ТЕМПЕРАТУРА ВОДЫ И ГРУНТОВ РЫБИНСКОГО

АКАДЕМИЯ
НАУК
СССР
ИНСТИТУТ БИОЛОГИИ ВНУТРЕННИХ в о д
Н. В. БУТОРИН, т . Н. КУРДИНА, С. С. БАКАСТОВ
ТЕМПЕРАТУРА
ВОДЫ И ГРУНТОВ
РЫБИНСКОГО
ВОДОХРАНИЛИЩА
ЛЕНИНГРА
«Н А У К А »
ЛЕНИНГРАДСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ
1982
ПРЕДИСЛОВИЕ
Интенсивное гидротехническое- стр ои т ел ьст во в нашей стране
привело к созданию большого количества водохранилищ. Некото­
рые из них по своим размерам оказались соизмеримы с крупней­
шими озерами. Образование водохранилищ вызвало необходимость
изучения характера вносимых ими изменений в природную среду,
прежде в с е г о в режим рек, ст о к которых регулируется водохра­
нилищами. Наиболее ярко и бы стр о э т о проявляется в темпера­
турном режиме. Большое общелимнологическое значение имеет
и изучение особенн остей температурного режима водохранилищ.
Температура является одним из уникальных физических свойств
воды. Она определяет в основном плотность воды. Пресная в о ­
да представляет со б о й одно из немногих жидких тел, которое
имеет наибольшую плотность при 4 ° . Благодаря э т о м у св о й с тв у
в пресных водоемах вода обладает наименьшей плотностью при
наивысших летних температурах. Осенью по мере охлаждения
плотность воды в о з р а с т а е т пока температура ее уменьшается
до 4 ° , а при дальнейшем ее понижении плотность начинает
уменьшаться до превращения воды в лед. Изменения плотности
воды определяют характерные особенности циркуляции вод, ко­
торые сильно влияют на жизнь в водоем е.
Вода имеет высокую удельную теплоемкость,и для изменения
ее температуры треб уется большое количество тепла. В т о же
время вода обладает большой скрытой теплотой плавления и вы­
сокой скрытой теплотой парообразования. Последнее приводит
к том у, что значительная ч асть поступающей солнечной энергии
расходуется на испарение воды. Э т о т поток энергии см ягча ет
климатические условия не только в водоем е, но и в е г о окр е ст­
ностях и делает их более благоприятными для жизни.
Перечисленные св о й ств а воды приводят к тому, что при од­
них и тех же условиях широта изменения физических характерис­
тик воды меньше, и изменяются они медленнее по сравнению с
в оздухом . Несмотря на э т о , температура воды является важным
лимитирующим фактором жизни в водоемах, так как многие ви­
ды водных животных обладают узким диапазоном приспособляе­
м ости к температуре воды, и на определенных этапах жизни
даже умеренные изменения ее м о г у т повлечь гибель их или
ухудшение условий существования.
При в с е м т о м , ч то основные физические свойства пресных
вод, наполняющих водохранилища, одинаковы, температурный
режим в каждом из них имеет свои особенности. Он связан с
типом водоем а, с е г о географическим положением, вы сотой над
уровнем моря, морфометрией водоем а, условиями инсоляции и
особенностями ве т р о в о г о режима, температурой воды, ее при­
током и химизмом, наконец, с влиянием хозяйственной деятель­
ности.
В настоящей монографии собраны и обобщены материалы ис­
следований температурного режима Рыбинского водохранилища
с о времени его образования в 1941 г. В основу работы положе­
ны материалы специальных исследований, проводившихся на в о ­
дохранилище Институтом биологии внутренних вод АН С С С Р ,
Государственным гидрологическим институтом, Рыбинской гидро­
метеорологической обсерваторией и другими организациями, а
также данные наблюдений сети гидрометеорологических станций
и постов Государственного комитета по гидрометеорологии и
охране окружающей среды.
За годы существования водохранилища по е г о температурному
режиму накоплен большой материал наблюдений. Отдельные по­
пытки обобщения имеющихся данных, несмотря на св ою ценность,
носят фрагментарный характер, и на их основании трудно полу­
чить общее представление об особенн остях температурного ре­
жима э т о г о с в о еоб р а з н ог о водоем а, имеющего большое народно­
хозяйственное значение.
