Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Гидрометеорологические факторы формирования термического режима водохранилищ
1.1. Термический режим водохранилищ разной проточности 7
1.2. Особенности термического режима наиболее гидрометрически изученных водохранилищ России и Украины
1.3. Периодизация внутригодового термического цикла водоемов суши умеренных широт
1.4. Общие черты термического режима Можайского водохранилища 22
Глава 2. Внешний и внутренний теплообмен. Методы гидротермических расчетов
2.1. Расчет теплового баланса и его составляющих 25
2.2. Процессы внутреннего теплообмена 31
2.3. Постановка гидротермических задач 36
2.4. Способы расчета температуры воды 37
2.5. Математические модели МГТ и СЕ- QUAL-R1 42
2.6. Модель ТМО 48
2.7. Сравнительная характеристика моделей CE-QUAL-R1 и ТМО 52
Глава 3. Методы полевых наблюдений и расчетов термического режима Можайского водохранилища
3.1. Гидрологические экспресс-съемки водохранилища 56
3.2. Рейдовые наблюдения 58
3.3. Методика верификации модельных расчетов синоптических колебаний температуры воды
3.4. Подготовка исходной информации для моделирования термического режима и оценка чувствительности модели ТМО к качеству исходной информации
3.5. Методика модельных расчетов термического режима Можайского водохранилища
Глава 4. Синоптические изменения термического состояния водохранилища в вегетационный период
4.1. Колебания температуры поверхностного слоя воды 77
4.2. Пространственно-временная изменчивость температуры акватории
4.3. Изменение термической структуры водохранилища в годы различного 90
гидрометеорологического режима
4.4. Особенности формирования синоптического и сезонного слоев температурного скачка
4.5. Оценка устойчивости водной толщи при летней стратификации 111
4.6. Численный эксперимент оценки роли конвекции и ветрового перемешивания в формировании и разрушении слоя скачка
4.7. Структура теплообмена с атмосферой в разные фазы синоптических периодов
4.8. Горизонтальный теплообмен в водохранилище 133
4.9. Трансформация Можайским водохранилищем теплового стока р. Москвы 149
Глава 5. Влияние синоптических колебаний температуры воды на внутригодовые и межгодовые изменения термического состояния экосистемы и ее фитопланктона
5.1. Внутрисуточные и сгонно-нагонные изменения температуры воды в центральном районе водохранилища в разные фазы синоптического цикла
5.2. Короткопериодные колебания температуры воды в пиноклине.
5.3. Влияние синоптических колебаний температуры воды на внутригодовой термический цикл в экосистеме водохранилища
5.4. Особенности многолетних изменений температуры воды в Можайском водохранилище
5.5. Влияние колебаний температуры на развитие фитопланктона 173
5.6. Многолетние изменения термического и альгологического состояния водной экосистемы в водохранилище
Заключение 186
Литература
- Особенности термического режима наиболее гидрометрически изученных водохранилищ России и Украины
- Математические модели МГТ и СЕ- QUAL-R1
- Подготовка исходной информации для моделирования термического режима и оценка чувствительности модели ТМО к качеству исходной информации
- Численный эксперимент оценки роли конвекции и ветрового перемешивания в формировании и разрушении слоя скачка
Особенности термического режима наиболее гидрометрически изученных водохранилищ России и Украины
Для изучения термического режима водохранилищ в России используются регулярные наблюдения гидрометеорологической службы (водомерные наблюдения, рейдовые станции и термические разрезы), опубликованные в Государственном водном кадастре (ежегодные, многолетние данные и дополнения к ним). А также специальные наблюдения в верхних и нижних бьефах ГЭС (Гидропроект) и экспедиционные наблюдения (Институт биологии внутренних вод). Исследования проводятся с целью обоснования проектов строительства новых гидроузлов, прогнозирования сроков вскрытия и замерзания водохранилищ для обеспечения судоходства. Температурный режим изучается как ведущий фактор развития биологических процессов: продукции и деструкции, нереста рыб и.т.д.
