Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Тепловой режим байкала и факторы его формирования 9
1.1. Краткая характеристика природных особенностей озера 9
1.2. История исследований 11
1.3. Тепловой баланс 15
1.4. Температурный режим вод Байкала 17
1.4.1. Конвекция 19
1.4.2. Термический барьер (термобар) 21
1.5. Вертикальный и горизонтальный обмен 22
1.5.1. Турбулентное перемешивание 22
1.5.2. Течения 24
1.5.3. Время, скорость и объем горизонтального и вертикального водообмена 26
ГЛАВА 2. Межгодовые изменения температуры воды озера байкал 28
2.1. Материалы и методика 29
2.2. Многолетние изменения температуры поверхности воды 32
2.3. Многолетние изменения температуры отдельных слоев воды озера 37
2.4. Результаты реконструкции изменений температуры поверхности и теплосодержания слоя 0-200 м (?200 в XX столетии 40
2.5. Теплооборот 42
2.6. Связь температуры и условной прозрачности воды в Байкале 45
ГЛАВА 3. Структура вод байкала по температуре и другим гидрофизическим параметрам как показатель их динамики 50
3.1. Материалы и методика 50
3.2. Весенний и осенний термобар на участке озера с приглубыми берегами без влияния речного стока 52
3.3. Пространственная структура полей гидрофизических характеристик в июле 2003, августе 2002 и 2004 гг 57
3.4. Апвеллинг 60
ГЛАВА 4. Интенсивность вертикального обмена 65
4.1. Материалы и методика 65
4.2. Вертикальное распределение Кг 67
4.3. Пространственные различия 71
4.4. Сезонная изменчивость 73
4.5. Сопоставление величин Кг с результатами расчетов других исследователей 74
ГЛАВА 5. Геострофические течения 78
5.1 Материалы и методика расчета 79
5.2. Изменчивость скорости и направления геострофических течений 81
5.3. Пространственное распределение 84
5.4. Сезонное изменение характеристик геострофических течений 86
5.5. Вклад геострофических течений в горизонтальный водообмен 90
Выводы 94
Литература
- История исследований
- Многолетние изменения температуры отдельных слоев воды озера
- Весенний и осенний термобар на участке озера с приглубыми берегами без влияния речного стока
- Пространственные различия
Введение к работе
Актуальность работы. Байкал - крупнейшее из пресноводных озер мира, занимающее первое место среди них по максимальной (1642 м) и средней (744 м) глубинам и объему водных масс (23600 км ) при площади поверхности 31700 км . Климат и большие глубины являются факторами, определяющими сложность и своеобразие термических и связанных с ними динамических процессов в водной толще Байкала. Выяснение их природы Г.Ю. Верещагин (1939) относил к числу основных вопросов исследования Байкала. Первые сведения о термике вод озера были получены во второй половине XIX - начале XX столетий (Б.И. Дыбовский, В. Годлевский, Ф.К. Дриженко, А.В. Вознесенский, В.Б. Шостакович). Развитие работ в XX веке (Г.Ю. Верещагин, Л.Ф. Форш, Л.Л. Россолимо, В.И. Верболов, В.М. Сокольников, М.Н. Шимараев) выявило большое своеобразие температурного режима Байкала и его тесную связь с процессами водообмена в озере. Качественно новые знания о термических и динамических процессах получены в последние годы (Weiss et al., 1991; Шимараев, Гранин, 1991).
Важность и актуальность дальнейшего изучения этих процессов связана, прежде всего, с их большой ролью в формировании качества глубинных вод, в частности насыщении кислородом. Объем имеющихся наблюдений позволяет использовать сведения о температуре для выяснения сезонных особенностей геострофических течений, вертикальных перемещений вод в локальных участках озера, оценки интенсивности вертикального обмена. Актуальным в современный период является и исследование термических процессов в связи с происходящим глобальным потеплением климата, что нашло отражение в изменении ряда элементов водного и ледово-термического режимов Байкала (Сокольников, 1970; Шимараев и др., 1991; Magnuson et al., 2000; Шимараев и др., 2002 а, б).