Давно возникла необходимость в подготовке сводной работы
по термике водохранилища, содержащей обзор накопленных
знаний о важнейшем экологическом факторе, - температуре в о ­
ды и донных отложений. Объективный анализ данных о темпера­
турном режиме водохранилища будет с п о со б ст в о в а т ь выявлению
сложных связей естественн ы х и антропогенных процессов в фор­
мировании температурных условий э т о г о в одоем а,ч то имеет с у ­
щественное значение для разработки принципов прогнозирования
данного экол огич еского фактора, особенно в преддверии гранди­
озных работ по территориальному перераспределению водных
ресурсов и наиболее рациональному и эффективному хозяйственно­
му использованию водоем а.
ВВЕДЕНИЕ
Первые сведения о температурных условиях Рыбинского в о ­
дохранилища относятся к 1950 г. И. Ф. Овчинников (1950) в
кратком очерке о водохранилище подвел итоги эпизодическим
измерениям температуры воды, произведенным в разное время
и в различных частях водоема с о времени е г о заполнения до
1948 г. Оказалось, что температурный режим искусственного
водоема существенно отличается от так ов ого озера. Регулиро­
вание объема водохранилища сопровож дается осыханием прибреж­
ной зоны, обмелением междуречья и сохранением значительных
глубин на русловых участках. Уже одно э т о о б с т о я т е л ь ст в о с о ­
здает различные условия прогрева и охлаждения вод по аквато­
рии и глубине водоем а. Было показано, что на специфику т ем п е­
ратурных условий водоема влияют географическое положение бас­
сейнов питающих его рек, а также различие морфометрии речных
районов и центральной части водохранилища. Таким образом,
уже первые наблюдения выявили сложный характер распределения
температуры в водоем е и влияние на э т о т процесс антропогенно­
г о фактора - регулирования объема.
В последующие годы исследования велись главным образом
с целью решения ряда практических вопросов. Так, летом 1946
и 1947 г г .
Государственный гидрологический институт с о в м е с т ­
но с Рыбинской гидрометеоропогической обсерваторией (РГМО)
выпопнили измерения температуры воды с целью получения дан­
ных для расчета испарения
с поверхности водохранилища. Ма­
териалы экспедиционных и стационарных измерений температуры
на береговы х водомерных постах позволили Т . А . Горшуновой
(1951) дополнить сведения И. Ф. Овчинникова (1950) о темпера­
турных условиях водохранилища и проследить многолетние изме­
нения температуры воды относительно условий эксплуатации
водоема, принятых в 1947 г. Ее выводы об однородном распре­
делении температуры по глубине и акватории водохранилища в
течение большей части безледного периода при правильной оцен­
ке роли в е т р о в о г о волнения в перераспределении тепла в даль­
нейшем не подтвердились. Однако, располагая весьм а скудными
данными о зимних температурах, автор справедливо отметила
ведущую роль турбулентного переноса тепла в формировании
температурных условий водоема при ледоставе.
Повышенный интерес к изучению ледово-тер м и ч еского режима
водохранилища вызвал затруднения в эксплуатации Рыбинской
ГЭС, возникавшие и з -за образования и оседания внутриводного
льда на конструкциях гидроузла. С целью объяснения переохлаж­
дения воды в приплотинном
участке и поиска путей направлен­
ного ускорения ледостава был выполнен обширный цикл наблюде­
ний, результаты которых обобщены С .Н . Тачаловым ( 1 9 5 7 ).
Многочисленными измерениями температуры воды сопровож ­
дались биологические исследования, интенсивно развернувшиеся
на в одоем е в о второй половине 5 0 -х годов. Существенную цен­
ность при этом представляют наблюдения на станциях стандартных
рейсов, выполняемых 2 -3 раза в месяц в течение одн ого-двух
дней и по настоящее время. Эти данные, дополненные и з м е р е ­
ниями температуры по ходу судна на специальных гидрологиче­
ских разрезах, позволили Т . Н . Курдиной (1958) сост а в и т ь с х е ­
му пространственного распределения температуры в поверхност­
ном и придонном слоях воды в условиях интенсивного их прогре­
ва, а также показать перенос вод с разной температурой по
акватории и глубине водоем а сгонно-нагонными течениями.
Впервые были приведены величины вертикальных температурных
градиентов и указаны районы с наиболее высокими и низкими
придонными температурами в конце зимнего сезон а.
