Термический и ледовый режим озер
Курсовая
работа
Термический и ледовый
режим озер
ВВЕДЕНИЕ
термический ледовый озеро водоем
Озеро - компонент гидросферы,
представляющий собой естественный или искусственно созданный водоём,
заполненный в пределах озёрной чаши (озёрного ложа) водой и не имеющий
непосредственного соединения с морем (океаном). Озёра являются предметом
изучения науки лимнологии.
В озерах нашей планеты содержится в четыре
раза больше воды, чем в реках, но их жизнь гораздо менее продолжительна. И если
озера не пополняются поступающими водами, они могут обмелеть, высохнуть или
превратиться в болота. Озера среди поверхностных вод занимают особое место. Они
отличаются замедленным водообменом, своеобразным термическим режимом,
химическим составом, значительными изменениями уровня [1].
Актуальность работы. В последние десятилетия в мире
наблюдается значительное увеличение объема гидроледотермических и
ледотехнических исследований водных объектов (рек, каналов, озер, водохранилищ,
морей) и сооружений на них, что имеет свои причины.
Озера являются источником пресной воды, а также незаменимый
помощник в орошении земель. Но по причине антропогенной нагрузки, многие озера
мира претерпели глобальные изменения.
Состояние водных объектов описывается совокупностью различных
характеристик. В их число входят: уровень, расход, мутность, минерализация,
биомасса, температура воды и другие характеристики в данный момент времени.
Закономерно повторяющиеся изменения этих характеристик определяют
гидрологический режим водного объекта. Одной из важных характеристик состояния
и режима водного объекта является температура воды, которая определяет тепловое
состояние и термический режим водных объектов [3].
Термический режим озер - это закономерные повторяющиеся
изменения теплового состояния водотоков. Изучение теплового состояния и
термического режима имеет большое значение для решения ряда научных и
практических задач. Процесс изменения температуры воды в озере связан с
изменением интенсивности солнечной радиации и составляющих теплового баланса.
Кроме того, на температуру поверхности воды и ее распределение по вертикали и
акватории озера большое влияние оказывают глубина, площадь зеркала и наличие
островов. Ледовый режим озер - это совокупность закономерно
повторяющихся процессов возникновения, развития и разрушения ледяных
образований на водных объектах. Изучение ледового состояния и ледового режима
озер имеет также большое значение для решения ряда научных и практических задач
[6].
Цель данной курсовой работы: изучить
особенности термического и ледового режимов озер.
Исходя из поставленной цели, в курсовой
работе поставлены следующие задачи:
· изучить тепловой баланс водоемов;
· определить основные составляющие
теплового баланса;
· рассмотреть основные особенности
термического режима озер;
· дать характеристику различным
термическим классификациям озер;
· выявить основные пути влияния озер на
климат;
· изучить ледовый режим озер.
Курсовая работа состоит из введения, 4 глав, заключения и списка
использованных источников. Объем курсовой работы составляет 29 страниц.
В 1-ой главе рассматривается тепловой баланс водоемов как основа
формирования их термического режима, основные составляющие теплового баланса,
во 2-ой - особенности термического режима озер и термические классификации
озер, в 3-ей - основные пути влияния озер на климат и в 4-ой - ледовый режим
озер.
ГЛАВА 1. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ВОДОЕМОВ КАК ОСНОВА ФОРМИРОВАНИЯ ИХ
ТЕРМИЧЕСКОГО РЕЖИМА
Озера, расположенные в различных частях земного шара,
нагреваются и охлаждаются по-разному, различны и температура воды, ее режимные
характеристики. Многие озера зимой покрываются ледяным покровом, время
существования которого во многом определяется широтой местности и высотой
водоема над уровнем моря. Термическое состояние водоемов является важнейшим
лимитирующим фактором их экосистем, определяет многие процессы, происходящие в
этих водных объектах, а также термический режим вытекающих из них рек. Процессы
нагревания и охлаждения поверхности воды влияют на величину испарения, на
некоторые виды циркуляционных процессов, перемещение масс воды в водоемах и
т.п. Поэтому при изучении гидросферы вопрос термического состояния озер
является одним из важнейших [4].
Изменение условий нагревания и охлаждения водоемов в основном
определяется теплообменом, постоянно совершающимся между водной массой и
атмосферой. Однако вследствие различных строения котловин, их форм и размеров
реакция водоемов на эти климатические сигналы разная. Например, при увеличении
площади зеркала возрастает интенсивность ветровой деятельности, а вместе с ней
и процессы динамического перемешивания. Возрастание глубин приводит к
увеличению зоны низких температур воды. Заметное влияние на термический режим
оказывают расчлененность береговой линии, наличие островов и др.
