Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Изменения температуры и суммы ионов вод Байкала 9
1.1. Краткая характеристика озера и природных условий региона 9
1.2. Температура воды 14
1.3. Сумма ионов 18
1.3.1. Баланс осадков, испарения и конденсации 27
1.3.2. Влияние нарастания льда на сумму ионов 30
ГЛАВА 2. Материал и методы исследования 32
2.1. Понятие о водных массах 32
2.2. Т, S- анализ водных масс, применяемый в океанологии 36
2.3. Адаптация метода T,S — анализа водных масс для Байкала 43
2.4. Характеристики аппаратуры, применяемой для измерения температуры и электропроводности 51
ГЛАВА 3. Сезонная трансформация водных масс Южного Байкала 56
3.1. Трансформация водных масс при обратной температурной стратификации 61
3.2. Трансформация водных масс при прямой температурной стратификации 67
ГЛАВА 4. Внутрикотловинная и межкотловинная изменчивость характеристик водных масс озера байкал 72
4.1. Южная котловина 74
4.2. Средняя котловина 85
4.3. Северная котловина 95
4.4. Межкотловинная изменчивость 105
4.4.1. Межкотловинный водообмен 112
Заключение 118
Список литературы
- Температура воды
- Т, S- анализ водных масс, применяемый в океанологии
- Трансформация водных масс при прямой температурной стратификации
- Северная котловина
Введение к работе
Актуальность работы. Благодаря древнему возрасту, своеобразию животного и растительного мира, огромным запасам чистой пресной воды, озеро Байкал является уникальным природным объектом Земли. Это самое глубокое пресное озеро (глубина до 1642 м) и одно из самых крупных в мире озер по объему водных масс (23615 км ). По этим характеристикам, степени воздействия озерной котловины на климат, физическим процессам в водной толще, во многом связанным с огромными глубинами озера, Байкал приближается к водоемам морского типа. Озеро характеризуется низким коэффициентом проточности (1:400) и слабой активностью процессов горизонтального и вертикального обмена, что служит причиной значительной инерционности физико-химических характеристик его вод. В то же время, различия в строении и глубинах его отдельных котловин, ; большая широтная протяженность (на 636 км с юго-запада на северо-восток) и связанные с ней климатические различия, сказывающиеся на тепло- и массообмене с атмосферой, неравномерность распределения по периметру озера притоков, несущих воды с разной минерализацией, приводят к формированию в Байкале, как и в морских водоемах, отдельных водных масс. Их выделение, а также исследование их свойств - новая задача лимнологии глубоких озер. Для Байкала ее решение актуально с точки зрения освоения и рационального использования водных и биологических ресурсов озера.
Байкал представляет собой впадину, разделенную на три морфологически обособленные котловины. Они заполнены единым водным телом, которое состоит из различных по своим характеристикам водных масс. Формирование вертикальной стратификации и пространственные различия водных масс являются следствием совокупного влияния вертикального, меж- и внутри котловинного обмена, химического состава вод притоков, а также метеорологических факторов - количества атмосферных осадков, интенсивности испарения.
Вопрос о выделении в водной толще Байкала отдельных водных масс поднимался в работах ряда исследователей (Верещагин, 1936; Толмачев, 1957; Верболов и др., 19Р9; Шерстянкин, 1989), обращавших внимание на своеобразие режима отдельных физических (температура, прозрачность), химических (содержание кислорода) и динамических (течения) характеристик глубинных вод озера. Благодаря применению современной высокоточной аппаратуры, за последние два десятилетия исследованиями сотрудников Лимнологического института СО РАН, а также иностранных ученых накоплен большой объем новых фактических данных, которые до сих пор не полностью обработаны и интерпретированы.
С помощью приборов вертикального зондирования (CTD-зондов) получены данные о температуре и электропроводности воды с высокой разрешающей способностью, что позволяет впервые применить для идентификации водных масс Байкала аппарат T,S— анализа - метода, широко используемого в океанологии. Ранее этот метод не применялся, поскольку точность стандартных гидрохимических методов недостаточна для определения пространственной и сезонной изменчивости суммы главных ионов.
