Динамічні явища в озерах

Постійні та тимчасові рухи водних мас. Рухи водної маси, що виникають в озерах, можуть бути розділені на постійні та тимчасові.

Постійні рухи води в озері у формі течій викликаються впадаючою в озеро або річкою, що випливає з нього (стічні течії). Інтенсивність таких течій визначається співвідношенням обсягу озера і витрати річки, що витікає або витікає. Якщо обсяг води в проточному озері невеликий порівняно з обсягом води, що втікає в озеро, то в озері встановлюється течія, аналогічна течії в річці, лише з відповідно меншими швидкостями. Таке проточне озеро може у сенсі розглядатися як крайній випадок значного розширення русла річки.

Якщо, навпаки, обсяг озера дуже великий порівняно з обсягом води, що витікає і витікає з нього, то, хоча воно і в цьому випадку називається проточним, але в багатьох відношеннях за характером процесів, що відбуваються в ньому, ближче підходить до безстічного озера. Перебіг такого типу спостерігається у оз. Байкал, обсяг якого надзвичайно великий порівняно з обсягом стоку річок Селенги, Верхньої Ангари, що витікають в нього, та ін. Ангари.

Тимчасові рухи водної маси озера можуть проявлятися у вигляді течій та хвилювання.

Серед тимчасових течій насамперед слід виділити такі, що виникають під дією вітру та внаслідок нерівномірного нагрівання та охолодження води озера.

Вітрові (дрейфові) течії надають особливо значний вплив на характер фізичних процесів в озерах з великою площею, плоскою формою озерного ложа та малими глибинами.

Нерівномірність охолодження та нагрівання водних мас озера насамперед викликає вертикальні, так званіконвекційні струми,в деякійступеня впливають і горизонтальні переміщення водних мас.

Серед тимчасових рухів водних мас озера найбільше значення маютьвітрові хвиліісейші.

Вітрові хвилі. Дослідження показали; що якщо два середовища різної щільності розташовані одна над іншою, але тільки в стані спокою одного середовища відносно іншого поверхня, що розділяє їх, буде площиною. Якщо одна з них рухається по відношенню до іншої, то поверхня, що їх розділяє, приймає хвилеподібний характер, причому розміри хвиль залежать від швидкості руху, різниці щільностей і глибин обох середовищ.

При русі повітря над водяною поверхнею внаслідок тертя створюється нестійке рівновагу лежить на поверхні їхнього розділу, яке, неминуче, порушуючись, закономірно перетворюється на стійку цих умовах хвильову форму з підвищенням площини розділу проти початкової лінії рівня у одних місцях і з зниженням за іншими.

Хвилі характеризуються такими елементами (Рис. 5):

-вершина,абогребінь,хвилі - найвища точка хвиліА;

-підошва,аболожина—найнижча точка хвиліВ ;—висотахвилі — різниця відміток гребеня та підошви;

-довжина - відстань між двома вершинами або двома підошвами;

-крутизна хвилі (а ) у цій точці - тангенс кута, що складається дотичної до профілю хвилі з горизонтальною лінією. Часто в розрахункових залежностях під крутістю хвилі розуміють не крутість у цій точці, а відношення довжини хвилі до висоти хвилі;

-період хвилі - проміжок часу, протягом якого хвиля пробігає відстань,_рівну її довжині;

-швидкість розповсюдження хвилі — відстань, що проходить будь-якою точкою хвилі (наприклад, гребенем) в одиницю часу.

За зовнішньою формою розрізняють :

а) правильне – двомірне - хвилювання, коли спостерігається одна система хвиль, що поширюються в одному напрямку та мають одну форму та розміри;

б) неправильне - тривимірне - хвилювання, що складається з хвиль, що безладно рухаються, гребені і улоговини яких розбиті на відокремлені горби і западини.

Мал. 5. Схема вітрової хвилі

Щодо випадку правильних двовимірних хвиль існує теорія хвилювання, відома під назвою теоріїтрохоїдальних хвиль. Ця теорія встановлює зовнішню форму хвилі та закони руху частинок води.

