«ЛАДОГА Публикация осуществлена на средства гранта Всероссийской общественной организации Русское географическое общество Санкт-Петербург 2013 26 УДК 504 Под редакцией Академика РАН, проф. В.А.Румянцева д-ра физ.-мат. ...»

При таянии снега повышение уровня наблюдается с апреля. Самый высокий летний уровень обычно имеет место в июне, реже — в июле или августе в зависимости от весенних и летних осадков. В годы с обильными осенними осадками максимальный уровень достигается в конце года. Наименьший уровень обычно наступает в декабре – январе.

Положения о цикличности колебаний общей увлажнённости территории водосборов крупных озёр и, как следствие, их уровней и стока рек, сформулированное Шнитниковым (1968) являются важными при рассмотрении уровенного режима Ладожского озера. Следуя положениям Шнитникова, водный баланс рассчитывался по циклам и фазам водности. За весь период наблюдений выделено несколько полных циклов колебаний — квазитридцатилетние циклы (циклы Шнитникова) водности Ладожского озера (Шнитников, 1969). Можно констатировать, что во всех циклах в приходной части баланса доля притока достигает 83–89%, а доля осадков 15–11 %. В расходной части сток из озера составляет 90–94% и 10–8% приходится на испарение (Атлас…, 2002).

Различие фазовых балансов состоит в том, что в маловодную фазу по сравнению с многоводной происходит сокращение объема притока, стока и осадков с незначительным увеличением испарения. Например, в цикле 1953–1980 гг. в многоводную фазу доля притока составила 87%, а доля стока — 93%, в маловодную фазу их относительная величина уменьшилась до 85 и 90% соответственно, тогда как роль осадков и испарения возросла и составила 15 и 10%.

МЕСЯЦЫ

Относительная частота,% Рис. 4.2.1. Статистические характеристики уровня и гистограмма годовых амплитуд Ладожского озера.

За весь период наблюдений отмечается тенденция к уменьшению среднемесячного уровня со скоростью около 2,4 см за 10 лет.

При определенных допущениях ряд уровней Ладожского озера можно считать стационарными в широком смысле, что чаще всего делается авторами, занимающимися моделированием рядов и прогнозов. Для исследования структуры временного ряда уровней Ладожского озера за период инструментальных наблюдений рассмотрены его выборочные спектры (рис. 4.2.2), которые позволили установить наличие хорошо выраженных периодов повышенной и пониженной водности продолжительностью 28–32 и 5–6 лет. Первые превосходят спектральные годовые уровни в 10–15 раз, вторые – в 2–3 раза.

Рис. 4.2.2. Спектр межгодовых колебаний уровня Ладожского озера.

Установленные закономерности дают возможность провести фильтрацию рядов и выделить соответствующие (значимые) гармонические составляющие. Для выделения гармоник и фиксаций квазипериодических колебаний использован метод быстрого преобразования Фурье. При этом каждому выявленному периоду соответствует определенный номер гармоники. Для аппроксимации тридцатилетних колебаний использованы первые шесть гармоник. Для выделения более высокочастотных колебаний номера гармоник возрастают.

На рис. 4.2.3 приведен график колебаний уровня Ладожского озера за весь период наблюдений, на котором представлены квазитридцатилетний цикл изменчивости уровня озера (цикл Шнитникова), возможно, девяностолетние колебания и отрицательный линейный тренд (значим при p = 10%). Из рис. 4.2.3 следует, что за рассматриваемый период годовой уровень понизился более чем на 43 см, объем воды в озере уменьшился на 8,1 км3.

Рис. 4.2.3. Многолетние колебания годовой амплитуды (вверху) и среднемесячного уровня (внизу) Ладожского озера. Жирная кривая — скользящее среднее с шестилетним осреднением.

Прямые — линейные тренды.

Очевиден квазитридцатилетний цикл изменчивости уровня озера, так называемый цикл Шнитникова (Шнитников, 1969, Догановский, 2006). В табл. 4.2.2 приведены уравнения линейных трендов для всех крупных озер Ладожской озерной системы.

Линейные отрицательные тренды в рядах годовых уровней крупных озер Ладожской озерной Наличие низкочастотных составляющих хорошо подтверждает интегральная кривая годовых приращений уровня (Н) Ладожского озера (рис. 4.2.4).

Рис. 4.2.4. Интегральная кривая ежегодных приращений уровня Ладожского озера.

Общий характер колебаний уровня озер, в том числе и Ладожского, связан в первую очередь с особенностями климатических вариаций, как это показано в предыдущем разделе.

Различия же определяются как неодинаковым строением озерных систем, так и уровнем хозяйственной деятельности, связанным с постройкой плотин и работой гидроузлов, которые искажают естественный ход уровня озер, превращенных в водохранилища.

4.2.4. Особенности колебаний климатических характеристик Основные климатические показатели, влияющие на наполнение озер, это прежде всего тепло и влага. Спектральный анализ годовых рядов атмосферных осадков (р), представленных средневзвешенными значениями по всей Ладожской озерной системе (ЛОС), показал, что, как и в уровнях озер, в случае климата хорошо прослеживается тридцатилетний цикл. Значительно слабее выражены флуктуации с периодом в 5–6 и 11 лет. Но линейный тренд в рядах осадков в отличие от уровней озера оказался возрастающим (p = 10%):

Положительным оказался и тренд в рядах среднегодовых температур (T), от которых зависит испарение (Е):

Анализ выборочных спектров не подтвердил наличия тридцатилетних циклов, а колебания с периодом в 5–6 лет выражены слабо, наиболее значим оказался цикл 11–12 лет.

Расчеты показали, что количество осадков за 106 лет на рассматриваемой территории увеличилось на 5–6%, а температура на 25% (около 1 °С), т. е. темп возрастания температур выше, чем осадков. Тем не менее, уровень Ладожского озера снижается (Догановский, 2003).

Подобное соотношение между осадками, испарением и речным стоком установлено для Карелии (Филатов, Сало, 1996; Филатов, 1997).

Неодинаковый темп возрастания осадков и температур формирует отрицательный тренд временного ряда коэффициентов увлажнения (Р/Т) = Кув, что показывает снижение общего притока в озеро (Q), величина которого определяется водным балансом рек.

где u — накопление или расходование влаги в бассейне, в том числе запасы в почве, задержка воды в озерах, что увеличивает связность ряда притока и уровней озера. В обоих случаях входной сигнал имеет тенденцию к понижению, что соответствует ходу уровня воды в озере Важным моментом в исследовании генезиса формирования уровенного режима Ладожского озера является установление вида осадков, которые оказывают наибольшее влияние на колебания годовых уровней. Для этих целей были исследованы осадки теплого (апрель – сентябрь) и холодного (декабрь – март) периодов, имеющих разную генетическую основу.

Интегральные кривые обоих видов осадков, которые также усреднены по частным бассейнам и по всей озерной системе, имеют ветвь спада до 40–50-х гг., затем подъем (рис.

4.2.5). Более четко это выражено в холодный период, зато в теплую часть года лучше проявляются тридцатилетние флуктуации. При этом наблюдается неравномерное распределение осадков и их изменчивости по территории (табл. 4.2.3).

Рис. 4.2.5. Интегральные кривые средневзвешенных по Ладожской озерной системе (ЛОС) атмосферных осадков: 1 — теплый период; 2 — холодный период Частные Средневзвешенное по ЛОС Из данных табл. 4.2.3 следует, что осадки за теплую часть года примерно в полтора раза выше, чем за холодную, и имеют меньшую изменчивость. При этом за весь период наблюдений на всех частных бассейнах и всей ЛОС хорошо выражены положительные тренды за холодную часть года (р = 5%) и слабо выражены за теплую. Наиболее четко положительный тренд за холодную часть года отмечается во II районе — в северо-восточной части ЛОС (коэффициент детерминации г2 = 0,41). Среднее взвешенное значение по ЛОС г2 = 0,28.

На степень неравномерности распределения осадков по территории указывают значения коэффициентов корреляции (г) между частными бассейнами и всей ЛОС (табл. 4.2.4).

Коэффициенты корреляции между рядами осадков частных бассейнов и ЛОС Средневзвешенное Над чертой — коэффициенты корреляции за теплый период, под чертой — за холодный.

Наиболее слабые связи между I и III районами и зимой и летом, I и II районами — только летом.

Практически везде связи между осадками за холодный период оказались более тесными.

Наибольший вклад в формирование ежегодных приращений уровня оказывают осадки за теплую часть года (г = 0,67), за холодную часты = 0,09.

Характер колебаний температуры воздуха по территории ЛОС более равномерный. Так, коэффициент корреляции между рядами годовых температур Санкт-Петербурга и Петрозаводска составляет 0,8, между Петрозаводском и Новгородом — 0,75. Однако средние значения существенно различаются. Так, среднемноголетняя температура воздуха в Петербурге 4 °С, в Петрозаводске 2,5 °С. Температура воздуха холодного периода для Петербурга и Петрозаводска равна соответственно -3,04 °С и -7,47 °С, а теплого +12,3 °С и +10,6 °С.

Осредненные по нескольким станциям коэффициенты вариации (Сv) для теплого периода не превышают 0,1, для холодного — 0,4–0,6. При этом наблюдается уменьшение величины Сv с возрастанием температуры.

Таким образом, в формировании уровня озера участвуют и атмосферные осадки и температура (испарение). Доля участия каждого из этих элементов баланса оценена с помощью множественной регрессии, где в качестве предикторов приняты Р и Т, а предиктант — приращения годовых уровней Сводный коэффициент корреляции r = 0,60. Значения весовых коэффициентов показывают, что решающее влияние в формирование H вносят атмосферные осадки.

Течения в крупных озерах возникают главным образом под действием трех причин — ветра, речных притоков и горизонтального градиента давления в водной толще. Неравномерное поглощение солнечного тепла по акватории водоема способствует формированию плотностного течения и конвективного перемешивания. Вертикальная неоднородность распределения температуры воды приводит к возникновению стратификации. На границе слоя скачка температуры, а значит и плотности воды, возникают внутренние волны. При наличии перепада уровня, обусловленного притоком или оттоком речных вод, может сформироваться затухающая по пути движения и меандрирующая по горизонтали струя или транзитный поток с примыкающими к нему водоворотными зонами (Судольский, 1991). Сгонно-нагонные движения, сейши, циркуляции Ленгмюра — движения, различающиеся по пространственновременным масштабам, но вносящие значимые энергетические добавки в движения воды в крупном озере. В природных водоёмах редко можно наблюдать какой-либо из установившихся видов движения. Обычно измеряемые течения в озере представляют собой векторную сумму движений различных пространственно-временных масштабов (Бояринов, Петров, 1991). С помощью систематических длительных наблюдений определены особенности системы течений в Ладожском озере (Филатов, 1978). Крупномасштабная система течений Ладожского озера, как и всех крупных озер умеренной климатической зоны, подвержена сезонным изменениям.

В период ледостава течения в основном определяются режимом притоков и стока рек.

Весной под воздействием ветра и формирующейся термической стратификации система течений имеет сложный характер с тенденцией к формированию генеральной циклонической циркуляции.

