Проблемы гидродинамики, гидрофизики и экологии крупных водоемов Сибири (Отчет по междисциплинарному интеграционному проекту фундаментальных исследований), страница 4

1) толщина ледового покрова; 2) удельный поток тепла во льду; 3,4) рассчитанный по формулам (2.2) и (2.3), соответственно, поток тепла в подледном пограничном слое воды.

При нарастании толщины ледового покрова нижняя граница льда приближается к температурным датчикам, исходно расположенным в воде, что эквивалентно движению датчиков к границе раздела вода-лед. Датчики последовательно переходят из нижнего турбулентного слоя в буферную зону, затем в ламинарный пограничный слой и, наконец, вмерзают в лед. Согласно нашим данным, толщина ламинарного слоя в 2013 году лежала в интервале от 2 до 5 мм.

Несмотря на нестационарность внешних условий и, как следствие, изменение толщины ламинарного слоя во время пересечения его отдельными датчиками, можно примерно определить градиент температуры в тонком подледном слое и оценить плотность теплового потока:

,                                                                                             (2.3)

где – коэффициент молекулярной теплопроводности воды (0,569 Вт/м2/°С).

Градиенты температуры () и соответственно плотности тепловых потоков для вмерзавших датчиков были рассчитаны по осредненным данным (интервал осреднения 100 мин) для моментов времени, соответствующих положению соответствующих датчиков на расстоянии 1 мм от нижней границы льда. Результаты расчетов приведены на рисунке 2.3 треугольными маркерами (4).

Оценки теплового потока на границе «вода – лед», определенные разными методами хорошо согласуются между собой (рис. 2.3). Вариации плотности теплового потока из воды в лед за период наблюдений обусловлены изменениями температуры подледного слоя воды и скоростей подледных течений.

По результатам измерений электромагнитным измерителем INFINITY-EM (JFE Advantech Co., Ltd.) расположенном на расстоянии 120 см от поверхности ледового покрова среднесуточная скорость течений в подледном слое воды изменялась от 0,7 до 4,3 см/с, причем скорости течений уменьшаются в полнолуние и новолуние. Средняя скорость течения за время измерений составляла 2,14 см/сек (рис. 2.4).

Рис. 2.4. Среднесуточный модуль скорости течения на расстоянии 1,2 м от поверхности льда.

На рисунке 2.5 приведена прогрессивная векторная диаграмма направления и скорости подледных течений за все время эксперимента.

Рис. 2.5. Прогрессивная векторная диаграмма направления и скорости подледных течений.

Несмотря на довольно сильную изменчивость скоростей, в среднем преобладает перенос от берега (~190º). Красными участками на диаграмме выделены интрузии теплой воды 28-29 января и 6-7 февраля (см. рис. 2.1), вероятно, вызванные поступлением вод из менее заснеженной северной части Южного Байкала. Синими участками выделены интрузии холодной воды 10-13 марта и 1-3 апреля  (см. рис. 2.1), происходившие после проявления юго-восточных течений, несущих с собой воду из более заснеженной западной части Южного Байкала.

2.2. Экспериментальное исследование процесса формирования льда на верхней охлаждаемой твердой границе горизонтального слоя воды.

В ИТ СО РАНпроведена модернизация экспериментального стенда и рабочих участков установки для проведения экспериментов по исследованию нестационарных полей температуры при формировании льда на горизонтальном слое воды в режимах охлаждения верхней границы с заданной скоростью.

1. Экспериментальный стенд и методики измерений.

Блок-схема стенда показана на рис. 2.6. Горизонтальный слой воды высотой H = 33,7 мм снизу и сверху ограничен медными пластинами толщиной 12,8 мм. Медные пластины являются рабочими частями теплообменников, в полостях которых прокачиваются горячий и холодный теплоносители. По периметру слой воды ограничен вертикальными оргстеклянными стенками толщиной 30 мм. Горизонтальные размеры слоя воды − 240 мм×240 мм. Температурный режим в рабочем пространстве кюветы 4 задается двумя жидкостными термостатами ТС1 15 и ТС2 14, которые соединены с теплообменниками 2 и 13.