Обобщение результатов наблюдений позволило составить представление о главных особенностях сезонного термического цикла в водохранилищах разных размеров, различного типа регулирования, расположенных в разных природных условиях. Благодаря этим исследованиям известно, что термический режим водохранилищ зависит от их морфометрических параметров, проточности, характера использования водных ресурсов искусственного водоема, динамики его вод, от климатических особенностей региона. Эти факторы находят отражение в закономерностях термического режима, обусловленного, в первую очередь, радиационным балансом, характерным для данной территории.
Проточность водохранилища обусловлена долей объема воды водоема, которая протекает за расчетный период в среднем через весь водоем, и количественно характеризуется коэффициентом водообмена (Штефан, 1975):
Ke = Vnp + Vc6_ 2-We где Vnp и Vc6 - объемы притока воды в водохранилище и сброса воды из него за год, We -средний годовой объем воды в водохранилище. Для характеристики водообмена
водохранилища применяют и другие показатели: период водообмена - время т-1/Кв, за которое происходит полная смена воды в водоеме. В водохранилищах с недельным регулированием полный объем воды сменяется за 0,005-0,006 года, т.е. примерно раз в двое суток. В водохранилищах с сезонным регулированием период водообмена составляет 0,1-1 год, а с многолетним регулированием 1-3 года (Фортунатов, 1974).
Основные черты термического режима водохранилищ зависят от их глубины: В.М. Мишон (1983) предлагает к мелким относить те водохранилища, в которых изменение температуры придонных слоев соизмеримо с колебаниями температуры воздуха в теплый период (это хорошо перемешиваемые водоемы с глубиной 15-20 м), а к глубоким -водохранилища, глубина которых превышает толщину термоактивного слоя, с амплитудой колебаний температуры придонных слоев 2-3 С и устойчивой стратификацией в летне-осенней период. А проточность В.М. Мишон предлагает выделять по величине удельного расхода стокового течения: к малопроточным отнесены те водохранилища, в которых удельный расход составляет 0,02-0,06 м2/с, а к проточным 0,06-0,9 м2/с.
К.И.Россинский (19756) обобщил основные черты термического режима водохранилищ различных типов.
Термический режим неглубоких водохранилищ (с глубиной до 20-25 м). После очищения ото льда благодаря весеннему прогреву воды в проточных неглубоких водохранилищах наступает гомотермия, которая летом в жаркую погоду сменяется незначительной стратификацией (Саратовское водохранилище, речная часть Горьковского и др.). В водохранилищах с замедленным водообменом весной наблюдается горизонтальная термическая неоднородность при вертикальной изотермии, продолжение нагрева воды летом приводит к образованию слабой стратификации. Период нагревания для этих водохранилищ - весна - лето. При этом температура воды изменяется в соответствии с температурой воздуха и близка к ней по значению. В проточных неглубоких водохранилищах обычно не образуется слой температурного скачка с термоклином за исключением сильного прогрева приповерхностного слоя воды в жаркие штилевые дни. Но при изменении метеообстановки восстанавливается квазиравномерное распределение температуры.
В течение периода осеннего охлаждения водная масса полностью расходует запасы тепла, накопленного летом. Минимальная температура наблюдается в начале зимы. После ледостава температура воды повышается из-за теплообмена с грунтами ложа. Продолжительность этого повышения зависит от степени проточности водоема и его глубины. Чем больше проточность и меньше глубина, тем короче срок зимнего нагрева, который может происходить даже при значительном уменьшении температуры воздуха. При достижении максимума зимней температуры начинается постепенное охлаждение воды из-за уменьшения теплоотдачи грунта и постепенной сработки запаса воды в водохранлище.
Таким образом, на термический режим неглубоких водохранилищ значительное влияние оказывают глубина и проточность, поскольку он зависит от теплообмена с атмосферой и дном водоема. Небольшие температурные градиенты при образовании стратификации в мелком проточном водоеме не препятствуют турбулентному обмену. В подобных водоемах долгое время наблюдается гомотермия. Значение предледоставной температуры воды зависит от формы водохранилища: чем оно мельче и обширнее, тем ниже температура. Обычно в мелких водохранилищах предледоставная температура близка к нулю. При зимнем нагревании чем менее проточен водоем, тем дольше в нем повышается температура после замерзания и выше значение зимнего максимума в придонном слое.
