Файл: Богословский, Б. Б. Основы гидрологии суши. Реки, озера, водохранилища.pdf

уменьшением ее содержании .в верхнем шее в результате по­ требления фитопланктоном (рис. 41, а).

Внутригодовые колебания содержания 0 2 и С02 в таких озерах невелики. В воде Ладожского озера количество 0 2 колеб­ лется в пределах 10—14 мг/л, насыщение, за редким исключени­ ем, больше 90%, С02 1—3 мг/л и только в верхнем слое летом иногда падает до 0,6—0,1 мг/л.

В сильно прогреваемых летом озерах с интенсивным разви­ тием жизни 0 2 в (больших количествах содержится в эпилимнионе, где он продуцируется фитопланктоном. Количество 0 2 резко убывает в слое температурного скачка, а при малой прозрачно­ сти и раньше. В гйполимнионе, куда 0 2 при наличии слоя темпе­ ратурного скачка не проникает из верхнего -слоя и где расходу­ ется на дыхание водных организмов и разложение органических веществ, ощущается его дефицит вплоть до полного отсутствия (рис. 41, б). В верхнем слое воды и в прибрежных зарослях вод­ ной растительности наблюдается правильный суточный ход 0 2 с максимумом днем во (время фотосинтеза и минимумом ночью. Количество С02 возрастает ко дну, где он образуется при биохи­ мических процессах. В поверхностном слое воды озер с интен­ сивным развитием фотосинтезирующих водорослей содержание его резко падает, часто до нуля. Так, в августе 1951 г. С02 в верхнем слое воды 'Псковского озера не было, а у дна его мак­ симальное содержание достигало 12,6 мг/л.

Внутригодовые колебания 0 2 и С02 значительны. Зимой, когда вода изолирована от атмосферы ледяным покровом, а фо­ тосинтез не происходит, количество 0 2 резко уменьшается (в озе-

'pax с мощными илами и высоким содержанием органики часто до нуля), что приводит нередко к заморам (массовой гибели) рыбы; содержание С02 возрастает. Так, в озере Белом (Косино, Московской обл.) летом 1935 г. количество 0 2 в эпилимнионе достигало 9 мг/л, а в гиполимнионе на глубине 9—10 м падало до нуля. Зимой 1932 г. оно изменялось от 4—4,5 мг/л в верхнем «слое до нуля на глубине 10—11 м. Содержание С02 летом воз­ растало от нуля у поверхности до 22—23 мг/л у дна, зимой — соответственно от 6—7 до 21—22 мг/л.

Содержание органических веществ характеризуется окисляемоотью — количеством 0 2 в миллиграммах на литр, необходи­ мым для их окисления. Наибольшее количество органического вещества содержится в воде мелких озер с хорошо развитой жизнью. Много его поступает и с водосборов, особенно с болот и пахотных земель. Содержание органики возрастает от поверх­ ности ко дну, годовой максимум приходится на осень в связи с массовым отмиранием планктона и на зиму. Это хорошо видно на примере озер Валдайской возвышенности: в озере Рогозно (4/VIII 1932 г.) окисляемость на поверхности была 28,8, на глу­ бине 5 м —48,8 мг 0 2/л, в озере Пиявочном — летом 24—36, зи­ мой до 60 мг 0 2/л.

Мало органических веществ в воде больших озер со слабым развитием жизни: окисляемость ‘воды озера Севан около 2, Бай­ кал — около 1 мг 0 2/л.

7.Движение воды в озерах

Возерах происходит как (внешний, так и внутренний водо­ обмен. В процессе водообмена некоторые объемы воды выходят за пределы озера, заменяясь другими, поступающими в него из­ вне. С этим обменом связано изменение объема воды в озере и обусловленные им колебания уровня.

Внутренний водообмен заключается в перемещении частиц воды внутри водоема в результате движения вод. При таком во­ дообмене изменений объема озера не происходит, а колебания уровня в тех или иных его участках (денивеляции) связаны с пе­ ремещением некоторых объемов воды внутри самого водоема.