Летом динамические процессы определяются плотностной стратификацией, ветровым воздействием и рельефом дна. В летний период стратификация в озере гидростатически очень устойчива, поэтому в озере доминируют внутренние волны, струйные течения, а вертикальный обмен ниже слоя скачка ослаблен.

Осенний период — это сезон максимальных скоростей ветра, в этот период особое значение приобретают апвеллинги. Это явление подъема глубинных вод к поверхности в результате вдольберегового ветра (апвеллинг) — одна из важных особенностей динамики прибрежной зоны в период открытой воды. В районе апвеллингов температура прибрежной воды может быть на 4–9 ° С ниже температуры поверхности в центральной части озера. По материалам космической тепловой съемки хорошо прослеживаются зоны апвеллингов, которые могут занимать площади в несколько сот квадратных километров.

Особые условия с точки зрения динамических процессов представляют прибрежные участки, где распространяются речные воды. В прибрежной зоне наибольшие скорости течений приурочены к району устьев рек Свирь, Волхов, Вуокса; здесь же наблюдаются наибольшие (для прибрежной зоны) пульсации течений. Максимальная энергия изменчивости течений в озере отмечается в районах с наибольшей проточностью (выход речных вод). С удалением от устьев рек скорость и флуктуации течений постепенно уменьшаются вдоль по потоку, т. е.

обычно вдоль берега.

Распространение и разбавление сточных вод различных предприятий в водоемах в значительной мере определятся характером динамических явлений, возникающих под действием гидрологических и метеорологических факторов, и в первую очередь течений и турбулентности. Многочисленные измерения течений в озерах и морях свидетельствуют, что вектор течения воды подвержен всевозможным внешним и внутриводным силам.

Существует спектр флуктуаций течений с периодами от нескольких минут до нескольких часов и суток. По мнению некоторых гидрофизиков, локальное мгновенное измерение течений, особенно около поверхности, не имеет никакого смысла (Лакомб, 1974). Без учета изменчивости течений в крупных озерах крайне трудно определить места забора чистой воды, определить условия гидротехнического строительства, заниматься промышленным рыболовством.

Филатов и Рянжин (Филатов, 1978) рассмотрели широкий диапазон изменчивости гидрофизических процессов в крупных озерах от синоптической до мелкомасштабной и построили обобщенные спектры колебаний уровня (от 15 лет до 40 минут) и течений (от часов до 3 секунд) Ладожского озера. Сведения о спектральной структуре колебаний показали существование нескольких фиксированных (дискретных) зон энергоснабжения. На основе этих спектров были классифицированы движения в крупных озерах и выделены крупномасштабные движения с характерными временными масштабами больше естественного синоптического периода, среднемасштабные (мезомасштабные) с характерными временными масштабами от естественного синоптического периода до периода стоячих сейш (4–5 часов) и мелкомасштабные — с временными масштабами меньше периода свободных баротропных колебаний в озере (Филатов, 1983). Вклад синоптической изменчивости течений наряду с мезомасштабными инерционными колебаниями составляет 80–90% общей энергии изменчивости для рассматриваемых временных масштабов. Выявлено, что основная кинетическая энергия приходится на движения с синоптическим периодом.

В результате действия ветра на поверхность воды в Ладожском озере возникают непериодические вынужденные колебания, которые получили название нагонов и сгонов.

Сгонно-нагонные денивиляции уровня воды носят различный характер в северной глубоководной части озера и южной мелководной. Значение денивиляции в северной части озера составляет 5–10 см, тогда как в южной оно в два раза больше.

Горизонтальные масштабы синоптических вихрей составляют десятки километров, время жизни — несколько суток. Вихревые образования, сходные с синоптическими — возвышенностями.

Инерционные движения — один из наиболее мощных видов мезомасштабной изменчивости течений крупных озер (Филатов, 1983). Инерционные колебания в озере возникают почти одновременно по всей акватории озера. Вектор течений вращается по часовой стрелке с периодом 13,7 ч в Ладожском озере, такое вращение характерно для инерционных движений Северного полушария. Вертикальные масштабы инерционных движений имеют порядок около 10 км, горизонтальные — 1–3 км. Инерционные движения генерируются импульсным источником (резкими изменениями ветра, штормами) в результате нелинейной передачи энергии по спектру от низкочастотных флуктуаций. Инерционные колебания генерируются примерно через 3 ч после каждого резкого изменения скорости ветра.

В глубоководной зоне доминируют инерционные колебания, наряду с которыми существуют синоптические колебания с характерными временными масштабами от 4 до суток. В прибрежной зоне озера вклад инерционных колебаний не превосходит 24%, а в глубоководной зоне озера (в поверхностном слое) этот вклад в среднем составляет 42%. В период развитой стратификации наибольшую энергию инерционные колебания имеют в слое скачка, а их энергия пропорциональна частоте Вяйсяля-Брента. В глубоководной зоне инерционные движения существуют в течение нескольких инерционных периодов, а амплитуда их, как правило, больше, чем на мелководье, где они существуют обычно в течение одного инерционного периода. В глубоководной зоне форма инерционных орбит меняется во деформированными, петлеобразными (рис. 4.3.1) Рис. 4.3.1. Прогрессивно-векторные диаграммы инерционных течений в Ладожском озере. У стрелок цифрами указана скорость ветра.

Режим волнения Ладожского озера определяется преобладающим направлением и скоростью ветра над его акваторией в течение безледостатавного периода. Ветер над Ладожским озером по большей части бывает неустойчивым. Повторяемость направлений ветров различных румбов характеризуется сравнительной однородностью. В годовом цикле заметно преобладание юго-западных, южных и юго-восточных ветров, реже всего наблюдаются восточные ветры. Южные и юго-западные ветры, имеющие наибольшую повторяемость, отличаются и наибольшими значениями среднемесячных скоростей ветра. Наименьшие скорости ветра наблюдаются в июле – августе. К концу года скорость ветра возрастает, достигая максимальных значений в ноябре, а затем уменьшается в течение зимы до апреля включительно. Среднее число дней в году с сильным ветром (более 15 м/с) изменяется от 2 в г.

Приозерск до 60 на юге озера (остров Сухо). Ветры со скоростью более 10 м/с одного направления чаще всего наблюдаются до 2–3 дней, в отдельные периоды 6–7 дней. В остальное время года ветры неустойчивые, и их скорости не превышают 5–6 м/с.

В силу значительной протяженности Ладожского озера и больших горизонтальных градиентов температуры поверхности воды в период нагревания в прибрежной части озера возникают бризовые циркуляции (Воронцов, 1958). Скорости ветра над прибрежной акваторией на расстоянии 15–5 км и больше от берега могут значительно отличаться от скоростей ветра над сушей. Ночью над сушей и берегом в нижних слоях атмосферы скорость ветра обычно меньше, а днем — больше, чем скорость ветра над водой. При бризовой циркуляции при переходе от акватории к берегу имеет место значительный перепад температуры воздуха до °С. Озерный бриз (ветер дует с озера) развивается по типу холодных вторжений и сопровождается скачкообразным ростом относительной влажности. Высота озерного бриза меняется от 200 до 900 м.

Волнение на Ладожском озере значительно отличается от морского. Характер волнения на озере зависит от размеров водного пространства, его глубины и от силы и продолжительности ветра. Озерная волна довольно короткая и имеет большую крутизну.

Условия для развития волнения на Ладожском озере различны для его северной и южной частей. В глубоководной северной и центральной части озера размеры волн ограничиваются только протяженностью водного пространства, тогда как в южной части озера над глубинами менее 18–20 м волнение не достигает полного развития, испытывая влияние дна.

Самые высокие волны до 4,5 м наблюдаются у острова Валаам. По данным Ф.Ф. Воронцова, наибольшая высота волны на озере составляет 4,6 м при ветре 15 м/с; волны высотой 3,8 м измерены при скорости ветра 12 м/с.

Слой волновых орбитальных движений в условиях одинаковой плотности воды по глубине или при наличии плотностной стратификации может охватываться так называемыми циркуляционными движениями Ленгмюра. Они представляют собой пары чередующихся между собой цилиндрических вихрей с право- и левосторонним движением, осуществляемым относительно горизонтальных осей, параллельных друг другу и направленных примерно по нормали к фронту ветровых волн. Признаком циркуляций Ленгмюра в водоеме считается наличие полос из пены или «дорожек» из плавающих предметов на водной поверхности.

При одинаковой скорости ветра продолжительность развития ветрового течения будет больше, чем время нарастания волнения, особенно эта разница значима для глубоководных районов Ладожского озера. Крупномасштабные ветровые течения возникают в озере спустя несколько часов после начала действия ветра. Их появление в чистом виде наиболее вероятно в период гомотермии или слабой стратификации (осенью). Схема полных потоков при южных и западных ветрах приведена на рис. 4.3.2.

Ветровые циркуляции могут также наблюдаться также и в период существования термобара (весна) или развитой стратификации (лето) в случае достаточно сильных ветров.

. 4.3.2. Схема полных потоков в Ладожском озере при южном (A) и западном (B) ветрах — модельные расчеты Белецкого (Beletsky, 1996).

Для ветров южного и северного направлений характерно присутствие двух крупномасштабных ячеек с циклоническим и антициклоническим вращением. При этом течения в прибрежных районах направлены по ветру, а в глубоководных наблюдаются противотечения.

Для западного и для восточного ветра эта картина упрощается: в каждом случае наблюдается только одна крупномасштабная ячейка. Для ветров юго-восточного или северовосточного направлений циркуляция в целом антициклоническая, как и в случае восточного ветра. Напротив, для юго-западного или северо-западного направления характер циркуляции в целом циклонический, как и в случае западного ветра.

В Ладожском озере верхний слой толщиной 20–30 м наиболее подвержен пространственно-временной изменчивости как температуры, так и течений. Прибрежная зона до глубин 18 м — зона наиболее интенсивного ветрового перемешивания, при сильных ветрах достигающего дна. В зоне с глубинами до 50 м значимы межгодовые вариации температурного режима. Начиная с глубин 50 м, ниже сезонного слоя скачка водная масса практически не подвержена резким климатическим (межгодовым) вариациям температуры и течений. Течения на этих глубинах невелики и мало изменчивы по времени.

Озеро, в котором температура воды дважды в течение года достигает температуры наибольшей плотности 4 °С в период весеннего нагревания и осеннего охлаждения, что приводит к полному вертикальному перемешиванию и существованию термического бара, называется димиктическим. Такие озера расположены в зоне умеренного климата. Главной отличительной закономерностью термического состояния димиктического озера является четко определенная последовательность вертикального распределения температуры воды от поверхности до дна в течение годового цикла, связанная в каждом конкретном озере с распределением глубин. Ладожское озеро относится к типичным крупным димиктическим озерам. Термическое состояние крупных озер северо-запада России, в частности Ладожского и Онежского, исследовалось Тихомировым (1982). Выделены сезонные термические циклы, рассчитаны тепловые балансы, проведены исследования весенней фронтальной термической зоны (термобара).

