Акрамя геаграфічнай занальнасці, ваганні ўзроўня вады залежаць і ад марфаметрычных паказчыкаў азёр і іх вадазбораў і, у першую чаргу, ад плошчы, аб’ёма і удзельнага вадазбору (∆ F). Амплітуда ваганняў узроўня вады азёр узрастае з павялічэннем удзельнага вадазбору (А = f (∆ F). Так, напрыклад, сярэдняя гадавая амплітуда вагання ўзроўня Анежскага возера (∆ F = 6) не болей 1 м, а возера Кубенскае (∆ F = 40) дасягае 3,5 м. Пры аднолькавых значэннях удзельнага вадазбору гадавы ход ўзроўняў вады больш плаўны азёр з большай плошчай воднай паверхні.

У шматгадавым разрэзе ваганняў узроўня вады назіраецца цыклічнасць, якая абумоўлена сонечнай актыўнасцю і зменамі эпох атмасфернай цыркуляцыі, увільгатнення тэрыторыі. Змена макрацыркуляцыйных атмасферных працэсаў і розніца ў ва ўзаемадзеянні паветраных мас з зямной паверхнасцю прыводзяць да асінхроннасці ваганняў гідраметэаралагічных элементаў у розных частках Зямлі. Так, напрыклад, асінхроннасць у ваганнях увільгатнення на Еўрапейскай і Азіяцкай частках СНД абумоўлена аслабленнем заходняй (W) і мерыдыянальнай (С) і ўзрастаннем уплыву ўсходняй (Е) цыркуляцый з захаду на ўсход. Сінхронныя ваганні ўзроўня вады азёр ахопліваюць амаль усю Еўрапейскую частку СНД. У горных раёнах асінхроннасць узроўня азёр звязана з рэльефам. Так, на заходніх схілах Урала пад’ём узроўня вады вызвана заходняй цыркуляцыяй, а ў Заураллі – мерыдыянальнай. У сувязі са значнай плошчай і аб’ёмам азёр змяненні іх памераў і ваганняў узроўняў адрозніваюцца інэрцыяй, і тым больш, чым буйней вадаём.

Як паказваюць разлікі, найбольшую забяспечанасць (90 %) маюць доўгаперыядычныя цыклы (22 гады і больш), асабліва ў бязсцёкавых азёрах. У гумідных раёнах з павялічэннем увільгатнення, больш значнымі з’яўляюцца кароткаперыядычныя цыклы (ад 5-6 да 26-29).

6.7. Лядовы і тэрмічны рэжым

Цеплавы баланс. Тэрмічны рэжым вадаёма вызначаецца прыходам і расходам цяпла, ці цеплавым балансам. Ураўненне цеплавога балансу, калі не ўлічваць некаторыя вельмі малыя значэнні змянення цяпла, якія звязаны з выпадзеннем ападкаў, біяхімічнымі працэсамі, пераходам механічнай энэргіі ў цеплавую, мае выгляд:

R LE P + Q_пр – Q_сц Q_л ∆ Q_в ∆Q_л = 0,

дзе R – радыяцыйны баланс, роўны рознасці паміж паглынутай вадой сонечнай радыяцыі (Q_р) і эфектыўным выпрамленнем (Q_эв), Е – страты цяпла на выпарэнне ці прыход цяпла пры кандэнсацыі вадзяных пароў на паверхню вадаёма, L – скрытая цеплата выпарэння, Р – страты цяпла ці прыход цяпла у выніку турбулентнага цеплаабмену паверхні вады з паветрам, Q_пр і Q_сц - цяпло, якое прыносіцца разам з прытокам рачных вод у вадаём і губляецца со сцёкам з вадаёма, Q_л – цяпло, якое траціцца на таянне лёдзе ці выдзяляецца пры льдоўтварэнні, ∆ Q_в і ∆Q_л - змяненні колькасці цяпла (цяплозапас) за разліковы перыяд у воднай масе і донных адкладах. Для разліку змянення цяпла ў воднай масе вадаёма ўраўненне прыймае выглояд:

---

R LE P + Q_пр – Q_сц LE ∆ Q_цд ∆Q_в = 0,

дзе Q_цд – прыток цяпла ад дна.