Процессы теплообмена наиболее интенсивно развиваются в самых
поверхностных частях водоемов, на границе вода - воздух, а перенос тепла в
более глубокие слои осуществляется как при непосредственном проникновении
солнечной энергии в воду, так и в результате процессов перемешивания. При неподвижной
воде в зависимости от ее мутности и цвета на глубину 1 м доходит до 30 %
приходящей к поверхности лучистой энергии, на глубину 5 м - до 5 %, а уже на
глубине 10 м энергия практически равна 0. Однако эта общая закономерность
нарушается при перемешивании, и поверхностные воды могут проникать на глубину.
Так как эти процессы в реках и озерах протекают по-разному, то и распределение
тепла в этих водных объектах различно. При этом большую роль играют особенности
связи температуры и плотности воды. Максимальную плотность пресная вода имеет
при t
= 4 °С (277 К), соленая при минерализации S = 10 ‰ - при t = 1,8 °С, а при S = 30 ‰ - при t = -2,7 °С.
Ледяной покров и снег на его поверхности кардинально меняют
тепловой режим водоемов. Уже при толщине льда и снега 10 - 20 см практически
прекращается теплообмен между атмосферой и водной массой водоема и лишь в конце
зимы, когда снег сходит, возможно проникновение сквозь лед некоторого
количества радиации, что приводит к незначительному нагреванию воды подо льдом
[3].
Основные источники нагревания и охлаждения водоемов
представлены в уравнении (1) теплового баланса, которое за время Т имеет вид:
= Ипр - Иэф ± Игл ± Идно ± Ир ± Иисп ± Ив, (1)
где Ипр - прямая и рассеянная солнечная радиация;
Иэф - эффективное излучение;
Иэф - турбулентный теплообмен с атмосферой;
Идно - теплообмен с дном;
Ир - поступление тепла и его потеря с водой втекающих и
вытекающих рек;
Иисп - тепло, затраченное на испарение и выделяемое при
конденсации;
Ив - теплосодержание водной массы.
В уравнении (1) представлены лишь основные составляющие
баланса, важнейшей из которых является радиационный баланс Ир.б = Ипр - Иэф.
Помимо приведенных существует большое количество и других
составляющих, значения которых при нагревании и охлаждении водоемов существенно
меньше, но при определенных условиях они могут быть значимыми. К ним можно
отнести тепло, приносимое грунтовыми водами, тепло, выделяемое или
затрачиваемое при образовании и таянии льда, при биологических и биохимических
процессах и др.
Доля тепла, получаемого от того или иного источника, зависит
от метеорологических условий и меняется от сезона к сезону. При этом большую
роль в соотношении элементов баланса играют строение котловин и особенно их
размеры (табл. 1.1). Крупные водоемы, аккумулирующие большие запасы тепла,
обладают высокой тепловой инерцией. В замерзающих водоемах в теплую часть года
тепло поступает через открытую поверхность воды и основным источником тепла
является Ипр, которая может достигать 90 - 98 % всей приходной части баланса.
Основные потери тепла в хорошо прогреваемых водоемах засушливой зоны происходят
при испарении и могут достигать 60 - 70 %; на водоемах, расположенных в более
увлажненных районах, эти величины заметно ниже. Поступление тепла по рекам для
крупных глубоких озер составляет не более 2 - 3 %, но для малых озер эта
величина может достигать 50 - 60 %. Такие же значения характерны и для долинных
водохранилищ [4].
Таким образом, знак теплового баланса, показывающий
нагревание или охлаждение воды, зависит в первую очередь от широты, высоты
местности и времени года. Очень важным лимитирующим фактором озерных экосистем
является теплозапас всей водной массы водоема или его отдельных частей.
Количество тепла определяет тепловую инерцию водоема и влияет на его
биопродуктивность.
Таблица 1.1 Составляющие теплового баланса озер за периоды
нагревания и охлаждения (ккал/см2). По Л.И. Тихомирову
Теплозапас определяется по формуле
Ив = tVpC, (2)
где t - температура воды (°С); V- объем воды (м3); р - плотность
воды (г/м3); С - удельная теплоемкость воды (кал/(г • град)).
Для пресных водоемов р = 1, С= 1, тогда количество тепла в
единице объема (V= 1) равно И ~ t.