Движения озерных вод бывают поступательными (течения) и колебательными (волны, сейши). И те и другие сопровожда­ ются перемешиванием воды во всем водоеме или в отдельных

слоях. В большинстве случаев эти виды движения наблюдаются одновременно.

Главнейшими факторами, вызывающими движение озерных вод, являются: 1) ветер, вызывающий течения, волны, турбулент­ ное перемешивание воды; 2) разность плотностей воды в тех или иных ‘слоях или участках озера, с -которой связаны конвективное йеремешивание и плотностные (градиентные) течения; 3) реки, впадающие в озеро или вытекающие из него; создаваемые ими

164

течения оказываются в крупных озерах только вблизи устьев или истоков, в мелких же могут распространяться но всей вод­ ной массе; 4) разность атмосферного давления над отдельными участками озера, вызывающая сейши.

Воздействие тектонических движений земной коры и земле­ трясений хотя и может привести к сильным движениям вод, но происходит эпизодически и не создает типичного для озер внут­ реннего водообмена.

Волны. Основной причиной, вызывающей волны в водоемах, является ветер. В случае, если две среды с различной плотно­ стью (вода и воздух) располагаются одна над другой и в одной ■из них происходит движение относительно другой, поверхность раздела между ними принимает волнообразные очертания.

Рис. 42. Схема волны (а) и одноузловой сейши (б)

Размеры волн зависят от скорости движения, разности плот­ ностей соприкасающихся слоев и их мощности. В процессе вол­ нения частицы воды совершают колебания по орбйта'м, близким при неограниченной глубине к окружности. Благодаря тому, что частицы воды, совершающие колебательные движения, находят­ ся в разных фазах, форма волны перемещается по водоему.

При пересечении волны вертикальной плоскостью, совпада­ ющей с направлением ее движения, профиль волны изобразится плавной кривой (рис. 42, а) . Высшая точка волны называется гребнем, низшая—подошвой. Высота волны (И.)—превышение ее гребня над подошвой, длина (X)— расстояние между сосед­ ними гребнями или подошвами. Крутизна волны — отношение ее высоты (h) к длине (X); E —hfk. Период волны (Т) — это промежуток времени, в течение которого одна и та же точка вол­ ны (гребень, подошва) пройдет расстояние, равное длине волны. Скорость волны (С) есть расстояние, проходимое волной в еди­ ницу времени. Скорость, период и длина волны связаны между ■собой зависимостями \ — СТ\ С=Х/Т.

Размеры ветровых волн зависят от скорости .ветра (W), про­

водоема (Н) (если она не превышает половины длины волны). При увеличении скорости ветра и разгона размеры волн (h и X) увеличиваются, но для жаждой волны существует опреде,-

ленный (действующий) разгон, на котором скорость движения волны становится практически ра(вной скорости ветра, после чего рост волны прекращается. Волны распространяются на некото­ рую глубину, тем большую, чем больше их высоты. С глубиной

165

волнение вследствие трения затухает, т. е. высота волны умень­ шается при неизменной длине и периоде. На глубине, равной длине волны, волнение практически прекращается.

Вследствие разности давления ветра на наветренный и под­ ветренный склоны волны -волна -.принимает несимметричную фор­ му даже на глубокой вод-е. Еще более резкие изменения фермы волн происходят, когда они подходят к мелководью, на котором начинает сказываться трение о дно. Это трение начинает оказы­ ваться с глубин, меньших половины длины волны (#< Х /2).

Нижняя часть волны испытывает большее, че'.м гребень, тормо­ жение вследствие трения о дно. В результате этого гребень как бы «(перегоняет» иодошву, передний склон волны становится круче тылового, волна приобретает асимметричную форму. При глубине, равной высоте волны (критическая глубина НКр), тор­ можение в нижней части волны настолько сильно, что гребень, приобретая поступательное движение, перегоняет подошву и об­ рушивается вперед; волна разрушается. Разрушение волн у бе­ рега называется п р и б о е м, ,на мелководьях вдали от берега — б у р у н о м .

