Н.М. Буднев¹, Ю.В. Парфенов¹, В.Ю. Рубцов¹, А.Г. Ченский¹,
С.В. Ловцов², А.Э. Растегин², М. Shurter³, М. Shturm ³, А. Wuest³

Введение

На протяжении нескольких миллионов лет Байкал сохраняет свой уникальный растительный и животный мир, он является крупнейшим в мире резервуаром высококачественной питьевой воды. Существенную роль в сохранении экосистемы Байкала играют процессы горизонтального и вертикального водообмена, обеспечивающие кислородную вентиляцию и перераспределение органических веществ, препятствующие накоплению токсичных веществ, что необходимо для функционирования байкальских биоценозов.

С физической точки зрения, особый интерес к изучению Байкала связан с тем, что ряд географических, метеорологических и других факторов приводит к возникновению в озере многообразных гидрофизических процессов. Они имеют пространственно-временные масштабы в диапазоне от долей миллиметров и секунд до десятков километров и нескольких лет. Тем не менее, разномасштабные динамические явления зачастую тесно связаны между собой.

Существенным фактором, определяющим горизонтальный и вертикальный водообмен в оз. Байкал, является его температурный режим. Измерения температуры байкальской воды были начаты Верещагиным [1] и продолжены Россолимо [2]. Огромный объем данных о температурном режиме байкальских вод во всем диапазоне глубин был получен Шимараевым [3].

Особенно много измерений с целью выявления закономерностей вертикального и горизонтального переноса выполнено в последние годы Граниным и др. с помощью зонда SBE-25 [4]. С использованием температурных и других данных построен и экспериментально проверен целый ряд моделей, описывающих формирование вертикальной стратификации байкальских вод [5], протекание процессов гомотермии и развитие термобара [6, 7].

Новые возможности для изучения оз. Байкал появились в связи с началом в 1981 г. работ по глубоководной регистрации элементарных частиц, которые ведутся международной коллаборацией «Байкал» [8].

Ежегодно в феврале-апреле в 3.5 км от м. Ивановский на Южном Байкале (см. рис. 1.) развертывается

Рис. 1. Место постановки экспериментов. Две различные сети датчиков 1999 и 2000 гг.

ледовый лагерь, включающий передвижные домики, лебедки, дизельную электростанцию и другое оборудование. В нем на протяжении 40-50 дней ведутся работы по развитию и обслуживанию глубоководного комплекса (см. рис. 2), включающего как собственно нейтринный телескоп НТ-200, так и ряд буйковых станций, на которых размещено научное оборудование для наблюдения за различными процессами в водной среде озера. Некоторые буйковые станции соединены с береговым центром кабельными линиями связи, по которым осуществляется электропитание глубоководного оборудования и обмен информацией с береговым центром. Часть приборов работает от автономных источников питания, и тогда информация или запоминается в течение года или передается на берег по акустическому каналу связи. Одновременно в ледовом лагере и его окрестностях ведутся исследования гидрофизических, гидробиологических, гидрохимических и других процессов и их взаимосвязи.

Рис. 2. Байкальский глубоководный нейтринный телескоп НТ-200.

В данной работе представлены, в основном, результаты измерений температуры, выполненные в сотрудничестве с учеными коллаборации «Байкал» и отделом поверхностных вод SURF (EAWAG) Швейцарского федерального института прикладных наук и технологий.

Термодинамические свойства

При обсуждении термодинамики байкальской воды мы будем опираться на уравнение состояния Chen-Millero [9], которое обычно применяется для описания свойств воды в пресных озерах. Зависимость плотности воды  в зависимости от температуры T, давления P и солености S может быть представлена в виде [9]:

,                                                (1)

где плотность при нулевом давлении и параметр  задаются полиномами по своим переменным.

При фиксированном давлении плотность достигает максимума при определенной температуре - температуре максимальной плотности . Исходя из уравнения состояния, зависимость температуры максимальной плотности от давления определяется из условия

                                             (2)

которое дает

        (3)

Здесь давление P измеряется в барах и отсчитывается от уровня моря (на уровне моря ), соленость S определяется как полное число грамм соли в 1 kg воды озера, температура T измеряется в °С. Вклад нелинейных слагаемых в (3) в интересующей нас области мал, так что зависимость температуры максимальной плотности от глубины также близка к линейной.

