Стратификация (слоистое строение) атмосферы также влияет на уровень приземной концентрации вредных веществ. Атмосфера является термодинамической системой, в которой вертикальное перемещение масс воздуха при определенных условиях может рассматриваться как адиабатический процесс, т. е. как процесс, протекающий без притока и отдачи теплоты. При этом любая масса, поднимающаяся вверх, охлаждается, а опускающаяся — нагревается. Это происходит потому, что при подъеме массы воздуха вследствие уменьшения давления ее объем возрастает, а температура снижается. При опускании происходит обратное явление—объем уменьшается, температура возрастает. Изменение температуры воздуха с высотой характеризуется сухоадиабатическим градиентом, который составляет приблизительно 1 °С на каждые 100 й высоты слоя воздуха.[ ...]
Зимой при обратной стратификации возможно образование слоя температурного скачка. Выражен он менее отчетливо, чем летом.[ ...]
Температурная стратификация (изменение температуры по высоте водоема) оказывает влияние на размещение организмов в воде, на перенос и рассеивание примесей. Она зависит от времени года, от географического расположения водоема, прозрачности воды. В летнее время наиболее теплые воды располагаются у поверхности, а холодные — у дна. Зимой наблюдается обратная картина: поверхностные холодные воды с температурой ниже 4 °С располагаются над сравнительно более теплыми, имеющими, как правило, температуру около 4 °С. Это приводит к временному прекращению вертикальной циркуляции воды и позволяет водным организмам выжить в зимнее время.[ ...]
Явление температурной стратификации характерно для многих пресноводных водоемов. Летом поверхностный слой воды более теплый, чем глубинный, зимой - наоборот. Переход от более к менее нагретым слоям часто происходит не постепенно, а скачкообразно и между ними образуется слой так называемого температурного скачка или термоклин. Различают прямую стратификацию, когда более нагретые слои лежат ближе к поверхности, и обратную, когда с продвижением вглубь температура повышается (Константинов, 1972).[ ...]
Явление температурной стратификации характерно для многих пресноводных водоемов. Летом поверхностный слой воды более теплый, чем глубинный, зимой - наоборот. Переход от более к менее нагретым слоям часто происходит не постепенно, а скачкообразно и между ними образуется слой так называемого температурного скачка или термоклин. Различают прямую стратификацию, когда более нагретые слои лежат ближе к поверхности, и обратную, когда с продвижением вглубь температура повышается (Константинов, 1972).[ ...]
В воде, покрытой льдом, развивается обратная термическая стратификация, в результате которой образуется незначительный слой (порядка 5 мм) холодной воды температурой 0—3 °С на основной водной массе, температура которой 4 °С.[ ...]
Указаны ночная (а) и дневная (б) фазы температурной стратификации и связанный с ней сдвиг геострофнческого ветра.[ ...]
Аналогично температура океана играет роль положительной обратной связи. При росте температуры морской воды растворимость СО2 уменьшается, а парциальное давление СО2 на водной поверхности растет. Рост концентрации диоксида углерода приводит к дальнейшему росту температуры. Напротив, при уменьшении температуры воды растворимость СО2 возрастет, парциальное давление тоже уменьшится, что приведет к дальнейшему падению температуры. Мировой океан является резервуаром гигантского количества СО2. Огромные массы воды океана содержат количество СО2, в 50 раз превышающее его количество в атмосфере, в 20 раз — в биоте. Огромная емкость океана по СО2 обусловлена его стратификацией — температура поверхностных ёод много выше температуры нижележащих слоев, имеющих температуру около 4°С. Этим объясняется важная роль океана в глобальной климатической системе.[ ...]
