и грунтовые воды. Потери воды из озер обуславливаются поверхностным и подземным стоком, а также испарением с водного зеркала

По водному балансу озера делятся на сточные и бессточные (не дающие начала поверхностному стоку). Первые отличаются тем, что, помимо испарения, расход их составляют поверхностный и подземный сток. Бессточные озера не имеют потерь на формирование подземного и поверхностного стока из водоемов.

Из табл. 5.3 видно, что для озера Нарочь основу приходной части баланса составляют осадки на зеркало, а расходной — испарение. Для большинства же озер Беларуси основой питания служит поверхностный приток. Особенности озера Нарочь в этом смысле обусловлены высоким показателем площади (около 0,3), т. е. отношением площади озера к площади водосборабольшинства крупных озер и Беларуси показатель площади незначительный: для озера Дривяты 0,06, Струсто 0,05. Этим объясняется резкое увеличение роли поверхностного притока и стока.

Внешним выражением водного баланса служит колебание уровня воды в озере под влиянием сезонных изменений климата. Кроме того, колебания уровня воды отражают характер проточности озера, строение котловины, особенности периода снеготаяния и летне-осенних дождей, соотношение показателей заболоченности, облесенности и распаханности водосбора. Анализ многолетних данных инструментальных наблюдений по семи крупнейшим озерам республики (Нарочь, Освейское, Лукомльское, Дривяты, Езерище, Нещердо, Отолово) показал зависимость колебаний уровня от перечисленных выше условий. По особенностям уровневго режима в Беларуси выделяются две основные группы озер. К первой относятся озера Нарочь, Освейское, Нещердо, уровневый режим которых отличается равномерностью при небольшом весеннем подъеме — менее 0,5 м. На озере Нарочь, например, подъем уровня за 1953—1954 гг. не превышал 8 см. В течение суток высота подъема составила не более 1 —3 см, а продолжительность половодья 10— 20 дней. Подъем и начало спада наблюдаются при ледоставе. Летние паводки тоже почти не выражены. В отдельные годы осенние паводки бывают после установления ледостава. Во вторую группу включены озера Дривяты, Отолово, Езерище. Для них характерны более выраженные неравномерные уровни в течение года. Весеннее половодье происходит при ледоставе и отличается крутым подъемом (более 1 м) и интенсивностью (около 20 см/сутки). Начало спада также интенсивное (3 — 5 см/сутки). Паводковые подъемы достигают 40—50 см. По данным гидрологических наблюдений, меженные уровни на озерах Северной Беларуси наблюдаются с середины января по 10—15 марта.

Сложные взаимосвязи озера и его водосбора, придающие в конечном счете каждому водоему специфические черты, очень многообразны и, кроме абсолютных величин, характеризуются рядом относительных показателей.

Отношение площади водосбора к площади озера (Григорьев С. В., 1957) называется называется удельным водосбором ,

, что означает долю площади водосбора, приходящуюся на 12

км2 водного зеркала. Этот показатель определяет интенсивность (степень) влияния водосбора, аккумулятивную способность, характер питания, колебания уровня озера.

Величина удельного водосбора колеблется в широких пределах. Чаще всего озера Белоруссии относятся к группе малого (F<10 км2) и среднего (10—100 км2) удельного водосбора.

Непосредственную связь озера и его бассейна характеризует также условный водообмен, который выражает отношение объема среднего годового притока с водосбора к объему водной массы озера. Иначе говоря, он показывает долю приточных вод в общей массе воды в озере: .

Подавляющее количество озер Беларуси относится к группе с малым (<0,5) и средним (от 0,5 до 5) условным водообменом, иными словами, отличается замедленностью водообмена и автохтонностью лимнических процессов.

Обратная величина определяется как удельная водообменность, указывающая приблизительное количество лет средней водности, в течение которых вода в озере сменится за счет притока с водосбора. При этом допускается, что в обмене принимает участие весь объем озера. Колебание удельной водообменности наблюдается от <1 до > 10 лет.