Термический режим глубоких водохранилищ (с глубиной более 40 м). Главная часть теплового баланса водоемов этого типа - теплообмен через поверхность. Теплообмен с дном практически отсутствует. В течение лета изменению температуры воздуха следует только температура поверхности воды. Теплопотери в зимний период ограничены снежно-ледяным покровом, и температура воды поэтому постоянно уменьшается, но очень медленно.
После вскрытия водоема наступает довольно длительный период гомотермии, продолжительность которого зависит от глубины водоема и температуры придонных слоев. Затем формируется стратификация при повышении температуры поверхностного перемешанного слоя. Суточные колебания наблюдаются только в верхнем слое воды.
В период осеннего выхолаживания в поверхностном и промежуточном слоях происходит уменьшение температуры, а в придонных продолжается процесс нагревания.
Малопроточные и проточные водохранилища различаются по характеру формирования температурной стратификации.
Глубокие малопроточные водохранилища отличаются от мелких сложным термическим режимом: период гомотермии в них длится дольше, летом образуется слой скачка с убыванием градиента температуры ко дну. Преобладает не конвективный перенос тепла, а перенос плотностными течениями, которые образуются из-за неравномерного прогрева воды. В период охлаждения в эпилимнионе основной процесс теплопереноса -свободная конвекция, а в слое скачка - плотностные течения. По мере охлаждения глубина слоя скачка увеличивается. Э.Г.Палагин (1973) для глубоких водохранилищ определяет термоклин, как границу между слоями с доминирующим волновым и турбулентным переносом. Его местоположение зависит от метеорологических фактров и является переменной величиной.
Для глубоких проточных водохранилищ с удельным расходом более 0,5 м /с (или средней по вертикали скорости более 1 см/с) характерны: 1) турбулентный перенос тепла в течение всего летнего периода при небольшом градиенте температуры. Нижние слои почти не участвуют в процессе теплообмена. Основной поток тепла проходит в пределах прогретой толщи воды. 2) зимой формируется выраженный слой скачка температуры: при равномерном распределении температуры воды движение в толще воды равномерно, но с увеличением градиента температуры нижние слои теряют турбулентный характер движения, на границе подвижной и застойной зон образуются градиенты температуры и скорости. В летний период в водоемах часто наблюдается неравномерное распределение температуры поверхности воды (особенно ярко это явление выражается при полном штиле). При ветреной погоде эти различия сглаживаются. Различия температуры воды на различных участках водохранилища также сглаживаются в период осеннего выхолаживания, но выхолаживание вод приплотинной части идет медленнее. По данным А.С.Литвинова (1985), на акватории водоема можно выделить 4 типа структурных образований: 1. Микромасштабные неоднородности, вызывающие резкие изменения температуры в зонах гидрологических фронтов: их положение, скорость перемещения и градиент температуры определяется внешним водообменом, метеорологическими условиями и интенсивностью турбулентного обмена. 2. крупномасштабные неоднородности размерами порядка нескольких километров обусловлены обычно общей циркуляцией вод в водоеме или неоднородным прогревом водной массы. 3. мезомасштабные неоднородности размерами порядка 1-2 км связаны с особенностями динамических структур, обусловленных рельефом дна, неравномерным прогревом мелководий, они довольно устойчивы и наблюдаются в течение всего безледного периода. 4. мелкомасштабные неоднородности размерами от нескольких метров до десятков метров наблюдаются только в периоды интенсивного прогрева при полном штиле.
Математические модели МГТ и СЕ- QUAL-R1
Роль определяющего фактора в переносе тепла зависит от условий в водоеме. Вертикальное перемешивание воды, как и перемещение находящихся в воде теплоты и растворенных или взвешенных веществ, выражается уравнением: s = -AdJL, е.21) где S - количество теплоты или веществ, проходящее через единицу горизонтальной площади в единицу времени (поток), - исследуемый параметр (температуры воды, концентрация вещества и т.д.), А - коэффициент обмена, характеризующий условия перемешивания слоев воды, отличающихся по величине Е,. _ V mz А — 2-і 7Г гДе т элемент массы воды, z - длина его пути перемещения по вертикали,/ - площадь, t - время. Составляющие вертикального теплообмена Свободная конвекция возникает при неустойчивом распределении плотности воды на вертикали. Оно может быть обусловлено различными причинами: нагреванием поверхности воды ранней весной при обратной температурной стратификации, или охлаждением летом и осенью, или придонной водой в местах выхода теплых ключей), увеличением минерализации приповерхностных слоев вследствие адвекции, испарения или льдообразования, увеличением мутности поверхностного слоя. В летний период устойчивой стратификации свободная конвекция возможна вечером, ночью и ранним утром при охлаждении поверхности, вызванным преимущественно радиационным выхолаживанием и испарением.