Вертикальное температурное распределение

Постоянные измерения температуры нами начаты в марте 1999 г. Для долговременных измерений температуры используются в, основном, термометры TR-1000, которые имеют разрешение лучше, чем 0.002 °С и точность (стандартная заводская калибровка) 0.05 °С. Постоянная времени приборов TR-1000 порядка 30 сек. Частота опроса задается програмно и при годовых измерениях составляет 10 мин. На малых глубинах <150 м, где температуры относительно велики, используются более грубые и более дешевые термометры VEMCO с частотой опроса 1 час.

Термометры размещаются на гидрологической (G) и седиментологической (S) буйковых станциях глубоководного комплекса НТ-200 (см. рис. 2.). Обе станции находятся на расстоянии около 3.5 км от берега на расстоянии 120 м друг от друга в направлении, параллельном берегу. Крутой береговой склон в этом месте заканчивается на расстоянии 2.7 км от берега, далее дно практически плоское со средней глубиной около 1370 м. На рис. 3. приведены результаты измерения температуры по всему диапазону глубин за три года (заметим, что на приведенном рисунке шкалы для каждого процесса свои и одинаковы для глубин от дна до 794 м).

На основе представленных данных можно, как это делается обычно, выделить три диапазона глубин, качественно различающихся по своему температурному режиму:

0-300 м - поверхностная зона, в которой наблюдаются большие вариации температуры, а величина ее средней температуры зависит от интенсивности сол-

нечной радиации и температуры атмосферы;

300-1250 м - глубинная зона, в которой температура воды медленно убывает с глубиной независимо от времени года, но в которой наблюдаются коррелированные по глубине возмущения температуры, величина которых максимальна в период, близкий к осенней гомотермии;

1250-1366 м - придонная зона, температурный режим которой практически не связан с процессами в глубинной зоне, но где наблюдаются значительные сохраняющиеся длительное время вариации температуры.

Процессы прогрева поверхностной зоны

Особенности прогрева поверхностной зоны. Эксперимент

В поверхностной зоне развиваются сложные гидрофизические процессы (см. рис. 4). Весенний прогрев воды в озере начинается в марте месяце из-за увеличения проникающего в воду потока солнечной радиации. Проходящий через лед поток света экспоненциально затухает с глубиной z:

Длина поглощения света  для длины волны в верхнем слое озера не превышает 20 м и быстро уменьшается в красной и голубой частях спектра [10].

Рис. 3. Изменения температуры на различных глубинах за три года наблюдения.

Рис .4.

Радиационный нагрев затрагивает, в основном, самый верхний слой. В весеннее время, когда температура воды на поверхности близка к нулю, прогрев приводит к конвективным процессам. Физическую сущность развивающейся конвекции можно пояснить на примере. На глубине z выделим частицу жидкости с температурой . Если  ближе, чем температура окружающей среды T(z), к значению на данной глубине  температуры максимальной плотности, то выделенная частица начнет тонуть из-за большой плотности. В противном случае, когда  дальше, чем температура окружающей среды, от температуры максимальной плотности, частица будет всплывать. В формировании стабильного температурного профиля изменение температуры максимальной плотности с глубиной играет, наряду с внешними факторами, определяющую роль. В результате уже в апреле подо льдом начинается интенсивное перемешивание вод. Таким образом, поступающее тепло затрачивается на нагрев все увеличивающегося слоя воды, температура которого постоянна. Этот слой, как говорят, находится в состоянии гомотермии.

Воздействие интенсивных конвективных процессов в мае стимулирует увеличение амплитуды колебаний воды на глубинах 77 и 90 м почти на порядок. На этих же глубинах (77 и 90 м) весь подледный период сохраняются длиннопериодные возмущения температуры большой амплитуды (градус и более). Такие температурные возмущения оказываются долгоживущими, перемещающимися и их движение наблюдается в течение всего подледного периода (см. раздел  о крупномасштабных возмущениях).

При дальнейшем прогреве выход из состояния гомотермии также начинается с верхних слоев, прогрев на глубине 19 м происходит со скоростью  2°С в месяц. При этом на глубинах, больших 77 м, сохраняется устойчивая температурная стратификация, и температура воды в этих слоях длительное время практически совпадает с температурой максимальной плотности на соответствующих глубинах [4, 6, 7].

Возможный механизм установления такой стратификации ниже будет рассмотрен детально. Температура этого слоя практически не менялась даже при сильных ее вариациях в верхних слоях (например, на глубинах 19 и 25 м). Передача тепла в глубинные слои в это время очень мала и происходит только за счет молекулярной теплопроводности и проникающей сюда небольшой части сине-зеленого солнечного света. Отметим очень высокие температуры ~12-13°С на глубине 19 м в августе-сентябре.