4.4.1. Среднегодовой ход температуры и теплосодержания Ладожского озера При описании термического режима крупных озер обычно оперируют среднегодовым ходом температуры воды (Bennet, 1978; Тихомиров, 1982; Бояринов, Петров, 1991). Ход температуры поверхности воды и водной массы позволяют определить средние характеристики периодов нагревания и охлаждения озер, соотношение температур для этих периодов.

Отклонения от среднего годового хода характеризуют термические особенности того или иного года в многолетнем цикле. Исходными данными для вычисления этих характеристик послужили измерения температуры воды и метеорологические параметры, собранные в обширную базу данных Ладожского озера. Общий объем базы составляет более 300 тыс. значений температуры воды и сопутствующих характеристик за период с 1897 по 2010 гг. Информационная плотность базы данных (БД) Ладожского озера превысила 250 измерений на кубический километр водной массы (рис. 4.4.1).

Рис. 4.4.1. Характеристика исходных данных, представленных в БД Ладожского озера.

Скользящее вычисление декадных статистических характеристик, таких, как среднее, дисперсия, мода, медиана и т. п., позволили построить изменение по времени и глубинам средней температуры воды и ее дисперсии для выделенных лимнических районов, проанализировать временной ход основных статистических характеристик на 12 горизонтах (0, 2, 5, 10, 15, 20, 30, 40, 50, 80, 150 и 180 м) с середины мая по середину ноября (Ладожское …, 2002).

Димиктическое Ладожское озеро после вскрытия ото льда (апрель-май) начинают интенсивно нагреваться. Прогрев начинается еще подо льдом, однако основной рост температуры воды происходит в безледный период в связи с увеличивающимся суммарным потоком тепла через поверхность (Тихомиров, 1982). На рис. 4.4.2 показаны кривые хода среднемесячной температуры речных притоков Ti (1) (Веселова, 1968), среднедекадных температуры воздуха Ta (2), температуры поверхности Ts (3), а также всей водной массы Ладожского озера Tm (4).

Рис. 4.4.2. Среднее декадное распределение температуры поверхности воды, речных притоков, воздуха и водной толщи (а), дисперсии температуры воды (б), теплосодержания водной массы (в) Ладожского озера для периода открытой воды.

Теплосодержание водной массы озера является важнейшей характеристикой взаимодействия поверхности озера с атмосферой, определяет способность озера накапливать тепло, представляется необходимым показателем при исследовании климатических изменений (Науменко, непосредственно связан с взаимодействием различных климатических и гидрологических факторов в период нагревания и охлаждения озера. Основные метеорологические факторы, такие как приход солнечной радиации, зависящий от широты места и облачности, и ветровое воздействие, определяют процессы свободной конвекции и заглубления верхнего перемешанного слоя. Гидрологические процессы способствуют возникновению горизонтальных и вертикальных движений в озере. С использованием выше описанных данных был выполнен расчет теплосодержания для слоев толщиной 5 м с учетом плотности озерной воды и объема каждой лимнической зоны и для всего озера в целом. Рис. 4.3.3 показывает годовой ход теплосодержания водной массы Ладожского озера для среднегодовых условий.

Рис. 4.4.3. Годовой ход теплосодержания для всего Ладожского озера.

Около 200 дней в году средняя температура всей водной массы озера меньше 4 °С и 165 дней превышает ее, достигая максимальной, равной 7,8 °С, в первой декаде сентября.

Минимальную температуру (+0,6 °С), так же как и наименьшее теплосодержание (211017 Дж), водная масса озера имеет в первую декаду апреля. Годовой бюджет озера (разность между минимальным и максимальным теплосодержанием) составляет около 2551017 Дж, что примерно в два раза меньше, чем для озера Верхнего (США). Весенний бюджет озера (разность между минимальным теплосодержанием и теплосодержанием водной массы при температуре наибольшей плотности) составляет 118*1017 Дж. Нагревание от температуры наибольшей плотности до максимальной температуры требует соответственно 1371017 Дж, что составляет около 54% годового теплового бюджета водной массы Ладожского озера. При средних условиях в Ладожском озере в течение года приблизительно поровну идет тепла на нагревание при свободной конвекции (46%) и при устойчивой стратификации (54%).

Продолжительность существования фронтальной зоны весной и осенью примерно одинакова и составляет около двух месяцев. Эти периоды тонированы на рис. 4.4.2, а. Дата возникновения весеннего термического фронта совпадает с датой достижения температуры поверхности озера Ts (приблизительно 3 °C) и средней температурой всей водной массы Tm (около 2 °C). Однако для периода нагревания температура поверхности воды растет значительно быстрее температуры всей водной массы озера. В середине июня Tm переходит через 4 оС, а Ts 8 °C. В озере существуют большие горизонтальные градиенты температуры. В этот период речные воды значительно теплее озерных вод, также как и температура воздуха Ta превышает Ts, что усиливает контрасты между центральной и прибрежной частями озера и имеет важное значение для их обнаружения на инфракрасных космических изображениях.

Температура поверхности воды Ладожского озера обычно достигает максимума в начале – середине августа, через месяц после исчезновения весенней термической зоны и возникновения полной первичной устойчивой стратификации в озере. С этого момента начинается период охлаждения озера, причем южные мелководные районы начинают охлаждаться раньше, чем самые глубоководные области озера. В период охлаждения поверхностный слой воды полностью охвачен свободной конвекцией на фоне усиления волноветровой деятельности, способствующий формированию квазиоднородного слоя на Ладожском озере. К окончанию этого периода толщина этого слоя может достигать 30–40 м. Отдача тепла со всей поверхности озера практически одинакова независимо от морфометрии лимнических районов.

В период осеннего охлаждения термическая фронтальная зона существует в качественно других условиях. Только на начальном этапе температура поверхности воды выше температуры водной массы, начиная с середины ноября их значения сравниваются. Этот факт свидетельствует о крайне малых горизонтальных температурных контрастах в этот период.

Только в районах впадения рек температура речных вод на 2–3 оС ниже озерных, и они могут опускаться в придонные слои.

Осенний фронтальный раздел диссипирует во второй половине декабря, когда средняя температура всей водной массы приближается к температуре 2 С, но может существовать вплоть до января в зависимости от суровости зимы. Однако в этот период поверхность озера может быть уже покрыта льдом более чем на 20%. Тепло сосредотачивается в придонных горизонтах.

Среднегодовая температура водной массы Ладожского озера (Tвод.м = 3,8 оC ) ниже температуры наибольшей плотности. Для сравнения — озеро Верхнее имеет среднею температуру 3,62 °C (Bennet, 1978). Вычисленные средние годовые значения температуры водной массы всего озера и его лимнических районов представлены в табл. 4.4.1. Эти значения свидетельствует о том, что значительное количество приходящего тепла идет на нагревание водной массы до температуры наибольшей плотности, т. е. на свободноконвективное перемешивание.

Средние годовые значения температуры воды всего озера и его лимнических районов

I II III IV

Средняя температура воды Ладожского озера на разных глубинах, ее дисперсия закономерно изменяются от месяца к месяцу (рис. 4.4.4, 4.4.5). Величины дисперсии температуры воды и периоды их наибольших значений указывают на возможное климатическое (межгодовое) влияние изменения прихода тепла на поверхность озера и его проникновение вглубь водной массы, различие в датах достижения той или иной температуры. В Ладожском озере с первой декады июня по первую декаду октября, когда средняя температура водной толщи растет от 3 C до 4 C, ниже глубины 70 м (глубина третьего лимнического района) практически не существует межгодовой изменчивости, на это указывают дисперсии температуры менее 0,1 C. Таким образом, для глубоководных димиктических озер существуют периоды времени, в течение которых не проявляется межгодовая изменчивость в полях температуры, а лишь временные интервалы этих периодов могут варьировать. Эти периоды связаны с периодами, когда проникновение тепла на глубины более 50 м ограничено сверху значительным вертикальным градиентом температуры (слоем скачка).

свидетельствует о значительной пространственной неоднородности вод озера. На рис. 4.4. показан годовой ход температуры воды Ладожского озера для шести лимнических районов с различными глубинами. Вертикальные градиенты температуры и плотности воды имеют максимальные значения у поверхности после окончания режима свободной конвекции (достижения температуры 4 °С). Со временем с июля по ноябрь они заглубляются и уменьшаются по величине.

В период нагревания возрастает влияние пространственной неоднородности подстилающей озерной поверхности на атмосферные процессы в приводном слое. Для периода cтратификации cуществует временное запаздывание между максимальными значениями температуры поверхности лимнических районов, причем максимумы отличаются своими значениями. Лимнические районы отличаются друг от друга сезонными амплитудами придонных температур: они наибольшие в прибрежной зоне и уменьшаются с увеличением глубины зоны, становясь постоянными, начиная с зоны озерного уступа (Ладожское..., 2002).

Рис. 4.4.4. Годовой цикл температуры воды для шести лимнических районов Ладожского озера.

Дисперсии температуры воздуха и воды закономерно изменяются от месяца к месяцу и по глубинам, что характеризует пространственно-временную неоднородность полей температуры на различных горизонтах в период открытой воды. Все районы озера имеют наибольшие дисперсии температуры воды и воздуха в период нагревания до наступления максимума средних температур. В этот период значения максимальных дисперсий температуры воздуха возрастают от прибрежных районов к глубоководным.

После формирования устойчивой стратификации в различных районах озера сезонная изменчивость дисперсий температуры воды соответствует эволюции слоя температурного скачка и характеризует степень интенсивности внутренних волн. На рис. 4.4.5 приведены статистические характеристики на начало и середину каждого месяца влажности и температуры воздуха, а также температуры воды на поверхности, глубине 20 и 50 м по акватории всего озера.

Диапазон изменения температуры воздуха по акватории составляет 7–10 °С, уменьшаясь к сентябрю-ноябрю до 4–6 °С. В период нагревания возрастает влияние пространственной неоднородности подстилающей озерной поверхности на атмосферные процессы в приводном слое. Наибольшая горизонтальная неоднородность температуры поверхности воды составляет 15–16 °С и существует на последних стадиях существования весенней фронтальной зоны (термобара) в первой декаде июля. В этот период интенсифицируются геострофическая циклоническая циркуляция. Именно в этот период существует наибольшая коррелятивная связь между распределением температуры и распределением глубин в озере. Коэффициент детерминации составляет около 70%, тогда как в период охлаждения, начиная с середины августа этот коэффициент уменьшается до 0% (Науменко, Каретников, 2002). На глубине 20 м, также как и на поверхности Ладожского озера, наибольшие пространственные градиенты возникают до наступления максимума средней температуры на этих горизонтах.

Раньше всего (15 июля) температуры поверхности воды достигают своего максимума (около 20 °С) в Волховской губе. Мелководный южный район после середины июля начинает охлаждаться, в то время, как поверхность северных глубоководных районов (V и VI) до конца первой декады августа все еще нагревается, однако не достигая величины максимума температуры южного района. Позже всего (25 августа) наступает самое теплое время с температурой поверхности воды около 13–14 °С над самым глубоким местом северной части Ладожского озера. Это — наименьшая величина максимума температуры поверхности воды.

Этот район Ладожского озера характеризуется частым возникновением апвеллингов (рис.

4.4.9).