В приповерхностном слое концентрируются потоки тепловой и механической энергии (при наличии ветрового воздействия), что приводит к повышенной пространственно-временной изменчивости поля температуры. Формируются температурные градиенты, от значений которых зависят условия развития турбулентных движений и глубина проникновения конвекции.
Согласно концепции глубины термической компенсации (Бояринов, Петров, 1991), при отсутствии ветра свободная конвекция - единственный фактор перераспределения тепла в глубину верхнего квазиоднородного слоя. Причем конвекция не преодолевает устойчивую температурную стратификацию, которая формируется ниже глубины термической компенсации, где скорость поглощения солнечной радиации равна скорости потерь тепла через свободную поверхность.
На глубину с большей плотностью воды частицы из приповерхностного слоя смогут проникать лишь при наличии динамических факторов, т.е. путем турбулентного перемешивания. Главный фактор, вызывающий это перемешивание - ветер. Глубина перемешивания будет определяться силой ветра, формой и размерами водоема. Ветер является в большинстве случаев главной причиной таких явлений как поверхностные и внутренние волны, сейши, сгоны и нагоны, вызывающие у приглубых берегов апвеллинг и даунвеллинг, вихревые образования и течения. Эти динамические процессы, также являющиеся причиной изменчивости поля температуры, развиваются в характерных для них масштабах. Их минимальный размер определяется действием молекулярных сил, флуктуациями плотности воды, опрокидыванием внутренних волн, максимальные -размерами континентального водоема для сейш, нагонов, внутренних волн (Бояринов, Петров, 1991).
Волнение на поверхности воды обусловливает перемешивание самого верхнего слоя и является начальным звеном в цепочке процессов передачи тепла в глубокие слои. Воздействие ветра приводит к возникновению ветровых волн и дрейфовых течений. Поэтому ветровое перемешивание складывается из волнового (w/) и дрейфового перемешивания (w2): w wi+ w2. Причем /lw]=XW2 (Ли — с Ат- коэффициент турбулентной теплопроводности, где С - теплоемкость воды, Ат - коэффициент турбулентного обмена). Толщина слоя ветрового перемешивания составляет 4-5% от глубины водоема (Готлйб, Жидких, Сокольников, 1976).
Существует несколько способов расчета коэффициента турбулентного волнового обмена, причем расчеты для мелких и глубоких водоемов имеют отличие. Например, для глубоких водоемов СВ. Доброклонский вывел уравнение для расчета Awl- исходя из трохоидальной теории волн и теории Прандтля-Кармана: 2 г,2 Г 4я 1 AwX = P _H e(7) {222) 18 Г, где Нв, Те, Ьв - высота, период и длина волны соответственно, ш - постоянная Кармана, h глубина горизонта. К.Боуден предложил зависимость Awj от параметров волн, исходя из теории размерностей. Aw\ = pp—— (2.23) p - эмпирический коэффициент. Ю.М.Крылов рассматривал вопрос о диссипации энергии турбулентного движения и получил формулу: яр Ъ „ ,, Awi = — Sd3 (2.24) 2 g где b = 0.83 10" , d - фазовая скорость волн, 8 - крутизна волны (Готлиб, Жидких, Сокольников, 1976).