Одним из важных при изучении изменений в экосистеме Байкала под влиянием климата является вопрос о роли температуры в развитии других озерных процессов. Так, температура влияет на перемешивание вод (Верещагин, 1936), развитие водных организмов (Кожов, 1962). К методам, позволяющим углубить эти представления, относится изучение связи температуры и условной прозрачности воды. Последняя, как показано в ряде работ (Довгий, 1977; Прогнозирование ..., 1986; Бульон, 1983, 1994; Шерстянкин и др., 1988) является информативным показателем оптических и биологических свойств верхних слоев воды в Байкале. Вместе с тем условия формирования самой прозрачности не исследовались. В настоящее время многочисленные материалы наблюдений позволяют изучить влияние температуры на условную прозрачность воды и рассмотреть возможность ее реконструкции за длительный период времени.
Целью работы является изучение пространственно-временной изменчивости температуры как показателя динамических процессов в Байкале, современных изменений температуры в условиях глобального потепления и возможности реконструкции характеристик термического режима за XX столетие. Для достижения цели необходимо было решить следующие задачи:
• исследовать многолетние изменения температуры отдельных слоев воды в Байкале и выяснить возможности ее реконструкции за длительный период;
• использовать данные о температуре для выявления особенностей пространственного распределения и временного изменения интенсивности вертикального обмена и геострофических течений в Байкале;
• рассмотреть структуру вод по температуре и ряду других гидрофизических параметров, отражающую динамику водных масс в зонах апвеллингов и даунвеллингов, на участках развития термобаров в открытом озере;
• проанализировать связь температуры и условной прозрачности воды в разные гидрологические сезоны.
Использованные материалы и методы исследований. Для решения поставленных задач были использованы: 1) многолетние наблюдения на байкальских станциях УГМС за температурой воздуха (с 1896 г.) и поверхности воды (с 1952 г.) и поста наблюдений Лимнологического института СО РАН (ЛИН СО РАН) в пос. Листвянка с 1940 г.; 2) материалы многолетних (1970-1992 гг.) температурных съемок всего озера в слое от поверхности до дна, организованных и проведенных под руководством М.Н. Шимараева лабораторией гидрологии и гидрофизики ЛИН СО РАН; 3) данные съемок озера с применением высокоточного комплексного гидрофизического зонда SBE-25 в 2002-2004 гг. При исследованиях использованы широко применяемые в океанологии и лимнологии методы статистической обработки и расчетов. Они описаны в каждой главе отдельно, так как диссертационная работа охватывает широкий круг рассматриваемых вопросов, решение которых связано с использованием данных о температуре воды.
Научная новизна работы заключается в следующем:
• показано, что в условиях глобального потепления во второй половине XX века температура поверхности воды в Байкале возрастала, особенно в теплые месяцы и ее изменения происходили заметнее всего в Северном Байкале;
• оценена интенсивность вертикального турбулентного обмена для средней и северной котловин Байкала, установлены макро- и мезонеоднородности ее пространственного распределения и сезонные изменения интенсивности в самых глубоких слоях воды;
• выявлены закономерности внутригодовой изменчивости скорости, глубины развития и расходов воды для геострофических течений в Южном Байкале, рассмотрены ее локальные проявления в других частях озера;
• определены основные факторы связи температуры воды и условной прозрачности в разные гидрологические сезоны;
• получена новая информация о проявлениях динамических и термических процессов и явлений (термические бары, апвеллинг, присклоновая циркуляция).
Практическая значимость работы. Основные результаты работы частично были использованы при реконструкции температуры верхнего 200-метрового слоя воды Байкала в XX столетии. Предложен подход, который может быть использован при изучении тенденций многолетних изменений некоторых физических и биологических характеристик верхних слоев воды в Байкале под воздействием климата. Полученные результаты исследования динамических процессов могут быть применены при дальнейшем изучении переноса тепла и вещества в водной толще озера. Защищаемые научные положения:
1. Глобальное потепление во второй половине XX столетия привело к заметным изменениям температурного и теплового режима Байкала. Установленные связи между температурой воды и воздуха позволяют реконструировать ход температуры в деятельном слое Байкала в течение всего XX века.
2. Интенсивность вертикальной передачи тепла в водных массах Байкала характеризуется пространственной неоднородностью, связанной с особенностями поля течений и ветрового режима, и сезонной изменчивостью даже в самых глубоких слоях воды.
3. Данные о структуре полей температуры и ряда других гидрофизических показателей позволяют получить новую информацию о геострофических течениях, термических барах, апвеллинге, присклоновой циркуляции вод и исследовать связь температуры и условной прозрачности воды.