Целью диссертационной работы является выделение на основе Т, S — анализа различных водных масс озера Байкал, исследование пространственной и сезонной изменчивости их характеристик. Для достижения цели были поставлены следующие задачи:
адаптировать метод Т, S- анализа, применяемый в океанологии, для идентификации и выделения водных масс водоема с низкой минерализацией вод на примере озера Байкал;
проанализировать сезонную изменчивость суммы главных ионов вод деятельного слоя озера и установить ее причины;
провести анализ сезонной изменчивости характеристик выделенных водных масс и вертикальной структуры водной толщи озера;
проанализировать внутрикотловинные и межкотловинные различия характеристик водных масс озера;
оценить роль различных механизмов обновления глубинных вод озера в формировании характеристик водных масс глубинной зоны.
Материалы и методы исследований. Для идентификации и выделения водных масс впервые адаптирован для байкальских условий и применен метод Т, S — анализа водных масс. В океанологии этот метод базируется на таких параметрах как потенциальная температура и соленость. Для Байкала использована измеренная in situ температура (Т). Вместо солености (S), характеристики морских и океанических вод, для байкальских вод использовали ионную составляющую растворенного вещества - сумму ионов (Sc). Ее рассчитывают из измеренной электропроводности воды и выражают в мг/кг. Подробное описание метода Т, S - анализа и адаптации его к условиям Байкала представлено во второй главе.
Анализ сезонной изменчивости Т, Sc - характеристик водных, масс проводили по данным режимной станции в Южном Байкале, расположенной на середине разреза п .Листвянка-м. Танхой, с ноября 2000 по октябрь 2001 года. Для анализа пространственной изменчивости Т, Sc — кривых, были использованы данные вертикального распределения температуры и электропроводности за октябрь 2001 года и за июнь 1999. Они получены на 33 станциях, в том числе, 17 станций продольного разреза по центру озера, станции поперечных разрезов Южного и Среднего Байкала и станции двух поперечных разрезов Северного Байкала. Данные о температуре и электропроводности были получены с использованием высокоточного гидрофизического CTD - зонда SBE-25 (фирма Sea Bird Electronics, США) сотрудниками лаборатории гидрологии и гидрофизики Лимнологического института СО РАН. Научная новизна работы заключается в следующем:
S впервые для пресных вод Байкала адаптирован и применен метод Т, S - анализа, используемый в океанологии;
S уточнена разрешающая способность датчика
электропроводности;
S впервые проведена идентификация водных масс озера Байкал с использованием Т, S - анализа, которая позволила выделить в разные сезоны и в разных котловинах от 4 до 6 водных масс;
S получены данные, характеризующие межкотловинную и сезонную изменчивость характеристик водных масс;
S показано, что механизмы обновления глубинных вод в разных котловинах озера определяют вертикальную структуру водных масс глубинной зоны. Защищаемые положения.
Адаптированный для пресных вод метод Т, S — анализа позволил впервые объективно оценить количество водных масс в Байкале и охарактеризовать вертикальную структуру водной толщи в разных котловинах озера.
Сезонные изменения температуры и суммы ионов байкальских вод определяют сезонную изменчивость характеристик водных масс деятельного слоя. Внутригодовые изменения суммы ионов обусловлены балансом атмосферных осадков и испарения, поступлением речных вод, процессами осолонення вод при нарастании льда, а также деструкцией автохтонного органического вещества в области термоклина при прямой температурной стратификации.
Внутри- и межкотловинная изменчивость суммы ионов водных масс деятельного слоя обусловлена влиянием вод притоков и водообменом между котловинами озера. Различные механизмы обновления глубинных вод в отдельных котловинах озера определяют межкотловинные различия вертикальной структуры глубинной зоны.
Практическая значимость работы. Данные о структуре водной толщи и основных характеристиках выделенных водных масс могут служить основой для исследования процессов формирования различных водных масс в озере и
последующей их трансформации. Новый подход с использованием метода Т, S — анализа позволяет дополнить существующие представления о закономерностях пространственного и временного изменения водных масс Байкала. Полученная информация может быть полезна при изучении распределения байкальских организмов, особенностей круговорота вещества в озере, биохимических процессов в его водной толще.
Полученные методом Т, S - анализа основные характеристики водных масс озера Байкал могут быть использованы для уточнения вертикальной структуры водной толщи. Многомерный анализ с использованием полученных Т, Sc — характеристик и химико-биологических параметров водной толщи позволит оценить вклад исходных водных масс в процесс их трансформации.