При определенных скоростях ветра и охлаждении поверхности водоема образуется особый тип перемешивания, называемый циркуляцией Ленгмюра, когда вдоль напревления ветрового воздействия формируются параллельные спиралеобразные вихри с горизонтальными осями. Механизмом возбуждеия подобного явления служит конвекция в сочетании с дрейфовым течением, которое подавляет все вихревые образования, направленные под углом к направлению ветра (Блохина, Орданович, 1994). Однако законченной теории этого явления пока не существует. Так, согласно аналогичной теории Чанади (G.T. Chanady), вихри Ленгмюра - это упорядоченная, ориентированная по ветру термическая (свободная) конвекция. По Фаллеру (F.J. Faller), вихри образуются с увеличением скорости течения, обусловленным напряжением ветра на поверхности воды при достижении критического значения числа Рейнольдса ( 200). При этом турбулентность приобретает вид горизонтальных вихрей, и резко возрастает их пространственный масштаб (Липунов, Шумилов, 1978). В системе вихрей выделяются зоны конвергении и дивергенции, где опускается и поднимается вода, образуя поперечную циркуляцию. Зона конвергенции хорошо видна по полосам пены, образующейся над местом погружения воды. Вихри Ленгмюра - это один из наиболее интенсивных механизмов перемешивания верхнего слоя воды, так как перемешивание может охватывать слой воды толщиной несколько метров. Толщина перемешанного слоя (Нл) пропорциональна скорости ветра (U) Нл = 0,8 U - 1,1. Скорость погружения в зоне конвергенции также зависит от скорости ветра и может достигать 6-8 см/с, а скорость подъема в зоне дивергенции несколько меньше - до 2 см/с (Липунов, Шумилов, 1978).
Сейши - стоячие периодические инерционные колебания всей массы воды в водоеме или в достаточно крупной обособленной его части. Амплитуда колебаний зависит от источника энергий, а число узлов - от формы котловины (Хатчинсон, 1961). Сейши оказывают влияние на внутрисуточные изменения температуры, которые проявляются в периодических ее колебаниях по глубине. Появление сейш может быть обусловлено несколькими причинами: 1) денивеляцйи, обусловленные разницей атмосферного давления в разных частях водоема,
Подготовка исходной информации для моделирования термического режима и оценка чувствительности модели ТМО к качеству исходной информации
Для анализа колебаний температуры воды в Можайском водохранилище использовались данные многолетних стационарных и экспедиционных наблюдений. Для выделения синоптических температурных циклов (глава 4) наиболее репрезентативны данные наблюдений за температурой поверхности воды на водомерном посту (в/п) Красновидово в центральном районе водохранилища, поскольку ее измерения у Можайского гидроузла выполняются в зоне влияния водозабора ГЭС и сгонно-нагонных явлений. Среднесуточные значения температуры поверхности воды получены по измерениям в 08 и 20 часов водным термометром на глубине 0,5 м вблизи уреза.
Для расчета термического режима по модели ТМО использованы данные измерения температуры воздуха, облачности, скорости ветра на м/с Можайск, расположенной в 4 км к юго-востоку от Можайского гидроузла, а при их отсутствии - по данным метеорологической обсерватории (МО) МГУ. Также использовались данные по температуре и расходам воды на в/п р. Москва - Барсуки и р. Лусянка - Черники, данные о расходах воды, сбрасываемой через Можайский и Колочьский гидроузлы, и данные наблюдений гидролого-гидрохимических съемок водохранилища в 1967, 1979, 1986 и 1996 гг. (по 2-3 съемки в каждом году). Для анализа внутрисуточных колебаний температуры воды использованы данные рейдовых наблюдений в Красновидовском плесе в 1996 и 1997 гг., а для анализа еще более короткопериодных колебаний - данные учащенных рейдовых наблюдений в 1995г. С 1993 г. по 2000 г. автор участвовала в этих экспедиционных наблюдениях и обработке полевых материалов.
Изучение колебаний температуры воды в слабопроточном долинном водохранилище в зависимости от синоптической обстановки осуществлялось при анализе данных полевых наблюдений и расчетов по модели ТМО. Для задания начальных условий, проверки промежуточных результатов расчета и их корректировки использовались измерения температуры и электропроводности в гидролого-гидрохимических съемках.