Таким образом, большинство озер Белоруссии имеет замедленный водообмен, т. е. слабую проточность. Наиболее затруднен водообмен в глубоких со сложной котловиной озерах. В некоторых плесах, отделенных от всего водоема высокими перекатами, вода может задерживаться надолго при общей хорошей проточности озера. Примером могут быть Сорочанские озера, соединенные друг с другом широкими протоками, по сравнению с которыми озера значительно переуглублены и потому отличаются специфическими чертами формирования водной массы и донных отложений. Те же особенности характерны для ложбинных озер в гляционных рытвинах.

Динамика водных масс озер Белоруссии изучена слабо, если не считать хотя и многочисленных, но визуальных наблюдений. Они и послужили источником краткой характеристики этого вопроса.

Ветровое волнение

Горизонтальное движение воды обязано главным образом действию ветра, в результате которого возникают сгоны, нагоны, прибой, течения. В проточных озерах значительную роль в формировании течений могут играть реки. Характер и интенсивность движения водных масс при определенной силе ветра непосредственно связаны с формой и величиной котловины. В небольших котловинах с крутыми высокими склонами даже при сильных ветрах скорость образования волн замедлена по сравнению с крупными открытыми водоемами, где волны возникают внезапно, после первых же порывов ветра.

Наибольшая интенсивность волновой деятельности обычно наблюдается во время осенних штормов, когда в открытой части озер высота волны достигает 0,5—0,7 м. Вблизи абразионных берегов в наветренной части котловины она может быть большей. Обычная же высота волн колеблется от 25 до 30 см.

Высота и особенно длина волн связаны с величиной разгона. В связи с этим определенное значение приобретает не только площадь водоема, но и направление его длинной оси. На севере Беларуси распространены длинные узкие ложбинные озера, вытянутые с северо-запада на юго- восток, т. е. в направлении преобладающих ветров. Конфигурация таких озер способствует не только увеличению разгона волны, но и образованию поверхностных течений в направлении длинной оси. В придонной части возникают медленные противоположные компенсационные течения, захватывающие значительную толщу воды. Лишь в наиболее глубоких впадинах профундали вода какое-то время находится в «неподвижном» состоянии.

Вода придонных компенсационных течений на повышенных участках дна или в узких мелководных заливах поднимается вверх. Это выражается в аномально низких температурах по сравнению с температурами на соседних глубоких участках. Так, 13 июня 1964 г. в мелководном «проливе», соединяющем северный и южный плесы озера Кривого, на глубине 7,5 м температура упала до 9,2°. В других же местах на таких глубинах в этот день она составляла около 16° (поверхностная 20,2°С).

5.2 Сгонно-нагонные явления

Под влиянием ветра у наветренных берегов происходит повышение уровня воды — нагон, а у подветренных — понижение, сгон. Возникающий при этом наклон водной поверхности — денивеляция обусловливает временные компенсационные течения в озерах из мест повышенного уровня. Это движение противоположно основному ветровому течению и охватывает прибрежную зону. Высота нагона обычно не более 25—30 см, однако сам процесс оказывает заметное влияние на распределение поверхностных температур и кислорода, а также способствует переносу планктонных организмов.

В проточных водоемах наблюдаются стоковые течения. Речные воды, поступающие в озера, некоторое время сохраняют свои особенности и способствуют поступательному движению воды в направлении стока. В начале марта 1966 г. стоковое течение было зафиксировано в озерах Паулье и Березовом от места впадения реки Дивы до ее выхода из озер. Даже при значительных морозах Дива не покрывается льдом. По сравнению с окружающей водной массой озера ее воды более теплые и насыщенные кислородом. Ширина своеобразной подледной реки достигала 250 м, и прослеживалась эта река в обоих водоемах. Подобная картина отмечена в озере Медзолол, через которое протекает река Березина.