Апробация работы. Основные результаты работы были представлены на международной конференции "Научные основы сохранения водосборных бассейнов: междисциплинарные подходы к управлению природными ресурсами" (Улан-Удэ, 2004); на VI Всероссийском гидрологическом съезде (С-Петербург, 2004); на международной конференции "Фундаментальные проблемы изучения и использования воды и водных ресурсов" (Иркутск, 2005); на четвертой Верещагинской байкальской конференции (Иркутск, 2005); на международной конференции "Потоки и структуры в жидкостях" (Санкт-Петербург, 2007). Работы опубликованы в сборниках трудов и материалов конференций.
Публикации и личный вклад автора. Основные результаты диссертации изложены в 11 публикациях, включая 4 статьи в рецензируемых журналах. Работа выполнена в рамках научных исследований Лимнологического института СО РАН, а также инициативного проекта, поддержанного грантом РФФИ № 04-05-64397, которым автор руководил в 2004-2006 гг. Диссертант непосредственно участвовал в экспедиционных работах, осуществлял обработку и анализ исходных материалов, все выводы сделаны автором.
Автор выражает благодарность научному руководителю к.г.н. Н.Г. Гранину; д.г.н. М.Н. Шпмараеву, д.г-м.н. Л.З. Граниной за просмотр рукописи и обсуждение; академику РАН, д.х.н. М.А. Грачеву, д.ф.-м.н. П.П. Шерстянкину, к.г.н. Е.С. Троицкой за полезные замечания; Р.Ю. Гнатовскому, к.г.н. А.А. Жданову за помощь в получении данных; сотрудникам лаборатории гидрологии и гидрофизики за помощь в проведении исследований.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения, изложенных на 133 страницах машинописного текста, иллюстрирована 53 рисунками и 21 таблицей. Список цитируемой литературы содержит 132 наименования.
Температура воды
Исследования температурного режима вод Байкала, которые были начаты во второй половине XIX столетия, показали, что значительные сезонные изменения температуры воды происходят в деятельном слое; в озере имеет место "квазипостоянство" температуры глубинных слоев воды, где она выше температуры максимальной плотности (Верещагин, 1936; Россолимо, 1957, Шимараев, 1977; Афанасьева, 1987; Мамаев, 1987а; Бояринов, 1991; Троицкая, ... Блинов, 2004). Годовой цикл изменений температуры деятельного слоя озера с учетом изменений внешнего теплообмена и динамических процессов в озере разделяется на два периода (рис. 1.1): период прогрева и охлаждения (Верболов и др., 1965, Шимараев, 1977; Шимараев, Гранин, 1991). За границы периодов прогрева и охлаждения принимают даты изменения знака теплового баланса поверхности. Период прогрева подразделяется на этапы подледного, весеннего и летнего прогрева. Период охлаждения состоит из этапов осеннего, предзимнего и зимнего охлаждения. За границы этапов принимают среднемноголетние сроки замерзания и очищения озера ото льда, даты перехода температуры поверхности воды через 4 в начале лета и осенью. Период прогрева определяется временем с положительным тепловым балансом поверхности.
Этап подледного прогрева начинается с прекращением роста льда, когда тепловой баланс поверхности озера становится положительным и проходит при обратной температурной стратификации. Сроки начала прогрева могут колебаться от 10 февраля (бухта Песчаная) на юге озера до 5 мая на севере (мыс Котельниковский). Влияние подледного прогрева проявляется сначала в верхнем 10-метровом слое, а затем под действием развивающейся плотностной конвекции прогрев распространяется и в более глубокие слои воды.
Этап весеннего прогрева начинается после вскрытия озера ото льда (май). Усиливаются темпы теплонакопления вследствие резкого возрастания количества проникающей в воду солнечной радиации. Наряду с плотностной конвекцией важное значение в процессах теплоотдачи поглощенного солнечного тепла в глубину приобретает и динамическое перемешивание, связанное с активным ветровым воздействием. По мере развития прогрева и усиления вертикального обмена происходит погружение слоя температурного скачка при уменьшении величины градиента в нем. Это приводит к тому, что нижняя граница гомогенного слоя достигает мезотермического максимума (рис. 1.1). С этого момента условно начинается весенняя гомотермия, которая в открытой части озера продолжается примерно месяц (до конца июня - начала июля). В это время снижается темп возрастания температуры поверхности озера, а также в гомогенном слое. Мощность гомогенного слоя и глубина залегания слоя температурного скачка могут сильно различаться даже на одном гидрологическом разрезе.