Апробация работы. Результаты исследований докладывались на восьми конференциях: III и IV Верещагинская Байкальская конференция (Иркутск, 2000, 2005); III International Symposium Ancient Lakes: speciation, development in time and space, natural history (Irkutsk, 2002); Юбилейная Всероссийская научная конференция «Фундаментальные исследования взаимодействия суши, океана и атмосферы» (Москва, 2002); XI Joint international symposium "Atmospheric and ocean optics. Atmospheric physics", (Tomsk, 2004); VI Всероссийский гидрологический съезд (С-Петербург, 2004); VI конференция «Динамика и термика рек, водохранилищ и прибрежной зоны морей» (Москва, 2004), II международная конференция «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 4 статьи в рецензируемых журналах.
Работа выполнена в рамках научно-исследовательских тем ЛИН СО РАН, а также интеграционных проектов СО РАН № 56, 131 и грантов РФФИ № 02-05-65337-а (руководитель проекта), 04-05-79021-к (руководитель проекта), 04-05 8
64839-а. Автор непосредственно осуществляла обработку и анализ исходных материалов, проводила расчеты геострофических течений, коэффициентов вертикальной температуропроводности и изучала связи условной прозрачности и температуры воды, участвовала в экспедиционных работах и анализе материалов наблюдений в 2002-2004 гг.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав и выводов, изложенных на 108 страницах машинописного текста, иллюстрирована 22 рисунками и 16 таблицами. Список цитируемой литературы содержит 134 наименования.
История исследований
Представление о Байкале, как о сложном по физическим процессам водоеме, было получено уже в результате первых исследований в конце XIX - начале XX веков, начатых по инициативе Российского географического общества и гидрометеорологической службы России (Дыбовский, Годлевский, 1897; Дриженко, 1897; Вознесенский, 1908; Шостакович, 1913, 1926) и продолженных Байкальской экспедицией и Байкальской лимнологической станцией АН СССР (Верещагин, 1918, 1927, 1931, 1936).
Обнаружены такие черты температурного режима Байкала, как небольшая (12-14С на поверхности), по сравнению с другими озерами, амплитуда сезонных изменений температуры, прослеживающихся в основном до глубины 200 м. Отмечены важная роль динамических явлений в распределении температуры воды в Байкале (Верещагин, 1918) и влияние притоков на температуру прибрежных районов (Вознесенский, 1908). Проведены расчеты теплозапаса в слое 0-250 м В.Б. Шостаковичем (Россолимо, 1957). Впервые в мировой литературе (Вознесенский, 1908) высказана гипотеза о том, что изменение с глубиной температуры максимальной плотности воды Гмп влияет на вертикальное распределение температуры в глубоких озерах. Позже важность этого эффекта для условий Байкала доказана Г.Ю. Верещагиным (1936). Соловьевым В.Н. (1926) совместно с В.Б. Шостаковичем рассмотрены «температурные сейши».
В 1930-1940-е гг. изучается температурный режим Баргузинского залива и Малого моря (Кожов, 1934, 1936), Чивыркуйского залива и северной части Байкала (Бочкарев, 1934, 1935), Лиственничного залива (Верещагин, 1931). Проводится экспериментальное (Крохин, 1939) изучение термического взаимодействия дна и вод в прибрежной зоне.
Обобщение данных о температурном режиме поверхности воды в Байкале выполнено Л.Ф. Форш (1957). По данным 1896-1945 гг. (10707 измерений) построены карты распределения температуры поверхности воды и воздуха в месяцы безледного периода и проведен их анализ.
Огромная работа по обобщению наблюдений за температурой водной толщи с начала до середины XX века проведена Л.Л. Россолимо (1957). Им детально описан температурный режим отдельных районов Байкала, его сезонные изменения. Особое внимание уделено глубинной зоне, случаям резких нарушений вертикального распределения температуры. Указано на важность дальнейшего изучения температурного режима и формирующих его процессов (тепловой баланс, ветровая активность, течения, сгоны-нагоны, сейши и внутренние волны). В соответствии с этим позднее продолжены исследования температурных особенностей отдельных районов Байкала (Россолимо, 1959; Сокольников, 1960; Вотинцев, Глазунов, 1963; Глазунов, 1963). Начато изучение внутренних волн, сгонно-нагонных явлений (Верболов, 1959), а также течений (Меншуткин, 1964).
В 1960-е гг. в связи со строительством каскада ангарских ГЭС проведены расчеты среднего многолетнего теплового баланса Байкала и его основных составляющих (Верболов и др., 1965). Определен теплооборот деятельного слоя, получены первые оценки адвекции тепла в озере. Обоснован метод расчета теплосодержания (средней температуры) слоя 0-200 м по данным о температуре поверхности воды (Верболов, 1964; Верболов и др., 1965).