5.4 Сейши

Сейшами называют стоячие свободные волны, возникающие под влиянием резких нарушений равновесия вод. Основными причинами возникновения сейши в озерах могут быть сгонно-нагонные явления, обильное выпадение осадков в одном из заливов или частей озера, которые создают наклон уровенной поверхности и стремление восстановить нарушенное равновесие. При сейшах отсутствует поступательное движение в виде волны, а возникают лишь вертикальные колебания, при которых в одном месте происходит подъем, а в другм – опускание уровня. При этом между этими частями возникает линия, вдоль которой не происходят колебания уровня, но существуют горизонтальные перемещения воды в виде течений. Линия называется узловой.

Первые сведения о сейшах были известны еще в 1730 г, когда инженер Дюиме указал на резкое понижение Женевского озера на 1,5 м в 1610 году. Во время сейши суда в гаванях сели на дно.

Первые сейши на озерах Беларуси были зафиксированы А.Г. Булавко, В.В. Дроздом на озере Нарочь и озере Сенно (1965). На озере Нарочь в период с 1 мая по 31 октября 1963 года было зарегистрировано 83 серии сейш. Продолжительность их колебания продолжалась от 1,5 часа до 3-5 суток, а высота достигала 25 см.

Обычно высота сейши составляет несколько сантиметров, реже достигает десятки сантиметров, но в некоторых озерах они могут достигать высоты 2,0-2,5 м, наблюдаемые на озерах Эри, Женевское, Байкале.

Исследования колебательных движений уровня воды на озере Нарочь за период с 1995 по 2006 год практически доказали появление сейшевых колебаний на озере. Для озера Нарочь в «Описание действующих гидрологических постов на реках, ручьях, каналах, озерах, водохранилищах Беларуси по состоянию на 01.01.2004 год» указано на наличие сейшевых колебаний воды со средним периодом колебаний в 30 минут и амплитудой 25 мм.

5.5. Течения

Течения в озерах можно разделить на ветровые, или дрейфовые, и гравитационные (градиентные). Течения могут быть поверхностными, глубинными и придонными, временными, периодическими и непериодическими.

Ветровые течения временные и непериодические могут возникать по всему озеро. Их скорость достигает 50 см/с. Как праило совпадают с направлением действия ветра. При подходе к берегу под воздействием силы Кориолиса могут перемещаться вдоль берега.

Ветровые градиентные (компенсационные) течения, временные непериодические. Возникают в глубинном или придонном слое и движутся в направлении, противоположном направлению ветра. Их скорости колеблются в пределах 10-20 см/с.

Волновые течения сопутствую дрейфовым, носят временный характер и действуют в области распространения ветровых волн, совпадают с ними по направлению (10-15 см/с).

Стоковые, или сточные течения действуют постоянно на участках впадения или истока рек, действуют преимущественно в приповерхностном слое и могут по скорости приближаться к скорости течения рек.

Плотностные течения носят временный непериодический характер и связаны с различиями в температуре и плотности водных масс. Менее плотные и теплые воды в поверхностном слое движутся в сторону более плотных и холодных, в глубинных слоях – наоборот. В период нагревания водоема течения направлены от периферии водоема к центру, в период охлаждения - наоборот. Форма перемещения прямолинейная, циркуляционная. В больших водоемах под действием силы Кориолиса могут образоваться круговые движения.

Сейшевые течения могут возникать и действовать от нескольких минут до нескольких десятков часов. В озерах они могут существовать непрерывно более месяца.

Основные течения (ветровые, волноприбойные) в прибрежной зоне действуют временно и имеют вдольбереговое направление и имеют скорость от 20-30 до 100-150 см/с. Действуя вдоль берега эти течения повторяют линию берега и отрываются иногда в сторону открытого водоема (отрывные вдольбереговые течения).

В малых озерах с продолжительностью водообмена до одного года развивается система стоковых течений. Примером стоковых течений может служить система циркуляции вод в высокопроточном оз. Ильменок. В зависимости от сезона ручьевые воды поступают в озеро со скоростью 0,12 до 0,60м/с. В водной массе озера ручьевые массы движутся к горизонту своей плотности. Так, в летний период речная вода с температурой 10-200 С распространяется в слое температурного скачка в стратифицированных водоемах и у дна слабо стратифицированных. При средних годовых расходах воды 0.15 м3/с на скорость движения озерной воды влияет поступление поверхностных вод. В летний период этот фактор сказывается в месте впадения притоков до 10 м от устьев ручьев, а в периоды весеннего половодья и осенних паводков на расстоянии до 150 м. от устьев ручьев. В зимний период проточные воды движутся в верхних слоях подо льдом со скоростью 0.01-0,02 м/с.