Температура слоя воды ниже 77 м начинает существенно расти только в октябре. Быстрый рост температуры здесь, а потом и ее падение связано с охлаждением поверхностного слоя воды, которое вновь, как и в период весеннего нагревания, приводит к интенсификации свободной конвекции и установлению осенней гомотермии.

Охлаждение в октябре-декабре происходит со скоростью 3.7°С в месяц на глубинах 19-100 м и приводит к установлению зимней температурной стратификации. Следует отметить, что ежегодно в январе после периода осенней гомотермии на глубинах 77-127 м формируется пик температуры. Этот пик прослеживается и в глубинной зоне. Сомнительно, чтобы такое понижение температуры имело значительные горизонтальные масштабы. Иначе было бы затруднительно объяснить последующее повышение температуры на 2 градуса в течение нескольких дней.

Модель прогрева поверхностной зоны

Как уже отмечалось, в весенний период поступающее в среду тепло идет на нагрев поверхностных слоев воды и на расширение области равных температур. Рассмотрим процесс прогрева детально. Представим себе среду, имеющую все свойства воды, но являющуюся твердым телом. Пусть также внутри тела задано начальное распределение температуры: температура на поверхности близка к нулю и нарастает вглубь тела. При нагревании тела с поверхности температура поверхности и приповерхностных слоев будет возрастать, и через некоторый промежуток времени температурный профиль  примет вид, как на рис. 5. В случае жидкой среды (воды), плотность которой зависит от температуры, в интервале температур 0-4°С такой профиль неустойчив. Поверхностные слои, имеющие большую температуру, будут тонуть, а более холодные глубинные слои всплывать. Очевидно, что аналогичный механизм действует и при охлаждении жидкости с поверхности при температуре выше 4°С. Таким образом, возникает неустойчивость, приводящая к перемешиванию воды и выравниванию температур в значительной области.

Рис. 5.

Область перемешивания можно оценить из энергетических соображений. Должно выполняться равенство тепловой энергии до и после перемешивания.

.   (4)

Здесь с, , T - теплоемкость, плотность и температура соответственно, - граница области турбулентности.

Если не стремиться описать динамику перемешивания детально, то поведение температуры в слое 0 - z₀ можно представить одномерным уравнением теплопроводности с переменным коэффициентом теплопроводности:

         (5)

В правой части уравнения записана модель годичного изменения солнечного потока тепла. На поверхности задан поток тепла, а на дне задана температура

,                 (6)

.                                                          (7)

В некоторый момент времени задано начальное распределение температуры

                                              (8)

Коэффициент температуропроводности в области(0, z₀) для простоты полагается бесконечно большим; в остальной области он приравнивается величине молекулярной теплопроводности воды

                                 (9)

Такая простая модель качественно правильно передает особенности процессов нагрева и теплообмена в весенне-летний период.

Глубинная зона

Наиболее характерной особенностью глубинной зоны является то, что на фоне общей слабой температурной стратификации в этой зоне наблюдаются почти одновременные (см. рис. 6.) коррелированные по форме, хотя и различающиеся по амплитуде, температурные возмущения, захватывающие всю зону или большую ее часть.

В соответствии с работой Chen-Millero [9] величина коэффициента  м/°С  ~5.04 м/сек

На рис. 7 сделано сравнение результатов прямых измерений температуры прибором TR-1000 на расстоянии 4 м от дна и вычислений средней температуры слоя из данных акустической системы. Для простоты восприятия на рисунке не указаны ошибки определения температуры из акустических данных, которые составляют 4 см/сек. В целом, имеется хорошая корреляция данных. Таким образом, наши результаты подтверждают данные других работ [4, 5] о повышенной скорости и особом характере обновления придонных вод.

Крупномасштабные возмущения в верхних слоях

На протяжении ряда лет в зимний период проводились исследования крупномасштабных возмущений водной среды в верхнем слое оз. Байкал. Существенное долговременное понижение температуры в широком диапазоне глубин верхнего слоя впервые мы наблюдали в 1991 г. [16]. Температура понижалась с 16 по 21 марта в слое 50 - 150 м, максимальное снижение температуры имело место на глубине около 100 м и достигало 1.4 °С. Еще через 5 дней восстановился первоначальный температурный профиль. В последующем подобное явление наблюдалось ежегодно, хотя время и величина эффекта менялись, но всегда это выглядело как некоторое смещение профиля температуры. Амплитуда смещения участков профилей по вертикали достигает нескольких десятков метров.