С 1971 года М.Н. Шимараевым организованы систематические наблюдения за температурой воды во всей водной толще Байкала на одном продольном (22 станции) и восьми поперечных (станции в 3, 7 км от берегов и в центре озера) разрезах с измерениями на горизонтах 0, 5, 10, 15, 25, 50, 75, 100, 150, 200, 250, 300 м и глубже через 100 м (рис. 1.1). Наблюдения позволили осветить температурный режим всего Байкала. Одновременно исследуется внутри- и межгодовая изменчивость теплового баланса и его составляющих в зависимости от атмосферных процессов и отдельных метеорологических факторов (Шимараев, 1970, 1977). Позднее, с учетом данных о теплообороте в водной толще, составлен полный тепловой баланс Байкала и уточнены его отдельные составляющие (Шимараев, 1990).
Схема расположения гидрометеорологических постов (треугольники), станций продольного (кружочки) и поперечных (сплошная линия) разрезов, данные многолетних наблюдений и измерений в 2002-2004 гг. на которых были использованы в работе. температура и прозрачность воды, живые организмы, донные отложения и наносы (Верещагин, 1931, 1936; Кожов, 1934, 1936). Это дало хорошие результаты при изучении течений в районах влияния стока рек Селенги, Баргузина, Верхней Ангары и вблизи истока р. Ангары.
В 1950-е гг. проведены инструментальные исследования зимних течений в Южном Байкале (Сокольников, 1960, 1964). Установлено их распространение до самых больших глубин с усилением скорости вблизи дна, цикличность изменения скорости и направления течений во времени, неоднородность поля течений с наличием макро- и мезоциркуляций. Составлена первая схема постоянных течений Южного Байкала (Сокольников, 1960а).
С 1964 года В.И. Верболовым организовано многолетнее изучение течений всего озера в безледный период. В результате этих работ, а также работ
Государственного гидрологического института (Айнбунд, 1973, 1988), изучена временная структура течений, вклад отдельных факторов в их формирование, построены схемы средних за безледный период течений в верхних слоях воды (Кротова, 1970; Течения в Байкале, 1977; Формирование и динамика..., 1986; Верболов, 1996). Выполнено численное моделирование течений и диффузии (Галкин, 1975; Течения в Байкале, 1977; Верболов, 1970). Получены количественные характеристики горизонтального и вертикального обмена вод (Верболов, Шимараев, 1972; Формирование и динамика..., 1986). Впервые для изучения динамики вод Байкала применен изотопный метод (Сойфер и др., 1970).
В 1990-е годы комплексно исследуются особенности пространственно-временной структуры течений, температуры и физической прозрачности воды, стратификации водных масс и неоднородностей распределения флуоресценции хлорофилла «а» (Верболов и др., 1992; Левин и др., 1996).
С появлением новой измерительной аппаратуры и современных методов обработки измеренных величин начато изучение процессов обновления глубинных вод. На основе данных о вертикальном распределении содержания фреонов (Weiss et al., 1991; Коденев и др., 1998; Коденев, 2001) и гелия - трития (Hohmann et al., 1998) оценена скорость обновления глубинных вод.
Открыт и описан механизм глубинной вынужденной конвекции (Weiss et al., 1991; Шимараев, Гранин, 1991), которая является важным фактором обновления глубинных вод Байкала ранней весной и поздней осенью. По многочисленным измерениям выявлено существование весеннего термобара на границах мелководных (Малое море, Баргузинский и Чивыркуйский заливы, Селенгинское мелководье) и глубоководных участков озера (Россолимо, 1957; Верболов и др., 1965; Шерстянкин, 1974). Явление весеннего термобара было изучено на примере Селенгинского мелководья (Shimaraev et al., 1993; Шимараев и др., 1995). Выяснено его влияние на процессы обновления глубинных вод, их обогащение кислородом, на формирование особенностей пространственного распределения фитопланктона и микроорганизмов в толще вод озера
Многолетние изменения температуры отдельных слоев воды озера
Логично предположить, что благодаря различным механизмам и процессам, приводящим к перераспределению тепла в озере, изменения в температуре могли произойти и в более глубоких слоях воды. Сезонная изменчивость температуры в разных слоях уже рассматривалась подробно М.Н. Шимараевым (1977). Были выявлены ее особенности - синхронное с потоком тепла на поверхность воды изменение температуры в пределах 300-метрового слоя и асинхронные тепловому потоку изменения в глубинной части водной толщи (глубже 300 м). Так, в мае -июне, при интенсивном прогреве вод деятельного слоя, в водах глубинной части происходит заметное охлаждение за счет глубинной вынужденной конвекции. В ноябре — декабре при больших теплопотерях с поверхности и охлаждении вод в слое 0-300 м глубинные слои озера прогреваются за счет турбулентной передачи тепла из верхних слоев (Шимараев, 1977). Наряду с этим, в предледоставный период (декабрь - середина января) наблюдаются интрузии холодных вод за счет вынужденной глубинной конвекции, которые охлаждают воды глубоких слоев (Wuest et al., 2005).