Таким образом, очень большие теплозапасы характерны для
крупных водоемов, расположенных в аридной зоне [8].
ГЛАВА 2. ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ ОЗЕР
.1 Особенности термического режима озер
Особенности нагревания и охлаждения различных водоемов,
расположенных в разных физико-географических зонах, в результате поступления и
отдачи тепла через водную поверхность и перераспределения его в водной массе
приводят к формированию разных типов термического режима. При этом термический
режим, связанный в первую очередь с характером изменения температуры воды по
глубине (термическая стратификация), имеет годовой термический цикл (рис.
2.1.1). За этот период в водоемах наблюдаются три основных вида термической
стратификации:
· обратная (увеличение температуры с
глубиной),
Рис. 2.1.1 Изменение температуры воды t по глубине Н [4]
а) субполярное озеро Кроноцкое на Камчатке (по А. М.
Догановскому): 1- январь, 2 - ноябрь, 3- июль, 4- сентябрь;
б) тропическое озеро Виктория в Африке (по Б. Хендерсону-
Селлерсу): 1- сентябрь, 2 - декабрь, 3- июнь, 4- март.
· прямая (уменьшение),
· гомотермия (одинаковая температура по всей
глубине).
В некоторых случаях наблюдается смешанная стратификация,
когда, например, в верхних слоях водоема имеет место гомотермия, а в нижних -
прямая или обратная стратификация. Такое сложное распределение температур, а
следовательно, и плотности воды приводит к возникновению циркуляционных
процессов - движению водных масс. Важную роль в этом играет ветер,
воздействующий на открытую водную поверхность. В зависимости от вида
стратификации эти движения приводят к перемешиванию воды (миктичность, от
английского слова mix - перемешивать) во всем водоеме или в его части. Таким образом,
интенсивность перемешивания зависит не только от скорости ветра, но и от
сопротивления водной массы перемешиванию. Это сопротивление возрастает, когда
более плотные (холодные) слои воды подстилают менее плотные. Количественно
сопротивление можно оценить с помощью коэффициента устойчивости водных масс:
(3)
где - приращение плотности воды по глубине Н. Чем
выше положительные значения D, тем больше сопротивление воды перемешиванию. В случае
отрицательных D
возникает свободная конвекция и более тяжелые вышележащие слои воды будут
опускаться вниз.
Продолжительность периодов существования той или иной
стратификации, момента ее наступления зависит от времени года, географической
широты местности, а также от объема водной массы озер и водохранилищ и
особенностей формы их котловин. За исключением экваториальных районов,
увеличение высоты расположения водоема над уровнем моря влияет на термический
режим в основном так же, как и увеличение широты [8].
Период осеннего охлаждения начинается с начала теплоотдачи
(тепловой поток направлен из воды в атмосферу) и заканчивается установлением
осенней гомотермии - температуры наибольшей плотности воды но всей глубине
водоема. Характерной особенностью этого периода является интенсивная
конвективно-ветровая циркуляция во всей толще воды. Однако в очень глубоких
водоемах этот процесс может наблюдаться лишь до глубин 300 м. В мелководных
озерах и водохранилищах эта фаза кратковременна и установление гомотермии
происходит в течение нескольких суток; в глубоководных она может растянуться на
несколько месяцев. В районах холодного и умеренного климата процесс осеннего
охлаждения начинается уже в июле-августе, а на водоемах субтропической и
тропической зон эта фаза не наблюдается вообще.
После установления гомотермии начинается период зимнего охлаждения,
когда расходная часть теплового баланса (отдача тепла) преобладает над
приходной. Продолжается выхолаживание поверхностных слоев воды и формируется
обратная термическая стратификация. При установлении ледяного покрова потери
тепла происходят через снежно-ледяную толщу. У нижней кромки ледяного покрова
температура воды приближается к 0 °С, а у дна - к 4 °С. В умеренных широтах
зимнее охлаждение и обратная термическая стратификация наблюдаются вплоть до
апреля-мая. В направлении субтропиков эти явления постепенно смещаются к началу
года. В субтропических и тропических зонах эта фаза отсутствует. Уменьшение
отдачи тепла в атмосферу и поступление тепла от дна часто приводят к некоторому
повышению температуры воды, т.е. возможно зимнее нагревание [9].