В 1957-1959 г г . В. И. Рутковский (1963) провел серию син­
хронных наблюдений по изучению суточной динамики темпера­
туры воды. Их результаты показали, что для изучения характе­
ра распределения вод с разной температурой, динамики ее в
эт о м своеобр азном водоем е необходимо совершенствование м е т о ­
дов сбора информации. В связи с этим были организованы с к о ­
ростные маршрутные съемки водохранилища (Рутковский» 1958).
Они проводились с разной полнотой в 1957-1959 г г . , а в 1960г.
получили дальнейшее развитие в виде синхронных съемок ( р и с . 1)
водоема, которые велись до 1964 г . (Буторин, 1965).
Материалы синхронных съемок представляют наибольшую цен­
ность в архиве данных о температурном режиме водохранилища.
На их основе выявлен ряд характерных особенностей распреде­
ления температуры воды в различные сезон ы , в частности в
период ледостава (Буторин, 1963), показана специфика измене­
ния ее с глубиной, рассчитан теплозапас водохранилища и е го
сезонные изменения.
В эти же годы получили дальнейшее углубление и расширение
исследования гидром етеорологи ческого режима Рыбинской гидро­
метеорологической обсерваторией, начатые в конце 5 0-х годов.
Наряду с продолжением регулярных измерений температуры воды
не только на существующих, но и на новых водомерных постах,
были организованы наблюдения на рейдовых вертикалях и гидро­
логических разрезах, расположенных в наиболее репрезентатив­
ных участках водохранилища. Обобщение полученных данных по­
зволило С .Н . Тачапову (1959) показать особенности г о д о в о г о
6
Jliyinm
о » Л уком
v0*»XOie\jM»«Ci
1Xip«aMot»oa
Го*
J
I Ягарба
• З .т Х ^ С р А м р
Пр о т а м
*“ Пер«о*<вйскм« _
088
<х■Лем
Гм м м
ЬрНтом
.
\Изм|(|«ои
Д иш иио
■* Лу м ё и * » Х « « ф Пуш ма
..
Р м м асм ! m * Y M
В с р д о р к ») « э ,М м о г ,\ Х Т С
/М м в ш и и »
оГ
Рис. 1. С хем е Рыбинского
водохранилища.
а - основные плесы и назва­
ния пунктов, б - расположе­
ние станций синхронных
съемок.
в» - 4
.
Г
и се з о н н о г о хода температуры воды в разных частях прибрежной
зоны водоема, а дпя его центральной части дать типовой гра­
фик температуры по наблюдениям у постов Молога и мыс Р ож новский.
Несомненная заслуга С .Н . Тачалова - впервые предпринятая
попытка проследить характер теплообмена воды с грунтами дна.
Впоследствии эти работы получили методическую основу,дальней­
шее развитие и позволили установить роль климатических и
антропогенных факторов в процессе теплообмена (Тачалов, 1966).
Более полные исследования температурного режима грунтов
дна водохранилища были развернуты в ИБВВ АН С С С Р . Полу­
чены материалы по термике грунтов, дана схем а распределения
температуры в их придонном сл ое (Б ак а сто в, 1960, 1965). Раз­
работана методика определения теплофизических характеристик
затопленных грунтов. Это позволило рассчитать теплозапас
грунтов с учетом сезонных изменений температуры дна и выя­
вить условия формирования температурного режима грунтов,
включая мелководья и осушную зону (Б ака стов, 1966, 19766).
Было установлено, что в период весеннего и летнего прогре­
ва ч асто наблюдается явление стратификации вод по глубине,
обычно непродолжительное по времени и приуроченное к тихой
погоде, определены различия температуры в поверхностных и
придонных слоях, рассчитаны градиенты ее изменения по глуби­
не (Буторин, 1962).
О собое внимание уделялось изучению формирования и дина­
мики слоя температурного скачка. К. К. Эдельштейну (1963)
удалось проследить условия и время появления слоя скачка, из­
менение глубины е г о границ, накопление тепла в эпи - и м е т а лимнионе
при определенных метеорологических условиях. Эти
исследования подтвердили возм ож н ость и показали сам процесс
расслоения водной толщи в мелководном водохранилище.