Цеплавы баланс можна разлічыць у абсалютных значэннях (ккал, Дж), ці ў адносных адзінках (Дж/см² акваторыі вадаёма). У прыходнай частцы цеплавога балансу вадаёмаў галоўным артыкулам з’яўляецца паглынутая вадой сонечная радыяцыя (Q_р). Яна адлюстравана ва ўраўненні праз радыяцыйны баланс (R), значэнні якога ўзрастаюць з поўначы на поўдзень згодна з геаграфічнай занальнасцю. Так, напрыклад, з красавіка па кастрычнік R узрастае ад 112-117 кДж/см² у раёне Санкт-Петербурга да 230-250 кДж – у раёнах Адэсы, Сухумі і Тбілісі. Асноўным артыкулам расходнай часткі цеплавога баланса буйных глыбокіх і мелкаводных вадаёмаў з’яўляюцца страты цяпла на выпарэнне (LE). Гэтыя страты за май- кастрычнік на Анежскім возеры (Н_ср = 30 м) 32 % ад паглынутай радыяцыі (Q_р), на Кубенском возеры (Н_ср = 2,5 м) 46,7 % Q_р, а у адкрытай частцы Байкала каля 30 % Q_р.

Значэнне Р у цеплавым гадавым балансу большасці вадаёмаў не перавышае 10 % Q_р. Цеплаабмен з дном (Q_цд) мае значэнне для неглыбокіх (менш 20 м), азёр з малым вадаабменам, Q_л улічваецца толькі ў перыяд лядовых утварэнняў.

Цеплазапас вадаёма можна прадставіць у выглядзе колькасці цяпла, якая ўтрымліваецца ў адзінцы аб’ёма вады (q Дж/см³) ці ва ўсёй воднай масе вадаёма ці асобнага яго участка (Q кДж). Для параўнання цеплазапасаў розных вадаёмаў апошнюю велічыню мажна аднесці да адзінкі плошчы вадаёма ( Q/f₀ кДж/см²). Цеплазапас адзінкі аб’ёму вады звязаны з яе тэмпературай (t) , цеплаёмкасцю (С) і шчыльнасцю (ρ) залежнасцю:

Q = t c ρ, Д/cм³

Для прэснай вады у межах дакладнсці разлікаў можна прыняць С = 1 і ρ = 1, тады

Θ = V q = Vt_ср,

дзе V – аб’ём вады вадаёма, слоя, якія вызначаюцца па аб’ёмнай крывой.

Цеплавы бюджэт. Змяненне колькасці цяпла ў возеры можна вызначыць шляхам разліку цеплавога бюджэту. Звычайна вызначаецца гадавы, сязонны ці месячны цеплавы бюджэт возера. Пры награванні вадаёма яго значэнне дадатнае, пра ахалодлжванні – адмоўнае. У адпаведнасці з гэтым выдзяляюцца гідралагічныя сязоны: вясенняга награвання, летняга награвання, асенняга ахалоджвання і зімовага ахалоджвання.

Сязон вясенняга награвання – пачынвз пераходу цеплавога балансу да дадатных значэнням і заканчваюцца пераходам тэмпературы вадаёма праз тэмпературунайбольшай шчыльнасці (для прэсных вод 4^о С).Пасля гэтага перыяду пачынаецца сязон леняга награвання, які заканчваецца гадавым максімумам тэмпературы і цеплазапасу. Асеннее ахалоджванне працягваецца ад гадавога тэрмічнага максімума да пераходу тэмпературы вады праз тэмпературу найбольшай шчыльнасці, які завяршаецца сезонам зімовага ахалоджвання.