Этап летнего прогрева начинается по окончании весенней гомотермии, когда температура поверхности достигает 4 С и в верхних слоях устанавливается прямая температурная стратификация. Начальная стадия этапа характеризуется быстрым повышением температуры поверхностного слоя. Вертикальный градиент температуры в слое скачка по мере прогрева возрастает, достигая максимума в августе, и затем уменьшается при одновременном заглублении этого слоя. В августе температура поверхности озера достигает максимума. Температура воды и мощность поверхностного слоя в это время зависят от интенсивности ветроволнового перемешивания. С конца августа - начала сентября под влиянием усиления ветрового воздействия и ослабления прихода солнечной радиации с одновременным возрастанием теплопотерь с поверхности озера (испарение и эффективное излучение) температура поверхностного слоя начинает понижаться. Тепловой баланс поверхности положителен и общий теплозапас озера в это время еще возрастает. Период прогрева заканчивается с момента перехода теплового баланса поверхности через ноль в сентябре.
Последовательное изменение вертикального распределения температуры (1) в периоды весенней (а) и осенней (б) конвекции; профиль температуры воды в марте (2). Область существования конвекции заштрихована (Шимараев, Гранин, 1991).
Этап осеннего охлаждения начинается с прибрежных восточных районов (середина сентября) и затем распространяется на открытое озеро (конец сентября). Этот этап характеризуется постепенным охлаждением поверхностного слоя и разрушением вертикальной термической зональности, которое заканчивается установлением осенней гомотермии. Под влиянием ветрового перемешивания и усиливающейся плотностной конвекции слой скачка температуры опускается при одновременном уменьшении вертикального градиента температуры в нем. С середины октября - начала ноября при дальнейшем охлаждении озера устанавливается осенняя гомотермия (рис. 1.1), которая характеризуется интенсивным вертикальным перемешиванием.
Этап предзимнего охлаждения начинается при достижении температуры поверхности 4С. Он характеризуется большими теплопотерями с поверхности озера, значительным понижением температуры поверхностного слоя. Этап протекает в условиях обратной температурной стратификации, и прекращения плотностной конвекции. По мере охлаждения в верхних слоях озера формируется незначительный по мощности охлажденный слой с небольшими вертикальными градиентами температуры, ниже которого устанавливается слабо выраженный слой скачка температуры до глубины 75-100 метров. Глубже слоя скачка прослеживается последовательно повышение температуры до глубины 200 м, где устанавливается мезотермический максимум, достигающий в разных участках озера в это время 3,5-3,8. Таким образом, формируются основные черты вертикального распределения температуры, сохраняющиеся и после установления ледового покрова. Ледостав наступает обычно при температуре поверхности менее 0 5. По сравнению с открытой частью озера в более ранние сроки (начало января) происходит замерзание прибрежных районов восточной части Южного и Среднего Байкала.
Этап зимнего охлаждения начинается с момента установления ледового покрова и протекает в условиях резкого замедления теплообменных процессов в системе вода — лед - атмосфера. Температура воды в деятельном слое озера продолжает понижаться. Вертикальный обмен в водной толще в это время заметно ослабевает, но не затухает совсем. Он обусловлен динамическим перемешиванием воды под влиянием течений, возбужденных ветром в предледоставный период (Шимараев, 1977). Кроме того, в этот период конвекция и турбулентность поддерживаются за счет потока плавучести, который обеспечен увеличением минерализации воды в тонком подледном слое в процессе нарастания льда (Гранин и др., 1999а).
Т, S- анализ водных масс, применяемый в океанологии
При изучении водных масс широкое распространение получил метод интерпретации океанологических наблюдений в виде Т, S — кривых. Основной целью океанографического термохалинного анализа (Т, S — анализа) является выделение и изучение водных масс Мирового океана, их взаимодействия и трансформации, а также происходящих в них процессов переноса и обмана теплом и солями (Тимофеев, 1962; Мамаев, 1964, 19876; Tomczak, 1999; Tomczak and Godfrey, 2003). Эти процессы изучаются при помощи важнейших в физической океанологии характеристик температуры (7) и солености (S).