К 6 0 -м годам уже имелись обширные материалы по тем п е­
ратуре воды водохранилища, и В. И. Рутковский (1963) предпри­
нял попытку их обобщения с целью характеристики г о д о в о г о и
сез он н ог о хода температуры в условиях искусственного водоема.
Им установлено, что весной температурный режим водохранили­
ща обусловлен температурой аккумулированных паводочных вод,
в конце весны усиливается роль солнечной радиации.
Летом и
осенью в формировании температурного режима превалирует
теплообмен с атмосферой, а зимой - теплообмен с грунтами
и вынос тепла к нижней поверхности льда.
Дальнейшее изучение процессов накопления и расхода тепла
водной м ассой водохранилища требовало расчетов баланса тепла.
Это нашло отражение в работах С .Н . Тачалова ( 1 9 6 5 ), Н .В .
Буторина, С . С . Бакастова ( 1 9 6 5 ), О. Ф. Кондрацовой (1 9 6 5 ).
Наиболее полное представление о тепловом режиме водохранили­
ща в безледный период дано Е . А . Зайцевой (1965, 1968). А вто­
ром приведены результаты расчета составляющих годовы х и
8
месячных тепловых балансов водоем а за ряд лет, которые на­
глядно отражают картину прихода и расхода тепла, показывают
роль отдельных компонентов в сезонном и годовом изменении
теплозапаса водохранилища.
Несколько позднее В. И. Колкутин и С .Н . Тачалов (1970,
1973) рассчитали баланс тепла в весенний и осенний переходные
периоды, что имеет важное значение для выявления особ ен н ос­
тей температурного режима водоем а. Исходя из полученных
результатов, В. И. Колкутиным предложен с п о с о б расчета сред­
ней температуры водоема в переходные периоды м етодом тепло­
во г о баланса.
Современный уровень развития производительных сил вызы­
вает не только глубокие изменения в режиме водоем ов, но и
приводит к перестройке их экологических си ст ем . П о эт о м у при
комплексных биологических исследованиях детально изучаются
в с е основные физические и химические параметры состояния и
изменения водной среды и прежде в с е г о температурные условия.
С цепью выявления причинных связей и ответных реакций эко­
си стем ы в цепом и отдельных ее звеньев на т е или иные в о з ­
действия температуры ИБВВ АН С С С Р си стематически углуб­
ляется изучение особенностей и специфических черт температур­
ного режима водохранилища. Первичные данные по температуре
воды и донным отложениям соп оставл яю тся и анализируются с
ходом биологических процессов (Рыбопромысловы й а т л а с . . . ,
1963; Курдина, Буторин, 1968; Рыбинское водох ра н и л и щ е...,
1972 ).
Результаты исследований температурного режима как эколо­
гич еск ого фактора показывают важную роль температуры воды
и грунтов, сезонной и многолетней изменчивости ее для видо­
в о г о со с т а в а , распределения, размножения, питания,
роста,
динамики численности водного населения.
Температурные данные наблюдений сети стаций и постов по
1972 г . включительно и экспедиционных работ обобщены С .Н .
Тачаповым и Е .А . Зайцевой (Гидрометеорол. р е ж и м . . , , 1975).
Г л а в а
I
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
И ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Д остаточно полное физико-географическое описание водохра­
нилища и основные сведения о б отдельных элементах гидроме­
теорол оги ч еского режима приведены в монографиях , Рыбинское
водохранилище и е г о жизнь' (1972) и , Гидрометеорологический
режим озер и водохранилищ С С С Р ' ( 1 9 7 5 ). Здесь мы отметим
лишь те особенности, которые определяют формирование т ем п е­
ратурного режима воды и грунтов и е г о изменения.
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
Бассейн Рыбинского водохранилища расположен на с е в е р о в о с т ок е европейской части С С С Р в пределах лесной зоны. Ббльшая ч асть е г о и водохранилище находятся в подзоне южной тайги.
Под воздействием хозяйственной деятельности на е г о террито­
рии значительное распространение имеют ,о п о л ь я ' - искусствен­
ная л есостепь с преобладанием распаханных угодий. Такой тип
ландшафта наиболее характерен для бассейнов Волги и Мологи.
В бассейне Шексны он в стреч ается реже, главным образом
вблизи с е в е р о - в о с т о ч н о г о берега водохранилища. На остальной
части шекснинского бассейна преобладают темнохвойные еловые
и сосн ов ы е леса, а по правому притоку Шексны - Суде - боль­
шие площади болот.