Анализ показал, что для одного и того же слоя в разных котловинах многолетние изменения среднемесячных температур синхронны во времени, несмотря на большую протяженность озера. Температура отдельных слоев воды от года к году заметно меняется (табл. 2.5), указывая на межгодовые различия прихода и расхода тепла и условий его перераспределения в озере.
Выявлено также наличие трендов многолетнего изменения температуры отдельных слоев воды. Различия в величинах трендов средней температуры слоя 0-200 м Ггоо указывают на неоднородность прогрева в разных котловинах (табл. 2.6). В целом наиболее заметные тенденции изменения температуры в этом слое наблюдаются в Северном Байкале во все месяцы, кроме июня. Для вод глубинной зоны (200 м - дно) и водной толщи в целом выявлены лишь межгодовые колебания (-0,10 и 0,23С, соответственно) температуры воды продолжительностью 5-7 лет при отсутствии более длительного тренда.
Положительный тренд Г200 для всех котловин отмечается зимой и в теплую часть года (табл. 2.6). Осенью (сентябрь, ноябрь) тенденция изменения температуры воды в слое 0-200 м отрицательная. Однако значимые величины наблюдаются только в Северном Байкале (-0,13 и -0,15С в сентябре и ноябре соответственно). В предзимний период (декабрь) тренд сохраняется отрицательным в Южном Байкале (-0,11 С) и меняется на положительный в Среднем и Северном. Причем его величина в северной котловине значима и больше (+0,22С), чем в средней (+0,11 С). Более высоким, по сравнению с другими частями озера, сохраняется положительный (+0,33С) тренд в северной котловине и зимой (март). Преобладание положительного тренда температуры водной массы в декабре, а затем и в марте может быть связано с пониженными потерями тепла с поверхности озера в предледоставный период (декабрь). Это подтверждается результатами исследований изменений Га в районе Байкала и Гв озера за многолетний период. В течение XX столетия потепление в районе озера происходило активнее всего зимой. В 1970-2000 гг. увеличение Тя в зимние месяцы происходило на 3,5С за 10 лет (Шимараев и др., 2002а, б), а Тв на 0,10-0,19С за десятилетие (Троицкая и др., 2003).
В летние месяцы в 1970-1992 гг. тренд Т2оо составил в среднем +0,20, +0,16 и +0,22С в Южном, Среднем и Северном Байкале соответственно. Вероятными причинами могут этого быть увеличение накопленного тепла в деятельном слое весной и усиление стратифицированности вод за счет повышающегося прогрева поверхностного слоя воды летом. В мае - июне за счет сдвига сроков окончания ледостава на более ранние даты - на 7 суток за прошлое столетие (Куимова, Шерстянкин, 1998; Шимараев и др., 2002а, б) — происходило увеличение накопленного тепла на одно и то же число месяца последующих лет. В июле -середине сентября накопление тепла происходит в основном в эпилимнионе, температура вод которого вносит основной вклад в средневзвешенную величину Ггоо, и характеризуется Гв. Рост Тв в среднем за летние (июль - август) месяцы составил 0,71, 1,13 и 1,31С для Южного, Среднего и Северного Байкала соответственно.
Таким образом, климатические изменения температуры воздуха и водной поверхности заметно повлияли на температуру верхнего 200-метрового слоя воды Байкала, что особенно сильно проявилось в его северной котловине. При этом для вод глубинной зоны и всей водной толщи не выявлено значимого тренда температуры.
