Проблемы гидродинамики, гидрофизики и экологии крупных водоемов Сибири (Отчет по междисциплинарному интеграционному проекту фундаментальных исследований), страница 10

Подледный период представляют значительный интерес для динамики жидкости вследствие наличия ламинарного и переходного (ламинарно-турбулентного) режима вертикального обмена в подледном слое воды. Это дает возможность использовать покрытые льдом водоемы как «природную лабораторию» для исследований пограничного слоя. Интенсивность вертикального теплообмена в подледной воде и на границе вода-лед играет существенную роль в формировании ледового покрова, определяя темпы его нарастания и деградации.

Большинство сибирских озер, а также имеющихся и проектируемых водохранилищ относится к разряду глубоководных, для которых характерно наличие плотностной стратификации. Учет вертикального распределения и температуры и солености важен потому, что процессы тепло- и массообмена с атмосферой, процессы формирования ледового покрова зависят от температуры и солености поверхностных слоев водоема, а при взаимодействии водного объекта с ложем водоема существенна температура придонных слоев.

2.1 Исследования нарастания ледового покрова, тепловых потоков в толще льда и в подледном пограничном слое по данным натурных измерений на озере Байкал.

В рамках проекта силами ЛИН СО РАН в зимний период 2013 года проведены экспедиционные исследования процесса нарастания ледового покрова и тепловых потоков на границе «вода-лёд» на озере Байкал.

В ЛИН СО РАН в свое время была разработана измерительная аппаратура, позволявшая получать уникальные данные о нарастании толщины ледового покрова и происходящих при этом тепловых процессах. Аппаратура была установлена на озере Байкал 14 января 2013 года (после образования устойчивого ледового покрова, при этом начальная толщина льда составляла приблизительно 38 см). Аппаратура позволила получить данные о температуре в толще льда и в подледной воде (рис. 2.1), приходящей и проникающей солнечной радиации (рис. 2.2), и нарастании толщины ледового покрова (рис. 2.3).

Рис. 2.1. Температура в толще льда и подледном слое воды по данным датчиков, расположенных на разном расстоянии от верхней поверхности ледового покрова.

При установке приборов лед в месте наблюдений был мало заснеженным. Под лед проникало от 10 до 20% поступающей радиации. После снегопадов в начале февраля доля проникающей под лед радиации уменьшилась до 0.5-1% (рис. 2.2). Несмотря на это, устойчивый прогрев подледной воды, вызванный объемным поглощением солнечной радиации, начался с середины февраля (рис. 2.1). Средняя скорость прогрева составила около 0.014 ºC в сутки.

Аналитическое определение плотности потока тепла из воды в лед (q) следует из условия Стефана на границе фазового перехода «лед-вода» :

,                                                                               (2.1)

где  t – время, z – расстояние от верхней поверхности льда (ось направлена вниз),  – координата границы фазового перехода «вода – лед» (толщина ледового покрова),  – температура, k_i и k_w – соответственно коэффициенты теплопроводности льда (2,24 Вт/м²/°С) и  воды,  – плотность льда, – скрытая теплота фазового перехода.

Здесь  – плотность потока тепла в ледовом покрове у нижней его границы.

Рис. 2.2. Приходящая и проникающая солнечная радиация.

Исходя из того, что вертикальное распределение температуры в нижней части ледового покрова практически линейно, и используя показания нижнего вмерзшего в лед температурного датчика, имеющего координату z=h_j=0,05(j-1)м, где j – номер нижнего вмерзшего в лед датчика, плотность теплового потока можно представить в виде:

                                                                                               (2.2)

Для фазового перехода в случае пресной воды температура на нижней границе льда °С. На рисунке 2.3 представлены экспериментальные данные об изменении толщины ледового покрова и среднесуточные значения плотности потока тепла из воды и в ледовом покрове у нижней его границы.