Для получения синхронных данных О пространственной структуре температурного поля водоема съемки производились ускоренно в светлое время суток. Съемки состояли в вертикальном зондировании водной толщи с моторной лодки на постоянной сети гидрологи Красновидово Красновидовский плес Но Ч РО-3 номера и положение станции затопленное русло р. Москвы границы расчетных отсеков номера расчетных отсеков
Можайское водохранилище и Красновидовский плес: схема расположения станций гидрологических экспресс-съемок. ческих станций, расположенных над бывшим руслом р. Москвы (рис. 3.1). Их местоположение определялось по карте водохранилища и береговым ориентирам. На каждой станции измерялась температура и электропроводность воды на горизонтах 0.1, 0.5 м, 1.0 м и далее через 1 м по глубине и дополнительно в 0.5 м от дна. Определялась прозрачность воды по диску Секки. Велись визуальные наблюдения за направлением ветра, облачностью, волнением. Глубина вертикали измерялась ручным лотом (погрешность измерения не более ±0,1 м). Температура и электропроводность измерялись ЦИТЭ (цифровой измеритель температуры и электропроводности). Продолжительность наблюдений на станции 15-30 мин. Отсчеты по измерителю переводились в значения температуры и электропроводности воды в соответствий с лабораторной тарировкой прибора. Для исследования изменения термической структуры водохранилища съемки в 1996 г. проводились при разных погодных условиях. В данной работе для корректировки модельных расчетов использованы данные 11 съемок (табл. 3.1). В 1967-1999 гг. всего выполнено 60 съемок. Эти измерения использованы для оценки пространственной изменчивости температуры поверхности воды в центральном районе водохранилища.
Рейдовые наблюдения Для оценки синоптической трансформации и внутрисуточного изменения вертикального распределения температуры воды в Можайском водохранилище использовались данные рейдовых наблюдений, организованных в Красновидовском плесе на станции IVa (в 100 м от северного берега над бывшим руслом р. Москвы). Наиболее длительные серии рейдовых гидрометеорологических наблюдений продолжались до 20 суток с интервалом 4 часа. Они включали такое же, как и в съемках, термокондуктометрическое зондирование вертикали от поверхности до дна, измерение прозрачности воды, содержания кислорода, рН, измерение атмосферного давления, температуры и влажности воздуха, скорости и направления ветра на высоте 2 м над водной поверхностью.
Для изучения наиболее короткопериодных колебаний температуры воды на рейдовой вертикали проводились учащенные наблюдения, состоявшие из 12- и 24-часовых серий зондирования с интервалом 15 мин с помощью полупроводникового термистОра. Каждое зондирование вертикали продолжалось около 10 мин. Цель этих наблюдений - оценить колебания температуры, которые отражали бы динамические колебания стратифицированной водной толщи, вызванные ветровым воздействием, и представляющие внутреннюю сейшу. Красновидовский плес расположен в 7 км от Можайского гидроузла и представляет собой акваторию размерами 1 х 1,5 км, ограниченную двумя полуостровами. На северном, восточном и южном участках его берега склон ложа крутой. Преобладающая глубина плеса при НПУ (183 м абс.) составляет 12 м, в русловой ложбине р. Москвы шириной около 30 м глубина 16 - 17 м (Можайское водохранилище, 1979).
Для измерений колебаний температуры воды сотрудниками географического и физического факультетов МГУ был изготовлен микроэлектротермометр. Полупроводниковый термистор, служивший его датчиком, соединялся кабелем длиной 25 м с измерителем, который показывал изменение сопротивления полупроводника при изменении температуры среды. В Красновидовской лаборатории прибор тарировали в термостате для интервала температур 9-25Сю При тарировке воду постепенно нагревали в режиме автоматического перемешивания. Отсчеты брали через один градус. Компьютерная обработка результатов тарировки позволила проинтерполировать тарировку с шагом 0,2С; чувствительность электротермометра 3-4 Ом/5С, точность измерений 0,02С. Инерционность термистора составила около 10 с. В слое с большими градиентами температуры показания прибора устанавливались в течение 10-15 с, точность погружения датчика на горизонт измерения была около 5 см (кабель с грузом размечен через 0,5 м жестко закрепленными метками), однако при волнении датчик мог колебаться.