Тэрмічная структура вадаёма – размеркаванне цяпла па ўсяму яго аб’ёму адрозніваецца неаднароднасцю і на працягу кожнага гідралагічнага сязону характарызуецца спалучэннем вертыкальнай ізатэрміі (аднолькавай тэмпературы) з гарызантальнай неаднароднасцю температуры ці гарызантальнай ізатэрміі з вертыкальнай неаднароднасцю. У пачатку кожнага гдралагічнага сезона характэрна для яго тэрмічная структура фарміруецца спачатку ў прыбярэжнай мелкаводнай частцы вадаёма. У той жа час структура папярэдняга сезона яшчэ захоўваецца ў глыбокаводных участках. Для зімовага перыяду тэрмічнага рэжыму прэсных азёр умеранай кліматычнай зоны з устойлівым ледзяным покрывам характэрна адваротная тэрмічная стратыфікацыя, пры якой у прыдонных слаях знаходзяцца больш цёплыя воды з тэмпературай, блізкай да тэмпературы найбольшай шчыльнасці (+4^о С). Да паверхні тэмпература павышаецца да 0^о. На працягу зімы адбываецца паступовая аддача цяпла з вады праз лёд у паветра, а ў сувязі з гэтым у буйных глыбокіх азёрах адбываецца ахалоджванне воднай масы і наіменшыя тэмпературы назіраюцца перад веснавым награваннем.

---

У мелкаводных вадаёмах са значным вадаабменам частка паступаючага з дна цяпла выносіцца выцякаючай ракой і цеплазапас донных адкладаў і воднай масы паступова бяеднее. Падлёдны максімум тэмпературы вады назіраецца адразу пасля ледаставу ці ў сярэдзіне зімы, пасля чаго тэмпература паніжаецца да пачатку веснавога падлёднага награвання. Адрозненні тэмпературы па гарызанталі на любой глыбіні знаходзяцца ў межах дакладнасці інструментальных вымярэнняў і практычна зімой у азёрах назіраюцца гарызантальная ізатэрмія пры вертыкальнай неаднароднасці воднай масы ( адваротная стратыфікацыя).

Вясной, пасля таяння снегу на лёдзе сонечная радыяцыя пачынае больш інтенсіўна пранікаць праз лёд у ваду, і вызывае падлёдный прагрэў вады. З моманту, калі сутачны цеплавы баланс вадаёма становіцца устойлівым дадатным, пачынаецца перыяд веснавога награвання вадаёма. У глыбокіх азёрах пасля ўскрыцця награвання працягваецца пры адваротнай стратыфікацыі. Пры награванніі часцінак вады паверхневага слою да тэмператур, блізкіх да 4^о С, узніакае свабодная канвекцыя, якая разам з ветравым перамешваннем прыводзіць возера ў стан гоматэрміі – аднолькавай тэмпературы ад паверхні да дна на кожнай вертыкалі пры розніцы тэмператур па гарызанталі паміж вертыкалямі. Учас нагрэву пры адваротнай тэмпературнай стратыфікацыі часта назіраецца дыхатэрмія – мінімум тэмпературы на некаторай глыбіні, якая ўзнікае ў час штылю пры павышэнні тэмпературы верхняга слою і слабым ветравым перамешванні вады. Нагрэў вады пры перамешванні працягваецца да моманту дасягнення ўсёй воднай масай тэмпературы максімальнай шчыльнасці (4^о С). Далей нагрэў ахоплівае толькі верхні слой вады. Узнікае рознасць тэмператур паміж верхнімі і глыбіннымі слаямі, якая залежыць ад шчыльнасці вады. Вадаём пераходзіць у стан прамой тэмпературнай стратыфікацыі (слаістасці), якая характэрызуецца ўбываннем тэмпературы вады ад паверхні да дна.

З’ява тэрмічнага бара. Пры ўстойлівым ветравым перамешванні нават пры высокіх тэмпературах, асабліва ў невялікіх вадаёмах, узнікае гоматэрмія. Нават у такім возеры, як Ільмень, яна часта ўзнікае і летам. Награванне вады мелкаводных участкаў вадаёмаў вясной адбываецца хутчэй, чым у адкрытых глыбокаводных. У сувязі з гэтым узнікаюць адрозненні ў значэннях тэмпературы па акваторыі, якія ў буйных азёрах к канцу перыяда веснавога награвання дасягае 10-20^о С. У буйных глыбокіх азёрах (Ладажскае, Анежскае і інш.), у канцы перыяда воды прыбярэжных участкаў награваюцца да тэмпературы вышэй 4^о С, у той час, як тэмпература вады у адкрытай застаецца яшчэ ніжэй 4^о С. Такая розніца у тэмпературах па акваторыі буйных прэсных вадаёмаў прыводзіць да ўзнікнення тэрмічнага бара (тэрмабара). Гэтая з’ява ўпершыню была апмсана Ф.Фарэлем. Аднак больш дакладна было вывучана А.І.Ціхаміравым на Ладажскім і Анежскім азёрах у 1962-76 гг.