Температура в океанологии измеряется в градусах стоградусной шкалы, или шкалы Цельсия (С). В некоторых случаях температуру необходимо выражать в единицах абсолютной шкалы Кельвина (К). Абсолютная температура равна Т [К] = Т [С] + 273,15. Следует различать температуру измеренную in situ (Т) и потенциальную {в ). Несмотря на то, что в названии Т, S — анализа температура обозначается "Т", в океанологии, как правило, используется потенциальная температура (Мамаев, 19876). Потенциальная температура воды, по определению, есть температура частицы, адиабатически приведенной к атмосферному или нулевому гидростатическому давлению, что соответствует поднятию частицы с глубины к поверхности без обмена теплом и солями с окружающей средой (Мамаев, 19876). Потенциальная температура определяется формулой: e(P,T,S) = T + ATd=T + P]rdp, (2.2.1) /» где Р, Т, S - измеренные in situ давление, температура и соленость, АТад адиабатическая поправка и Г = (д Т/дР)ао - адиабатический градиент (С/бар) являются функцией трех переменных Р, Т, S (Bryden, 1973; Chen, Millero, 1977;Fofonoff, 1977).
Другой характеристикой при Т, S - анализе вод морей и океанов является соленость. "Соленость есть общий вес растворенных в 1 кг морской воды твердых веществ при условии, что бром и фтор замещены эквивалентным количеством хлора, все карбонаты превращены в окислы и все органические вещества сожжены при последовательном упаривании и сушке при 90 С, затем при 380 и 480 С" (Океанология, 1979).
Впервые метод анализа океанологических наблюдений по Т, S — кривым предложил Гелланд-Гансен в 1918 году (Добровольский, 1961; Мамаев, 19876). Его первые опыты построения Т, S — кривых, а также работы в этой области других исследователей, таких как Якобсена в 1929 г., Вюста в 1936 г., Свердрупа в 1942 г., показали, что Т, S — кривые многих станций одного и того же района, даже очень большого по площади, бывают сходные между собой. Именно поэтому на Г, S — диаграмме можно идентифицировать водные массы, обладающие вполне определенным сочетанием температуры и солености. Т, S - кривая по аргументу z (глубина) является основным видом Т, S - соотношения вод океана, т.е. T(z), S(z). Для сравнения Т, S, - кривых между собой строят совокупность кривых в одной и той же шкале, или через множество Т, S, - точек проводят усредняющую кривую. На Т, S - диаграмме можно оконтурить область, в которую ложатся все Т, S — кривые для того или иного района Мирового океана. Такие области называют полями тождественных Т, S- кривых. Вместо глубины (z) в качестве аргумента могут рассматриваться и другие величины, например, время (f), расстояние по горизонтали (х), повторяемость (п) или обеспеченность (q). В частности, T(t), S(t), — кривые характеризуют либо изменение температуры и солености в какой-либо точке океана за счет периодических процессов, либо их изменение в процессе сезонной трансформации водных масс (например, на каком-нибудь горизонте). Т, S — соотношения по аргументу (п) представляют основу для статистического Т, S- анализа (Мамаев, 2000). Далее в настоящей работе будут использоваться T(z), S(z) — соотношения (по глубине) и обозначаться Т, S.
Основа теоретического Т, S — анализа была заложена в работах В.Б. Штокмана, и развита другими учеными (Штокман, 1970). Процессы смешения двух и трех водных масс В.Б. Штокман рассматривал на основе совместного решения уравнений диффузии и теплопроводности, а результаты этого решения интерпретировал в Т, S — координатах методами аналитической геометрии (Булгаков, 1975).
В монографии Н.П. Булгакова (Булгаков, 1975) предложена следующая процедура аналитической теории T,S — кривых: 1. сначала определяется число водных масс; 2. затем определяется их первоначальные термохалинные индексы; 3. заключительным этапом, основанным на использовании результатов первых двух, является определение границ между водными массами.