Многолетние изменения средних за теплый период (май - октябрь) величин Тя, Тв и 2оо в Южном Байкале во второй половине XX столетия оказались сходными (рис. 2.1). Они понижались от 1950-х к 1970-м годам, а затем заметно возрастали к концу столетия, достигнув наибольших за весь период значений в последнем десятилетии XX века. Максимальные величины (?2оо в каждый из месяцев и в целом за теплый период также относятся в основном к последнему десятилетию прошлого века (табл. 2.7), а минимальные - к его середине.
В целом за период с 1896 по 2000 гг. многолетние изменения величин ?2оо в отдельные месяцы происходили с разной цикличностью (рис. 2.1). Периоды длительностью от 2 до 6 лет выделяются для всех месяцев. Для мая - августа можно выделить четыре, а для сентября - ноября два полных цикла большей (10-20 и более лет) продолжительности. В декабре же наблюдаются фаза опускания в 1896-1944 гг. и неполный цикл с 1945 по 2000 гг. Значимых трендов изменения величин (?2оо в отдельные месяцы не обнаружено.
Весенний и осенний термобар на участке озера с приглубыми берегами без влияния речного стока
Для уточнения структуры вод по комплексу гидрофизических показателей в летний период использованы данные измерений в августе 2002, 2004 гг. и в июле 2003 г. CTD-зондом SBE-25, позволившие получить непрерывные профили вертикального распределения температуры Т (точность измерения ±0,002С) и электропроводности воды С (±0,0003 S-m"1). Данные о С позволяют рассчитать минерализацию (сумму ионов) воды Sc с использованием методики, предложенной Р. Хоманном и адаптированной для условий Байкала Н.Г. Граниным (Hohmann et al., 1997; Гранин, 1999): Se = (8,4456-10"4 + 3,2654-10"7-k2o-4,3774-10"10-k2o2)-k2o0, k2o =l,614-k3f5, k3,5 = kT/(0,8859 + 3,1493-10_2 + 3,4839-10 2 - 8,3823-10 43 - 3,7658-10 -14). kT = kTp-(l +1,556-10"5-p)"\ где #20, #з)5, kj - электропроводность при температуре 20, 3,5C и измеренной температуре соответственно; Тир- соответственно температура и давление, измеренные на горизонте.
Измерения температуры воды в Южном и Среднем Байкале с судна (92 станции) и наблюдения со спутника серии NOAA (18 снимков), проведенные одновременно 16-24 августа 2002 г., послужили основой для совместного анализа поля температуры водной поверхности и динамических образований, проявляющихся в нем, а также течений в верхних слоях воды. Первичная обработка снимков, выполненная Н.Ю. Могилевым (Институт солнечной и земной физики СО РАН), заключалась в расчете температуры поверхности воды для безоблачных участков снимка с использованием информации двух инфракрасных спектральных диапазонов (10,5-11,5 и 11,5-12,5 мкм) и географической привязки снимков. Для анализа использован снимок 20 августа 2002 г., полученный при полном отсутствии облачного покрова над всей акваторией озера.
Большие горизонтальные градиенты температуры (плотности) в период проведения экспедиционных работ (август 2002 г.) позволили рассчитать характеристики вдольбереговых геострофических течений на основе динамического метода (см. главу 5).
Значения вертикальной скорости подъема вод W в зоне апвеллинга рассчитаны с использованием предложенного ранее подхода : (Верболов, Шимараев, 1972). Из соображений равенства расходов воды в зонах опускания и подъема вод она может быть примерно оценена как W=Wi (Si/SJ, где W\ - вертикальная скорость в прибрежной зоне, определяемая как отношение средней глубины водоема Н к его длине L, умноженное на характерную скорость горизонтального движения V, см-с"1; S\ - площадь прибрежной зоны, в которой происходит опускание вод в поле циклонических течений, см2; »% — площадь центральной части озера, в которой происходит подъем вод в зоне апвеллинга, см2.
В ходе изучения температурного режима Байкала (Россолимо, 1957; Верболов и др., 1965; Шимараев, 1977; Shimaraev et al., 1994) для каждого из этапов периодов прогрева и охлаждения установлены характерные черты распределения температуры воды с глубиной и определены основные процессы, за счет которых происходит накопление, перераспределение или отдача тепла водными массами. К ним относится и явление термического барьера ТБ. Специальные исследования явления ТБ проводились только в Малом море (Шерстянкин, 1974) и в районах влияния речного стока (Shimaraev et al., 1993; Шимараев и др., 1995а; Hohmann et al., 1997). Однако его существование возможно и в глубоководных районах
Байкала без влияния притока речных вод, к которым относится участок озера с поперечным разрезом пос. Листвянка - пос. Танхой.