---

Сутнасць з’явы тэрмічнага бара заключаецца ў тым, што паміж прыбярэжнымі водамі, нагрэтымі да тэмпературы вышэй 4^о С і вадой адкрытага вадаёма, якая з тэмпературай ніжэй 4^о С, знаходзіцца вертыкальны ці слаба нахілены слой з тэмпературай 4^о С – тэрмічны бар. Дзякуючы найбольшай шчыльнасці вады гэтага слоя, у ім некалькі паніжаны ўзровень вады і адбваецца вертыкальная цыркуляцыя. Тэрмабар падзяляе возера на прыбярэжную цеплаактыўную частку (ЦАЧ), якая працягвае награвацца, і цеплаінертную (ЦІЧ), якая яшчэ доўга захоўвае нізкія тэмпературы. У цеплаактыўнай частцы акумулююцца вада ўпадаючых рэк і схілавага сцёку, тут інтенсіўна развіваецца жыццё возера. Апрача тэрмічных адрозненняў, узнікаюць і адрозненні ў фізіка-хімічных уласцівасцей вады (празрыстасці, цветнасці, ва ўтрыманні асобных іонаў, біягенных элементаў). Узнікаюць такім чынам значныя аб’ёмы вады, якія адрозніваюцца паміж сабой фізіка-хімічнымі ўласцівасцямі, устойлівымі ў кожнай масе. Па меры награвання вады цеплаэнертнай часткі, тэрмабар паступова адступае у адкрытую частку возера і знікае пры праграванні яе да тэмпературы вышэй 4^о С.

Тэрмабар ўзнікае і восенню, калі ў цэнтральнай частцы возера захоўваецца яшчэ значны цеплазапас, а прыбярэжная частка інтенсіўна ахалоджваецца. Узнікаюць адрозненні ў тэмпературах, падобныя вясенняй сітуацыі, аднак ужо з больш халоднымі водамі ў прыбярэжнай частцы. Тэрмабар паступова прасоўваецца у адкрытую частку па меры ахалоджвання вады. Тэрмабар характэрызуе гарызантальную неаднароднасць водных мас возера.

Для веснавога перыяду характэрна гарызантальная неаднароднасць размеркавання тэмпературы пры гоматэрміі на вертыкалях, а ў буйных вадаёмах – тэрмабар пры гоматэрміі ў цеплаінертнай і прамой стратыфікацыі ў цеплаактыўнай зоне. Награванне верхняга слоя вады, які працягваеецца ў летні перыяд пры прамой стратыфікацыі, прыводзіць да пасілення ўстойлівасці воднай масы. Энергіі ветру недастаткова да поўнага перамешвання воднай масы вадаёма і у ім фарміруюцца тры вертыкальныя тэрмічныя зоны.Верхняя зона – эпілімніон – адрозніваецца высокай тэмпературай, якая дзякуючы ветравому перамешванню слаба паніжаецца з глыбінёй. Для сярэдняй зоны – металімніона (тэрмакліна) – ці слоя тэмпературнага скачка характэрна рэзкае паніжэнне (скачок) тэмпературы з глыбінёй. Магутнасць металімніона невялікая ў параўнанні з двумя другімі зонамі (ад некалькіх дэцыметраў да некалькіх метраў). Розніца тэмператур на яго верхняй і ніжняй межах дасягаюць 20^о С і болей, а вертыкальный тэмпературны градыент, які вызначаецца змяненнем тэмпературы са змяненнем глубіны на 1 м, дасягае 8-10^о і болей на 1м. Ніжняя, адносна халодная зона – гіпалімніон, – адрозніваецца павольным і нязначным паніжэннем тэмпературы з гыбінёй.