В проточных и слабопроточных водоемах развивается система циркуляционных плотностных течений с малыми скоростями. При этом, в малых озерах преобладает циклональный перенос водных масс. Система циркуляции вод озер Медведно и Потех может являться примером интегральных плотностных течений в малых водоемах реки Зап. Двины. Скорость развития ветровых течений определяется рядом факторов – скоростью и продолжительностью действия ветра, длиной разгона волн, ориентацией котловины по отношению к преобладающему направлению действия ветров. По нашим наблюдениям в водоемах с длиной разгона ветра не менее одного километра системы ветровых течений формируется при скоростях ветра 4 м/с и более. Однако, для рассматриваемой территории среднемесячная скорость ветра в летний период составляет менее 4 м/с, следовательно ветровые течения не являются основными в горизонтальном переносе водных масс малых озер в этот период.

В малых озерах движения воды в безледный период в первую очередь представлена вертикальным перемешиванием в связи с динамическим воздействием ветра. Глубина и интенсивность ветрового воздействия на водную массу обусловлено морфологическими особенностями котловины, наибольшая интенсивность вертикального перемешивания отличается в мелководных водоемах с максимальными глубинами до 5 метров. В более глубоководных водоемах формирующаяся стратификация водной толщи ограничивает динамическое воздействие ветра верхними слоями воды. Сдерживающим фактором интенсивности вертикального перемешивания водных масс водоема является также обильное грунтовое питание, значительная минерализация воды придонных слоев (более 250 мг/л), создающая плотностной химический барьер и ограничивающая вертикальное перемешивание вод, что отмечалось на пример малых эфтрофных озер. Поверхностный приток с водосбора увеличивает интенсивность горизонтальных и вертикальных перемещений водной массы водоема. Например, в высокопроточном оз. Ильменок интенсивность вертикального перемешивания в области распространения ручьевых вод в три раза выше по сравнению с остальной акваторией озера.

5.6 Ледово-термический режим

5.6.1 Радиационный баланс озер

Радиационный баланс и особенности поглощения и распространения солнечной радиации в озерах необходимы для решения проблем теплового баланса земной поверхности, оценки теплового режима озер. Атериалы многолетних стационарных наблюдений на рейдовых вертикалях за температурой воды и другими гидрометеорологическими элементами. Для анализа исследовались разнотипные озера в северной умеренно теплой влажной климатической области: Потех, Волос Южной, Струсто, Дривяты, лкомское; в центральной тепло-умеренной влажной климатической - водохранилища Заславское, Осиповичске Чигиринское; в южной теплой неусточиво влажной климатической области – Червоное, Выгонощанское.

Актинометрические наблюдения на метеостанциях озер Беларуси явились основой для количественной оценки процессов изменения во времени взаимосвязанных поступающей и отраженной солнечной радиации, излучения атмосферы, поглощения и отражения радиации поверхностью деятельного слоя методом баланса, который был рассчитан за безледный период (4-10 месяцы) по среднемноголетним данным (1960 -1990), Базыленко,1996:

В = Q (1 – A) – Eэф, где, В – радиационный баланс, Q – суммарная солнечная радиация, А – альбедо водной поверхности; У – эффективное излучение.

Радиация выражается в МДж/м2 горизонтальной поверхности; ее суммы в шкале МРЭ (мировой радиометрический эталон).