Рис. 7. Сравнение скорости звука из данных термометра и уравнений состояния и акустических данных (помечены точками).

Для измерения скорости и направления распространения возмущений использовалась система из нескольких пространственно разнесенных датчиков. Во время ледовых экспедиций 1999 - 2000 гг. приборы TR-1000 размещались в вершинах правильного треугольника со сторонами от 2.5 км до 5 км на глубине 90 м (см. рис. 1). Еще один прибор TR-1000 располагался на той же глубине в районе ледового лагеря. Там же проводились периодические измерения профилей температуры во всем диапазоне глубин с помощью прибора SBE-39 (прибор накапливает информацию о давлении и температуре через заданные промежутки времени, разрешение прибора не хуже 0.0002°С, точность ±0.001°С, постоянная времени порядка 6 сек). В экспедициях 2001 - 2002 гг. количество датчиков было увеличено. На рис. 8. представлены температурные ряды за период с 1 марта по 5 апреля 1999 г. на треугольнике, показанном на рис. 1.

Временные ряды температуры в разнесенных точках (см. рис. 8) обладают подобием, что позволяет предположить, что мы наблюдаем движущиеся возмущения температуры. Анализ временных сдвигов в приближении плоского фронта дает оценку величины скорости движения возмущений U=1 см/сек и ее направления на северо-запад, составляющего 15°С к перпендикуляру на берег. Оценки величины и направления скоростей движения возмущений на протяжении нескольких лет дают сходные результаты. Поперечный размер температурных неоднородностей L также изучался на сетке и имеет характерный размер порядка 6 км.

Низкочастотные вариации термодинамических параметров водной среды в глубоких водоемах обычно связывают с внутренними волнами [17]. Два типа внутренних волн в жидкости - волны Кельвина и Россби - могут иметь значительно большие периоды колебаний, чем инерционные. Волны Кельвина распространяются вдоль береговой линии и их амплитуда затухает с удалением от берега. Очевидно, что наблюдаемое нами явление не может быть волнами Кельвина, поскольку направление их волнового вектора почти перпендикулярно берегу и амплитуда не затухает с ростом расстояния от берега.

Возможность волновых движений планетарного типа связана с двумя факторами: наклоном b-плоскости к оси вращения Земли и топографией дна водоема. Каждый из них дает аддитивный вклад в параметр b, определяющий динамику волн Россби. Для точки наблюдений вклад первого из факторов равен (м сек)^-1, что на порядок меньше топографического вклада (м сек)^-1, который является доминирующим. Длина волн Россби имеет порядок величины , что в нашем случае составляет около нескольких километров.

Таким образом, наблюдаемые нами затухающие низкочастотные вариации температуры в зимний период могут быть волнами Россби. Их генерация может осуществляться в период после осенней гомотермии, но отчетливое проявление в температурных данных возможно только с установлением зимней температурной стратификации.

Рис. 8. Температурные данные, полученные на треугольнике (см. рис.2) зимой 1999 г.

Возмущения значительной амплитуды в зимний период на оз. Байкал, как следует из проведенных экспериментов, не столь редкое событие. На рис. 9

Рис. 9. Температурные вариации в подледный период на глубине 90 м (1999-2000, 2001-2002 гг.) Начало показанной временной шкалы относится к 1 января указанного года.

приведен ход температуры за период с января по май 1999 и 2000 гг. на глубине 90 м в районе ледового лагеря. Характерной особенностью поведения температуры в подледный период является наличие затухающих низкочастотных колебаний температуры с периодом τ, близким к 10 - 15 сут, и колебаний с инерционной частотой  сут.

После весенней гомотермии также наблюдаются затухающие низкочастотные колебания температуры, но на меньших глубинах. Объем наших данных об этом явлении значительно меньше, но не исключено, что оно имеет сходную природу.