Форма хвилі, згідно з розглянутою теорією, являє собоютрохоїду, тобто криву, що описується якоюсь точкою всередині кола, що котиться (без ковзання) по прямій, тоді як точка на колі такого кола описує криву, звануциклоїдою (Рис. 6).

Мал. 6. Трохоїда(1)та циклоїду(2).

Сейші. Іноді в озері виникає коливання всієї маси води, причому на поверхні її не поширюється жодної хвилі. Такий коливальний рух називаєтьсясейшами. При сейшах поверхня озера набуває ухил то в один, то в інший бік. Нерухома вісь, біля якої коливається дзеркало озера, називаєтьсявузлом. Як показують дослідження, сейші більш стійкі в глибоководних водоймах, ніж у мілководних.

Характеристика процесу нагрівання та охолодження води в озерах.

Зміна нагрівання та охолодження відбувається неодночасно у всій товщі води. Найбільш різкі зміни температури спостерігаються на поверхні водойми, звідкивони під впливом динамічного та конвективного перемішування, течій та хвилювання поширюються по всій товщі води.

Напрямок конвективного перемішування, що відбувається під впливом різниці густин води на різних глибинах, буде різним залежно від того, чи вище 4°С (для прісних озер) температура до моменту виникнення конвекції.

Якщо температура води озера від 0 до 4°С, то біля поверхні знаходиться вода з нижчою температурою, а нижче відповідно до зміни щільності розташовуються шари з послідовно збільшує температурою, що все більш наближається до 4°С. У цьому випадку має місцезворотна термічна стратифікація. З того моменту, коли прибуткові складові теплового балансу починають перевищувати видаткові, збільшується температура поверхневих шарів, які нагріваються до 4°С, як більш важкі опускаються вглиб, але в їх місце під впливом конвекції піднімаються холодніші маси води.

Коли температура по всій товщі води озера досягне 4°С, подальше нагрівання поверхневих шарів призведе до підвищення їхньої температури, але поширення тепла конвекцією в глибину відбуватися вже не буде. Виникнепряма термічна стратифікація,що характеризується зменшенням температури води від поверхні в глибину.

Явище сталості температури за глибиною, що встановлюється восени після порушення прямої стратифікації і навесні після порушення зворотної стратифікації, називають осінньою та весняною гомотермією 2 .

Внаслідокдобового обміну тепла вказана картина дещо ускладнюється. Починаючи з весни, після того, як встановиться пряма температурна стратифікація, протягом дня верхні шари води будуть нагріватися, а вночі, коли нагрівання сонцемприпиняється, охолоджується. Цей процес веде до вирівнювання температури в деякому поверхневому шарі води. В результаті на нижній межі цього шару температура різко змінюється, утворюючи так званийшар температурного стрибка.Шар стрибка протягом літа непостійний; з'являючись навесні, він улітку заглиблюється і зникає лише восени, коли нагрівання озера слабшає.

Шаром стрибка вся товща озерної води поділяється на два шари:

- верхній -епілімніон - з малими градієнтами температури через інтенсивне перемішування;

- нижній -гіполімніон - також з малими градієнтами, але, навпаки, обумовленими слабким перемішуванням.

Зміна температури води в озерах протягом року. Відповідно до річного перебігу складових теплового балансу температура води має чітко виражений річний хід:

У річному циклі зміни температури води можна виділити періоди:

1)весняного нагрівання - починається з моменту, коли встановлюється направлений у воду тепловий потік. На замерзаючих озерах весняне нагрівання води починається ще за наявності крижаного покриву за рахунок поглинання сонячної радіації, що проникає крізь лід (після сходження снігу). Закінчується період весняного нагрівання встановленням температури максимальної густини у всій товщі озера.