В период, когда тепловой поток направлен в воду, происходит
процесс весеннего нагревания. Па замерзающих водоемах этот процесс начинается
еще при наличии ледяного покрова, но уже при растаявшем снеге. В это время в
связи с небольшим повышением температуры подо льдом формируется процесс
конвекции. При разрушении ледяного покрова процесс нагревания
интенсифицируется, и через некоторое время водные массы вновь становятся
однородными по температуре. Формируется весенняя гомотермия. На малых водоемах
умеренной зоны весеннее нагревание приходится на апрель-май и в конце мая
процесс уже завершается, в то время как на крупных глубоких водоемах он
растягивается до середины лета [11].
Период летнего нагревания начинается с момента установления
весенней гомотермии и заканчивается к моменту начала теплоотдачи воды. В этот
период перемешивание осуществляется главным образом за счет деятельности ветра
и формируется прямая стратификация. При значительном повышении температуры
поверхностных слоев сопротивление перемешиванию заметно возрастает. Тем не
менее в поверхностном слое наблюдается выравнивание температуры за счет ветра и
охлаждения воды в ночное время, что приводит к образованию вертикальной зоны с
малыми температурными градиентами. В нижних слоях водоема сохраняется холодная
вода с плавным понижением температуры. Между этими теплым и холодным слоями
возникает сравнительно тонкий слой с резким изменением температуры, иногда
достигающей 10 - 12 градусов на 1 м. Таким образом, в этот период вся водная
толща разбивается на три вертикальные термические зоны:
· верхняя, которая характеризуется малыми
градиентами температуры или их отсутствием, носит название эпилимнион;
· средняя, с высокими градиентами, -
металимнион, или термоклин, или температурный скачок;
· нижняя, также с малыми градиентами, -
гиполимиион. При этом эпилимнион является слоем перемешивания, а металимнион -
эффективным барьером, затрудняющим смешение вод эпилимниона и гиполимниона
(рис. 2.1.2).
Толщина этих вертикальных слоев зависит от размеров водоема и
интенсивности ветровой деятельности. Для крупных глубоководных водоемов
эпилимнион может достигать 20 - 30 м. Мелкие водоемы могут быть перемешаны до
дна и для них типична летняя гомотермия. В условиях неустойчивой погоды
(различные ветры, температуры) в водоеме могут возникнуть второй и третий
металимнион. В течение лета температурный скачок постепенно опускается па
большую глубину и к началу осеннего охлаждения исчезает [3].
Рис. 2.1.2 Термические зоны в водоеме в период летнего
нагревания [8].
В водоемах, для которых характерно наличие мелководных и
глубоководных участков, процесс нагревания и охлаждения происходит с различной
интенсивностью и в разные сроки. Поэтому весной в мелководной зоне формируется
прямая стратификация, в то время как в глубоководной зоне все еще существует
обратная. Это приводит к появлению между этими зонами вертикального слоя воды с
температурой наибольшей плотности, который называется термическим баром. Осенью
наблюдается обратный процесс. Продолжительность существования термического бара
зависит от размеров водоема и мелководий. Например, в Ладожском озере
термический бар наблюдается в течение полутора месяцев - с середины мая по
первую декаду июля. Термический бар изолирует прибрежные быстро нагревающиеся
воды (теплоактивную область - ТАО) от более холодной воды центральной части
озера (теплоинертной области - ТИО). Водо- и теплообмен через термический бар
затруднен. По мере общего нагревания водоема термический бар смещается к центру
озера и в конце концов исчезает [2].
Осенью прибрежные воды охлаждаются до 4 °С быстрее, чем воды
центральной части озера. При последующем охлаждении вод, так же как и весной,
возникает термический бар, отделяющий более холодные прибрежные воды
температурой ниже 4 °С от вод температурой выше 4 °С. Как и весной, термический
бар постепенно смещается к центру озера. Будучи прежде всего своеобразным
тепловым барьером в озерной толще, термический бар служит также и динамическим
барьером между прибрежными водами и водами центральной части озера, которые
благодаря этому могут обладать и существенно различными физико-химически- ми и
гидробиологическими свойствами. Поэтому роль термического бара в водоемах
чрезвычайно велика. Это явление впервые было обнаружено еще Ф.А. Форелем и
детально исследовано отечественным озероведом А.И. Тихомировым.
Таким образом, термический режим водоемов определяется
циркуляционными процессами, происходящими в них в различные сезоны года, и
разными климатическими условиями.
Термический режим озер с повышенной минерализацией воды
существенно отличается от термического режима пресноводных озер. Летом сильно
минерализованные воды могут нагреваться до 50- 70 °С. Зимой такая вода в
поверхностном слое, не замерзая, охлаждается до значительной отрицательной
температуры. У дна же может сохраниться в течение всего года положительная,
иногда заметно повышенная температура воды. Термический режим озер с
солоноватой или соленой водой (водой морской солености) имеет много общего с
термическим режимом морей [10].