Численный эксперимент оценки роли конвекции и ветрового перемешивания в формировании и разрушении слоя скачка
К 31 августа в РО-3 и РО-4 верхний слой до глубины Юм термически однороден, а глубже все пространство до дна занимает сезонный СТС. С этого момента началось постепенное охлаждение водохранилища.
К 1 октября во всей водной толще наблюдается наклон изотерм в сторону плотины. В РО-1 и РО-2 разность температуры на поверхности и у дна составляла 1-2С и 2-3С - в РО-3 и РО-4. По сравнению в 1966 г. в этом году осеннее охлаждение происходило гораздо медленнее из-за различий погодных условий. Средние за месяц значения температуры воздуха в сентябре и октябре 1966 и 1967 гг. составили соответственно 7.8 и 11.2, 5.2 и 7.6С. Даже к концу октября в эту теплую осень вертикальная изотермия все еще не наступила. В при-плотинном отсеке у дна температура воды составила 9С, а на его поверхности около 11 С. Но ледостав наступил сравнительно рано - 28 ноября.
В 1979 г. стояла относительно теплая малооблачная и сухая весна, половодье было растянутое, многопиковое и закончилось в середине мая. Лето было относительно прохладное с максимальной Твозд 22,7С, средней 16,1 С, малооблачное, но дождливое с двумя значительными паводками в конце июня и середине июля. Осень была умеренно теплая с повышением Твозд в сентябре до 15С, среднеоблачная и самая дождливая, однако осенние паводки были ниже летних и наблюдались в середине сентября и начале октября. Весной скорость ветра достигала 4-5 м/с, летом не превышала 4 м/с, а осенью в среднем была наименьшей, но в отдельные дни превышала 5 м/с.
В 1979 г. на 10 мая приходится начало интенсивного весеннего прогревания водохранилища. Из-за быстрого нагрева нижняя половина вертикали не успевает прогреваться и там сохраняется очень низкая температура (рис. 4.7).
31 мая - годовой максимум То = 23С. В водной толще заметно сильное расслоение. В поверхностных слоях вода прогрета более чем 22С. До горизонта 5 м температура в СТС равномерно понижается. В верховьях водохранилища выражен незначительный наклон изотерм в сторону зоны выклинивания подпора - это следствие притока теплых речных вод. В придонных слоях РО-4 вода прогрелась до 5-6С.
К 6.06 верхние слои до горизонта 4 м были перемешаны, а ниже термическая структура почти не изменилась - охлаждение и перемешивание не затронули эти слои благодаря устойчивой стратификации. Слой скачка на максимуме СТЦ охватывал слой 1-8 м, 31 мая (максимум СТЦ) октября по данным съемки 40 ЗО 10 Рис. 4.7 Вертикальное распределение температуры воды в водохранилище (по данным моделирования) в период весеннего нагревания воды, минимумов и максимумов температуры в циклоническую и антициклоническую погоду летом и в фазу осеннего охлаждения в 1979 г. (вертикальное распределение по данным съемки приведено для сревнения с модельным расчетом). а при похолодании остался на глубине 4-8 м. Поэтому, несмотря на сильный ветер (до 7 м/с) однородное распределение температуры воды наблюдается только в верхних слоях. К 28 июня на максимуме очередного СТЦ в слое 0-10 м выражен наклон изотерм в сторону зоны выклинивания подпора. В РО-1 и РО-2 придонная температура возросла с 12Сдо 15-16С. Температура на поверхности акватории увеличивается от 20С у плотины до 22С в верхнем отсеке. С глубиной во всех отсеках температура понижается равномерно.
В фазу охлаждения этого СТЦ к 7 июля перемешивание охватило верхний 4-метровый слой, на горизонтах 4-15 м вода прогрелась на 1-2С, а глубже 15 м термическая структура и вовсе не изменилась.
С конца августа началось охлаждение водоема. К 30.08 по сравнению с серединой июля придонные слои прогрелись на 2-3С, сезонный СТС расположен в РО-3 и РО-4 на 12-14 м, изолинии имеют тенденцию наклона к плотине.