---

У азёрах з слабым перамешваннем эпілімніон, металімніон і гіпілімніон адрозніваюцца адзін ад другога не толькі тэмпературай, але і з’яўляюцца слаямі вады ў якіх рэзка адрозніваецца хімічны, газавы, біялагічны рэжымы. Так, эпілімніон атрымлівае кісларод з паветра, тут складваецца спрыяльны светавы рэжым і добра развіваецца жыццё. Металімніон з’яўляецца перашкодай для пранікнення кісларода, арганічных рэчываў, гідрабіонтаў у гіпалімніон. У сувязі з гэтым у гіпалімніоне пры наяўнасці магутных адкладаў донных адкладаў багатых арганічнымі рэчывамі, адбываецца інтенсіўнае выкарыстанне кісларода і часта наступае яго дэфіцыт. У шторм і дастаткова моцным ветравым хваляванні адбываецца перамешванне значнай тоўшчы вады, слой тэмпературнага скачка прасоўваецца на глыбіню, а пры невялікіх глыбінях ён можа перайсці ў стан гоматэрміі.

Летам у штыль часта назіраецца мезатэрмія – максімум тэмпературы вады на некаторай глыбіні. Яна ўтвараецца шляхам канвекцыі пры ахалоджванні возера у начныя часы. У гэты перыяд года тэмпература вады па акваторыі выраўноўваецца і адрозніваецца ўсяго на 2-3^о С, і толькі пры згонах і нагонах можа значна адрознівацца ў супрацілеглых берагоў.

Сезон асенняга ахалоджвання. Максімальным награваннем возера заканчваецца летні перыяд і пачынаецца сезон асенняга ахалоджвання. У першую фазу гэтага перыяда ахалоджванне ідзе пры прамой тэмпературнай стратыфікацыі. Цеплавы баланс становіцца адмоўным, цеплазапас і тэмпература эпілімніона паніжаецца. Адпаведна з гэтым памяншаецца розніца ў шчыльнасці вады па вертыкалі і ўстойлівасць. Частка цяпла паступае пры перамешванні ў больш глыбокія слаі, павялічваецца іх тэмпература і цеплазапас. Асенняе ахалоджванне прыводзіць у буйных азёрах да гарызантальнай тэмпературнай неаднароднасці вады. У прыбярэжных мелкаводных раёнах тэмпература вады хутка паніжаецца, устанаўліваецца гоматэрмія ў той час, як у цэнтральных глыбокіх раёнах захоўваецца больш высокая тэмпература і прамая стратыфікацыя. Слой тэмпературная скачка апускаецца на большую глыбіню, а затым вада перамешваецца да дна і наступае асенняя гоматэрмія. Пры такой неаднароднасці тэмпературы ўзнікае тэрмічны бар. У адрозненне ад вясенняга перыяду, тэмпература ў цеплактыўнай зоне ніжэй, чым у цеплаінертнай. Пасля наступлення гоматэрміі пры 4^о С найбольш інтенсіўна ахалоджваецца верхні слой вады, што прыводзіць вадаём да ўстанаўлення адваротнай тэмпературнай стратыфікацыі.

Для асенняга перыяда тыпічнымі з’яўляюцца гарызантальная тэрмічная неаднароднасць, гоматэрмія і слаба выражаная прамая тэмпературная стратыфікацыя. Для буйных азёр характэрэн тэрмабар з гоматэрміей у цеплаактыўнай вобласці і прамой стратыфікацыяй у цеплаінертнай. У азёрах трапічных шырот увесь год, акрамя зімы, назіраецца прамая тэмпературная стратыфікацыя. Зімой назіраецца актыўнае перамешванне і наступае гоматэрмія. У палярных азёрах назіраецца адваротная стратыфікацыя ўвесь год акрамя лета, калі назіраецца гоматэрмія, перамешваніе, а часам і прамая стратыфікацыя.

---

Смотрите также файлы

• n1.doc

• Tema_1_GIDROLOGIYa_SVOJSTVA_VODY.doc

• Tema_3_GIDROLOGIYa_OZERA.doc

• Tema_4_GIDROLOGIYa_VODOKhRANILISchA.doc

• Tema_5_GIDROLOGIYa_LEDNIKI.doc