Число водных масс, которое определяется по форме Т, S — кривой, равно числу точек экстремумов на данной кривой плюс две концевые точки Т, S — кривой. В аналитической теории Т, S — кривых при определении количества водных масс используют понятие "экстремума", несколько отличное от понятия экстремума в общепринятом смысле. Признаком существования такого "экстремума" является изменение направления касательной к Т, S - кривой по отношению к прямой линии, соединяющей ее концы (рис.2.2.1).
Трансформация водных масс при прямой температурной стратификации
При прямой температурной стратификации фаза прогрева характеризуется повышением температуры от 4 и уменьшением суммы ионов вод верхнего слоя. После весенней гомотермии ПГМ трансформируется в две водные массы - поверхностную и верхнюю промежуточную. Таким образом, в июле 7", Sc - кривая характеризуется наличием трех экстремумов, соответствующим ВПМ, НПМ и ГМ, и двух концевых точек - ПМ и ПДМ, то есть выделяется пять водных масс. При прогреве с июня по июль температура поверхностной водной массы увеличилась на 4. Сумма ионов вод ПМ за счет преобладания осадков над испарением за месяц уменьшилась на 0,2 мг/кг. Мощность ПМ составила всего 13 м.
Ниже ПМ на глубинах от 13 до 70 м с ядром на горизонте 40 м залегает верхняя промежуточная водная масса. Температура ядра ВПМ по сравнению с ПГМ к июлю увеличилась на 0,83, а сумма ионов уменьшилась на 0,15 мг/кг. Ниже ВПМ залегает нижняя промежуточная водная масса мощностью 510 м с ядром на глубине 320 м. Ее Т, Sc — характеристики с июня изменились незначительно - на 0,01 по температуре и на 0,01 мг/кг по сумме ионов (табл. 3.2).
В конце фазы прогрева при прямой температурной стратификации температура ПМ достигает максимальных годовых значений, а сумма ионов приближается к минимальным значениям. В сентябре, когда начинается фаза охлаждения, температура ПМ составляет около 12, что на 4,3 выше по сравнению с июлем. Сумма ионов с июля до сентября уменьшаться на 1,6 мг/кг, что вызвано преобладанием осадков над испарением, а также поступлением слабоминерализованных вод притоков южной котловины. Мощность ПМ увеличивается до 20 м.
При продолжении фазы прогрева прямой температурной стратификации между ПМ и ВПМ на Г, Sc - кривой выделяется еще один экстремум, который соответствует дополнительной водной массе. Она называется водной массой летнего термоклина (ВМЛТ), и в верхней части она включает термоклин. Эта водная масса появляется в конце июля - начале августа и существует до осенней гомотермии.
Т, Sc - кривая (а) и вертикальное распределение температуры и суммы ионов (б), сентябрь 2001 г. Обозначения те же, что нарис. 3.1.1. В сентябре она залегает на глубинах от 20 до 40 м с ядром на горизонте 30 м. Температура ядра 4,86, сумма ионов 97,27 мг/кг. ВМЛТ характеризуется повышенной суммой ионов. Можно предположить, что повышение суммы ионов (промежуточный максимум) и возникновение этой водной массы связано с реминерализацией органического вещества на нижней границе термоклина. Аналогичный процесс наблюдается, например, в Саргассовом море (Ono est al., 2001).
Глубже ВМЛТ залегает верхняя промежуточная водная масса от 40 до 140 м с ядром на глубине 80 м. Температура ядра ВПМ с июля к сентябрю уменьшилась на 0,5, сумма ионов увеличилась на 0,1 мг/кг. Верхняя граница ВПМ совпадает с глубиной, на которой температура воды приближается к температуре максимальной плотности. Глубина залегания нижней промежуточной водной массы от 140 до 540 м с ядром на 300 м. По сравнению с июлем мощность НПМ уменьшилась на 100 м, ее температура увеличилась на 0,01, сумма ионов возросла на 0,03 мг/кг (табл. 3.2).
От сентября к октябрю форма Т, Sc - кривой и количество ее экстремумов не изменились (рис. 3.2.7а). Температура ПМ понижается на 7. Сумма ионов к этому времени повышается примерно на 1,3 мг/кг, что обусловлено преобладанием испарения над осадками. Мощность ПМ в октябре увеличилась на 45 м и составила 65 м.