20 сентября, перед кратковременным перерывом в выхолаживании, в термической структуре выражен однородный по вертикали слой 0-5 м с температурой 12С в верховьях и 0-7 м с температурой более 14С у плотины, под который подтекают более холодные речные воды. В приплотином отсеке сезонный СТС сохранился на глубине 14-15 м, а у дна вода прогрелась до 10С.
К концу фазы потепления 26 сентября осеннего синоптического цикла температура воды повысилась на 2-3 С в верхнем слое до глубины 8 м. После кратковременного потепления наступило быстрое выхолаживание водоема, к 10 октября начала формироваться вертикальная изотермия, охватившая РО-1 и РО-2. В РО-3 и РО-4 глубже 7-8 м температура плавно убывает ко дну (до 6С в РО-4). Температура поверхности водоема в этот момент убывает от 9С у плотины до 6С в верховьях.
В 1986 г. весна была самая холодная и дождливая из всех пяти рассмотренных лет, половодье было растянутое и многопиковое. Лето умеренно теплое (с максимальной Твозд 21,8С, средней Твозд 16,6С и двумя значительными похолоданиями в конце июня и середине июля), с наибольшим количеством осадков, но относительно малооблачное, с двумя значительными паводками в конце июня и середине июля с максимальным расходом р. Москвы более 50 м3/с. Осень была самая холодная, среднеоблачная и самая дождливая, однако без значительных паводков, расход р. Москвы не превышал 20 м /с. Весной и летом среднесуточные значения скорости ветра редко превышали 4 м/с за исключением 11 июля (8 м/с) и 23 августа (5,5 м/с). Осенью среднесуточные значения скорости ветра возросли, в отдельные дни они превышали 6 м/с.
В 1986 г. 10 мая - середина периода весеннего нагревания (рис. 4.8). Выражен наклон изотерм в сторону зоны выклинивания подпора, температура поверхности воды увеличивается от плотины к верховьям от 8 до 12С. В приплотинном и центральном районах водохранилища верхний слой воды (0-5 м) практически однороден, в РО-1 и РО-2 в связи с бо лыпим прогреванием и поступлением более теплых вод основного притока однородный слой тоньше. В РО-3 и РО-4 глубже 12-13 м сохраняется холодная водная масса с температурой 5-7С.
Поступление тепла с водами притока в расчете на единицу площади акватории соизмеримо с поступлением солнечной радиации. В верховьях водохранилища потери тепла на испарение почти в 2 раза больше, чем в приплотинном районе из-за разницы значений То. В РО-4 эффективное излучение воды и ее турбулентный теплообмен с атмосферой являются приходными составляющими теплового баланса из-за большой разницы температуры воды и воздуха.
К 17 мая в приповерхностном слое образуется слой скачка на глубине 1-2 м (рис. 4.8). В слое 0-1 м температура воды однородна по всему водохранилищу. Выражен наклон изотерм от плотины к верховьям в 10-метровом верхнем слое. В РО-3 и РО-4 сохраняется холодная вода с небольшим увеличением температуры. Испарение осталось без изменений, в связи с увеличением То уменьшилась доля турбулентного теплообмена в приходной части теплового баланса для РО-4, а эффективное излучение стало его расходной составляющей.
На незначительное похолодание 20 мая при уменьшении поступления солнечной радиации водная масса отреагировала уменьшением температуры в поверхностном слое за счет увеличения потерь тепла на испарение и турбулентный теплообмен.
13 июня наступил годовой максимум температуры поверхности воды - 24,7С. Этот последний день фазы нагревания четко выраженного синоптического цикла характеризовался значительным термическим расслоением водной толщи с максимальными градиентами среднесуточной температуры воды в слое 0-5 м (1,2-1,3С/м). В придонных горизонтах РО-4 сохраняется холодная вода (5-6С). Наклон изотерм в сторону зоны выклинивания подпора выражен лишь в промежуточном слое на глубине 5-Ю м. Почти вдвое возросли потери тепла на испарение для РО-1 и РО-4 соответственно. Потери на эффективное излучение возросли в 6 раз в РО-1 и в 5 раз в РО-4. В РО-1 турбулентный теплообмен увеличился ненамного, так как температуры воды быстро уменьшилась по сравнению с РО-4, где потери на турбулентный теплообмен возросли в 2 раза.