Рис. 4.4.5. Статистические характеристики пространственного распределения влажности и температуры воздуха, температуры воды на 0, 20 и 50 м в Ладожском озере.

Следует обратить внимание на то, что у восточного берега Ладожского озера максимальные температуры поверхности воды несколько выше, чем у западного берега, что характерно и для Онежского озера. Такое распределение температур может быть объяснено в период развитой стратификации циклонической циркуляцией в крупном озере северного полушария.

О различной тепловой инерции районов с различными глубинами свидетельствует временной сдвиг между наибольшими максимумами и наибольшими минимумами для поверхности воды и горизонта 20 м. Минимумы запаздывают относительно максимумов на месяц. Интенсивное нагревание на глубине 20 м начинается в период охлаждения поверхности воды после достижения ею максимума температуры, в поверхностном слое начинается процесс свободной конвекции, приводящий к поступлению тепла на нижележащие горизонты.

В начале сентября температуры поверхности воды и воздуха сравниваются практически одновременно по всему озеру, и устанавливается нейтральная стратификация приповерхностного слоя воздуха. Осенью пространственные температурные неоднородности уже практически не зависят от распределения глубин, и их дисперсии не велики. Наступает период максимального теплосодержания всей водной толщи озера, а охлаждение поверхности озера продолжается. Этот процесс способствует формированию верхнего квазиоднородного слоя (эпилимниона), интенсивному поступлению тепла вглубь и повышению температуры воды на нижележащих горизонтах. Рост температур на глубине идет до тех пор, пока плотности воды на поверхности и на глубине не сравняются. Нагревание воды на глубине 50 м также интенсифицируется после достижения максимума на глубине 20 м. Так, на определенной вертикали от поверхности до глубины 50 м возникает изотермия при температуре около 5,8– С в начале ноября.

В Ладожском озере температура у дна на глубинах более 70 м изменяется в течение года от 1,5 С до примерно 6 С. В этом диапазоне температур существует приблизительное равенство плотности пресной воды, что приводит к практическому отсутствию градиентных течений на этих глубинах, а значит, и обмену между различными районами озера.

В Атласе Ладожское озера (2002) и одноименной монографии (2002) приведены фоновые (типичные) пространственные распределения температуры поверхности Ладожского озера на определенные даты периода открытой воды. Эти распределения полезны для оценки средних климатических распределений температуры поверхности воды. Однако изменения термических характеристик поверхности Ладоги синоптического масштаба в значительной степени определяются ветровым полем, погодными условиями, внутриводоемными процессами и могут значимо отличаться от типичных (Науменко, Тимофеева, 2009). Так, типичное распределение температуры поверхности воды Ладожского озера в период открытой воды практически занимает не более 20% площади озера. Температура остальной акватории может отклоняться от типичной до 5 °С, а в мелководном районе — на еще более значительные величины. Неоднородный характер пространственно-временной аномальности температуры поверхности озера представляет собой результат воздействия как внешних факторов, так и внутренних, обусловленных морфометрическими особенностями рассматриваемого водоема.

Выявленные закономерности пространственно-временной аномальности Ладожского озера следует учитывать при моделировании его температурного режима, экологическом моделировании и прогнозировании.

В крупных пресноводных озерах зоны умеренного климата, таких как Ладожское, Онежское и Великие Американские озера, ежегодно в период весеннего нагревания формируется фронтальный раздел (термобар) за счет неравномерного прогрева мелководной и глубоководной областей. Фронтальная зона существует в период, когда температура воды на определенной вертикали достигает температуры наибольшей плотности (4 °С), что приводит к возникновению двух качественно отличных друг от друга вертикальных структур: прибрежных прогретых выше 4 °С стратифицированных вод и квазиизотермических вод с температурой ниже 4 °С, подверженных свободноконвективному перемешиванию. Термическая фронтальная зона — термобар — впервые была описана Форелем в конце прошлого века на Женевском озере, затем изучением ее занимался Тихомиров на Ладожском озере, после его исследований были инициированы измерения на озере Онтарио. Аномальное свойство пресной воды, связанное с увеличением плотности при повышении температуры от 0 °С до 4 °С, является причиной существования основного механизма, определяющего динамический режим крупного озера и обмен энергией и массой между поверхностью воды и водной толщи, прибрежной и центральной частями озера в период существования термического бара.

Термобар — это зона с большими горизонтальными градиентами температуры, отделяющая стратифицированные воды от квазиизотермических (Hауменко, 1989, Hауменко и др., 2012), ширина которой в зависимости от горизонтального градиента температуры может изменяться от 2 до 5 км (рис. 4.4.6). Формальной границей раздела между разнотипными водами является четырехградусная изотерма, указывающая на зону опускания наиболее плотных вод. В период нагревания термическая фронтальная зона продвигается к глубоководной части Ладожского озера со средней скоростью 0,5–1 км/сутки и окаймляет центральные холодные воды, причем к 1 июня эта площадь занимает половину озера, к 20 июня она уменьшается до 15% от общей площади озера. Исчезновение четырехградусных вод на поверхности озера в глубоководной части происходит в первой половине июля.

Рис. 4.4.6. Распределение температуры воды и условной плотности во фронтальной зоне Ладожского озера и маркер фронта — пенная полоса.

Во фронтальной зоне происходит перестройка вертикальной структуры водной толщи.

Границей раздела, вдоль которой существуют интенсивные нисходящие движения, служит наклонная поверхность, соответствующая температуре наибольшей плотности. Весенняя фронтальная зона существует около двух месяцев с середины апреля до середины июня в озере Онтарио (Rodgers, 1965, 1987), в Ладоге — с начала мая до начала июля и Онеге — с конца мая по июнь (Тихомиров, 1982). Ее продвижение от берегов в глубоководную часть озера определяет сроки возникновения стратификации в различных районах озера. Окончательное смыкание фронтальных разделов в глубоководной части озера определяет дату наступления термической стратификации по всему озеру.

Отличительным свойством фронтального раздела является наличие резких, превышающих средние, горизонтальных градиентов репрезентативных характеристик, в первую очередь, температуры, и, как следствие, плотности и частоты Вяйсяля-Брента, показателя вертикальной устойчивости водной толщи. Горизонтальные градиенты температуры в зоне фронта значительно превышают средние сезонные градиенты, причем максимальные градиенты существуют не на изотерме 4 °С, а на расстоянии нескольких сотен метров от не со стороны стратифицированной области. Они могут достигать на поверхности °С км-1, что создат большие горизонтальные перепады плотности и формирует особую систему течений. Поля плотности определяют трехмерную структуру течений в глубоком водоеме.

Измерения течений и температуры в весенней фронтальной зоне Ладожского озера выполнены Науменко и Каретниковым в 80-е гг. XX в. на специальных полигонах. Во фронтальной зоне в весенний период происходит перестройка структуры течений крупного озера (Hауменко, 1992).

При этом механизм взаимодействия вод определяется в основном особенностями изменчивости горизонтальных течений и вертикальными движениями. Изменчивость течений, связанная с непосредственным прохождением фронта, проявляется не сразу на всех горизонтах одной вертикали, что связано с наклоном фронтального раздела. Во фронтальной зоне существует конвергенция течений на приповерхностных горизонтах, тогда как на придонных — дивергенция. Явным признаком сходимости течений на поверхности является пенная полоса на поверхности озера (рис. 4.4.6).

Период прохождения фронта через определенную вертикаль продолжается несколько часов. Течения теряют устойчивость, определенного переноса не наблюдается. На приповерхностных горизонтах при прохождении фронта перестройка течений проходит быстрее, чем на нижележащих горизонтах. На придонных горизонтах период прохождения фронта может продолжаться несколько суток без значительного уменьшения устойчивости течений. Энергия флуктуаций течений увеличивается на приповерхностных горизонтах и с запаздыванием в несколько часов возрастает на нижележащих горизонтах, что согласуется с наклоном фронтальной поверхности.

Наблюдения изменчивости температуры и течений во фронтальных зонах Онежского и Ладожского озер позволяют сделать вывод, что при прохождении фронтального раздела обмен количеством движения становится анизотропным, что связано со сдвигом скоростей и прежде интенсифицируется обмен между поверхностными и глубинными слоями.

фронтальной зоне крупного озера свидетельствует о том, что в этой зоне происходит переход от баротропных условий к бароклинным. Действительно, в квазиизотермической области стратифицированной области значительное влияние на него оказывает температура. Таким образом, именно во фронтальной зоне происходит взаимное приспособление системы течений и поля массы в условиях формирования устойчивой стратификации. Следует подчеркнуть, что, поскольку термический фронт разделяет стратифицированные и изотермические воды, гидрофизические процессы по разные стороны от фронта будут иметь различные пространственно-временные масштабы.

Резкая граница раздела между стратифицированными и квазиизотермическими водами определяет горизонтальные градиенты различных биотических и абиотическимх характеристик, которые находятся в тесной взаимосвязи с конфигурацией фронтальной границы (Науменко и др, 1990). Метод полигонных наблюдений во фронтальной зоне (Науменко и др.. 2012) позволяет более детально изучить эволюцию линии фронта и связанную с ней трансформацию химико-биологических характеристик в масштабах синоптического периода.

На основе собранных баз данных построены средние многолетние схемы положения весенней фронтальной зоны в Ладожском озере (рис. 4.4.7) (Науменко, Каретников, 2002;

Naumenko et al., 2000; Атлас, 2002).

Рис. 4.4.7. Продвижение весенней термической фронтальной зоны в Ладожском озере.

Обмен между стратифицированной и изотермической областями может происходить при помощи вихревых структур, а свойства, присущие теплым стратифицированным водам, могут обнаруживаться в центральных частях озера. На фоне среднего движения фронтальной к наибольшим глубинам со скоростью 1–2,5 км/сут-1 возникают волнообразные зоны колебания фронта и интрузионные линзы с горизонтальными масштабами несколько километров (Naumenko, Karetnikov, 2000). Весенняя фронтальная зона в Ладожском озере, следовательно, не может рассматриваться как непроницаемая граница между прибрежными и центральноозерными водами. Этот крайне важный вывод необходимо учитывать при анализе как гидрохимических, так и гидробиологических параметров, особенно в районах с нерегулярным рельефом дна.

Большая площадь крупнейших озер мира и нерегулярности рельефа дна способствуют возникновению неоднородностей как в полях температуры, так и других лимнических характеристик вследствие неравномерного воздействия ветра и особенностей горизонтальных и вертикальных движений в водной толще. Явление подъема глубинных вод к поверхности в результате вдольберегового ветра в крупных озерах и морях (апвеллинг) — одна из важных особенностей динамики прибрежной зоны в период открытой воды (Боуден, 1988; Бояринов, Петров, 1991; Филатов, 1991; Yaguchi, 1977). Ветер вызывает направленный от берега экмановский перенос вод в поверхностном слое и, как следствие этого, приводит к возникновению восходящих движений вод у берега и компенсационного течения к нему в промежуточных слоях. Когда озеро имеет хорошо выраженную термическую стратификацию, прибрежный апвеллинг формирует аномально низкую температуру воды в поверхностном слое.