Под ПМ на глубинах от 65 до 75 м залегает ВМЛТ. По сравнению с сентябрем, в октябре ее ядро заглубилось на 40 м, температура уменьшилась на 1,1, сумма ионов уменьшилась на 0,2 мг/кг. В октябре характеристики ВПМ приближаются к характеристикам ПГМ при осенней гомотермии. Нижняя граница ВПМ по сравнению с сентябрем заглубляется до 210 м, температура уменьшается на 0,3е (до 3,76), сумма ионов увеличивается на 0,02 мг/кг (до 96,98 мг/кг). Изменения характеристик НПМ за месяц составили: по температуре 0,02, по сумме ионов 0,08 мг/кг. Глубина залегания ядра осталась такой же, как в сентябре - 360 м (табл. 3.2).
Таким образом, в течение всего года в пелагиали Южного Байкала выделяются от 4 до 6 водных масс. Три нижние водные массы (НПМ, ГМ и ПДМ) существуют постоянно, их Т, Sc — характеристики меняются слабо. Диапазон изменений температуры за год у НПМ составляет 0,06, у ГМ и ПДМ - всего 0,01. Сумма ионов в течение года у НПМ меняется от 97,04 до 97,12 мг/кг, у ГМ-от 96,77 до 96,81 мг/кг, у ПДМ -от 96,9 до 97,01 мг/кг.
Примечание. Жирным шрифтом выделены характеристики поверхностной гомогенной водной массы (ПГМ). Водные массы в деятельном слое два раза в году — при гомотермии — трансформируются в поверхностную гомогенную водную массу с близкими Т, Sc — характеристиками: по температуре 3,7, по сумме ионов 96,99- 97,02 мг/кг. Значительные изменения температуры и суммы ионов воды происходят в верхней части деятельного слоя от поверхности до нижней границы 70 - 200 м. Температура поверхностной водной массы в результате сезонной трансформации меняется от 0,45 (ПЛМ) до 12С (ПМ в сентябре), суммы ионов - от 100,72 (ПЛМ) до 95,14 мг/кг (ПМ в сентябре).
В течение периода прямой температурной стратификации у поверхностных водных масс (ПГМ и ПМ) средняя температура выше - 7,1, а средняя сумма ионов меньше — 96,4 мг/кг. При обратной температурной стратификации у поверхностных водных масс (ПГМ, ВЗМ и ПЛМ) средняя температура составила 2,4, средняя сумма ионов - около 98 мг/кг. Выводы.
Впервые проведен анализ внутригодовой изменчивости водных масс Южного Байкала с использованием Т, Sc — кривых. Установлено, что сезонная трансформация водных масс и изменения их характеристик охватывает деятельный слой до глубин 150-350 м. Глубже характеристики нижней промежуточной (НПМ), глубинной (ГМ) и придонной (ПДМ) водных масс практически постоянны. Анализ сезонной изменчивости водных масс проводили для периодов обратной и прямой температурной стратификации. В разные сезоны было выделено до 6 водных масс. Начало и окончание каждого периода совпадает с гомотермией и характеризуется наличием 4 водных масс: поверхностная гомогенная (ПГМ), НПМ, ГМ, ПДМ.
В первый период при обратной температурной стратификации ПГМ распадается на близкую по Т, Sc — характеристикам верхнюю промежуточную водную массу (ВПМ) и холодную, более минерализованную - верхнюю зимнюю водную массу (ВЗМ). При образовании и нарастании ледового покрова появляется подледная водная масса (ПЛМ).
При переходе к прямой температурной стратификации в верхней части деятельного слоя образуются поверхностная (ПМ) и верхняя промежуточная водная масса (ВПМ). В летнее время между ПМ и ВПМ формируется водная масса летнего термоклина (ВМЛТ), сумма ионов которой повышена по сравнению с ПМ и ВПМ.
Северная котловина
Согласно опубликованным данным (Афанасьев, 1976; Вотинцев, 1961а) С?ос=3,5 км , QpeK—\ км3/год, Мос=Ю мг/л и экспериментальным данным за октябрь 2001 г. (Мср Мсев)=0,92 мг/л, Мсев =95,93 мг/кг. С учетом возможных погрешностей определения этих величин результирующий водообмен между средней и северной котловинами оказывается равным около 200 км /год. Это значение сопоставимо с расчетами в работе (Шимараев, ... Блинов, 2003а) и находится в пределах погрешности вычислений (240 ± 50 км /год).