При подходе к отвесному или крутому (с углом наклона боль­ ше 45°) берегу, у которого глубина больше критической, волны отражаются от него. Происходит интерференция (сложение) по­ ступающих и отраженных волн, в результате которой -образуют­ ся стоячие волны; при соападении фаз поступающих и отражен­ ных волн высота стоячей водны может быть больше, чем посту­ пающей. Если у отвесного берега глубина меньше критической, при разрушении волны (происходит взброс ма-осы воды опроки­ нувшегося гребня на значительную высоту. Взброс обладает большой разрушительной -силой. На пологой -прибрежной отмели крупные волны разрушаются вдали от уреза берета, к урезу подходят только небольшие волны. Благодаря этому отмель пре­ дохраняет берег от дальнейшего размыва.

-Под воздействием прибрежной отмели происходит рефрак­ ция волн—изменение направления их движения. Если -волны подходят к берегу под углом, отличающимся от прямого, го вследствие трения о дно -отмели скорость волн у берега стано­ вится меньше и мористый участок волны перегоняет прибреж­ ный, волна поворачивает к берегу и -подходит к нему под углом, близким к-прямому.

В случае, если в водоеме существует разность плотности .-во­ ды .по вертикали, на поверхности раздела слоев с различной плотностью возникают внутренние волны. Причиной их образо­ вания могут быть волны или течения в верхнем, менее плотном слое воды, аналогично тому, как это происходит ,на поверхности раздела вода —воздух. При наличии поверхностных и внутрен­ них волн -гребни внутренних волн располагаются под подошвами поверхностных, а подошвы — под -гребня-ми. Это объясняется условиями -статического равновесия, из которых можно вывести

166

■соотношение между высотами поверхностных (hn) и внутренних (Л в) волн:

где рх и р2 — плотности воды верхнего и нижнего слоев.

Как видно из формулы, высота внутренних волн может быть больше высоты -поверхностных.

Рис. 43. Номограмма для определения высот волн вида h = f(H 1 D) при ско­ рости ветра Wio=5 м/с и песчаном дне водоема (по А. П. Браславскому)

Размеры ветровых волн можно определить по эмпирическим формулам, связывающим их с действующими факторами—ско­ ростью ветра (W, м/с), разгона (D, км), а в некоторых зависи­ мостях и с глубиной (Я, м ). "Чаще всего применяются формулы В. Г. Андриянова

h — 0,0208 IF 5/4 DV3, X = 0,304 WD'f2

иформулы Н. А. Лабз-овского

А= 0,073 WVED,

X= 0,073 WV~DfE,

где Е = h'jD— крутизна волны.

А. П. Браславским на основе анализа закономерностей из­ менения энергии при волновом движении выведена довольно сложная формула для определения высот волн в зависимости от D и Я. Для практических расчетов им составлены номограммы, позволяющие быстро, определитывысоты волн 0,1% обеспеченно­ сти, принимаемые за максимальные (рис. 43). По горизонталь­ ной оси номограммы отложены разгоны (D, км), по вертикаль-

167

•ной — искомые (высоты волн. Каждая кривая соответствует опре­ деленной средней глубине водоема по наир явлению движения

других скоростей ветра высоты волн находятся путем интерпо­ ляции между волнами для ужазанньих скоростей.

Для определения высоты волны при той или иной скорости ветра по горизонтальной оси соответствующей номограммы от­ кладывается разгон (D, км) и с кривой, отвечающей средней глубине на профиле распространения волны, снимается ее высо­ та (h). Штриховые кривые предназначены для расчета при уменьшении высот волн на участке водоема1. В настоящее вре­ мя по тому же принципу построены номограммы с учетам пос­ ледних достижений в исследовании волн.

При исследованиях волн континентальных водоемов в пос­ леднее время все большее применение находит спектральная тео­ рия волнения (Ю. М. Крылов), рассматривающая взволнован­ ную поверхность как совокупность элементарных волн разных периодов и направлений распространения, накладывающихся друг на друга со случайным сдвигом фаз. Положения этой тео­ рии позволяют представить волнение с позиций теории случай­ ных процессов. Спектральные методы расчета весьма важны для исследований волнения на сложных по конфигурации водоемах.

Озерные волны отличаются от морских большей крутизной (до 1/8). Высоты 1В0ЛН на крупных озерах могут достигать зна­ чительных величин: на Ладожском озере до 5—6, -на Онеж­ ском — до 4, 5 м и т. п.

Течения. Течения — поступательные движения, перемещаю­ щие те иди иные объемы воды в водоемах. Основными фактора­ ми, вызывающими течения в озеровидных водоемах, являются ветер, разность плотностей воды между участками водоема, сток впадающих и вытекающих рек. В (водохранилищах важным фак­ тором является .оброс вод черев плотины. Соответственно этим факторам выделяются основные виды течений: ветровые (дрей­ фовые) , плотностные и стоковые.

На течение в -водоеме помимо основного фактора, вызвавше­ го это течение, одновременно действуют силы внутреннего тре­ ния, инерции, Кориолиса, центробежная. Сила внутреннего тре­ ния -пропорциональна вертикальному градиенту скорости тече­ ния и виртуальной вязкости жидкости, связанной в свою очередь для ветровых течений со скоростью ветра. Эта сила, с одной сто­ роны, способствует передаче движения от слоя к слою, е дру­ гой — поглощает часть механической энергии и ослабляет тече­ ние. ■

1 Подробно о номограммах А. П. Браславского с-м. в юн. Е. М. Се л ю к. Исследования, расчеты и прогнозы ветрового волнения на водох(ранилищах.

168

Сила инерции ощутимо сказывается только в крупных водо­ емах, где благодаря ей я существуют инерционные течения, еще недостаточно изученные.

При малых скоростях течений в озерах (обычно порядка сантиметров иля дециметров в секунду) и больших радиусах кривизны на поворотах течений сила Кориолиса и центробеж­ ная сила практически играют весьма малую роль.

Существенное влияние на течения озер и водохранилищ оказывают морфометрические особенности котловин: очертания водоема в плане, размеры акватории, глубины и рельеф дна. По­ этому теории течений, разработанные для морей и океанов, при­ менимы к озеровидным водоемам е большими ограничениями.

Наибольшее значение в крупных водоемах имеют ветровые и плотностные течения; стоковые течения существенны для малых проточных озер и для водохранилищ. В е т р о в ы е , или д р е й ­ фо в ые , течения возникают в результате трения ветрового пото­ ка о поверхность воды и давления его на наветренные склоны волн.

Между .скоростью ветра (W, м/с) и скоростью вызванного им поверхностного течения (По, см/с) существует зависимость

где <р— географическая широта; А — ветровой коэффициент, изменяющийся обычно в пре­

делах 1,2—1,5, но в некоторых водоемах достигаю­ щий 3—6.

Скорость поверхностных течений зависит не только от ско­ рости .ветра, но и от продолжительности его действия, скорости

инаправления предшествующих ветров, глубин, близости бере­ гов и островов. Поэтому соотношение скоростей ветра и поверх­ ностного течения различно как для разных водоемов, так и для участков одного водоема, имеющих разные глубины. При одной

итой же скорости ветра скорости течений на мелководье мень­

ше.

Скорости дрейфовых течений на крупных озерах обычно не превышают 30—60 см/с. На Онежском озере при ветре 8 м/с они достигают 30, при ветре 15 м/с — 50 см/с, на Байкале при силь­ ных осенних ветрах —40—70 см/с. Эти скорости составляют не­ сколько процентов от скорости ветра.

С глубиной Скорость течения убывает <в результате трения, особенно при вертикальной стратификации плотности воды, но сказывается на значительных глубинах. Например, максималь­ ные скорости поверхностных течений Ладожского озера дости­ гали, по данным А. Н. Охлопковой, 30, на глубине 25 м —около

20, на глубине 50 м — 12—13 м/с.

П л о т н о с т н ы е течения вызываются плотностной неодно­ родностью водных масс и возникающими при этом горизонталь­

169