Интересное явление (так называемая термическая инверсия)
наблюдается осенью в прибрежной зоне озер (и морей тоже) с солоноватой и
соленой водой, если в этом месте в водоем впадает река. Осенью обычно
отмечается заметный контраст в температуре речной воды (она уже охладилась) и
морской воды (она еще сохраняет повышенную температуру). В результате в
поверхностном слое озера вблизи устья реки вода оказывается холоднее, чем в
нижележащих слоях. Вертикальная плотностная устойчивость вод при этом не
нарушается: в поверхностном слое располагается хотя и более холодная, но
опресненная и поэтому менее плотная вода, а ниже - хотя и более теплая, но
более соленая и поэтому более плотная вода [4].
Все предложенные классификации озер можно
разделить на основании заложенных в них принципов на три главные группы:
1. Классификации, основанные на
принципе физико-географической зональности - как широтной, так и высотной.
2. Классификации озер одной
физико-географической зоны (большей частью - умеренной зоны), основанные на
различных принципах детализации.
. Классификации, основанные на
принципе учета как физико-географической зональности, так и характера
водообмена по вертикали.
Впервые термическая классификация озер
была предложена Ф.А. Форелем в 1892 году. В соответствии с климатическими
зонами, частотой и длительностью температуры воды в озере, выше или ниже 4°С,
им были выделены три типа озер: полярные, умеренные и тропические [8].
Полярные (холодные) озера характеризуются
обратной температурной стратификацией в течении длительного периода.
Температура поверхности в них всегда ниже 4°С. Период летнего термического
режима короткий. К полярным относятся озера севера Канады и Сибири, а также
озера высоких гор (рис. 2.2.1,а).
Умеренным (смешанным) озерам свойственна
прямая (летом) и обратная (зимой) стратификация. Температура поверхности выше
4°С летом и ниже 4° С зимой. Сезонные колебания значительны. Слой скачка
выражен отчетливо. Регулярных периодов циркуляции два - весной и поздней осенью.
К этой группе относятся многочисленные озера в умеренных широтах Европы, Азии,
Северной Америки (рис. 2.2.1,в).
Тропические (теплые) озера имеют высокую
температуру и незначительные колебания ее в течение года. Температура
поверхности воды высокая, от 20 до 30°С. Годовые колебания незначительны,
температурный градиент мал, но при высокой температуре градиент плотности
достаточный для сохранения устойчивости. В озерах влажных тропиков циркуляция
происходит нерегулярно, обычно в холодное время года; в озерах сухих тропиков
наблюдается более четкая сезонная периодичность циркуляции. Характерно
постоянная прямая стратификация. Таких озер очень много в Африке, в Южной
Америке. В Европе к ним относятся Женевское озеро, Иссык-Куль (рис. 2.2.1,б).
Рис. 2.2.1 Схема температурной
стратификации в озерах полярных (а), тропических (б) и умеренного климатов (в)
[8]:
- обратная температурная стратификация
зимой, 2 - весенняя гомотермия, 3 - прямая температурная стратификация летом, 4
- осенняя гомотермия, А - весеннее нагревание, Б - летнее нагревание, В -
осенне охлаждение, I - эпилимнион, I - металимнион, III - гиполимнион, IV - ледяной покров
Позже эта классификация уточнялась многими
учеными (Ф. Руттнером, Ф.Л. Уипплом, С. Иошимура, Монгеймом и др.). Ф. Руттнер
(1931) дополнил классификацию Ф. Фореля субтропическим типом озер, С. Иошимура
(1936) - субполярным, Г Морандини (1940) - экваториальным. Ф. Монгейм (1956)
среди тропических озер выделил подтипы: субтропические озера, озера влажных зон
тропиков и озера периодически сухих внетропических зон. А. Р Зефар (1959)
вводит в подразделение озер умеренного, тропического и субтропического типов и
принцип вертикальной зональности (табл. 2.2.1). В результате дополнительно выделены озера
экваториальные, субполярные, субтропические, тропические с двумя подтипами:
влажных и сухих тропиков [7].
Таблица 2.2.1
Классификация озер мира (по: Zafar, 1959)
I. Полярные 1а.
Субполярные
|
II. Умеренные
h*<1 км 1а. Умеренно-субарктические, 1<h<2 км 2б.
Умеренно-арктические, h > 2 км
|
III.
Тропические, h <1 км 1. Тропические-субтропические, h = 1-2 км 2.
Тропические-умеренные, h = 2-4 км 3. Тропические-субтропические, h=4-6 км 4.
Тропические-арктические h = 6 км IIIa. Субтропические h > 1 км 1.
Субтропические умеренные, h = 1-2 км 2. Субтропические субарктические, h =
2-4 км 3. Субтропические арктические, h> 4 км
|
Термические классификации не учитывают
влияния глубины озер на распределение температуры воды в вертикальном и
горизонтальном направлениях. Морфометрические характеристики озер учитываются
термическими классификациями для одного зонального типа [5].
В основу этой группы классификаций
заложено 13 принципов:
) температура придонного слоя воды в
летний период (Гейстбек, Анучин, Уиппл, Хатчинсон);
) средняя температура столба воды в районе
максимальной глубины (Домрачев) или средняя температура воды всего озера в
период летней стагнации (Китаев);
) суммы температур воды (градусодни) за
период с температурой выше 10 °С (Китаев);
) характеристика термики теплоактивного
слоя и влияние его на прилегающие территории (Молочанов);
) характер нагревания водных масс в
весенне-летний период (Филатова, Глазычева, Голдина, Якушко, Фрейндлинг);
) разность температур придонных слоев воды
в летний и зимний периоды (Домрачев, Андреева, Хомскис);
) отношение глубины эпилимниона к
максимальной глубине озера (Зинова, Нагель) или максимальной глубины озера к
глубине эпилимниона (Захаренков);
) годовые колебания температуры воды и
характер температурной стратификации летом (Семенович, AbergandRodhe,
Тихомиров, Абросов);
) характер летнего перемешивания водных
масс в зависимости от площади, глубины озера, разгона ветра и учета разных
климатических зон (Паталас, Латроп и Лили, Арай, Горхам и Бойс, Ефремова,
Пальшин);
) перепад температуры воды по глубине
летом, теплоотдача ложа дна зимой, численные значения критериев Фурье и Био
(Пехович, Жидких);
) соотношение тепла, идущего на нагревание
водоема и испарение (Несина, Огнева);
) соотношение зон бентали и пелагиали в
период летней стагнации (Долгов, Китаев);
) элементы теплового баланса, теплобюджет
(Форш, Смирнова, Несина и Огнева, Kirillovaи Smirnova).
В 1885 году А. Гейстбек предложил делить
озера на «теплые» и «холодные» в зависимости от глубины и термического режима.
В «теплых» озерах температура придонных слоев воды в летний период не ниже 6,5
°С; в «холодных» - всегда ниже 6,5 °С, а чаще составляет всего 4,2 - 4,5 °С.
В дальнейшем Д.Н. Анучин (1897) разделил
озера не на две, а на три группы:
· «теплые» - температура
придонных слоев воды летом не ниже 10 °С;
· «умеренно-холодные» -
температура придонных слоев не выше 10°С, но и не ниже 6,5 °С;
· «холодные» - температура
воды придонных слоев не поднимается выше 5,9 °С.
Аналогичную термическую классификацию озер
годом позже предложил Ф.Л. Уиппл (1898). В «холодных» озерах температура воды
около 4 °С, «умеренно-холодных» - несколько выше 4 °С и в «теплых» -
значительно выше 4 °С. Эту классификацию, с незначительной поправкой, приводит
Д. Хатчинсон в трактате по лимнологии 1957 г.
Одной из основ классификации озер
Северо-Западного края СССР П.Ф. Домрачева (1922) были температурные условия и,
в частности, летняя средняя температура столба воды, а также разность
температур на поверхности и у дна. В глубоких озерах средняя температура
составляет около 11 °С, разность между поверхностной и придонной температурами
- 13 - 20 °С; в среднеглубоких - соответственно 16 и 6 °С; в мелководных озерах
- 20 и 2 °С.
Развивая классификацию П.Ф. Домрачева,
можно за основу взять среднюю интегральную температуру всего озера в летний
период (Китаев, 1975, 1978, 1984) и в зависимости от ее величины разделить
водоемы на следующие классы:
· очень теплые - средняя
температура воды более 20 °С;
· теплые - средняя
температура воды 15 - 20 °С;
· умеренно-холодные -
средняя температура воды 10 - 15 °С;
· холодные - средняя
температура воды 5 - 10 °С;
· очень холодные - средняя
температура воды менее 5 °С.