Распределение температуры в атмосфере с высотой называют стратификацией атмосферы. От стратификации зависит устойчивость атмосферы, т.е. возможность перемещения определенных объемов воздуха в вертикальном направлении. Такие перемещения больших объемов воздуха происходят почти без обмена теплом с окружающей средой, т.е. адиабатически. При этом изменяется давление и температура перемещающегося объема воздуха. Если объем воздуха движется вверх, то он переходит в слои с меньшим давлением и расширяется, в результате чего его температура понижается. При опускании воздуха происходит обратный процесс.[ ...]
Период зимнего охлаждения начинается с момента установления обратной термической стратификации. В начале этого периода, до замерзания, в больших по площади, но мелководных озерах охлаждение всей водной массы происходит очень интенсивно, чему способствует ветровое перемешивание. Запасы тепла в таких озерах быстро истощаются и водоемы замерзают при очень низкой температуре всей воды в озере (например, оз.[ ...]
Один из главных результатов зарегулирования — установление вертикальной стратификации содержания кислорода в воде (наименьшее у дна и наибольшее у поверхности). Как следствие наблюдается и отчетливая стратификация свободной углекислоты, но в обратной зависимости; соответственно изменяется и величина pH воды. Это является результатом усиления фотосинтеза фитопланктона в верхних слоях воды и окисления органических веществ, содержащихся в затопленных почво-грунтах и растительности, а также в осевших на дно органо-минеральных взвесях и отмершем фитопланктоне.[ ...]
В озерах умеренной зоны и высоких широт зимой под покровом льда наблюдается обратная стратификация — с глубиной температура воды увеличивается. Это связано с уникальной особенностью воды иметь наибольшую плотность при температуре +4 °С. Более плотная вода с такой температурой стремится ко дну, а более холодная (следовательно, и более легкая) поднимается вверх к ледяному покрову, где ее температура приближается к 0 °С.[ ...]
На рис. 8.5 приведены фрагменты факсимильной записи сигнала акустического локатора, рассеянного в обратном направлении. Подобные записи как в прямом виде, так и оцифрованные позволяют судить о структуре приземного и планетарного пограничного слоя атмосферы, о его стратификации и ее временной изменчивости.[ ...]
В зимний период на глубоководных водохранилищах (Красноярском, Саяно-Шушенском) создаются условия обратной стратификации с придонными температурами около 4 °С. В летнии период происходит интенсивное прогревание и перемешивание поверхностных слоев воды, формируется значительный слой скачка. Весной и осенью, как правило, наблюдается гомотермическое состояние водной массы водоема.[ ...]
После того как температура воды весной станет выше 4 °С, в озере начинает устанавливаться вертикальная стратификация. При этом прогрев увеличивает гидростатическую устойчивость. Ветровое перемешивание приводит к образованию верхнего перемешанного слоя (эпилимниона), под которым формируется термоклин (металимнион). Следует отметить, что дважды в год, как уже отмечалось, перемешанный слой достигает дна. При этом в отличие от озера в океане проникновению перемешанного слоя на большие глубины препятствует стратификация солености. Наибольшего развития вертикальная стратификация достигает к концу лета. У дна (в гиполимнионе) образуется достаточно мощный купол холодных вод с температурой около 4 °С. Осеннее выхолаживание разрушает стратификацию. Зимой устанавливается обратная устойчивая стратификация. Градиенты температур при этом невелики, весь диапазон изменения температуры заключен в интервале от 0 до 4 °С.[ ...]