Обсуждение

Представленные данные о температуре свидетельствуют о наличии достаточно сложных и многообразных гидрофизических процессов в оз. Байкал. Некоторые из них, такие как гомотермия, термобар и др., достаточно хорошо изучены. Наши результаты дают дополнительную информацию о деталях их развития. Однако природа ряда явлений, ярко проявившихся при долговременных измерениях температуры, а именно: формирование и эволюция крупномасштабных температурных неоднородностей, практически синхронные температурные возмущения в глубинной зоне в разные периоды года, энтрузия холодных вод в придонную зону после весенней гомотермии не вполне понятна. Рассмотренные здесь механизмы, способные в какой-то степени объяснить данные, должны рассматриваться как затравочные гипотезы, и требуются дополнительные исследования для подтверждения их справедливости и уточнения деталей или для признания негодными.

Благодарности

Мы благодарны Г.В. Домогацкому и всему коллективу коллаборации «Байкал» за постоянное внимание и помощь в работе. Мы также благодарны Н.Г. Гранину, А.Г. Зацепину, А.А. Павлову, М.Н. Шимараеву, П.П. Шерстянкину за поддержку и стимулирующие дискуссии. Работа выпонена при поддержке Минпромнауки, программы «Интеграция»: проекты N346, Э 0248, ун-ты России N091-02-206.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1.    Верещагин Г.Ю. Некоторые данные о режиме глубинных вод Байкала в районе Маритуя // Труды комиссии по изучению Байкала. 1927. Т. 2. С. 77 - 136.

2.    Россолимо Р.Р. Температурный режим озера Байкал // Труды Байкальской лимнологической станции АН СССР. 1957. Москва. Т. 16. с. 552.

3.    Шимараев М.М. Элементы теплового режима озера Байкал // Новосибирск «Наука». 1977. С. 149.

4.    Гранин Н.Г. Устойчивость стратификации и некоторые механизмы генерации конвекции в Байкале. Дисс. канд. геогр наук. Иркутск 1999. 102 с.

5.    Шимараев М.Н., Гранин Н.Г. К вопросу о стратификации и механизме конвекции в Байкале // ДАН СССР. 1991. Т. 321. с. 81 - 385.

6.    Shimaraev M.N., Verbolov V.I., Granin N.G., Sherstyankin P.P. Physical limnology of Lake Baikal: a review // Baikal International Center for Ecological Research. Print. N.2. Irkutsk-Okayama. 1994. P. 81.

7.    Shimaraev M.N., Granin N.G., Zhdanov A.A. Deep ventilation of Lake Baikal due to spring thermal bars // Limnol. Oceanogr. 1993. 8(5). p. 1068 - 1072.

8.    Belolaptikov I.A. et al. The Baikal underwater neutrino telescope: Design, performance, and first results // Astroparticle Physics. 1997 .V. 7. p. 263 - 282.

9.    Chen C.T., Millero F.J. Precise thermodynamic properties for natural waters covering only the limnological range. Limnol. Oceanogr. 31(3), 1986. P. 657 - 682.

10. Безруков Л.Б., Буднев Н.М., Гальперин М.Д. и др. Измерение показателя поглощения в водной среде оз. Байкал // Океанология 1990. Т. 30. Вып. 6. с. 1022 - 1026.

11. Федоров К.Н. Физическая природа и структура океанических фронтов // Л.: Гидрометеоиздат. 1983. 296 с.

12. Redecopp L.G. On the theory of solitary Rossby waves // J. Fluid Mech. 1977. V. 82. Р. 725 - 745.

13. Garrett chr. space-time scales of internal waves: a progress report. J.Geophys. Research. V. 80. N 3. P. 291 - 297.

14. Шерстянкин П.П. Фронтогенез на Байкале по материалам гидрооптических наблюдений // Докл. РАН. Т. 326. N 2. с. 366 - 370

15. Шерстянкин П.П., Куимова Л.Н. Об уплотнении при смешении вод в пресных водоемах // Докл.РАН. 1992. Т. 25. N 5. с. 1087 - 1090.

16. Афанасьев А.Н., Верболов В.И. Течения в Байкале // Новосибирск. Наука. Сибирское отд. 1977. 160 с.

17. Ловцов С.В., Парфенов Ю.В., Растегин А.Э., Рубцов В.Ю., Ченский А.Г. Крупномасштабные возмущения и внутренние волны в озере Байкал // «Астрофизика и физика микромира». Материалы Байкальской школы по фундаментальной физике. Иркутск, 11 - 17 октября 1998 г. - Иркутск: Изд-во Иркутского университета. 1998. с. 279 - 285.

18. D.M. Farmer observation of long nonlinear internal waves in a lake // J. Phys. Oceanogr. V. 8. P. 63 - 73.