Известно (Россолимо, 1957; Шимараев, 1977), что гидрологической весной (май - июнь) на Байкале прогрев деятельного (0-300 м) слоя воды начинается у западного берега раньше, чем у восточного. Причинами этого являются небольшая заснеженность ледового покрова зимой, более раннее вскрытие льда у западного берега и резко возрастающее воздействие ветра на водную толщу после окончания ледостава (Россолимо, 1957; Шимараев, 1977). При преобладающих северо-западных ветрах (Верболов и др., 1965) происходит снос холодных поверхностных вод к восточному берегу с их заглублением до 100-200 м. У западного берега в это время происходит компенсирующий подъем относительно теплых глубинных вод (рис. 3.1). Ветрами северо-западного направления сносятся остающиеся ледовые поля, которые при таянии также приводят к охлаждению поверхностных вод у восточного побережья (Сокольников, 19606).
Пространственные различия
Анализ выявил значительную пространственную неоднородность интенсивности вертикального обмена, хорошо заметную, например, по данным о значениях Кг (рис. 4.4) на границе верхней и глубинной зон озера (горизонт 250 м). Очевидно, что внутри отдельных котловин существуют районы с повышенной и пониженной интенсивностью вертикального обмена.
Районы повышенной интенсивности вертикального обмена располагаются, как правило, в тех местах у западного и восточного побережья, где по данным о течениях должна возрастать направленная вниз вертикальная составляющая скорости. Опускание вод (даунвеллинг) у берегов связано с возникновением зон конвергенции в поле прибрежных течений. Здесь турбулентный поток тепла из верхних в нижние слои усиливается за счет адвективного переноса вод течениями. По результатам расчета выделен ряд таких участков. В Южном Байкале усиление вертикального обмена отмечено вблизи р. Солзан у восточного берега и у мысов Березовый и Красный Яр у западного. В Среднем Байкале обмен усилен вблизи м. Ухан (о. Ольхон) и в районе м. Тонкий (восточное побережье), в Северном Байкале - у западного побережья вблизи ГМС Солнечная и м. Елохин. Районы пониженной интенсивности вертикального обмена часто совпадают с зонами апвеллинга (подъем глубинных вод вблизи берега и в открытом озере). В таких зонах подъем холодных вод снижает их прогрев за счет динамического перемешивания, что ведет иногда к значительному снижению величин Kz. К ним относятся: южная оконечность озера; прибрежный участок у пос. Маритуй; восточная часть разреза пос. Листвянка - пос. Танхой; участок открытого озера в центре циклонической макроциркуляции в Южном Байкале (середина разреза м. Кадильный - р. Мишиха). В Среднем Байкале это центральные станции разрезов м. Голый - м. Кукуй, р. Анга - р. Сухая и над Академическим хребтом, а также у восточного побережья Северного Байкала и в северной оконечности озера.
Наличие опускания и подъема глубинных вод для большинства выделенных участков хорошо подтверждается сведениями о структуре течений (Сокольников, 1960, 1964; Кротова, 1970, 1971; Верболов, 1996), пространственном распределении температуры (Форш, 1957; Верболов и др., 1965; Шимараев, 1977), а также кислорода и отдельных компонентов ионного состава воды (Толмачев, 1957а, б).
Таким образом, причинами пространственной неоднородности интенсивности вертикального обмена являются развитие зон апвеллинга и даунвеллинга в поле циклонической циркуляции вод, а также направление и сила преобладающих ветров (Атлас Байкала, 1993) и морфометрия подводных склонов и дна, которые могут влиять на характер течений в отдельных районах.
Проведенные ранее (Верболов и др., 1965) расчеты интенсивности вертикального обмена (на примере разреза пос. Листвянка - пос. Танхой) по методу В.Б. Штокмана (1946) показали ее большую сезонную изменчивость в верхнем 200-метровом слое с двумя четко выраженными пиками в мае - июне 0 1 0 1 ( 200 см -с") и ноябре - декабре (-400 см -с" ) и минимумом в летние месяцы (1-10 см2-с" ). Выраженный сезонный ход Кг с максимумами в периоды гомотермии установлен по данным для этого же разреза и для более глубоких слоев воды - 0-200, 200-400 и 400-600 м (Шимараев, 1977).