В заболоченной части шекснинского бассейна наименьшая г у с ­
тота речной сети - от 0.31 до 0 .3 5 км/км^. В менее заболочен­
ной восточной части она со ст а в л я ет 0 . 3 6 - 0 . 4 0 км /км^. В бас­
сейнах Мологи и Вопги г у с т о т а речной сети увеличивается до
0 . 4 1 - 0 . 4 5 , а местам и по правобережью Волги до 0 .5 0 км/км^.
Отсюда видно, что условия для поступления дождевых и сн е г о ­
вых вод в русла рек, а затем в водохранилище на бассейнах
главных питающих е г о рек различны.
‘ КЛИМАТ
•
Климат бассейна формируется под воздействием морских и
континентальных воздушных м а сс и характеризуется умеренно
теплым летом и умеренно холодной зимой. Период положительных
1Г\
Т а б л и ц а
1
Максимальные и минимальные температуры воздуха ( ° С )
(Рыбинское в одох ра н и л и щ е..., 1972)
Колебания
Углич
Минимум
Максимум
Амплитуда
-48
36
84
Рыбинск
-46
36
82
ПошехоньеВолодарск
-49
35
84
В есьеЧереповец
гонск
-48
35
83
-49
34
83
температур воздуха продолжается около 7 месяцев. Весенний и
осенний периоды затяжные, с чередованием теплых и холодных
дней. Зимний период с отрицательной температурой длится б о ­
лее 3 месяцев. Поступление теплых воздушных м а сс атлантичес­
кого происхождения вы зывает зимой продолжительные оттепели,
а вторжение холодных континентальных м а с с воздуха - резкое
похолодание.
Самый холодный месяц - февраль, самый теплый - июль.
Устойчивый переход температуры воздуха через 0 ° весной про­
исходит чаще в с е г о в первой декаде апреля, осенью - в послед­
них числах октября.
Наиболее теплая ч асть пета с о среднесуточной температурой
воздуха выше 15° продолжается 50-70 дней ( с о второй декады
июня по вторую декаду августа). Значения температуры воздуха в
районе водохранилища за 70 лет наблюдений приведены выше (табл. 1 ).
Многолетняя среднегодовая температура воздуха на побережье во­
дохранилища изменяется от 2. 7 ° в северной части до 3 . 4 ° в южной
(табл. 2 ) .
Над акваторией водохранилища в го д о в о м ходе температуры
воздуха прослеживаются некоторые отличия от так ов о го над
сушей. В мае над водной поверхностью среднемесячная тем п е­
ратура на 0 . 5 - 1 . 6 ° ниже, чем над прилегающей к водоем у с у ­
шей, а в сен тябр е-октябре примерно на 0 . 5 ° выше. Наблюдаются
различия и в суточном ходе температуры воздуха над водоем ом
и берегом. После вскрытия водохранилища в дневные часы над
водой температура на 1 . 0 - 4 . 0 ° ниже, а с июня по октябрь в ноч­
ные часы на несколько градусов выше, чем над сушей (табл. 3 ) .