На рис. 4.4.8 показан пример апвеллинга у северо-западного берега озера в районе г. Приозерск при ветре южных румбов.

Рис. 4.4.8. Апвеллинг в районе г. Приозерск, 10 августа 1986 г.

В мелководных прибрежных районах, где глубина меньше или равна глубине трения He (He f, где kz — коэффициент вертикального турбулентного обмена, — плотность воды, f — параметр Кориолиса), прибрежный апвеллинг может возникать не только из-за воздействия вдольберегового ветра, но и благодаря сильным ветрам с суши. В зависимости от скорости ветра глубина He для озер со средней широтой 60° составляет 30– В крупном озере апвеллинг — чисто синоптическое явление, время жизни которого составляет несколько суток. Одним из первых, кто систематизировал информацию об апвеллингах для Онежского и Ладожского озер, был Бояринов (1991). Им были определены характерные вертикальные скорости подъема вод, которые по крайней мере на порядок превышают средние характерные вертикальные скорости в озере. Площади акваторий, занятых апвеллингом, могут достигать 30% от общей площади водоема. По материалам космической тепловой съемки хорошо прослеживаются зоны апвеллингов, которые могут занимать нескольких сот квадратных километров. В районе апвеллингов температура прибрежной воды может быть на 4–9 °С ниже температуры поверхности в центральной части озера. Самолетные ИК-измерения, проведенные на Великих Американских озерах, также свидетельствуют о важности апвеллингов для термодинамических процессов крупных озер (Irbe, 1969).

На рис. 4.4.9 показаны районы Ладожского и Онежского озер, где повторяемость апвеллингов наибольшая для периодов открытой воды, однако Филатов (1991), указывал, что апвеллинги возникают не одновременно во всех районах, что связано с направлением и силой ветра.

Рис. 4.4.9. Районы Ладожского озера с наиболее часто возникающими апвеллингами.

Очевидно, что прибрежные районы ограничены изобатами, соответствующими глубинам трения Экмана He, а береговая линия достаточно изрезана.

Ледовый режим Ладожского озера имеет ряд существенных отличий от ледового режима малых водоемов. Прежде всего, это выражается в продолжительности фаз замерзания и вскрытия озера. Кроме того, большие размеры озера, его открытость увеличивают роль ветра при формировании и разрушении ледового покрова. Существенное влияние на ледовые явления оказывает распределение глубин озера. Мелководный южный район замерзает раньше и быстрее, глубоководный северный замерзает позже, а иногда — не покрывается льдом на протяжении всей зимы. Исследования ледового режима необходимы для оценки теплового состояния Ладожского озера в зимний период. Частичный ледовый покров уменьшает, а полный практически прекращает обмен теплом и количеством движения между атмосферой и водной толщей озера, значительно изменяет световой режим.

интегральным индикатором изменений локального климата, гораздо более информативным, чем многолетняя изменчивость температуры воздуха (Livingstone, 1997, 1999). Мониторинг текущего ледового состояния Ладожского озера весьма важен при уточнении сроков завершения и, особенно, начала судоходства. Информация о ледовых явлениях важна при прокладке ледовых трасс и организации автомобильного сообщения с островами Валаам и Коневец, на которых расположены действующие монастыри. Рыбное хозяйство так же является потребителем информации о средних, экстремальных и конкретных сроках наступления основных фаз ледового режима. Эндемичный вид тюленей, обитающий на Ладожском озере, выводит свое потомство в зимний период на льду.

Жители берегов Ладожского озера с давних пор уделяли внимание ледовому режиму озера, от которого зависело судоходство и рыболовство. Эпизодическая информация о состоянии льда на Ладожском озере в XIX в. позволили А.П. Андрееву (1875) сделать вывод о замерзании Ладожского озера в декабре. До 1940 г. северное побережье Ладожского озера относилось к Финляндии, и существуют регулярные данные о ледовом состоянии озера начиная с 1915 г. На основе этих материалов с прибрежных и островных гидрометеорологических постов И.В. Молчанов (1945) подробно описал физические свойства льда, дал характеристику ледового режима и привел приблизительные схемы замерзания и вскрытия Ладожского озера. С появлением в 1943 г. регулярных авиационных наблюдений за пространственным распределением льда на Ладожском озере П.Л. Медрес (1957) уточнил предложенные И.В. Молчановым схемы. Кроме того, он создал зависимости скорости увеличения площади и толщины льда от нарастающей суммы отрицательных температур воздуха, а уменьшения ледовитости озера при вскрытии — от нарастающей суммой положительных температур воздуха. До 1990 г. ледовые авиаразведки осуществлялись Гидрометслужбой примерно 2 раза в месяц, и публиковались картосхемы покрытости Ладожского озера льдом с указанием его сплоченности (рис. 4.5.1, а). Начиная с 1971 г. в добавление к авиаразведкам стали доступными снимки из космоса с разрешением 1 км (рис. 4.5.1, б), по этим материалам (Усачев и др., 1985) были построены типовые схемы ледовой обстановки в зависимости от процента покрытия озера льдом для четырех основных направлений ветра. В настоящее время основным материалом для изучения степени покрытости озера льдом в оперативном режиме в условиях отсутствия облачности остаются снимки из космоса с разрешением 250 м (рис. 4.5.1, в). Данные в радиодиапазоне с разрешением 25 км позволяют следить за степенью покрытия озера льдом вне зависимости от облачности.

Рис. 4.5.1 Примеры дистанционных изображений ледовых условий по авиаразведке 30 декабря 1977 г. (а), NOAA–14 изображение 31 января 1996 г. в 10:14 UTC (б) и MODIS изображение февраля 2007 г. (в).

В настоящем разделе проведен анализ сроков появления и исчезновения компактных ледяных образований, общей продолжительности ледовых явлений на Ладожском озере и продолжительности полного ледостава, а также их межгодовых вариаций. Из-за малочисленности и нерегулярности данных о толщине льда не представляется возможным получить их средние значения, поэтому основой для анализа ледового режима становятся только данные о степени покрытия озера льдом с учетом его сплоченности.

Динамика увеличения числа съемок за год приведена на рисунке (рис. 4.5.2); в среднем за весь период наблюдений производилось 19 съемок за год при максимальном значении в г. (51 обработанное изображение).

Рис. 4.5.2. Распределение информации о ледовом покрове Ладожского озера по годам.

Для подсчета процента покрытости озера льдом с учетом его сплоченности каждая самолетная картосхема или трансформированное в географическую проекцию спутниковое изображение в видимом диапазоне разбивалось на 183 закрепленных на карте Ладожского озера квадрата со сторонами 10 10 км (рис. 4.5.1, в). Для каждого квадрата с точностью 10% указывался процент покрытости его льдом, и после осреднения по всем квадратам получался средний для всего озера процент покрытости льдом.

За период более 65 лет было обработано около 1300 съемок, а величины процента покрытости озера льдом с учетом его сплоченности занесены в ледовую базу данных с соответствующей датой. На рисунке 4.5.3 приведены хронологические графики изменения степени покрытия озера льдом за все зимы, представленные в базе данных. Штрих с обозначением года на горизонтальной оси относится к 1 января. Периоды с июня по сентябрь с оси времени удалены.

Рис. 4.5.3. Изменение процента покрытости льдом Ладожского озера за зимний период по годам.

Анализ всех имеющихся в ледовой базе данных позволил предложить типовую схему замерзания и вскрытия озера. Более полугода (с начала ноября по конец мая) на поверхности воды Ладожского озера могут наблюдаться ледовые явления. По средним многолетним данным раньше всего (в конце декабря) появляются компактные ледовые образования, различимые по дистанционным наблюдениям в Петрокрепостной губе и к концу января все южные губы полностью покрываются неподвижным льдом. Основной плес озера полностью покрывается льдом с середины февраля до середины марта, однако, за последние 65 лет было 13 зим, когда озеро не полностью покрывалось льдом. Как правило, безледной остается северо-западная глубоководная часть озера.

Вскрытие озера обычно идет более интенсивно, чем его замерзание. Раньше всего (в конце марта) под действием ветра образуется трещина южнее Валаамского архипелага и вдоль южных заливов. Дольше всего лед, различимый дистанционными методами, остается вдоль восточного берега. К концу мая, как правило, озеро полностью очищается ото льда. Небольшая часть льда, согнанного ветром в бухту Петрокрепость, поступает в реку Нева.

Для каждого года было построено изменение процента покрытости льдом за период от даты первого появления льда через максимальное его распространение и до даты его полного исчезновения в озере. Иногда бывает трудно установить сроки появления и исчезновения льда на озере по материалам авиационных разведок. В этих случаях использовались даты, полученные с прибрежных гидрометеопостов, или даты, полученные путем экстраполяции кривой хронологического хода ледовитости до нулевых значений.

Данные о состоянии ледового покрова в течение зимы распределялись неравномерно, поэтому решено было интерполировать эти величины с шагом в 5 дней. Получаем равномерно распределенные во времени величины ледовитости озера, что позволило провести статистическую обработку всех величин ледовитости озера. База среднесуточных значений температуры воздуха по данным метеостанции Сортавала, расположенной на северном побережье Ладожского озера, позволила рассчитать суммы отрицательных температур воздуха для каждой зимы с 1945 г. На рис. 4.5.4 представлены результаты совместного анализа этих сумм отрицательных температур воздуха (а) и ледовитости (б). В качестве климатической нормы процента покрытости акватории льдом были взяты медианные величины за весь период наблюдений. Принято считать, что экстремумы оказывают меньшее влияние на медианные значения (Panofsky, Briern, 1958; Assel, 2003). Величина медианного значения ледовитости показывает, что на озере, как правило, наступает полный ледостав, что, по сути, ближе к реальности, чем среднее значение ледовитости, не превышающее 80%.

Для сумм отрицательных температур воздуха приведены средние их значения. Из рис.

4.5.4 видно, насколько широк диапазон наблюдавшихся величин за последние 65 лет. При достижении средней величины суммы отрицательных температур воздуха — 597 ± 26 градусодней, на озере, как правило, образуется полный ледостав. Ледостав начинает разрушаться, когда перестает расти сумма отрицательных температур воздуха, и начинает расти сумма положительных температур в начале апреля.

Рис. 4.5.4. Сезонный ход предельных, средних (медианных) и величин с обеспеченностью 25 и 75% за зимний период суммы отрицательных температур воздуха (а) и процента покрытости озера льдом (б).

Для характеристики степени ледовитости озера для каждого зимнего сезона года нами был предложен относительный индекс ледовитости (RICI), представляющий собой площадь под линией, соединяющей значения процентного покрытия льдом озера (Si) (рис. 4.5.4 или 4.5.5), нормированную на площадь, ограниченную медианными значениями (Sмедиан.), рассчитанными по всему ряду величин покрытия озера льдом (рис. 4.5.4, б) где — средние многолетние и за каждый год даты первого появления ледовых условий и их окончания.

На рис. 4.5.5 приведены примеры разнообразных по форме изменений ледовитости и величины RICI для Ладожского озера для зим с различной степенью суровости.

Рис. 4.4.5. Изменения ледовитости Ладожского озера в различные зимние сезоны.