Результаты наших расчетов выявляют четкое сезонное изменение Кх с июля до декабря и в более глубоких слоях воды отдельных котловин озера, где диффузионный поток тепла постоянно направлен сверху вниз. Интенсивность обмена слабо снижается от июля к сентябрю, а затем в 2-4 раза увеличивается к ноябрю - декабрю (рис. 4.5). Это согласуется с характером сезонного изменения ветровой активности на Байкале, достигающей максимума в конце года (Верболов и др., 1965). Таким образом, можно сделать вывод о том, что сезонное возрастание передаваемой озеру кинетической энергии ветра оказывает воздействие на активность турбулентного обмена во всей водной толще Байкала.
Величины Кг были сопоставлены (Рис. 4.6а, б) со значениями коэффициентов вертикального обмена, рассчитанными с использованием сведений о средней скорости вертикального водообмена, установленной по гелий - тритиевому ( Не-3Н) возрасту вод на отдельных глубинах - Юне- н , и экспериментальным данным о вертикальных потоках растворенного кремния Si — К$\ в Байкале в 1995-2001 гг. (Шимараев и др., 2003). Выяснено, что К не- н и KSi имеют те же особенности вертикального распределения, чтоиА"2. Значения К не-Зн и KS\ характеризуют среднюю годовую интенсивность вертикального обмена, т.е. учитывают условия и подледного периода с пониженной активностью обмена. Поэтому их уменьшение с глубиной имеет более плавный характер, чем для Кг, определенных только для периода открытой воды.
Сопоставление полученных нами и другими авторами величин Кг показало, что изменение интенсивности вертикального обмена с глубиной согласуется с результатами расчета для периода открытой воды (июнь - декабрь), проведенного по данным о температуре (Шимараев, Гранин, 1991). Характерные значения интенсивности вертикального обмена по этим данным составили 1-10 см с"1 от поверхности до глубины 25 м, 0,1-1 см -с в слое термоклина (25-150 м) и 10 см -с" в слое 200-800 м. Однако рассчитанные нами величины Кг для глубинной зоны (глубже 200 м) выше, чем полученные ранее по многолетним данным о температуре воды до 800 м (Шимараев, 1977; Шимараев, Гранин, 1991; Shimaraev et al., 1994) и ее измерениям в 1996-1997 гг. (Ravens et al., 2000). Такие различия интенсивности вертикального обмена, по-видимому, связаны с несоответствиями в объеме исходных данных и их подготовке для расчетов, а также межгодовой изменчивостью условий обмена в водной толще. На это указывают, в частности, сведения о больших колебаниях объемов обновления глубинных вод Байкала в разные годы (Hohmann et al., 1998).
Рассчитанные нами величины Кг выше, но принципиально совпадают с результатами расчетов для отдельных котловин, проведенных по другим методам. Используя данные по распределению фреона с помощью решения обратной задачи Ф. Питере с соавторами (Peeters et ah, 2000) получил средние коэффициенты вертикальной турбулентной диффузии для южной (4,6 CMV), f і 0 1 средней (6,3 см"-с") и северной (1,7 см -с") котловин Байкала. Найдено (Shimaraev et ah, 1994), что сезонное охлаждение вод придонной зоны за счет холодных интрузий должно компенсироваться турбулентным переносом тепла из верхних слоев при средних годовых значениях Кг в 200-300 м над дном, составляющих в южной, средней и северной котловинах соответственно 7, 6 и 2 см2,с-1. Их соотношение близко к соотношению коэффициентов вертикального обмена на границе верхней и глубинной зон отдельных котловин по расчетам разными методами. Так, по данным наших расчетов методом «потока тепла» на границе верхней и глубинной зон (горизонт 250 м) южной и средней котловин средние за июль - сентябрь значения Кг (17-18 см -с ) вдвое превышают аналогичные значения в северной котловине (8 см -с"). Таким же оказывается соотношение между величинами Кг для этого горизонта, вычисленными по годовым потокам вещества (Шимараев и др., 2003) - 20 см -с" для южной и средней котловин и 11 см -с" для северной котловины. Отметим, что интегральные оценки интенсивности обмена для всей водной толщи выполнены пока только для Южного Байкала. С учетом диссипации турбулентной кинетической энергии А. Вюшт с коллегами (Wiiest et ah, 2000) определил среднюю величину коэффициента вертикальной турбулентной диффузии для слоя 500-1000 м 7 см2-с-1 и для всей водной толщи котловины 14 см2 с" .