Суммарная солнечная радиация. В связи с чем, что на территории Беларуси актинометрические наблюдения ведутся более 50-и лет на трех опорных метеостанциях (Минск, Василевичи, Полесская), выполнен расчет среднемноголет них месячных сумм радиации по осредненной за многолетие облачности для 23 метеостанций, которые вместе с тремя опорными актинометрическими образуют сеть, до­статочно густо покрывающую территорию республики {Материалы..., Минск 1977, 1982). Для исследуемых водоемов Q на водную поверхность определена по ближайшим метеостанциям, расположенным в пределах до 50 км от водоемов.

Альбедо водной поверхности как отношение интенсивности отра­женной к падающей радиации рассчитано для средних погодных условий без учета рассеяния и волнения в зависимости от широты положения водоемов (Кириллова, 1970) и принято в частях единицы.

Из выражения баланса приходную часть радиационного баланса составляет поглощенная водой суммарная солнечная радиация Q = Q (I — А) — основной источник тепла, поступающего в водную массу — расс­читана в зависимости от среднемесячных значений А для суммарной радиации водоемов соответствующей широты.

Радиационный баланс водоемов через свои составляющие зависит от высоты солнца, прозрачности атмосферы, облачности, температуры воздуха и воды, влажности воздуха. Все эти факторы повлияли на распределение В водоемов Беларуси различных климатических областей. Если внутри северной области различие величин В за IV—X месяцы достигает 50 МДж/м2, в центральной — 90 МДж/м2, в южной — всего 6 МДж/м2, то значение В в южной климатической области на 229 МДж/м2 больше, чем в северной. Для всех водоемов республики в расчетном режиме средний многолетний максимум В приходитяся на июнь, уменьшаясь в октябре на севере и центре в 8—10 раз, на юге в 7 раз. Сумма В за период интенсивного нагревания (май—июль) всех водоемов составляет 60—62% суммы за безледный период. Отношение B/Q за безледный период для водоемов Беларуси равно 0,67.

Температурный режим

Общие закономерности температурного режима озер отражают особенности умеренно континентального климата Белоруссии. Условия нагревания и охлаждения, распределение тепла в водной толще тесно связаны с физическими свойствами пресной воды, которая отличается высокой теплоемкостью и очень малой теплопроводностью. Поэтому теплообмен осуществляется в основном за счет ветрового перемешивания и конвекции.

Обобщение многолетних данных по температурному режиму озер и водохранилищ Беларуси позволило выявить в годовом термическом цикле 5 периодов и установить их среднюю продолжительность:

Период весеннего нагревания - 25 дней (третья декада марта - вторая декада апреля). Период летнего нагревания - 120 дней (третья декада апреля - третья декада августа). Период осеннего охлаждения - 85 дней (третья декада августа - вторая декада ноября). Период предледоставного охлаждения - 10 дней (третья декада ноября). Период зимнего режима - 125 дней (декабрь - март).

Весеннее прогревание озер начинается еще под ледяным покровом в результате интенсивного воздействия солнечных лучей. Уже в середине марта температура воды подо льдом достигает 0,8оС, причем лед тает как снизу, так и сверху.

Характер температурного режима после разрушения ледяного покрова во многом зависит от особенностей погоды и морфологии котловины. В условиях прохладной ветреной весны перемешивание и прогревание воды в озере ощущаются меньше, но проникают на большую глубину под влиянием ветра, чем при дружной теплой весне, когда процесс нагревания может ограничиться лишь верхними слоями, а перемешивание связано только с конвекционным движением.

В результате более или менее интенсивной весенней циркуляции вся толща воды перемешивается и прогревается до одинаковой температуры. Весенняя гомотермия может возникнуть при различной температуре, однако момент ее наступления фиксируется при температуре наибольшей плотности воды (4°С). Естественно, что весенняя гомотермия раньше наступает в озерах средней глубины и в мелководных, чем в глубоких. Продолжительность гомотермии с температурой 4°С очень небольшая, и уловить ее трудно, так как при последующем нагревании поверхностного слоя начинается быстрый переход к летнему температурному режиму.

Весной озера служат источником холода по сравнению с быстро нагревающейся землей и воздухом. В апреле и мае средняя температура воды в озерах ниже температуры воздуха на 0,5—2°.