Введение индекса ледовитости позволяет сравнивать годы между собой с помощью лишь одной величины, а так же исследовать взаимосвязи между характеристикой ледовитости озера и суровостью зимнего сезона. Очевидно, что распределение льда на поверхности Ладожского озера может значительно изменяться год от года. Возможно быстрое полное замерзание озера и существование стопроцентного ледяного покрова в течение нескольких месяцев (зима 1955–1956 гг.) с превышением RICI примерно на 50%. В зависимости от суровости зимы и ветрового воздействия возможно многовершинное распределение различной ледовитости поверхности озера, как, например, в сезон 1996–1997 гг., когда значение RICI было меньше 1.

В качестве характеристики суровости зимы использованы суммы отрицательных среднесуточных температур воздуха по метеостанции в городе Сортавала, расположенном на северном берегу озера. Сумма отрицательных температур воздуха за зиму вычислялась по среднесуточным значениям температуры, начиная с даты, когда эти температуры устойчиво перейдут через 0 С и заканчивая датой, когда среднесуточные значения температур воздуха устойчиво приобретут положительное значение. Строго говоря, температуры воздуха в г.

Сортавала взаимно связаны с наличием открытой воды в северной части озера, где полынья сохраняется дольше всего, а иногда и на протяжении всей зимы. Особенно сильна эта взаимосвязь при южных ветрах.

Индекс RICI одним числом характеризует ледовые условия зимы, включая и продолжительность полного ледостава на озере. Установлена отличная корреляционная связь между ледовитостью Ладожского озера (Y) и суровостью зимы, выраженной в виде максимальной за зимний период суммы отрицательных температур воздуха (X) (рис. 4.5.6).

Y = a+bX+cX2+dX3, где a, b, c и d — эмпирические параметры, имеет Уравнение вида коэффициент детерминации, который равен 0,84. Нелинейность приведенной зависимости возникает при экстремально больших значениях сумм отрицательных температур воздуха, когда начинает увеличиваться толщина льда при полностью покрытой льдом поверхности озера.

Рис. 4.5.6. Зависимость между индексом ледовитости (RICI) и суммой отрицательных температур воздуха по данным метеостанции Сортавала.

Разнообразие ледовых условий на Ладожском озере обусловлено различием характеристик погоды каждой зимы, однако, учитывая продолжительность периода наблюдений (более 65 зимних сезонов), можно получить средние даты начала и окончания ледостава, даты наступления и окончания полного ледостава, их предельные значения и оценить их изменение во времени. Следует отметить асимметричность временного хода ледовитости Ладожского озера по средним многолетним данным: увеличение покрытости озера льдом в начале зимы происходит медленнее, чем его разрушение в конце зимы (рис. 4.5.4).

В табл. 4.5.1 сведены статистические характеристики сроков наступления основных фаз ледового режима и их продолжительности за 65 лет с 1943 по 2010 г. за исключением 1948 г. За дату начала ледовых явлений (первый лед) принималась дата, средняя между последней датой отсутствия льда и первой датой наличия льда по дистанционным данным. Аналогично определялась дата окончания ледовых явлений (последний лед). За даты начала и окончания фазы полного ледостава принималась первая или последняя даты, когда озеро было покрыто льдом не менее чем на 95%, что объясняется десятипроцентной точностью определения степени покрытости озера льдом.

Статистические характеристики сроков наступления основных фаз ледового режима и их Станд.

ошибка Станд.

отклон.

Минимум 24.10.1993 9.12.1956 1.01.2003 30.01.1974 22.01. Максимум 7.01.2007 15.03.1995 10.03.1952 10.05.1985 20.05.1956 30.05. Диапазон сутки Количество Для анализа межгодовых изменчивостей характеристик ледового режима был применен расчет линейных трендов за весь период наблюдений (Karetnikov, Naumenko, 2008).

Оценивалась значимость и угловой коэффициент в уравнении линейного тренда. Межгодовая изменчивость сроков начала образования льда, представленная на рис. 4.5.7, д, незначительна, на что указывают величины стандартного отклонения (табл. 4.5.1). Расчет линейного тренда сроков начала образования льда указывает на наличие слабой тенденции (0,05 дня/год), направленной в сторону более поздних их значений, однако, коэффициент детерминации этого тренда очень мал (0,38%).

Рис. 4.5.7. Межгодовая изменчивость относительного индекса ледовитости (RICI) (а), общей продолжительности (б) и продолжительности полного ледостава (в), дат появления (г) и исчезновения (д) льда в озере.

Даты окончания ледостава имеют (рис. 4.5.7, г) очень малую межгодовую изменчивость (табл. 4.5.1) и так же имеют слабую тенденцию (-0,06 дня/год), но в сторону более ранних их значений при коэффициенте детерминации (1,58%).

По датам первого появления льда (рис. 4.5.7, д) и последнего его компактно расположенного присутствия в озере (рис. 4.5.7, г) можно получить продолжительность ледовых явлений за каждый год. Межгодовая изменчивость продолжительности ледовых явлений в Ладожском озере (рис. 4.5.7, б) за период 65 лет имеет незначительную тенденцию (дня/год) на уменьшение общей продолжительности. Продолжительность полного ледостава (рис. 4.5.7, в), если он наступает на Ладожском озере, может варьировать в широких пределах от нескольких дней до почти 4 месяцев, как это было зимой 1986–1987 гг. Для малых озер Карелии (Ефремова, Пальшин, 2011) получены аналогичные выводы о малости коэффициентов детерминации для линейных трендов межгодовой изменчивости сроков начала и окончания ледовых явлений.

Относительный индекс ледовитости был рассчитан для всех зим, когда было достаточно данных для построения хода ледовитости (рис. 4.5.7, a). Значение RICI за последние 65 лет имеет тенденцию к уменьшению, но при коэффициенте детерминации этого тренда равном 11,9%.

Для выделения экстремальных лет по ледовому режиму озера были использованы данные за 65 зим, начиная с зимы 1943–1944 гг. по зиму 2009–2010 гг., исключая зиму 1947–1948 гг., для которой не было возможности построить хронологический ход изменения покрытости озера льдом. Зимние периоды в зависимости от суровости были разбиты на непересекающиеся группы.

Количество * экстремальные зимы В качестве критерия выбрана продолжительность полного ледостава на Ладожском озере. Зимние сезоны были разбиты на шесть типов(категорий), четыре типа с полным покрытием поверхности озера льдом, две с частичным. 62% всех зим Ладожское озеро было покрыто полностью льдом не менее одного месяца. Наибольшая повторяемость (35%) принадлежит суровым зимам, когда озеро полностью покрыто льдом более двух месяцев.

Самой суровой за последние 65 лет по ледовым условиям была зима 1986–1987 гг. Второй по суровости была зима 1955–1956 гг. Начало замерзания в эту зиму было отмечено уже 19 ноября 1955 г., 24 января 1956 г. озеро полностью покрылось льдом, началось разрушение льда 5 мая 1956 г., исчез лед в озере 31 мая 1956 г. Таким образом, общая продолжительность ледовых условий в озере была 192 дня, и 102 суток озеро полностью находилось подо льдом (рис. 4.5.5).

Экстремально мягкой была зима 2007–2008 гг. (рис. 4.5.5), когда максимальное распространение льда по поверхности озера не превысило 40%.

С точки зрения климатических изменений Ладожское озеро обладает огромной тепловой инерцией. Видимо, поэтому современные климатические изменения незначительно сказались на его ледовом режиме. Однако экстремальных лет (очень теплых или очень холодных) за последние три десятилетия было в полтора раза больше, чем за предыдущий период (Karetnikov, Naumenko, 2011). Работы по изучению ледового режима Ладожского озера позволили собрать и гармонизировать информацию о процентах покрытости льдом Ладожского озера во время авиационных и спутниковых съемок начиная с 1943 г. по настоящее время.

Применение статистического анализа позволило определить сроки основных фаз ледового режима и их продолжительности. Для характеристики каждой зимы по ледовитости был предложен относительный индекс ледовитости, позволяющий сравнивать зимы между собой.

Значение индекса имеет хорошую зависимость от суммы отрицательных температур воздуха за зиму по метеостанции Сортавала. На основе этого индекса произведена дифференциация зим по ледовым условиям и выбраны годы с экстремальными значениями ледовитости. Проведенный статистический анализ межгодовой изменчивости сроков начала, окончания и продолжительности ледостава, а также относительного индекса ледовитости позволил оценить их линейные тренды.

4.6. Пространственное распределение и многолетние тренды Прозрачность воды поверхностного слоя крупных озер определяет глубину проникновения света, который является основой фотосинтеза автотрофных организмов.

Принято принимать за нижнюю границу фотического слоя глубину проникновения в воду 1% света в полдень. Среди гидробиологов существует близкое понятие «эвфотическая зона» (или трофогенный слой) — верхний слой воды, куда проникает достаточное количество света для поддержания фотосинтеза. Многие исследователи считают эти понятия совпадающими для средних условий проникновения света и существования фитопланктона. Основным общепринятым интегральным показателем прозрачности верхнего слоя воды является глубина исчезновения белого диска (диска Секки Ds). Основные положения теории видимости белого диска и его связи с гидрооптическими характеристиками обсуждаются в работах (Preisendorfer, 1986, Tyler, 1968). Эйнор (1987) предлагает принять глубину эвфотического слоя равной удвоенной глубине исчезновения диска Секки.

Коэффициент ослабления солнечной радиации, проникающей в воду, входящий в качестве параметра в закон Буге-Ламберта, определяется прозрачностью воды и может быть связан с глубиной исчезновения диска (Preisendorfer, 1986). Более того, Ds служит величиной, пропорциональной индексу трофности водоемов. Исторически прозрачность по диску Секки является наиболее часто измеряемой характеристикой озерных вод и может служить показателем для анализа межгодовых (климатических) изменений.

Морфометрические особенности крупных озер мира наряду с их термическим и динамическим режимом определяют распределение общей взвеси (органической и неорганической) в водной толще, что в конечной степени регулирует оптические свойства верхнего слоя воды. Наиболее полная сводка всех имеющихся в литературе материалов и данных экспедиционных исследований о прозрачности и цвете воды Ладожского озера, полученных при помощи белого диска, приводится в книге Молчанова «Ладожское озеро»

(1945). Более поздние исследования связаны с именем Петрова (1967) и исследованиями Института озероведения (Антропогенное …, 1982). Одно из последних обобщений в виде карт распределения прозрачности для весны, лета и осени дано в Атласе Ладожского озера (2002).

В базе данных по Ладожскому озеру насчитывается 7085 измерений прозрачности по белому диску Секки за период открытой воды начиная с 1905 г. На рис. 4.5.1 представлена количественная характеристика данных за весь период наблюдений на озере. Только начиная с 1955 г. измерения стали носить систематический характер. На рисунке (рис. 4.6.1, а) приведена линия тренда, который указывает на уменьшение прозрачности, не превышающее 0,73 м за лет. Эмпирическая функция распределения значений Ds соответствует нормальному (гауссову) закону распределения. Среднее, модальное и медианное значения прозрачности за период наблюдений практически совпадают и равны 2,9–3,0 м при среднеквадратическом отклонении 0,9 м. Максимальное значение прозрачности за период наблюдений не превышало 6,6 м и предположения Молчанова (1945) о том, что прозрачность может быть 7–8 м, не подтверждаются.