Различия значений результирующего водообмена на границах отдельных котловин определяются в первую очередь особенностями морфометрии этих участков. Площадь сечения озера на границе средней и северной котловин - 16 км , на границе центральной и южной котловин около 5 км". Рассчитанные по данным о водообмене средние для всей площади сечений скорости течений на границах котловин близки и составляют 0,04-0,06 см в секунду. Сведения о водообмене на границах котловин (90-130 км между южной и центральной и 200-240 км /год между центральной и северной) позволяют приближенно оценить условное время замещения вод отдельной котловины водами соседней.
Как показали наши расчеты в работе (Шимараев,...Блинов, 2003а), замещение вод северной котловины (7844 км) водами из центральной котловины может произойти за 33 года, вод южной котловины (6228 км ) водами из центральной - за 50 лет, а вод центральной котловины (8943 км ) водами из южной и северной - примерно за 30 лет. Результаты таких оценок дают представление о достаточно быстром (десятки лет) времени смешения вод отдельных котловин Байкала за счет межкотловинного водообмена. Выводы. Т, S - анализ позволил впервые выявить в водной толще озера разных котловин озера до шести водных масс. Увеличение количества водных масс, по сравнению с описанными ранее (Верещагин, 1936; Верболов и др., 1989), связано с тем, что при Т, Sc — анализе вод озера в деятельном слое и глубинной зоне выделяются дополнительные водные массы. При прямой температурной стратификации это водная масса летнего термоклина, а также верхняя промежуточная и нижняя промежуточная. При обратной температурной стратификации в зимний период выделяется подледная водная масса.
Установлено, что Т, Sc - кривые южной и средней котловин имеют схожую форму и при прямой температурной стратификации относятся к монотонным по температуре (уменьшение температуры с глубиной) и немонотонным по сумме ионов. При обратной температурной стратификации Т, Sc — кривые становятся немонотонными и по температуре. В северной котловине при прямой температурной стратификации Т, Sc — кривые монотонные по температуре (уменьшение) и по сумме ионов (увеличение с глубиной), при обратной температурной стратификации - немонотонные по температуре и по сумме ионов.
Наибольшая пространственно - временная изменчивость Т, Sc -характеристик приурочена к трем водным массам деятельного слоя. Существует изменчивость и в "стабильных" в сезонном отношении водных массах: НПМ, ГМ и ПДМ. Но изменения характеристик этих водных масс имеют значительно меньшие диапазоны, чем изменения характеристик водных масс деятельного слоя.
Внутри котловинная изменчивость Т, Sc — характеристик водных масс разных котловин обуславливается разными факторами. В течение года в
Южном Байкале на понижение суммы ионов в деятельном слое у восточного берега влияют воды слабоминерализованных притоков юго-восточного побережья котловины. У западного берега на повышение суммы ионов оказывают влияние воды р. Селенги, поступающие в котловину вдоль западного берега на юго-запад. В Среднем Байкале повышение суммы ионов обусловлено влиянием вод крупнейшего притока озера - р. Селенги, вдоль восточного берега на север. У западного берега с севера происходит понижение суммы ионов за счет влияния слабоминерализованных вод, поступающих из северной котловины вдоль западного берега на юго-запад. В Северном Байкале минерализация водных масс деятельного слоя ниже, чем в Южном и Среднем. Это обусловлено низкой минерализацией притоков Северного Байкала. Повышение суммы ионов вдоль восточного берега происходит за счет влияния вод, поступающих из средней котловины. При прямой температурной стратификации это влияние прослеживается до середины котловины. При обратной температурной стратификации на повышение суммы ионов влияют воды притоков, минерализация которых в зимне-весенний период больше, чем в открытой части котловины.
Отличие вертикальной структуры водных масс Северного Байкала по сравнению со Средним и Южным обусловлено разными механизмами обновления глубинных вод. В южной и средней котловинах увеличение минерализации придонной зоны происходит за счет проникновения более минерализованных поверхностных вод. Обновление глубинных вод северной котловины происходит за счет опускания более минерализованных вод Среднего Байкала в глубинную зону северной котловины как в районе Академического хребта, так и вдоль восточного побережья северной котловины.