Весенняя циркуляция имеет большое значение в жизни озер, так как под ее влиянием осуществляется не только нагревание массы воды, но и смена зимнего газового режима и проникновение в придонные слои кислорода. Важно отметить, что иногда в некоторых озерах состояние гомотермии не успевает охватить всю толщу воды, а на поверхности уже складываются летние температурные условия. Это явление описано на небольших, но достаточно глубоких озерах, с укрытыми от ветра воронокообразными котловинами: Малом Камайском, Губиза, Каймин. В таких условиях при дружной теплой весне процесс перемешивания воды замедляется: у дна еще сохраняется зимний режим (температура около 4 °С, резкий дефицит кислорода, а на поверхности устанавливается летний режим.

Началом установления летнего температурного режима считается переход поверхностной температуры через 10°, обычно наступающий в мае. В начале лета температура убывает от поверхности в глубину, т. е. возникает прямая температурная стратификация. Однако при устойчивой ветреной погоде в неглубоких озерах может возобновиться гомотермия при разных температурах.

Типичным признаком летнего температурного режима служит вертикальное расслоение толщи воды. Устойчивая стагнация возникает после нескольких дней теплой штилевой погоды. Чем интенсивнее нагреваются верхние слои воды, тем слабее они перемешиваются с нижними в силу возникновения температурного градиента и большей плотности нижних холодных слоев.

Мощность верхнего слоя воды - эпилимниона в первый период летней стагнации составляет всего несколько метров, со временем она увеличивается, но в глубоких озерах даже в конце лета не превышает 10 м.

Обычно чем резче обозначена нижняя граница эпилимниона, тем ярче проявляется слой металимнона, то еасть термоклина или температурного скачка. Мощность его варьирует от 2 до 5 м, а степень выраженности зависит от условий погоды. При ветреной погоде слой скачка чаще всего выражен слабо -и, подразделен на несколько промежуточных скачков, а градиент не превышает 1,5—2 град/м. При устойчивой штилевой погоде металимнион менее мощный, но градиент достигает 4—4.5 град/м.

В нижнем слое - гиполимнионе - ветровое перемешивание практически не проявляется. После весенней циркуляции в этом слое устанавливается относительное спокойствие воды при постепенном понижении температуры. Наиболее низкие температуры отмечаются в непосредственной близости от дна и в верхнем слое сапропелей. В глубоких, укрытых от ветра водоемах слой гиполимниона в июле обычно занимает более половины толщи воды в точке максимальной глубины. В открытых озерах этот слой непостоянен и имеет небольшую мощность.

Изучение законов летней температурной стратификации имеет большое значение, так как в каждом вертикальном слое водной массы меняются физические свойства воды, характер биохимических процессов и условия обитания живых организмов. В эпилимнионе создаются наиболее благоприятные условия жизни: много света, тепла, преобладают окислительные процессы, формируется первичная продукция и пр. В металимнионе при резком падении температуры и повышении плотности меняется газовый режим, условия проникновения света. Нередко отмечается массовая гибель микроорганизмов. В слое гиполимниона при отсутствии освещения погибают живые растительные организмы, сокращается количество кислорода или он вовсе исчезает, все большее значение приобретают восстановительные процессы, иногда образуется сероводород.

Летом в верхнем слое донных отложений температура на несколько десятых градуса ниже, чем в придонном слое воды. В отдельных глубоких озерах (Долгое, Кривое) понижение температуры зависит от характера отложений и может распространяться на некоторое расстояние в водном слое. В озере Кривом, например, в северном плесе, занятом черными ожелезненнымми илами, летом температура у дна выше, чем в южном плесе, выстланном светло-оливковым глинистым илом. В озере Долгом в северо-западном плесе с темными илами и повышенным содержанием железа температура выше, чем в юго-восточном плесе с глинистыми илами.

Зимой существует обратная зависимость: в верхнем слое отложений температура более высокая, чем в придонном слое воды. Очевидно, донные отложения даже глубоких озер летом поглощают определенное количество тепла, а зимой выделяют. Количество поглощенного и возвращенного тепла связано с типом осадков и в той или иной мере отражает интенсивность биохимических процессов в них.