По термическому режиму водохранилища отличаются от рек неоднородностью температуры, а от глубоководных озер неустойчивой стратификацией и относительно высокими температурами придонных слоев в летний сезон. В температурном режиме водохранилищ много общего с температурным режимом мелководных озер. Однако в период весеннего нагревания проявляются некоторые особенности, свойственные, в частности, Рыбинскому водохранилищу. На эти особенности обратил внимание В. И. Рутковский. В Рыбинском водохранилище повышение температуры, начинающееся еще подо льдом, прекращается; температура воды в водохранилище временно понижается из-за заполнения его котловины снеговыми водами притоков, температура которых близка к 0° С. В дальнейшем, во вторую половину весны, температура воды в водохранилище связана также с притоком речных вод, но уже относительно более теплых. Интенсивное прогревание водохранилища происходит сначала вблизи устьев притоков, в губах и на мелководьях. В этот период в разных частях водохранилища можно наблюдать одновременно температуру от 0 до 10° С, обратную, прямую стратификации и гомотермию. Для периода осеннего охлаждения характерна гомо-термия вплоть до появления льда, когда температура принимает значения, близкие к 0°С, по всей глубине, что связано с ветровым перемешиванием водной массы мелководного водохранилища. Зимой при ледоставе в проточных районах возникшая с осени гомо-термия сохраняется при температуре, близкой к 0°С; в малопроточных происходит постепенное прогревание придонных слоев воды и установление обратной стратификации. В нижних бьефах прогрев воды весной и охлаждение осенью отстают по срокам от естественных условий на 5—10 дней. В связи со сбросом из водохранилища вод, более теплых осенью и более холодных весной, годовая амплитуда колебаний температуры меньше по сравнению с амплитудой колебаний температуры воды рек в естественном состоянии.[ ...]
Отсюда следует, что толщина планетарного пограничного слоя возрастает пропорционально квадратному корню из значений коэффициента турбулентности и обратно пропорционально квадратному корню из параметра Кориолиса. Это значит, что при тех же значениях коэффициента турбулентности пограничный слой в низких широтах будет распространяться до больших высот, нежели в умеренных и высоких широтах вследствие меньших значений там параметра Кориолиса. На одной и той же широте планетарный пограничный слой будет иметь большую толщину при больших скоростях ветра и неустойчивой стратификации атмосферы.[ ...]
Термобар, согласно расчетам, продвигается в глубь озера и к 1 декабря занимает положение над глубинами более 100 м (рис. 17, в). В мелководной области формируется обратная температурная стратификация (рис. 20, д). В глубоководной области наступает гомотермия с температурой воды около 3 °С (рис. 20, е).[ ...]
Седиментационная запись среды в осадочных отложениях имеет строгую временную последовательность - снизу вверх. Для почвенной записи характерна как прямая хронологическая стратификация признаков, так и обратная. Первая обусловлена тем, что верхние горизонты почв обновляются быстрее (чем выше, тем моложе). Однако развитие вглубь процессов иллю-виирования, оструктуривания часто приводит к формированию молодых признаков на большей глубине. Так, лежащие на глубине гипсовые горизонты сухостепных почв динамичнее, чем вышележащие, карбонатные и гумусовые. Поэтому они могут отражать более поздние изменения среды и быть моложе, чем вышележащие признаки. В профиле дерново-подзолистых почв молодые гумусовые кутаны (380 лет по 14С) обнаруживаются на глубине 1-2 м под вторым гумусовым горизонтом среднеголоценового возраста (Александровский и др., 1990).[ ...]
Лазерные методы исследования водоемов можно условно разбить на две группы. К первой относятся методы, в которых используется эхо-сигнал упругого рассеяния, т. е. регистрируется обратное излучение на длине волны генерации лазера. Эти методы предназначены в основном для изучения спектральной прозрачности и поглощательной способности среды, их стратификации по глубине, лоцирования объектов в среде, подводного телевидения, батиметрии. К основным физическим процессам, формирующим отклик зондируемого объема на лазерное возбуждение, можно отнести рассеяние Ми, рассеяние Рэлея, поглощение.[ ...]
Сейши (стоячие волны на поверхности воды). Скольжение ветра по водной поверхности вызывает нагнетание воды в направлении ветра. В широких мелководных озерах это нагнетание вызывает обратные-течения, которые огибают озеро по сторонам и сходятся на его подветренной половине. Однако в глубоких нестратифицирован-ных озерах обратное течение наблюдается у дна, причем его нулевая отметка достигает некоторой глубины в столбе воды. Если вода стратифицирована, термоклин (или самый высокий термоклин в случае многократной стратификации) может принять наклонное положение. Когда ветер стихает, вода оттекает назад в виде непротивоположного градиентного течения. Так возникают периодические раскачивающие движения, называемые сейшами. Период колебания сейшей целиком зависит от размеров и формы озера. Вертикальная амплитуда таких стоячих волн может быть весьма значительной: в Европе наибольшие по амплитуде сейши наблюдались в 1841 г. на Женевском озере. Внутренние сейши, обязанные своим появлением колебанию термоклина, имеют период и амплитуду значительно большие, чем обычные сейши (период 24 ч и амплитуда 10 м в озере Мадюзее [1006]), и являются важнейшей формой глубоководных движений воды в озерах.[ ...]
Скорость снижения температуры воды в Новосибирском во охранилище зависит главным образом ог температуры воздуха и ветрового перемешивания. Первоначальное охлаждение происходит в условиях прямой стратификации, затем при гомотермии, продолжающейся до установления температуры, близкой к 4 °С, в дальнейшем возникает обратная стратификация. В период ледосгава температура воды в различных частях водохранилища более неоднородна, чем при открытой во е. В верхней и средней части, а также в устьевых частях крупных притоков она более низкая, чем в нижней части, разница достигает 2 °С.[ ...]
Расхождение между теорией и опытом можно объяснить тем, что во-первых, в применяемой теории турбулентных струй не учитывается турбулентность окружающей среды и, во-вторых, в теоретическом выводе не принималась во внимание возможная стратификация атмосферы. Высокая турбулентность окружающей среды (значительно превышающая создаваемую струей в нетурбулизованной среде) приводит к подмешиванию к струе больших масс воздуха. Поэтому скорость в струе, в том числе и ее вертикальная составляющая, будет мала, так как при постоянстве количества движения скорость обратно пропорциональна расходу.[ ...]
Физические характеристики озер определяются следующими параметрами: площадь поверхности, средняя глубина, объем, время пребывания воды (объем, деленный на расход поступающих потоков), цветность и мутность воды, течения, поверхностные волны, термодинамические соотношения и стратификация. Все эти параметры влияют на химические и биологические процессы, протекающие в озерах и водохранилищах, и, следовательно, оказывают влияние на качество воды. Температурная стратификация — самое важное явление с точки зрения проблем водоснабжения и эвтрофикации. В озерах, расположенных в умеренном климате, или на повышенных участках местности в субтропических районах каждый год наблюдаются два вида циркуляции воды (весной и осенью). В летнее время года имеет место прямая стратификация, в зимнее время—обратная. Озера более низких широт, в которых температура воды на любой глубине никогда не падает ниже 4°G, имеют каждый год одну циркуляцию зимой и подвергаются прямой стратификации в течение лета. Например, прямая стратификация может продолжаться с мая по сентябрь, а обратная — непрерывно с октября по апрель.[ ...]
Период весеннего нагревания начинается с момента устойчивого преобладания притока тепла в озеро в течение суток над его потерями. Это происходит обычно перед вскрытием озера при усилении солнечной радиации, проникающей через лед. В эту раннюю фазу весеннего нагревания наблюдается, как и зимой, обратная стратификация (температура от поверхности ко дну повышается). При подледном нагревании верхних слоев воды на десятые доли градуса выше 0° С начинается частичная циркуляция, постепенно переходящая в полную после вскрытия озера и таяния льда. Весь слой врды принимает температуру, равную температуре придонных слоев. В дальнейшем прогревание происходит при гомотермии. Заканчивается период весеннего нагревания к моменту достижения температуры наибольшей плотности (4° С) во всем озере. В этот период большая роль в передаче тепла с поверхности в глубину принадлежит динамическому перемешиванию. Длительность периода весеннего нагревания в небольших озерах невелика — несколько дней после вскрытия. В глубоких озерах, например Телецком, 270-метровая толща прогревается до июля; в среднем к 15 июля заканчивается период весеннего нагревания в Ладожском озере.[ ...]
Как отмечалось в первом разделе этой главы, четко разграничить озера и пруды невозможно. Однако, помимо различий в общих размерах, имеются важные экологические различия. В озерах лимническая и профундальная зоны относительно обширны по сравнению с литоралью. Для водоемов, обычно обозначаемых как пруды, характерна обратная ■ситуация. Таким образом, в озере как целом лимническая зона представляет собой основную «продуцирующую» область (область, в которой связывается солнечная энергия и превращается в пищу). Поэтому при изучении озер прежде всего необходимо уделять особое внимание исследованию фитопланктона и дна с его населением. В прудах же основной «продуцирующей» областью служит литоральная зона, в связи с чем к изучению литоральных сообществ следует проявлять первостепенный интерес. Характерная для прудов схема циркуляции воды ограничивает развитие стратификации по температуре или по содержанию кислорода. Озера умеренной зоны, за исключением очень мелких, становятся в определенные сезоны стратифицированными. Рассмотрим более подробно это явление.[ ...]
Изменения температуры по глубине выражены значительно слабее и при этом более отчетливо в период нагрева и менее отчетливо в период охлаждения. Весной, когда проходит половодье, температура воды с глубиной уменьшается, но различия у поверхности и у дна не превышают 0,5° С. Летом (июль — начало августа) наблюдается прямая стратификация (см. § 186), причем разность температур редко достигает 2—3°С, но иногда и 5°С (Ангара). В сентябре устанавливается обратная стратификация с разностью температур у поверхности и у дна до 0,6° С.[ ...]
Особенность связи температура — плотность пресной воды (рис. 2.18) состоит в том, что максимальная ее плотность имеет место при 277 К (4°С). В этом состоит основная аномалия, которая является результатом водородных связей между набором примерно из восьми молекул воды. Такая структура создает термически стратифицированный водоем как летом, так и (возможно) зимой (обратная стратификация). Эта структура также объясняет, почему лед плавает и водоемы не промерзают до дна.[ ...]
В работе [184] представлена схема конвективных движений конечной стадии кристаллизации магматического очага, остывающего сверху. Как отмечалось, на ранней и средней стадиях эволюции большой магматической камеры основная часть кристаллизации идет у ее дна. Даже в том случае, когда при кристаллизации высвобождаются легкие магмы, доминирующий тепловой поток магмы от дна резервуара будет разрушать любую стратификацию, создаваемую при высвобождении легкой магмы у кровли очага. Но с продолжением процесса кристаллизации ситуация будет меняться на обратную, так как расстояние кровли от дна резервуара будет непрерывно сокращаться, уменьшая эффект давления (именно благодаря последнему шла преимущественная кристаллизация у дна (см. выше). Роль кристаллизации у кровли очага будет возрастать и под конец станет доминирующей. В этом случае эффект давления будет пренебрежим. На этой (последней) стадии легкая магма, высвобождаемая в верхних горизонтах резервуара, будет накапливаться в самых высоких точках близ его кровли и создавать стратификацию в верхней части резервуара. Такая зональность будет иметь место как в толеитовых, так и в щелочноземельных магмах, так как в обоих случаях легкие магмы будут высвобождаться на последних стадиях кристаллизации. Эта стратификация не должна быть большой, так как разности температур центральной и периферийной областей очага на конечных стадиях кристаллизации будут малы, и потому состав магмы, всплывающей по сторонам приподнятой части кровли резервуара, будет мало отличаться от состава магмы в центре интрузии [184].[ ...]
Температурная модель оз. Миннесота недавно была применена для описания круговорота фосфора и цветения фитопланктона при наблюдавшемся случае дестратификации в оз. Поверхностный слой считается однородным, выделения из донных отложений описываются в виде входных данных и не рассчитываются моделью, а дестратификация моделируется в виде простой вертикальной адвекции (вовлечения) массы без рассмотрения возможных обратных связей из-за турбулентной диффузии. Авторы показывают (рис. 9.9), что обильное цветение водорослей происходит после поступления биогенных веществ из гиполимни-она при начавшейся дестратификации вод; при стратификации вод цветения водорослей не наблюдалось, что подразумевает лимитирование фитопланктона фосфором. Переориентация модели с учетом мутности в мелких озерах (новое название модели КЕБСЭиАЬ-Н, см. рис. 9.10) позволила провести расчеты для оз. Эта модель, однако, включает сравнительно большое число коэффициентов, которые должны быть уточнены при каждом новом случае исследования.[ ...]
В озерах сезонные колебания температуры испытывают верхние слои воды. Весной, прогреваясь до температуры 4°С, при которой плотность воды максимальна, верхние слои опускаются на дно, вытесняя более теплую воду к поверхности. Повышение температуры верхних слоев приводит к уменьшению ее плотности, в результате чего верхний слой остается на поверхности. Таким образом, возникает температурное расслоение воды по глубине, называемое стратификацией. В зимнее время наблюдается обратная стратификация.[ ...]
После того как достигается однородный профиль температуры, озеро, очевидно, продолжает охлаждаться и конвективные течения достигают дна. Однородность таким образом устанавливается й поддерживается до тех пор, пока не будет достигнута тейпература максимальной плотности воды. Если температура„ вод поверхностного слоя снижается ниже 277 К, то аномальные вариации плотности воды от температуры предопределят, что эти более холодные воды станут менее плотными, приводя к увеличению стабильности, при которой температурный профиль показывает обратную стратификацию (см. рис. 2.19). Воды поверхностного слоя в конце концов замерзнут. Однако вследствие того, что этот более холодный слой расположен на поверхности, нижележащие слои будут иметь температуру около 277 К и не замерзнут. Таким образом водоем приобретет ледяной покров; он образуется только тогда, когда вода озера, промерзающего до определенной глубины, потеряет достаточно тепла. Так, в большинстве водоемов Канады, расположенных в пределах Полярного круга, толщина льда может быть 2—3 м (рис. 2.22). Надо отметить, что лед эффективно защищает водные массы от ветрового перемешивания.[ ...]
С. С. Жариков, рассматривая сезонные изменения температуры, отмечает, что в июле - августе на поверхности вода нагревается до 20 °С и более. На глубине 18-20 м и в течение всего лета вода холодная, не выше 6-8 °С. В летний период отмечается несколько температурных скачков. Так, 6 августа 1949 г. первый температурный скачок в 3.3 °С/м был на глубине 6-7 м, в 27 августа 1949 г. градиент скачка увеличился до 4.4 °С/м и он опустился на глубину 7-8 м. Второй скачок в 4 °С/м находился 6 августа на глубине 7-8 м, а 27 августа - на глубине 8-9 м. Таким образом, к концу лета глубина расположения температурного скачка возрастает за счет возрастающего перемешивания поверхностного слоя. К середине сентября температура воды на глубине выравнивается и приближается к гомотермии. Так, 15 сентября 1949 г. на поверхности вода охладилась до 12.6 °С, а на глубине 20-22 м повысилась до 8-10 °С. Гомотермия установилась к 15 октября. Зимой (12 февраля 1949 г.) температура поверхностного слоя (подо льдом) составила 0.5 °С, на глубине 20-22 м - 3.3 °С, то есть сформировалась четко выраженная обратная стратификация. Весной, к 20 мая, температура поверхностного слоя поднялась до 14 °С, на глубине 18-22 м составила 5.9 °С. Таким образом, начиная с августа, температура воды у поверхности начинает понижаться, а на глубинах увеличивается. Зимой вода охлаждается до минимальных значений. Весной поверхностный слой постепенно нагревается, но глубинный остается холодным не только весной, но и в течение всего лета.[ ...]