Распределение прозрачности зависит от времени года, определяющего периоды наибольшего стока воды с водосборного бассейна, температурный и ветровой режим, а также условия развития в озере микроорганизмов (планктона). На графике (рис. 4.6.1, б) показан сезонный ход прозрачности вод Ладожского озера по лимническим районам (Науменко, 1995).

Каждый район характеризуется особенностями светового, термического, гидрологического и гидрохимического режимах (Ладожское..., 2002).

Рис. 4.6.1. Общий тренд прозрачности воды по всем данным (а) и сезонный ход прозрачности по лимническим районам (б).

Прозрачность в мелководном районе с глубинами до 18 м практически не претерпевает значимых изменений в течение периода открытой воды, что объясняется постоянной интенсивной волно-ветровой деятельностью, приводящей к взмучиванию донных отложений.

Волховская губа, входящая в этот район и являющаяся устьем реки Волхов, приносящей в озеро значительное количество взвешенных частиц, — наименее прозрачная бухта Ладожского озера.

В глубоководной части озера с глубинами более 50 м прозрачность верхнего слоя озера имеет минимум в августе, причем наибольшие различия между максимальной и минимальной среднемесячными прозрачностями наблюдаются в самом глубоководном районе с глубинами более 140 м.

Сезонный ход прозрачности неоднороден в отдельных районах озера за счет морфологических особенностей прибрежной зоны (глубина, уклон дна и др.), распределения вод притоков и степени биологической активности. Для построения среднемесячного распределения прозрачности Ладожского озера его акватория была разбита на 71 квадрат размером 20*20 км. Такое разбиение является оптимальным как для анализа пространственного распределения, так и для анализа межгодовых трендов. Для каждого из квадратов произведена сортировка данных измерений прозрачности по месяцам (с мая по октябрь) для последующего получения среднемесячных значений, дисперсий и трендов. Указанные значения были отнесены к средним координатам измерений в квадрате. Пространственное распределение было построено для эквидистантной сетки с 30*25 узлами. Для шести месяцев открытой воды оно показано на рис. 4.6.2. В мае – июне изменения прозрачности воды соответствуют распределению глубин озера, они зональны — с увеличением глубины по мере удаления от берегов увеличивается и прозрачность. Наибольшие горизонтальные градиенты наблюдаются в мае, когда в глубоководной части озера с температурами менее 4 °С и малыми концентрациями общий взвеси, прозрачность достигает 4,5 м, а в Волховской губе — не более 1,5 м. В июне – июле, с увеличением прогрева озера, горизонтальные градиенты уменьшаются при общем уменьшении прозрачности глубоководных районов озера. В этот период пространственное распределение прозрачности уже не следует распределению глубин озера, а в значительной степени определяется уровнем развития биологических сообществ. Минимум прозрачности (так же как и наименьшие горизонтальные градиенты) в Ладожском озере имеет место в августе в связи с массовым развитием фитопланктона и с повышением доли органической взвеси в озере. Восточная часть озера с наибольшим количеством притоков, несущих органические вещества в виде окрашенных гуминовых соединений, на расстоянии нескольких километров от берега имеет прозрачность менее 2,5 м. Это значение может служить границей распространения вод притоков. Западная часть Ладожского озера характеризуется более высокими значениями прозрачности воды (до 3 м).

Рис. 4.6.2. Среднемесячное пространственное распределение прозрачности и районы с наибольшими отрицательными трендами (тонированы).

Установлена степень связи между прозрачностью верхнего слоя воды и распределением глубин Ладожского озера. При решении этой задачи в качестве кривой регрессии использовался полином третьей степени. Судя по значениям коэффициента детерминации, зависимость прозрачности от глубины меняется в течение периода открытой воды. Наибольший процент объясненной дисперсии (коэффициент детерминации равен 64%) имеет место в мае, а затем уменьшается в июне, что характерно и для пространственного распределения температуры воды (Науменко, Каретников, 2002). В период максимального прогрева поверхности воды коэффициент детерминации становится меньше 40%, что свидетельствует о том, что пространственное распределение прозрачности в этот период регулируется другими факторами (гидробиологическими и гидродинамическими). В этот период средняя прозрачность в озере минимальная, как и диапазон ее изменений по акватории озера. С сентября коэффициент увеличивается, не достигая весенних величин. Аппроксимация полиномом пространственного распределения прозрачности позволяет проследить, при каких глубинах имеет место максимум прозрачности. Если для мая и июня прозрачности более 4 м находятся над глубинами более м, то в августе – сентябре максимум отмечается над глубинами 60–80 м, т. е. в центральной части озера. Таким образом, в мае – июне существенную связь между распределением глубин и прозрачностью можно объяснить значительным влиянием глубины дна на температуру поверхности воды, влияющую на жизнедеятельность фитопланктона, а, следовательно, и прозрачность.

Анализ пространственного распределения дисперсий прозрачности как меры межгодовой изменчивости показал, что в течение периода открытой воды наибольшие дисперсии имеют место в южной части озера, лишь в июне – июле в северо-западной части озера отмечается еще одна область повышенных значений. В сентябре – октябре на юге область повышенных значений существенно сокращается.

Анализ климатических трендов выполнен с использованием линейной модели для каждого месяца с мая по октябрь. Выявлены площади со значимыми трендами (при уровне значимости 5%) для каждого исследуемого месяца. Практически все тренды отрицательны, что свидетельствует об уменьшении прозрачности воды за исследуемый период. Распределение областей со значимыми трендами изменяется в зависимости от месяца, причем летом область распространения больше, чем весной или осенью (рис. 4.6.2). Определены площади, занятые значимым трендом, в июле около половины акватории Ладожского озера подвержена отрицательному тренду (табл. 4.6.1).

Процент площади, занятой отрицательным трендом прозрачности воды, Коэффициент детерминации (%), Весной и осенью эта область значительно меньше и приурочена к южным районам озера. Совместный анализ пространственного распределения трендов по акватории озера позволил выявить район озера, где в течение пяти месяцев с мая по сентябрь имеет место понижение прозрачности с трендом выше среднего. Это район в южной части с глубинами от до 30–40 м, практически совпадающий с сентябрьским распределением (рис. 4.6.2).

Полученные результаты позволили оценить климатические тренды изменения прозрачности за период с 1905 по 2003 гг. Наибольшее по абсолютной величине значение тренда характерно для мая и составляет -0,07 м/год, в остальные месяцы средние тренды примерно одинаковые и находятся в пределах от -0,027 до -0,015 м/год (в среднем -0,02 м/год).

4.7. Распространение вод притоков на акватории озера Многолетние наблюдения за распределением удельной электрической проводимости (УЭП) в озере и истоке реки Невы, дополненные наблюдениями за температурой и глубиной видимости белого диска, позволяют различать водные массы в зависимости от их происхождения и оценивать траектории распространения вод притоков на акватории озера.

Электропроводность воды может быть использована не только для детального оконтуривания шлейфов поступающих в него вод и в качестве показателя формирования и трансформации разнородных водных масс в озере, но и для оценки причин, вызывающих ее изменение, в процессе многолетних наблюдений.

Электропроводность вод основных притоков Ладожского озера. Ладожское озеро относится к водоемам замедленного водообмена, наполнение которого происходит преимущественно за счет речного стока с его бассейна. Поэтому формирование водных масс в озере зависит, прежде всего, от особенностей вод поступающих в него притоков.

Воды рек Свирь и Бурная поступают в озеро равномерно, так как их сток зарегулирован, при этом электропроводность их вод почти не меняется в течение года, составляя соответственно 63 и 73 мкСм см-1. Электропроводность рек Паша и Оять, которые увеличивают годовой расход Свири в среднем на 20%, составляет соответственно 75 и 65 мкСм см-1. Сток реки Волхов имеет выраженные периоды половодья и зимней межени, а УЭП воды в реке существенно меняется. В меженный период она составляет в среднем 270 мкСм см -1, а в период весеннего половодья, на который приходится до 48% годового стока реки, она составляет 120– 175 мкСм см-1. В непосредственной близости от устья Волхова в озеро поступают также воды реки Сясь, средние годовые значения УЭП которой составляют 150–215 мкСм см-1, и стоки Сяського целлюлозно-бумажного завода, электропроводность которых близка к 1000 мкСм см-1.

Годовой ход электропроводности воды основных притоков Ладожского озера приведен на рис. 4.7.1.

МЕСЯЦЫ

Рис. 4.7.1. Внутригодовые изменения электропроводности воды основных притоков Ладожского озера, осредненные за период с 1981 по 1989 г.

Таким образом, воды трех основных рек, питающих Ладожское озеро, имеют различную электропроводность, отличающуюся от электропроводности основной водной массы, а их устья находятся на значительных расстояниях друг от друга. Поступая в озеро, они образуют речные первичные водные массы (ПВМ), которые можно легко определить по их электропроводности:

Бурненскую ПВМ — 70 мкСм см-1, Свирскую ПВМ (включая Пашу и Оять) — 65 мкСм см-1 и Волховскую ПВМ (включая р. Сясь и стоки Сясьского ЦБЗ) — 150–270 мкСм см-1.

Ладожского озера подвержена сезонным изменениям (Охлопкова, 1966), которые определяют распространение вод притоков, зоны их влияния на его акватории также носят сезонный характер. Оценка зон распространения речных вод на акватории Ладожского озера в различные сезоны года, основанная на результатах измерений электропроводности ПВМ и основной массы воды (ОВМ) озера, представлена на рис. 4.7.2.

Весной речные воды распространяются под воздействием системы течений, которые имеют сложный характер, с тенденцией к формированию геострофической циклонической плотностной циркуляции. В первую фазу гидрологической весны фронт термического фронтального раздела (термобара) отделяет прибрежные (речные) теплые воды от более холодных и способствует накоплению речных ПВМ в прибрежных районах, затрудняя их смешение с ОВМ.

Рис. 4.7.2. Пространственное распределение УЭП (мкСм см-1) в Ладожском озере, вызванное распространением речных ПВМ в различные сезоны года.

В западной части озера, вблизи выхода вод реки Бурная, термобар находится на незначительном расстоянии от береговой линии. Он препятствует проникновению речных вод (УЭП менее 95 мкСм см-1) в центральную часть озера. Под воздействием геострофической циклонической плотностной циркуляции вод ПВМ реки Бурная распространяются в южном направлении и, как правило, достигают истока реки Невы.

Размещение водной массы, сформированной водами реки Волхов (УЭП до 105 мкСм смтакже ограничено фронтом термического бара. Эта ПВМ перемещается к северо-востоку от устья реки и занимает большую по площади акваторию мелководной юго-восточной части озера. Свирская ПВМ (УЭП менее 95 мкСм см-1) также перемещается в северо-восточном направлении и нередко отмечается на значительном удалении от устья реки. Таким образом, в весенний период распространение речных вод возможно лишь в полосе акватории, ограниченной с одной стороны береговой линией, а с другой — термическим баром, а их перемещение происходит преимущественно под влиянием течений плотностной циклонической циркуляции.