Соответственно температурному режиму изменяется и степень насыщения придонных слоев воды кислородом. Распределение температуры на поверхности озер в летний период также имеет ряд особенностей, которые объясняются условиями погоды, характером и глубиной котловины, притоком речных вод, развитием растительной полосы и др.

В обычные теплые летние дни более высокая температура вблизи берегов, особенно в зарослях макрофитов. Здесь на 1,5—2° теплее, чем в открытой части озера. При резкой смене теплой погоды холодной и ветреной прибрежные участки охлаждаются очень быстро, а в центре удерживается более высокая температура.

Переход к осеннему режиму обычно начинается во второй половине сентября, после холодных ночей. Благодаря незначительным вертикальным градиентам уменьшается термическое сопротивление ветровому перемешиванию и слой скачка опускается или вовсе исчезает. В отдельные дни по утрам наблюдается мезотермия, т. е. повышение температуры на некоторой глубине, связанное с резким ночным охлаждением поверхности. Это обычно кратковременное явление днем сменяется прямой температурной стратификацией.

В октябре наряду с ветровым усиливается конвекционное перемешивание воды и вся толща приобретает одинаковую температуру. Осенняя гомотермия наступает при разной температуре, однако в мелководных озерах намного раньше, чем в глубоководных. В последних вертикальное расслоение может удерживаться даже при средней температуре воздуха около 0°. Например, 30 — 31 октября 1964 г. максимальная температура на поверхности озера Кривого достигала 8,1°, а на глубине 29 м -5,15°. Слой скачка с градиентом 1,7° наблюдался на глубине 15,5—16 м. Температура воды на поверхности неглубокого озера Отолово не поднималась выше 7,8°, а на глубине 14 м вблизи дна составляла 7,5°. Температурный скачок отсутствовал. Мелководное озеро Черствяты имело поверхностную температуру 3,5°, а на глубине 3,2 м — около 4°. Таким образом, в одно и то же время при одинаковой погоде глубокое озеро еще сохраняло летний режим, озеро средней глубины приближалось к гомотермии, а мелководное уже имело признаки зимнего режима температуры. По-видимому, эта особенность отражается на величине теплозапаса озер.

После охлаждения всей массы воды до 4 °С начинается переход к зимнему режиму. Он наступает с момента понижения поверхностной температуры до 0° и появления первых признаков льда. Но перед установлением постоянного ледяного покрова верхние слои воды еще долго перемешиваются под воздействием ветра. Этот процесс способствует охлаждению водной массы ниже 4°. Вот почему зимние температуры глубоких озер, обычно 2,50 и даже ниже. Более высокие температуры в глубоких водоемах наблюдаются лишь в условиях безветренной погоды и быстрого образования устойчивого ледяного покрова.

В мелководных водоемах, заполненных сапропелями, процесс теплоотдачи донными отложениями весьма интенсивен, особенно в начале зимнего периода. Уже в середине декабря вбли­зи дна температура в таких озерах достигает 4°, а в верхнем слое отложений она на 0,5—1° выше. Процесс зимнего разогревания может пойти еще дальше. Так, в феврале 1968 г. в придонном слое мелководных озер Баторин, Ковальки, Сивцы, Черствяты температура достигла 5,1°. В это же время более глубокие озера Нарочь, Мядель, Рудакове имели температуры около 2,8— 3°. Одновременно во всех мелководных озерах придонные слои оказались лишенными кислорода, а в озерах Баторин, Черствяты наблюдались заморы, продолжительные из-за большой (около 70 см) толщины ледяного покрова. Объясняется это явление следующим образом. В результате усиленной теплоотдачи нижние слои воды нагрелись выше 4°. Лежащий над ними слой воды с более низкой температурой и более тяжелый препятствовал конвекционному перемешиванию. Содержащийся в придонном слое кислород постепенно был истрачен на процессы гниения, и начались заморные явления.