2)літнього нагрівання - починається з моменту переходу гомотермії у пряму стратифікацію. Перемішування в цей час здійснюється головним чином діяльністю вітру, при цьому в міру посилення прямої стратифікації опір перемішування зростає і теплообмін з нижчими шарами стає все більш скрутним. Особливо великий опір перемішування надає шар стрибка, що утворюється влітку, маєвеликі градієнти щільності і, отже, має велику стійкість. Конвекція проявляється у своїй лише під час нічного охолодження. Відповідно до характеру розподілу температури по вертикалі водна товща досить глибоких озер розпадається на три шари:епілімніон, металімніонігіполімніон.

Металімніон, є зоною температурного стрибка. Нижня межа металімніону невизначена і поступово перетворюється на гіполімніон.

3)осіннього охолодження - починається з появи негативного теплового потоку і закінчується встановленням температури найбільшої щільності у всій товщі озера.

4)зимового охолодження-починається з моменту утворення зворотної стратифікації температури і на замерзаючих озерах закінчується з настанням льодоставу. Із встановленням крижаного покриву охолодження здійснюється шляхом теплопровідності через товщу снігу та льоду. Т.к. цей процес йде повільно, надходження тепла від дна починає перевищувати витрату і в мілководних озерах часто спостерігається підвищення температури води після льодоставу.

Льодові явища.

З моменту встановлення зворотної стратифікації при зниженні температури повітря, що триває, верхні шари води охолоджуються до 0°С і починається процес замерзання озера.

Період часу, протягом якого на озері спостерігаються льодові явища, може бути розділений на три характерні частини: замерзання, льодостав та розтин.

Щоб почалосязамерзання водоймища, необхідна наявність переохолодженої води і ядер кристалізації, що знаходяться в ній, а також безперервний відтік прихованої теплоти кристалізації.

На невеликих та неглибоких озерах за відсутності вітру та сильного морозу вже незначнеПереохолодження в тонкій поверхневій плівці води створює умови, сприятливі для утворення дрібних голчастих кристалів льоду, які, накопичуючись, нагадують плями застиглого на воді жиру і називаютьсясалом. При подальшому охолодженні сало змерзається і перетворюється на крижану кірку із дзеркально гладкою поверхнею, яка може покрити водойму протягом однієї тихої морозної ночі. Подальше потовщення цієї кірки йде знизу і поступово утворюється прозорий кристалічний лід – склі, ясинець, блакитний лід. У цих умовах кристали льоду та сало виникають біля берегів, де вода внаслідок малої глибини охолоджується раніше, ніж у відкритій частині озера. При подальшому охолодженні та змерзанні сала утворюються смуги з нерухомого льоду -забережи. Поступово забереги збільшуються, просуваючись до середини водоймища, на поверхні якого з'являється удосталь сало. При безвітря сало швидко змерзає і поверхня озера покривається кіркою льоду, що витримує вплив вітру до 5 м/с.

Великі мілководні озера за наявності помірних вітрів (до 5 м/с) замерзають аналогічно малим.

На великих озерах у морозну та дуже вітряну погоду відбувається перемішування великої товщі води, яка переохолоджується. Наявність ядер кристалізації сприяє утворенню дрібних, пластинчастих кристалів або змерзлих у губчасту непрозору масу скупченьвнутрішньоводного льоду, який може знаходитися в товщі води у зваженому стані -глибинний лід, а також на дні –донний лід. Змерзаючись, кристали внутрішньоводного льоду спливають і утворюють на поверхні водоймища скупчення -шугу. Часто в шузі міститьсясало і дрібнобитий лід. Якщо шуга переміщається під дією поточної течії, утворюєтьсяшугохід.

При випаданні снігу на поверхню озера, температура води якого дорівнює 0С, сніг не тане, а утворює так звануснігуру, схожу на мокру вату. Подальше охолодження озера сприяє утворенню в його відкритій частині сала, що змерзає в окремі диски діаметром від 0,5 до 2-3 м - млинний лід . Цей лід білуватого кольору і має характерний невеликий валик, що йде по краю крижин. Виникає він від тертя крижин між собою. Надалі диски змерзають, товщають і утворюють великікрижані поля або лави, що переганяються вітром у напрямку берега, де вони змерзають з береговим льодом.

---