Летом динамические процессы определяются устойчивой плотностной стратификацией в озере, поэтому вертикальный обмен ослаблен. Образование слоя температурного скачка в весенне-летний период препятствует проникновению ПВМ вглубь озера. Однако в результате ветрового перемешивания они трансформируются в слое эпилимниона. По мере удаления от места образования их влияние на ОВМ становится все менее ощутимым. Под влиянием циклонической плотностной циркуляции продолжается процесс перемещения и трансформации ПВМ. Воды Свири, как и в весенний период, распространяются вдоль северо-восточного берега озера. Разбавленные водами основной водной массы воды Волховской ПВМ продолжают распространение в северном направлении и нередко достигают центральной части озера. При определенных метеоусловиях, под влиянием ветровых течений, они могут распространяться в западном направлении и частично заполнять Петрокрепостную губу. Воды Бурной распространяются вдоль юго-западного берега в направлении бухты Петрокрепость, уменьшая УЭП озера в этом районе. Важно отметить, что распределение гидрофизических характеристик в поверхностном слое воды в этот период отражает их распределение по всему эпилимниону, в пределах которого до слоя температурного скачка они остаются неизменными.

В период осеннего охлаждения наряду с процессом конвективного тепломассопереноса наступает сезон максимальных скоростей ветра, который является основным фактором, воздействующим на поверхность озера, и от которого зависят скорости и направления течений.

В этих условиях воды притоков вовлекаются в процесс перемешивания с ОВМ озера. По мере охлаждения воды, вызывающей формирование антициклонической циркуляции (прежде всего в мелководной южной части озера), начинается перенос Волховской ПВМ в западном направлении. Разбавленные воды реки могут достигать истока Невы.

В зимний период создаются идеальные условия для транзитного перемещения речных вод по акватории озера. Они возникают по мере образования льда, который препятствует ветровому воздействию на водную поверхность, исключая перемешивание и перемещение речных вод под его влиянием по акватории озера. В результате перенос речных вод осуществляется только за счет стокового течения, вызванного Невой, и плотностных течений.

Причем зимой плотностные течения в большей степени обусловлены не горизонтальными градиентами температуры, как в период открытой воды, а различным удельным весом (минерализацией) воды ОВМ озера и его притоков. В наибольшей степени это касается Волховской ПВМ, минерализация (электропроводность) которой в январе – марте почти в раза превышает минерализацию ОВМ. Поэтому воды реки распространяются в виде придонного потока вдоль южного берега в направлении бухты Петрокрепость, а затем под влиянием стокового течения — к истоку Невы. Менее минерализованные речные воды Свири и Бурной участвуют в циклональной циркуляции вод озера. Хотя скорости перемещения транзитных потоков речных вод сравнительно невелики, их постоянство на протяжении длительного времени и отсутствие внешнего воздействия на этот процесс приводят, как представлено на рис. 4.7.2, к их распространению на значительные расстояния.

Перечисленные сезонные особенности динамических процессов, происходящих на акватории Ладожского озера, четко проявляются в изменениях УЭП в Неве (Крючков, 1982, 1987). Они были подробно изучены во время ежесуточных наблюдений в ее истоке в период с 1981 по 1997 г. На основании этих данных выполнен расчет средних декадных значений УЭП за семнадцатилетний период наблюдений, представленный на рис. 4.7.3. Четко определяются три основных ежегодно повторяющихся периода изменений УЭП в Неве, отражающих периодичность поступления в нее различных водных масс.

В течение первого, зимнего периода, наиболее отчетливо проявляется поступление вод притоков в реку Неву, когда через Неву формируется вынос транзитных потоков сначала Волхова, а затем, одновременно с ним, Бурной. Поступление Волховской ПВМ в Неву начинается в декабре, но наиболее отчетливо транзит вод притоков проявляется по мере образования кромки льда в мелководных районах озера. При этом воды реки Бурная достигают истока Невы значительно позже, чем Волховские воды, обычно через 30–40 суток.

Происходит это потому, что при равном расстоянии от устьев этих рек до истока Невы (примерно 90 км), образование кромки льда у юго-западного прибрежья озера наступает на 2– недели позже, чем в его южной части. Кроме того, скорость образующегося при этом транзитного потока реки Бурная меньше Волховского, так как меньше плотностные различия, обусловленные ее минерализацией по отношению к ОВМ. С января по март, когда в Неву поступают воды этих притоков, электропроводность в истоке реки достигает максимальных в году значений 110 мкСм см-1.

Рис. 4.7.3. Внутригодовое распределение электропроводности воды в истоке реки Нева (ежедекадные значения по результатам ежесуточных наблюдений, осредненные за период с 1981 по 1997 г.): ОВМ — среднее значение электропроводности основной водной массы озера за период наблюдений, В Б — влияние транзитных потоков рек Волхов и Бурная в период ледостава, Б — влияние транзитного потока Бурной, В — влияние транзитного потока реки Волхов.

В течение второго, весенне-летнего периода (с апреля по август), электропроводность воды в Неве находится под влиянием мощного переноса к ее истоку вод только реки Бурная, который обеспечен циклональным движением плотностной циркуляции воды, поэтому она уменьшается до значений 94 мкСм см-1.

Осенью, в сентябре – октябре (третий период) электропроводность воды в Неве определяется преимущественно электропроводностью поступающей в нее ОВМ озера, а затем, с начала ноября, постепенно увеличивается за счет формирования притока Волховской ПВМ.

Полученные данные позволяют оценить объемы речных вод, поступающих в Неву с транзитными потоками. Расчеты показывают, что, в зависимости от продолжительности периодов действия транзитного выноса, в среднем они ежегодно составляют 15–20% от годового объема стока Волхова и Бурной.

Периоды зимнего транзита воды притоков к истоку Невы зависят как от сроков начала образования ледостава и его продолжительности, так и от покрытости льдом отдельных районов озера. Так, зимой 2007–2008 г. покрытие озера льдом не превысило 30%. Ледовый покров установился только в губах мелководной южной части озера, а центральная и северо-западная части оставались свободными ото льда в течение всей зимы. В результате, не было условий для формирования транзита воды реки Бурная к истоку Невы. При этом в озере большую роль приобретают ветровые течения, которые существенно меняют характер переноса вод притоков.

Не защищенные ледоставом речные воды быстро перемешиваются с озерными. Повторение подобных ситуаций, которые могут быть вызваны потеплением климата, ограничит транзитный сток маломинерализованной речной воды в Неву, что неизбежно приведет к распреснению основной водной массы озера, а значит уменьшению ее электропроводности.

Крупномасштабные ветровые циркуляции способны существенно влиять на характер переноса вод притоков по акватории водоема, меняя пространственные характеристики гидрофизической структуры его воды. При западных ветрах возникает циклоническая циркуляция, которая создает условия для накопления Волховских вод в юго-восточной части озера. В некоторых случаях они даже проникают в Свирскую губу. При устойчивом ветре с восточной составляющей в весенне-летний период в озере может образоваться антициклоническая циркуляция воды. Она способствует накоплению Волховской ПВМ в югозападной части озера, бухте Петрокрепость, и ее поступлению в Неву. Объем этих вод, вычисленный по росту электропроводности воды в истоке реки Невы и его продолжительности, показывает, что в отдельные годы обеспеченный ветровыми течениями вынос Волховских вод соизмерим с объемами его зимнего транзита.

В димиктических озерах, к которым относится Ладожское озеро, дважды в год (весной и осенью) в условиях свободной конвекции происходит вертикальный перенос тепла и вещества.

В период осеннего охлаждения интенсивное ветровое перемешивание и процесс конвективного тепломассопереноса достигают придонных горизонтов озера. В этих условиях речные первичные и трансформированные водные массы смешиваются с основной водной массой озера. Таким образом, внутригодовые особенности гидрофизической структуры поступивших в течение года в озеро вод приводят к изменению этих характеристик в ОВМ. Поскольку ее объем превышает 90% от общего объема озера, а с водами притоков ежегодно поступает лишь его двенадцатая часть, она является наиболее консервативной и обладает наибольшей однородностью. Поэтому изменения электропроводности ОВМ от года к году сравнительно невелики, однако они являются отражением масштабных процессов, которые существенно влияют на качественный состав воды озера. Причины, вызывающие эти изменения, связаны как с природными процессами, так и с антропогенным влиянием на озеро. Природные процессы обусловлены, прежде всего, многолетними колебаниями общей увлажненности бассейна, вызывающими изменение объемов суммарного речного притока в озеро и стока. При этом маловодные фазы внутривековых циклов увлажненности вызывают рост значений электропроводности ОВМ, а многоводные — их уменьшение. Антропогенное влияние является результатом хозяйственной деятельности на водосборе, стока промышленных предприятий непосредственно в озеро, а также воздействия на атмосферные осадки (Крючков, 1992;

электропроводности ОВМ. В сорокадвухлетнем ряду наблюдений за этой характеристикой, представленном на рис. 4.7.4, можно выделить несколько периодов.

Первый период, с 1968 по 1980 г., характеризуется наибольшим увеличением значений УЭП за весь период наблюдений, которое составило 8,5%. Такой рост на 50% обеспечен маловодной фазой увлажненности 1960–1978 гг., а остальная его часть является результатом хозяйственной деятельности (Кириллова, Малинина, 1982; Крючков, 1992; Шнитников, 1966).

Второй период, с 1981 по 2000 г., отражает, прежде всего, снижение антропогенной нагрузки на водоем, начавшееся с середины восьмидесятых годов. В частности, в 1987 г. было остановлено производство на Приозерском целлюлозном заводе, стоки которого поступали в озеро. Поэтому, несмотря на то, что этот период включает полный цикл увлажненности, наблюдалось уменьшение роста значений УЭП основной водной массы озера по отношению к первому периоду. В первой половине этого периода, с 1981 по 1990 г., оно составило 5,0%, а во второй всего 2,2%.

Рис. 4.7.4. Изменение электропроводности основной водной массы Ладожского озера в период с 1968 по 2010 г. (средние годовые значения УЭП на продольном разрезе озера).

Третий период, с 2001 г. по настоящее время, характеризуется прекращением роста электропроводности воды в озере, а с 2005 г. даже небольшим уменьшением ее значений (примерно на 1%). Вызвано оно началом многоводной фазы увлажненности на фоне сниженной антропогенной нагрузки. Частично на это уменьшение могло повлиять сокращение в последние годы сроков ледостава и связанного с этим транзитного выноса воды реки Бурная в Неву, которое также вызывает снижение электропроводности ОВМ озера.

Таким образом, приведенные в настоящей главе материалы позволяют сделать вывод о том, что Ладожское озеро является типичным крупным димиктическим озером и имеет общие черты с аналогичными озерами мира.

Основными факторами, определяющими уровенный режим озера, являются суммарный приток воды по рекам и сток реки Нева. Формирование уровенного режима Ладожского озера в первую очередь связано с режимом атмосферных осадков, которые более чем в 2 раза превосходят величины испарения. За период инструментальных наблюдений выявлен отрицательный линейный тренд изменения среднемесячного уровня Ладожского озера.