Ледовый режим озер

Осеннее охлаждение воды начинается в августе. Вначале водные массы теряют тепло незначительно, а в августе интенсивность охлаждения воды достигает 0,5о С в сутки. Для мелководных водоемов потери запасов тепла к этому времени составляют около 70 %. Особенно интенсивно охлаждение происходит на акватории с глубинами до 0,5 м, где появляются первые ледовые образования в виде сала и заберегов. При температуре воздуха -5о С и ниже на открытых участках образуются сало и шугоход. Продолжительность осенних ледовых явлений обычно небольшая - в среднем не превышает недели, однако в отдельные годы этот период может растягиваться до 50 суток.

Разные сроки замерзания и его продолжительность определяются погодными условиями и морфометрическими показателями озер. При одних и тех же погодных условиях мелководные водоемы замерзают одновременно по всей акватории (в 65 % случаев). На глубоководных и сложных по конфигурации (Лепельское) замерзание происходит несколько позже и ледоставу в 84 % случаев предшествуют забереги с продолжительностью существования до 8 суток.

Начало устойчивого ледостава совпадает с датой перехода температур воды через 0,2о С, которая в среднем приходится на первую декаду декабря, а самая ранняя дата отмечена 11 ноября 1965 года (Лепельское). Здесь же зафиксированы и самый поздний срок установления ледостава (17 января).

Средняя продолжительность ледостава составляет 120-130 дней. Наибольшая продолжительность (155 дней) отмечена зимой 1968-69 года на Заславльском водохранилище, наименьшая (47 дней) - Лепельском озере.

В большинстве случаев в начале декабря все водоемы покрываются льдом и к концу месяца его мощность достигает 25 см с максимальными возможными значениями до 45 см. По данным наблюдений на гидрологических постах в среднем за сутки толщина ледового покрова в начальный период достигает 2-3 см в сутки. При благоприятных гидрометеорологических условиях интенсивность нарастания может достигать 5 см в сутки.

После образования устойчивого ледостава уже в первой половине января нарастание достигает 50 % от максимальной толщины льда за весь зимний сезон, в первой декаде февраля - 90 %, а в конце февраля - начале марта толщина льда достигает максимальных значений.

Если замерзание происходит достаточно быстро и в безветренную погоду, то ледяной покров всегда имеет ровную поверхность с однородным строением и одинаковой толщиной. При растянутом процессе замерзания с воздействием ветра происходит образование неровной поверхности и неровной толщи ледяного покрова. При наличии снежного покрова во время оттепели начинает происходить прирост льда сверху, причем нарастание снежного льда в отдельные годы может достигать до 30 % общей толщины льда. Время наступления максимальной толщины льда довольно сильно варьирует.

Если на поверхности льда снег отсутствует, в конце зимы значительно повышается температура (до 1,5) верхнего слоя воды за счет прогревания солнечными лучами, а в мелководных озерах при этом развиваются диатомовые и даже сине-зеленые водоросли.

С зимним температурным режимом тесно связаны ледовые явления. Образование ледяного покрова в разные годы и на различных озерах происходит не в одно время. Устойчивый покров на озерах Белоруссии появляется в конце ноября — начале декабря. В конце декабря толщина льда составляет 20—35 см, а к началу марта достигает 60—80 см.

Процесс установления ледяного покрова постепенный. В морозную тихую погоду на поверхности воды образуется ледяная пленка из мелких кристалликов. Штилевая погода благоприятствует возникновению небольших, прозрачных льдинок блинчатого льда, которые, смерзаясь и утолщаясь, образуют ледяные поля. У 'берега формируются забереги. Сильный ветер их взламывает, передвигает, и они наползают друг на друга, образуя неровную поверхность торосистого льда. В конце концов забережный лед соединяется с ледяными полями, создавая сплошной покров, который еще неоднократно может разламываться и вновь объединяться. Позднее при зимних оттепелях на поверхности льда вблизи берегов нередко появляются полосы талой снеговой воды. При последующем понижении температуры вода уходит сквозь трещины и поверхность льда снова становится ровной.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском по сайту: