Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Современное состояние изученности динамических процессов в оз. Байкал 9
1.1 Краткая характеристика природных особенностей 9
1.2 Изученность течений и процессов водообмена 11
1.3 История исследований процессов турбулентности 15
ГЛАВА 2. Материалы и методика 17
2.1. Теоретические основы изучения турбулентности в водоемах 17
2.2. Методы измерений, приборы и первичная обработка данных 27
2.3. Общая характеристика экспериментальных данных 34
2.4. Методы выделения турбулентных пульсаций скорости течения... 37
2.5. Выбор периода сглаживания для оз. Байкал 39
ГЛАВА 3. Основные факторы воздействия внешней среды на течения в байкале 45
.3.1. Ветер 46
3.2. Атмосферное давление 53
3.3. Плотностная неоднородность байкальских вод 55
ГЛАВА 4. Закономерности пространственно-временной изменчивости течений 60
4.1. Пространственные различия течений 60
4.2 Особенности течений в придонной зоне... 66
4.3. Течения на термобаре 70
4.4. Сезонные изменения течений 76
4.5. Течения в подледный период 81
4.6. Спектральный анализ течений 87
ГЛАВА 5. Горизонтальный макротурбулентныи обмен и скорость диссипации турбулентной энергии в пелагиали озера байкал 95
5 Л. Коэффициент горизонтального турбулентного обмена (К[) 95
5.2. Пространственно-временная изменчивость KL. 100
5.3. Зависимость KL от масштабов вихрей турбулентности 102
5.4. Зависимость KL от средней скорости течения 105
5.5. Скорость диссипации турбулентной энергии (є ) 107
Заключение 112
Литература
- Изученность течений и процессов водообмена
- Общая характеристика экспериментальных данных
- Плотностная неоднородность байкальских вод
- Особенности течений в придонной зоне...
Введение к работе
Актуальность работы. Байкал - крупнейшее по объему пресноводное озеро мира. Редкая чистота и исключительные свойства байкальской воды определяются условиями ее формирования, а также жизнедеятельностью животного и растительного мира озера. Жизнь озера во многом зависит от динамики водных масс Байкала. Перемещение вод влияет на распределение потоков энергии в водной толще, ее термический режим, расселение донных организмов, перенос соединений биогенных элементов, фитопланктона и зоопланктона, обогащение кислородом придонных слоев воды и многие другие явления в жизни озера. Поэтому для понимания изменений, происходящих в экосистеме Байкала, необходимы четкие представления о взаимосвязи физических и биологических процессов в озере.
Изучение динамики водных масс озера приобрело четко выраженную практическую направленность в связи со строительством каскада ГЭС и интенсивным хозяйственным освоением территории водосбора озера. Это обусловлено, прежде всего, большим влиянием течений на разбавление и перенос в озере различных растворенных и взвешенных веществ. С другой стороны, научные представления об условиях формирования, характере и структуре течений, процессах адвективного и турбулентного переноса вод Байкала позволят продвинуться в направлении создания общей теории движения водных масс в крупных глубоководных водоемах. При оценке динамики состояния качества вод Байкала важное значение приобретает прогнозирование, которое, как правило, осуществляется на основе результатов математического моделирования. Многие модели основаны на решении системы уравнений гидродинамики. Результаты решения указанных уравнений зависят от правильного задания компонент тензоров кинематического коэффициента турбулентного обмена, оценок коэффициентов турбулентной диффузии и скорости диссипации турбулентной энергии. При этом особое значение приобретает уточнение представлений о крупномасштабной турбулентности озера, ее статистических характеристиках и их пространственно- временной изменчивости.
Целью работы является исследование закономерностей формирования крупномасштабной циркуляции вод, а также горизонтального макротурбулентного обмена в Байкале, определяющих распространение химических и биологических компонентов в озере.
Для ее достижения были поставлены следующие задачи:
выбрать оптимальные методы обработки данных по течениям, для чего провести критический анализ существующих аппаратуры и методов обработки натурных данных;
выделить основные факторы, определяющие горизонтальный обмен в пелагиали и в прибрежных зонах Байкала в разные сезоны;
- на основе полученных ранее и новых натурных данных исследовать
пространственно-временную изменчивость течений;
- определить значения основных характеристик (коэффициентов горизонтального
турбулентного обмена &l и скорости диссипации є турбулентной энергии) крупномасштабной турбулентности в Байкале, исследовать их пространственно-временную изменчивость.
Исходные данные. Для решения поставленных задач были использованы: 1) многолетние . наблюдения за течениями оз. Байкал, полученные автором с использованием автономных цифровых измерителей температуры и течений (АЦИТТ), морской вертушки ВММ-48 и буквопечатающих вертушек БПВ-2р в 1984 -1997 гг.; 2) данные электромагнитного измерителя течений в подледный период 1996-1997 гг., использовавшегося при совместных работах с учеными Великобритании; 3) данные, полученные акустическим Доплеровским и измерителем течений AANDERA при совместных работах с сотрудниками швейцарского института EAWAG в 1996-1997 и 2001-2003 гг.; 4) материалы по течениям, полученные к.г.н. В.И. Верболовым самописцами течений БПВ-2 и БПВ-2р в 1968 - 1977 гг.; 5) данные температурных съемок озера в 1995-2003 гг. с применением высокоточного комплексного е. гидрофизического зонда SBE - 25 производства США; 6) метеорологические характеристики за 1961-2003 гг., полученные в пос. Листвянка сотрудниками лаборатории; 7) данные о ветровой активности в истоке р. Ангары за 2001-2004 гг., предоставленные к.г.н. В.А. Оболкиным.
Экспедиционные работы проводились на научно - исследовательских судах «Верещагин» и «Титов», зимой - на автомашинах и вездеходе. Всего было обработано 296 рядов наблюдений за течениями продолжительностью измерений от 0.5 до 738 суток, включающих около 300 тыс. единичных измерений.
6 При анализе данных использованы широко применяемые в океанологии и лимнологии методы статистической обработки результатов наблюдений. Они описаны в каждой главе отдельно, так как диссертационная работа охватывает широкий круг вопросов динамики вод оз. Байкал.
Научная новизна работы заключается в том, что
применение высокоточного современного оборудования позволило выявить
изменчивость придонных течений в разные гидрологические сезоны;
впервые исследована пространственно-временная изменчивость коэффициентов
горизонтального турбулентного обмена и скорости диссипации турбулентной энергии
в озере; получены первые данные о сезонной изменчивости скорости диссипации
турбулентной энергии;
впервые проведены исследования режима подледных течений, позволившие
получить первые данные о течениях в периоды установления и вскрытия ледового
покрова;
впервые установлен механизм генерации подледных течений, связанный с
возбуждением геострофических течений при неравномерном прогреве вод подо
льдом с разной степенью заснеженности.
Защищаемые научные положения.
Большой объем полученной информации позволил уточнить статистические характеристики и существенно детализировать картину пространственной структуры и сезонной динамики поля течений в Байкале. В период открытой воды интенсификация течений, как в верхнем, так и в придонном слое обусловлена ветровой активностью.
Определены значения коэффициентов горизонтального обмена и скорости диссипации турбулентной энергии в различных областях Байкала и в различные сезоны года. Оценены их зависимости от скоростей ветра, течения и пространственных масштабов вихрей. Показано, что интенсивность турбулентных процессов наиболее сильно связана со скоростью течения и масштабами вихрей.
3. Установлен факт усиления течений в подледный период. Предложен объясняющий
это явление физический механизм, основывающийся на неравномерном прогреве
верхнего слоя воды вследствие наличия существенных неоднородностей в
распределении снежно-ледового покрова по акватории озера.
Практическая значимость работы. Полученные результаты находят применение при изучении переноса тепла, химических и биологических компонентов в озере. Рассчитанные в работе характеристики течений, коэффициентов турбулентного обмена и скорости диссипации турбулентной энергии и их пространственно-временной изменчивости, могут применяться при разработке математических моделей динамики водных масс и процессов формирования качества воды оз. Байкал. В работе даны практические рекомендации по использованию полученных результатов. Рекомендуется для исследования крупномасштабной турбулентности оз. Байкал использовать фильтрацию осредненной скорости с перидом 12 часов.
Апробация работы. Основные положения и результаты исследований докладывались на: II, III и IV Верещагинских конференциях (Иркутск, 1995, 2000, 2005), III Сибирском Конгрессе по прикладной и индустриальной математике (Новосибирск, 1998), XXVII SIL Congress (Dublin, Ireland, 1998), Joint International Symposium on lake Baikal (Yokohama, Japan, 1998), Международной научно-технической конференции «Современные методы и средства океанических исследований» (Москва, 1999), III International Symposium Ancient Lakes: speciation, development in time and space, natural history (Irkutsk, 2002), международном гидрофизическом рабочем совещании (Иркутск, 2002), International " BAIK-SED-2" Workshop; (Gent, Belgium, 2003), VI Всероссийском гидрологическом съезде «Гидрофизические явления и процессы . Формирование и изменчивость речного стока, гидрологические и водохозяйственные расчеты» (С - Петербург, 2004), II международной конференции «Фундаментальные проблемы изучения и использования воды и водных ресурсов» (Иркутск, 2005) и опубликованы в сборниках трудов и тезисов, а также материалах конференций.
Публикации и личный вклад автора. По теме диссертации опубликовано 16 работ, в том числе 13 статей в рецензируемых журналах.
Работа выполнена в рамках научно-исследовательских тем ЛИН СО РАН, а также интеграционных проектов СО РАН, проектов РФФИ №04-05-64397 и №00-05-65058, грантов ИНТАС №96-1937 и №9515. Автор более 20 лет непосредственно участвовал в экспедиционных работах по сбору данных о динамике и термйке озера, осуществлял обработку первичных данных и анализ исходных материалов, проводил расчеты коэффициентов турбулентного обмена, спектров течений. Программы для обработки данных о течениях, в частности программы расчета течений различной
8 обеспеченности, распределения направлений, векторного осреднения, расчета коэффициентов горизонтального турбулентного обмена написаны автором в средах МАТЬАВиЕХСЕЬ.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения, изложенных на 127 страницах машинописного текста, иллюстрирована 35 рисунками и 12 таблицами. Список цитируемой литературы содержит 163 наименования.
Автор выражает благодарность д.г.н. М.Н. Шимараеву, д.г.н. И.Б. Мизандронцеву за просмотр рукописи и обсуждение; академику РАН, д.х.н. М.А. Грачеву, к.г.н. Л.З. Граниной за полезные замечания; Р.Ю. Гнатовскому за консультации по программированию; В.А. Оболкину за предоставленные данные о ветровых характеристиках, Р.Н. Ждановой за помощь в оформлении рукописи; сотрудникам лаборатории гидрологии и гидрофизики ЛИН СО РАН, командам НИС «Титов» и «Верещагин» за помощь в проведении исследований.
Изученность течений и процессов водообмена
Изучение течений и водообмена оз. Байкал первоначально проходило на основе косвенных данных. Индикаторами служили температура воды и прозрачность, живые организмы и некоторые компоненты химического состава воды, донные отложения и наносы (Верещагин, 1936; Верболов и др., 1965). Первые инструментальные измерения течений были выполнены в Баргузинском и Лиственничном заливах М.М. Кожовым в 1934 г. и Г.Ю. Верещагиным в 1936 г. Более регулярные наблюдения в отдельных районах Южного Байкала проводились в 1955-1964 гг. Байкальской лимнологической станцией, преобразованной в 1961 г. в Лимнологический институт СО АН СССР (ЛИН). Длительный цикл наблюдений в эти годы за зимними течениями выполнил В.М. Сокольников (Сокольников, 1960, 1964). При этом достаточно большой объем материалов был получен со льда морской вертушкой и специальной вертушкой В.И. Маньковского (Маньковский, 1961) с более высокой чувствительностью. В навигационный период измерения в эти годы производились с заякоренного судна морской вертушкой и измерителем ГР-42, наряду с этим использовались также свободно плавающие разноглубинные поплавки,- положение которых фиксировалось с берега или с преследующего судна. Полезный материал был получен с помощью бутылочной почты. Небольшой объем инструментальных наблюдений выполнен в 1955-56 гг. в районе Малого моря и Ольхонских ворот (Верболов, 1959), а также в районе Академического хребта (Атлас Забайкалья, 1967).
В 1957-1961 гг. экспедиция проектного института Ленгипробум проводила измерения течений в навигационный период и при ледоставе в прибрежной зоне Южного Байкала (район г.Байкальска). Использовались поверхностные и глубинные поплавки, поплавки-интеграторы в верхнем слое до глубины 15-20 м, а также морские вертушки. В этом же районе в 1961 и 1964 гг. Лимнологическим институтом проводились исследования с применением БПВ-2 (букво-печатающая вертушка) и разноглубинных поплавков (Верболов и др., 1965; Айнбунд, 1988).
Натурные исследования течений оз. Байкал значительно расширились с 1965 г. после привлечения Государственного гидрологического института и Иркутского УГКС. Располагая большим количеством самописцев течения эти организации получили большой объем натурных материалов по Южному Байкалу. Тогда же здесь для изучения поверхностного слоя (до глубины 25 м) были применены аэрометоды, что явилось первым опытом подобных работ на внутренних водоемах СССР (Айнбунд, 1988).
В 1965 г. ЛИНом проводились измерения на нескольких буйковых станциях, размещенных преимущественно в прибрежной зоне Южного Байкала. В 1968-1969 гг. Иркутским УГКС были получены сравнительно небольшие по объему данные по течениям в прибрежной зоне района, прилегающего к дельте р. Селенги (Лебедев, 1970).
В 70 - е годы натурные исследования стали проводиться в Среднем и Северном Байкале, а также в крупных заливах (Баргузинский, Провал) и Малом море. В Северном Байкале и в районе подводного Академического хребта основной объем натурных данных по течениям получен в 1975-1977 гг. (Верболов, 1983; Айнбунд, 1988).
В 1978-1984 гг. объем натурных наблюдений значительно снизился, так как измерения течений осуществлялись только эпизодически в рамках комплексных экспедиций Лимнологического института.
На основе этих данных было построено несколько схем средних течений верхнего слоя озера за ледовый (Сокольников, 1964) и безледный периоды (Атлас Забайкалья, 1967; Кротова, 1970; Айнбунд, 1988; Верболов, 1996). Все схемы имеют общие особенности. Во всех котловинах озера преобладают циклонические макроциркуляции (с масштабами до сотни км). В некоторых местах озера макроциркуляции могут разбиваться на более мелкие (с масштабами в десятки км). Разные мнения высказываются о местах этих переходов. Наиболее обоснованной представляется схема средних течений (Атлас Забайкалья, 1967; Верболов, 1996), которая приведена на рис. 1.1.
В присклоновой зоне в поле горизонтальной циркуляции происходит опускание вод за счет бокового трения вдольберегового потока, стока части вод верхнего слоя при перекосе уровня к берегу и соответствующих вертикальных перемещений термоклина (Течения, 1977; Верболов,...Жданов, 1986, Верболов, 1996). При этом могут сформироваться одна или две циркуляции вод с горизонтальной осью. Средняя за сутки вертикальная скорость меняется от 10" до 10"2м-с" .
Генерация течений происходит под действием разнообразных процессов, при этом течения характеризуются широким спектром пространственных и временных масштабов. Всю энергию, действующюю в озере можно разделить на тепловую и механическую, последняя в свою очередь делится на потенциальную и кинетическую. Наибольшей по вкладу (до 109 дж-м"2) является тепловая энергия (Imboden et.al., 1995), прямое влияние которой на процессы перемешивания невелико. Следующей по величине является потенциальная энергия (около 10J дж-м"2), которая связана с стратификацией плотности водного столба. Наименьшей (менее 10 дж-м"-) по величине, хотя и наиболее важной для процессов перемешивания озер является кинетическая энергия, содержащаяся в течениях, волнах и турбулентности.
Интенсивность течений зависит от поступления энергии из атмосферы. Течения в Байкале, как правило, носят турбулентный характер, что в значительной степени обуславливает процессы теплообмена и диффузии. Передача энергии атмосферы водным массам происходит не по всему спектру движений, а в области основных энергонесущих зон спектра (Озмидов, 1968). В качестве основных зон спектра, где происходит передача кинетической энергии можно выделить пространственно-временную неравномерность поля атмосферного давления и касательное напряжение трения ветра. Важным источником снабжения водных масс потенциальной энергией является неоднородность нагрева и охлаждения вод. Среди энергоснабжающих факторов следует также упомянуть приливообразующие силы, роль которых для оз. Байкал незначительна. Важное значение имеют инерционные течения. Для широты Байкала период инерционных колебаний составляет около 15 часов. Определенный вклад в общее движение водных масс Байкала вносят и колебания, обусловленные поверхностными продольными сейшами. Известно (Помыткин, 1960; Федоров, 1981), что сейши на Байкале отмечаются практически постоянно и характеризуются исключительной правильностью. Это относится прежде всего к основной одноузловой продольной сейше с периодом 4 ч 38 мин, которая наиболее ярко проявляется в колебаниях уровня озера на открытых участках побережья как в навигационный период, так и в подледный период.
Общая характеристика экспериментальных данных
Течения в оз. Байкал, характеризующиеся числом Рейнольдса порядка 10 -10й. являются турбулентными. Развитый турбулентный ноток представляет собой систему взаимодействующих вихревых образований с различными линейными масштабами -от самых малых до размеров, соизмеримых с масштабом водоема. Разделение всего многообразия движений различных масштабов на движения осредненные и турбулентные является одним из основных и наиболее сложных вопросов, возникающих при исследовании турбулентности в больших глубоких водоемах. Этого разделения можно было бы избежать, используя положения теории локально-изотропной турбулентности Колмогорова-Обухова (Колмогоров. 1941: Обухов. 1941; Монин, 1965). которая оперирует не с пульсационными скоростями и . а с разностями мгновенных скоростей в близлежащих точках турбулентного течения ил -«,. 1-сли допустить, что гипотеза Тейлора о «замороженной » турбулентности справедлива для оз. Байкал, і о от разности мгновенных скоростей в близкие моменты времени легко перейти к разности скоростей в соседних точках турбулентного потока. Это позволило бы использовать временные ряды мгновенных скоростей течения. измеренных самописцами в одной точке. Если гипотеза о локально-изотропной турбулентности для оз. Байкал в исследуемом диапазоне масштабов оказалась бы справедливой, то можно было бы оценить такие характеристики, как ее энергия, скорость диссипации турбулентной энергии, кинематический коэффициент турбулентного обмена, временные и линейные масштабы турбулентности и др. (Иванов, 1972, 1981; Тушинский, 1977; Алексеев, 1989), не прибегая к несколько условной операции разделения спектра движений на осредненные и турбулентные. Однако исследования крупномасштабной турбулентности во временных масштабах от десятков минут до нескольких часов во внутренних водоемах, морях и океанах не позволяют сделать однозначные выводы о наличии инерционного интервала локально-изотропной турбулентности (Верболов, 1970 а; Зац, 1970; 1978; Иванов, 1972; Альтман, 1976;Мюрти, 1981; Филатов, 1983, 1991; Алексеев, 1989).
Одними из первых работ по изучению турбулентности течений в крупных водоемах были исследования В.Б. Штокмана, основанные на использовании продолжительных рядов наблюдений за течениями в Каспийском море (Штокман, 1940). Наблюдения проводились с помощью вертушек. Для получения значений осредненных скоростей Штокман применил простейший вид временного осреднения - определение среднего арифметического значения компонент скоростей течения за весь период наблюдения, затем он вычислял отклонения мгновенных компонент скоростей течения от осредненных. В дальнейшем этот метод широко применялся при исследовании турбулентности в морях (Гезенцвей, 1961; Панов, 1961). При таком разделении не учитывается нестационарность течений, и в рядах отклонений наряду с турбулентными составляющими в значительной мере содержатся составляющие осредненной скорости. Вычисленные по этим рядам характеристики являются не характеристиками турбулентности, а выражают суммарный эффект турбулентности и нестационарности осредненной скорости.
В 1964 г. Р.В.Озмидов для выделения турбулентных движений предложил использовать метод математической фильтрации (Озмидов, 1964), формулу которого можно записать следующим образом: /+7,/2 tt(t)= \и{тЦгт)с1т,. (2.29) IJ2 где її(()- сглаженные значения скорости, А (г) - весовая функция или ядро сглаживания (сглаживающая функция), То - период сглаживания. Вычисляются ряды отклонения компонент мгновенной скорости от переменной во времени осредненной (сглаженной) скорости. Эти центрированные ряды рассматриваются в качестве рядов турбулентных пульсаций скорости. Метод фильтрации низких частот (ФНЧ) позволяет удовлетворительно разделить движения, имеющее место в изучаемом водоеме, на осредненные и турбулентные, поэтому он получил в настоящее время широкое распространение (Верболов, 1970 а; Альтман. 1976; Зап. 1978; Алексеев, 1989 и др.). Отметим, что метод ФНЧ применяется также и в других разделах гидорологии, в океанологии и метеорологии (Андрсянов. 1965: Мамаев, 1970; Турбулентность, 1976; Рожков, 1979).
Для целей исследования необходимо выбрать вид сглаживающей функции и определить для оз. Байкал физически обоснованный период сглаживания на основе уточненных представлений о структуре течений в изученных районах озера.
В качестве ядра сглаживания могут использоваться различные функции (Озмидов, 1968; Чиграков, 1969; Грибанов, 1974; Рождснственский, 1974). Для выбора наиболее подходящего ядра сглаживания следует воспользоваться его частотной характеристикой, которая выражает отношение амплитуды колебаний данной частоты после сглаживания к амплитуде колебаний отой. же частоты исходного ряда. Частотная характеристика сглаживающей функции записывается в виде (Дженкинс, 1972) А(ш)= J/?(r)cos(2;r/r)/r. (2.30) -Т„12 Идеальным низкочастотным фильтром (Озмидов. 1968) является фильтр, пропускающий амплитуды колебаний с периодами меньше периода сглаживания Та без. всякого ослабления и полностью подавляющий амплитуды колебаний с периодами большими, чем Та. Выбор величины Та в известном смысле произволен. Этим выбором постулируется, что все составляющие с периодами / Т„ мы относим к закономерным изменениям осредненной скорости, а более высокочастотные изменения //(/) должны рассматриваться как турбулентные пульсации скорости. Частотная характеристика такого фильтра имеет форму прямоугольника. «Идеальным» является фильтр с весовой функцией, имеющий вид (Озмидов. 1968; Чиграков, 1969) /?(r) = sin(27rr / Т0) (2.31) При периоде сглаживания 7 ,,, стремящемся к -бесконечности, частотная характеристика функции (2.31) приближается к форме прямоугольника. Имеющиеся ряды скоростей течений конечны, вследствие чего приходится производить сглаживание с конечным, не очень продолжительным Т(1.
Плотностная неоднородность байкальских вод
Горизонтальные градиенты плотности вне зависимости от причин, которыми они обусловлены, создают течения, которые называются геострофическими. В некоторых случаях эти течения могут быть значительными и вносить существенный вклад в суммарное течение. Горизонтальные градиенты плотности на оз. Байкал возникают в основном за счет различий в температуре воды, т. к. градиенты минерализации на большей части озера незначительны. Исключение составляют районы, находящиеся под непосредственным влиянием речных вод, минерализация которых существенно отличается от озерных. Различия в распределении температуры между котловинами Южного. Среднего и Северного Байкала существуют большую часть навигационного периода (Айнбунд, 1988), однако градиенты при этом не настолько велики, чтобы создать заметные геострофические течения. Более существенными могут быть температурные неоднородности верхних слоев на отдельных участках в пределах одной котловины, особенно в конце лета - начале осени (август-октябрь).
Для расчета скорости и направления геострофических течений чаще всего используется динамический метод. Теоретической базой этого метода, основы которого разработаны Бьеркнесом еще в конце XIX века, являются общие уравнения классической гидродинамики и предположение о существовании в рассматриваемых движениях геострофического баланса, т.е. уравновешивание сил гидродинамического давления силой Кориолиса (Гилл, 1986). Доведенный до расчетной схемы Сандстремом и Гелланд-Ганзеном динамический метод получил широкое распространение в океанологии, а затем, после того как методика была трансформирована применительно к пресноводным водоемам (Ауегз, 1956), активно начал применяться при изучении течений больших озер (Охлопкова, 1961; Кротова, 1970). К преимуществам этого метода относится относительная простота получения исходной информации (температура воды в отдельных точках на разных глубинах) и несложные расчеты.
Ограничения динамического метода состоят в том, что эффективность расчетов зависит от наличия значительных горизонтальных градиентов плотности, что бывает далеко не всегда.
Затруднения в интерпретации результатов расчетов динамическим методом связаны с.отсутствием единого мнения о том, какие виды озерных течений могут при этом надежно оцениваться. Поскольку для расчетов используется градиент плотности, который в общем случае является результатом совместного действия нескольких факторов, можно предположить, как это сделано в работе (Кротова, 1970), что оцениваются градиентно-конвективные течения, включающие наряду с геострофическими, ветровые градиентные и вторичные ветровые течения. Другая точка зрения (Охлопкова, 1961; Айнбунд, 1973), предполагает что этим методом можно определять только геострофические течения, т.к. для строгого применения формулы Гелланд-Ганзена, лежащей в основе динамического метода, необходимо, чтобы на систему (водную массу) не оказывали влияния местные ускорения, вследствие действия ветра, градиента атмосферного давления и других факторов. Отсюда следует, что геострофические течения можно оценивать только при отсутствии или пренебрежимо малых местных ускорениях, что в реальных условиях встречается редко.
Таким образом, динамический метод целесообразно использовать для оценки геострофической циркуляции и ее вклада в формирование общей системы течений при благоприятных условиях (горизонтальные градиенты плотности велики, ветровое воздействие минимально, температурная съемка выполнена за минимальный промежуток времени).
На Байкале, по мнению М.М. Айнбунда (Айнбунд, 1988), течения, вызванные горизонтальным градиентом плотности, могут быть обнаружены в открытых его частях только в летнее - осенний период. В остальное время градиенты плотности здесь невелики. Что касается интенсивности геострофических течений, то их оценки несколько расходятся (Кротова, 1970; Айнбунд, 1988; Шимараев, Троицкая, 2005). Так в работе (Кротова, 1970) приводятся следующие значения скоростей градиентно-конвективного течения: для Южного Байкала 0.04-0.22 м-с"1, для Среднего - 0.04-0.15 см-с"1, для Северного - 0.02- 0.12 м-с"1. По данным М.М. Айнбунда (Айнбунд, 1988) скорости плотностных течений несколько ниже: от 0.02 до 0.10 м-с"1 для Северного Байкала, и от 0.02 до 0.15 м-с"1 для Среднего и Южного.
По последним исследованиям (Шимараев, Троицкая, 2005) геострофические течения существуют в речение всего года, с января по июль они в основном не превышают 0.02 м-с" . В конце лета, после появления устойчивых различий характеристик прибрежных вод и открытого озера, геострофические течения усиливаются в августе до 0.05 м-с"1, а в сентябре до 0.13 м-с"1. На отдельных участках геострофические течения достигают 0.5 м-с"1. В последующие месяцы в связи с понижением температуры воды и уменьшением контрастов в верхних слоях озера скорость геострофических течений уменьшается в октябре до 0.05 м-с" , а в ноябре и декабре до 0.01 м-с 1.
Направление геострофических течений, как правило, совпадает с направлением преобладающего на- участке дрейфового течения. За счет этого при действии ветра усиливается суммарное течение, а при его отсутствии поддерживается общая циркуляция.
Автором проведен расчет динамическим методом геострофической составляющей течения, обусловленной неоднородностью распределения плотности, вследствие неравномерного прогрева вод из-за разной степени заснеженности льда для нескольких температурных съемок в Южном Байкале, выполненных в зимнее время года, где были выявлены существенные градиенты плотности. Измерения температуры и электропроводности воды производились зондом SBE-25, имеющем датчики с гораздо более высоким разрешением (порядка 0.002С по температуре и 0.003 См-м"! по электропроводности), чем использованные Кротовой и Айнбундом (Кротова, 1970, Айнбунд, 1988).
Как показали наши расчеты, геострофические течения зимой могут вносить существенный вклад в суммарное течение. В феврале их величина в основном не превышает 0.01 м-с"1. К концу марта - началу апреля с увеличением прихода солнечной радиации усиливается прогрев верхних слоев воды, который происходит неравномерно, вследствие разной степени заснеженности льда, что создает горизонтальные градиенты плотности воды. В результате могут возбуждаться геострофические течения в условиях зимы оказывающих решающий вклад в общую циркуляцию. Так, для отдельных районов Южного Байкала .геострофические течения могут достигать 0.05-0.07 м-с"1. Зона усиления таких течений проходит в разные годы неодинаково, но приурочена она к области максимальных контрастов в степени заснеженности льда. Геострофические течения до 0.03 м-с" отмечаются в 3-7 км от западного берега Южного Байкала. Следует отметить, что плотностная неоднородность заметно проявляется только в верхнем слое озера (до глубины 50-70 м).
На основании вышеизложенного можно сделать следующие выводы о формировании течений в Байкале. 1. Ветер оказывает определяющее воздействие для создания системы течений в навигационный период. Влияние других факторов значительно меньше или проявляется лишь на ограниченных участках акватории. 2. Для ледового.периода, определяющим фактором воздействующим на водную массу становятся градиенты атмосферного давления, которые генерируют в основном сейшевые колебания уровня. Сейшевые течения не могут оказать значительное влияние на формирование течений, в основном они не превышают 0.01 м-с" .
Особенности течений в придонной зоне...
Исследованиями подледных течений в Южном Байкале в 1950-1980 гг. (Верболов, 1957, 1959; Сокольников, 1960, 1964; Меншуткин, 1964; Айнбунд, 1973, 1988; Течения, 1977) выявлены цикличность изменения их скорости и направления, пространственная неоднородность этих характеристик, циклонический характер результирующего переноса вод с его интенсификацией вдоль отдельных участков побережья. Вопрос о том, инициируются ли течения подо льдом рядом факторов (бароградиентными силами, термическими и плотностными различиями в водной толще) (Сокольников, 1960) или представляют только остаточный эффект осенних ветровых циркуляции (Айнбунд, 1973, 1988), не получил достаточного освещения. В определенной степени это было связано с недостатком информации и с отсутствием сведений о течениях для этапов замерзания и вскрытия озера, а также с невысокой чувствительностью использовавшихся приборов. При исследованиях часто пользовались измерителями (морская вертушка ВММ-48), не обеспечивающими непрерывной регистрации течений.
Новая информация по этому вопросу получена в 1984-2003 гг. при работах в Южном Байкале (Гранин,... Жданов, 1991; Заворуев,...Жданов, 1992; Гранин,...Жданов, 1999 а, б; Жданов и др., 2001, 2002). Самописцами течений АЦИТТ проведены длительные серии непрерывных измерений со льда озера, в основном в слое 0 - 1Q0 м, а также круглогодичные измерения на прибрежном шельфе (рис. 4.16 а, б). Зимой 1996 и 1997 гг. применены более чувствительные приборы (V0 = 0.001 MX"1) - электромагнитный измеритель при работах в верхних слоях воды и доплеровский - при непрерывной регистрации течений в центре южной котловины (глубина 1386 м), в 120 м (1996 г.) и в 4 м (1997 г.) от дна (Ravens et.al, 2000). В 2001-2003 гг в южной и северной котловинах озера для этих целей использовался измеритель течений AANDERA. Полученные материалы дали возможность впервые оценить энергетические спектры и скорости диссипации подледных течений, а также проследить изменчивость течений на протяжении всего ледового периода.
Наблюдения в верхних слоях из-за большой начальной скорости АЦИ ГТ не позволяют получить длительный непрерывный ряд скорости. Периоды усиления течений (до 0.08-0.11 м-с"1) и сменяющие их периоды «затишья» ( 0.02 м-с"1) изменяются от часов до нескольких суток с интервалом между ними в 2-12 суток.
Поскольку прямое влияние ветра на водную толщу при наличии льда исключено, главным источником энергии течений должны быть градиенты атмосферного давления, вызывающие перекосы уровня. Смена знака и величины перепада атмосферного давления вдоль котловины Байкала характеризуется зимой периодом около 6 сут (Помыткин, 1960). По многолетним данным в Южном Байкале смена барических условий сопровождается длительными (в среднем 40-65. максимально 70-84 часов) изменениями уровня на 0.07-0.09 м, максимально на 0.09-0.14 м, не отличающимися от таковых для безледного периода, причем связь уровня с градиентами атмосферного давления зимой выражена даже лучше, чем летом (Помыткин, 1960).
Циклическая природа этого механизма объясняет и периодичность в изменении течений с их возрастанием до 0.10-0.11 м-с"1, что значительно выше скоростей, вызываемых в отдельных районах открытого Байкала стоком рек и сейшевыми явлениями (0.01-0.02 м-с"1) (Верболов, 1978). Такое усиление течений может объясняться спорадическим возникновением больших горизонтальных градиентов давления (до 18 мб в подледный период), величина которых определяется близостью линейных размеров озера (630 км) к масштабам синоптических образований.
В связи с этим следует отметить, что на малых озерах влияние барических градиентов па возбуждение подледных течений должно быть меньше, чем на Байкале. Действительно в озерах с меньшими размерами скорости течений скорости течений „не превышают 0.01 м-с"1 (Marsh, 1987; Matthews, 1987; Patterson. 1988; Stefan, 1989; Rogers, 1995: Bengtsson, 1996; Kenney, 1996; Петров. 1997). Наблюдения 1985-92 гг. показали, что в верхнем слое озера Байкал спорадическое увеличение скоростей течений наблюдаются в небольшом но толщине (20-30. м) слое воды, обнаруживаемом на глубинах от 20 до 80 м. Глубже течения были в основном менее 0.02 м-с"1 и лишь придонной зоне течения оказывались сопоставимы по скорости с течениями верхней зоны. Отмеченные особенности вертикальной структуры скорости характерны для открытой части озера. Вблизи подводных склонов при наличии устойчивого вдольберегового течения структура поля скорости близка к наблюдаемой в бездетный период, когда вертикальные размеры области однонаправленного переноса могут иметь значительно большие размеры.
Целесообразно рассмотреть особенности режима течений в периоды замерзания и вскрытия озера, которые до наших наблюдений не изучались. Информацию об этом дают измерения 1987-1988 гг. на прибрежном шельфе (глубина 7-8 м) Лиственичного залива на 2 станциях (рис. 2.1 врезка): ст.1 - в 0.8 км от м. Березовый; ст. 2 - в 0.3 км от берега вблизи истока р. Ангары.
Измерители АЦИТТ крепились на треногах в 1 м от дна и обслуживались с помощью водолазов. Трение о дно и нижнюю кромку льда существенно ослабляет течения в этой области глубин. Поэтому значимые скорости здесь возможны лишь при достаточно интенсивной циркуляции в озере.
В начале замерзания (рис. 4.16 а) скорости остаются высокими даже при наличии плавающего льда, но после установления сплошного ледяного покрова сразу снижаются до значений V0, сохраняясь такими до апреля.