В районе водохранилища ч а сто повторяются годы с избыточ­
ным увлажнением, однако осадков на зеркало водоем а выпадает
меньше, чем на прилегающую сушу (Гушина, 1966а). Если над
центральной частью водохранилища го д овое количество их менее
500 мм, т о на побережье колеблется от 510 до 660 мм. Около
70% годовой суммы осадков приходится на теплое время года
(Справочник по климату С СС Р, 1966), Количество осадков по
годам варьирует в широких пределах. В дождливые годы с у м ­
ма их мож ет превысить норму в 1.5 раза, а в засушливые
11
Т а б л и ц а
2
Среднемесячная и годовая температуры воздуха ( ° С ) по данным гидрометеорологических станций
(Гидрометеорол. режим..., 1 9 7 5 )
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Год
1 5 .1
1 7 .6
1 5 .7
1 0 .1
3 .8
-2 .5
-8 .0
3 .3
1 0 .5
1 5 .7
1 7 .8
1 6 .4
1 0 .5
4 .3
-2 .8
-7 .4
3 .4
1 .5
9.5
1 5 .6
1 8 .0
1 6 .6
1 0 .9
4 .3
-2 .5
-8 .1
3.0
2 .7
9 .9
1 5 .3
1 7 .2
1 5 .9
1 0 .0
4 .1
-2 .9
-7 .3
3 .1
—
—
1 5 .0
1 8 .2
1 6 .3
1 0 .6
3 .7
-
-
—
Пункт
I
П
III
IV
У
Углич
-1 1 .1
-1 0 .5
-5 .3
3 .4
1 0 .9
Переборы
-1 1 .3
-1 1 .0
-5 .7
3 .2
Мыс Рожновский
-1 1 .5
-1 1 .4
-6 .5
Брейтово
-1 1 .2
-1 1 .1
-5 .8
Пункт от­
крытого
моря (ПОМ)
—
—
—
VI
Молога
-1 0 .9
-1 1 .0
-6 .7
0 .9
9.4
1 4 .9
1 8 .2
1 6 .2
1 1 .0
3 .9
-2 .7
-8 .0
2 .9
ПошехоиьеВолодарок
-1 1 .9
-1 1 .4
-6 .2
2 .4
1 0 .0
1 4 .6
1 7 .0
1 5 .2
9 .4
3 .1
-3 .1
-8 .7
2 .5
Череповец
-1 1 .9
-1 1 .3
-6 .2
2 .1
9 .6
1 5 .1
1 7 .2
1 5 .6
9 .9
3 .2
-3 .4
-8 .0
2 .7
1
1
Т а б л и ц а
3
Изменение температуры воздуха над водной поверхностью ( Гидрометеорол. режим..., 1 9 7 5 )
Число
наблю­
дений
Дата
24 У 1964
2 5 У1 1 9 6 4
2 5 УП 1 9 6 4
25 У 1966
29 Y I
1966
8
6
в
14
В
Расстояние
от подвет­
ренного бе­
рега, км
Урез
17
25
35
43
Урез
17
25
35
Урез
8
18
28
43
Урез
17
25
Урез
17
25
Температура, °С
поверхности
воды
1 1 .4
1 9 .3
1 8 .9
1 1 .1
2 0 .2
•
в оздуха
1 6 .6
1 3 .9
1 3 .2
1 2 .6
1 2 .6
1 0 .9
1 7 .2
1 8 .6
1 8 .6
1 4 .8
1 8 .5
1 8 .5
1 8 .6
1 8 .6
1 8 .3
1 7 .0
1 4 .9
1 7 .3
1 9 .8
2 0 .2
Разность
температуры
поверхности
воды и воз­
духа на
урезе, °С
Изменение температуры
воздуха по профилю, °С
между со­
седними
станциями
на всем
профиле
-5 .2
-2 .7
-0 .7
-0 .6
0 .0
-4 .0
8 .4
6 .3
1 .4
0 .0
7 .7
3 .7
0 .0
0 .1
0 .0
3 .8
-1 .3
-2 .1
-3 .4
2 .5
0 .4
2 .9
4 .1
-7 .2
1 7 .3
годы бы вает вдвое меньше нормы. Наименьшая влажность в о з ­
духа характерна для конца весны и начала лета, когда средне­
месячная величина ее колеблется от 69 до 74%.
Влияние обширного Рыбинского водохранилища прослеживает­
ся и на изменении облачности. В теплые
месяцы года количе­
с т в о ее над водоем ом в дневные часы меньше, а в ночные и
утренние - больше, чем над сушей.
Большое влияние на в е с ь комплекс процессов, протекающих
в водоем е, оказы вает тепловой баланс. В весенний переходный
период основной приходной составляющей теплового баланса
является проникающая радиация, которая в среднем состав л яет
72% су м м а р н ого тепла. За с ч е т теплообмена с атмосферой водо­
ем получает 27% тепла, и только 1% приходится на тепловой
ст ок рек, конденсацию и осадки. Из поступившего тепла 46%
расходуется на таяние льда и на прогрев водной м ассы , 2% на прогрев грунтов дна. Оставш ееся тепло уходит на излучение
и испарение (Колкутин, Тачалов, 1970).
В. мае величина поглощенной солнечной радиации со став л яе т
в среднем 12. 2 к к а л /см ^ .в июне-июле - порядка 1 3 .2 -1 3 . 7 ккал/см^
(максимальные значения), с а вгуста по октябрь она снижается
от 9 . 7 до 2 . 3 ккал /см ^. В отдельные годы в са м ы е теплые месяцы
водоем поглощает от 11.7 до 15.4 ккал/см^ (Зайцева, 1968).
По данным измерений на гидрометеорологической станции
мыс Рожновский на побережье водохранилища положительный
тепловой баланс устанавливается в апреле - 3 . 5 ккал/см^, в
мае-июле величина е г о увеличивается до 8 . 2 - 8 . 4 ккал/см^, а
от а вгуста к октябрю уменьшается с 5 .7 до 0 . 3 ккал/см^.
С ноября по февраль радиационный баланс отрицательный, а в
марте - нулевой (Справочник по климату С С С Р , 1966),
Для значительной части побережья и акватории водохранилища
характерно преобладание ветров ю го-за п а дн ого и западного на­
правлений. Однако на отдельных участках побережья в течение
т еплого периода наряду с западными и юго-западными ветрами
ч асто повторяются северо-зап адн ы е (ри с. 2 ) . В отдельные годы
наблюдается увеличение повторяем ости ветров северной четвер­
ти. Штилевая погода в районе водохранилища бывает очень
редко, наоборот, ветры с о с к о р о с т ь ю свыше 8 м / с - обычное
явление. В открытой части водоема число дней
с таким ветром
в среднем сост а в л я ет 203 в год, а в отдельные годы - 223.
Зарегистрированы случаи, когда при отдельных
порывах с к о ­
р ость ветра дости гает 40 м / с (та бл . 4 ) .
НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ МОРФОМЕТРИИ
И РЕЛЬЕФА ДНА
Ферма и полкрф дна водохранилища определились основными
чертами рельефа Молого-Шекснинской низины. Длина береговой
линии при нормальном подпорном уровне (НПУ) составляет
14
у- /H
R7
i• /1 />/
X
Ч /
1
\ 1+гг
Рис. 2.
Гущина,
/
--------- 1 --------- 2
П овторяем ость ветров различных направлений,
19666).
% (по:
а - мыс Рожновский, б - Переборы, в - Брейтово, г - Пошехонье-Володарск, д - Гаютино, е - Череповец. 1 - холодный
период ( Х 1 - Т У ) , 2 - теплый период (Ут-Х).
2150 км. Изрезанность берегов, за исключением М олого-Ш екснинского полуострова, незначительна. Площадь зеркала в од о­
хранилища при НПУ - 4550 км2 , а объем водной м а ссы - 25.4
км^. Средняя глубина е г о 5 .6 м. Глубины от 0 до 2 м занима­
ют около 21% площади. В результате зимней сработки акватория
водоема может уменьшаться на 48%, а объем - на 67%.
По распределению глубин и морфологическим особенностям
пожа в водохранилище выделяются четыре плеса: Волжский, М о пожский, Шекснинский, Главный (Фортунатов, 1959). Из них
первые три располагаются по долинам соответствую щ их рек и
представляют со б о й вытянутые, за исключением Шекснинского
плеса, сравнительно узкие участки. Они характеризуются нали­
чием извилистой полосы больших глубин по руслам рек, к к ото­
рой примыкают участки затопленных пойм с глубинами от 2 до
9м .
По конфигурации берегов и форме в плане, по распределению
глубин плесы водохранилища существенно различаются между
собой. Это относится и к рельефу дна. Наличие речек, ручьев
и озер в долинах основных водотоков особенно осложнило рельеф
дна Главного плеса (ри с. 3) и обусловило м естам и резкую с м е ­
ну глубин.
Рельеф дна водохранилища п одверж ен существенным измене­
ниям. Они происходят прежде в с е г о под влиянием действия
водных м а сс , которые размывают ложе и берега. Общая длина
абразивных берегов водохранилища сост а в л я ет 152 км. Участки
1 С
Таблица
4
Среднемесячная и годовая скорости ветра (м /с ) на побережье
(Гидрометеорол. режим..., 1 9 7 5 )
Пункт
I
П
Ш
IV
V
У1 VII
3.6
3 .3 3.1
4 .0
Углич
3 .9
3 .8 3 .9
3 .6
Переборы
4 .3
4 .2 4 .1
3.7 4 .1
Мыс Рожновский
5 .8 5 .2 5 .5
4 .7
Брейтово
4 .4 4 .1
3 .9 4 .3 4.1
5 .6
Пункт
открытого
моря (ПОМ)
Череповец
4 .4
“
“
3 .7
У1П IX
XI
ХГ1
Год
3 .0
3 .5 4 .2 4 .1
4 .2
3.7
3 .6
4 .0 4 .7
5 .9 5 .5
3 .8
3 .8 4 .3 5 .0 4 .7
4 .7 4 .3
5 .4
5 .8 6 .6 6 .9
6 .1
'
5 .4 5 .4 5 .2 4 .7 4 .5 4 .3
4 .4 4 .4 4 .1
6 .8 6 .4
4 .8 4 .9 5 .0 5 .1
“
X
'
3 .9 4 .0 4 .4
5 .2
5 .4 5 .4 4 .8
абразии расположены в основном в речных плесах. Берега Глав­
ного плеса преимущественно пологие, на многих участках забол о­
ченные. П оэт о м у несмотря на то, что абразионные берега с л о ­
жены в большинстве случаев легкоразмываемыми породами, раз­
меры береговы х переформирований сравнительно невелики. По
данным Рыбинской гидрометеорологической обсерватории,
в
1947-1963 г г . береговая линия отступила на участках абразион­
ных берегов в Волжском плесе на 10-30 м, в Моложском - на
30-100 м, в Шекснинском - на 50-90 м, в П ереборском заливе на 2 0-25 м (Иванов, 1965). Объем переформирования грунта
на 1 пог. м берега составил за рассматриваемый период от
47 до 527 м3. Если принять условно средний объем береговых
переформирований на 1 пог. м абразионного берега равным
средней из наблюденных величин (около 190 м^ на пог. м ) ,
то общее поступление материала из э т о г о источника
равно
2 8.5 -1 0 ® м^, или около 4 6 -1 0 ® т, при средней пористости 40%
и удельном в е с е 2 .7 т /м ^ (Буторин и д р ., 1975).
Большая ч асть переработанного материала откладывается в
пределах узкой попосы береговой отмели, но часть его п о ст у ­
пает в глубоководные участки водоем а. Если учесть, что при
определенных динамических условиях ч асть продуктов размыва
б ерегов, слагающих береговую отмель, также уносится за ее
пределы, т о в целом фактор размыва берегов играет сущ ествен­
ную роль в изменении рельефа водохранилища.
При мелководности водохранилища гидродинамическое воздей­
ствие водной м а с с ы распространяется не только на прибрежную
мепководную зону, но и на районы подводных возвышенностей
16
Рис. 3. Поперечный профиль дна по разрезу Горькая С оль -Г р и горово (Главный п л ес).
дна в открытой части водоем а.
По своим размерам переработ­
ка подводных мелководных банок не уступает переработке бере­
гов. Обследования нескольких мелководных участков в Волж­
ском и Главном плесах водохранилища, включающие съемки и
повторные нивелировки постоянно закрепленных профилей, показа­
ли, что при размыве мелководий происходит нивелирование их
поверхности. Бугристый до затопления рельеф см ен я ется плос­
ким. Абсолютные вы соты обследованных мелководий за 25 лет
существования водохранилища уменьшились на 1 .5 м (Зиминова,
Курдин, 1968).
Только банка Лысая Гора в Волжском плесе водохранилища
за рассматриваемый период потеряла 14.7 т ы с. м грунта, или
13.7% с в о е г о первоначального объема. Объем грунта, вынесен­
ный в Главный плес водоема, составил 397 т ы с . м .
Таким
образом, в становлении подводного рельефа и е г о изменениях
решающая роль принадлежит водным взве сям .
Основная м а сс а взвешенного вещества Рыбинского водохра­
нилища обр азуется в основном за с ч е т абразионной деятельнос­
ти водоема и оценивается в 8 6 .6 *1 0 ® т, а также за с ч е т реч­
ных наносов - 19*10® т . Доля продукции фитопланктона и в ы с ­
шей водной растительности в образовании взвесей состав л яет
2 .9 * 10й т (Буторин и д р ., 1975).
Водные взвеси играют большую роль в формировании грунто­
во г о комплекса водоем а. В Рыбинском водохранилище только
5% поступающих и образующихся в нем взвешенных веществ
выносятся в нижний бьеф гидроузла, а остальная ч асть их акку­
мулируется на дне водоема (Зиминова, Курдин, 1972). Помимо
э т о г о водные взвеси, изменяя прозрачность воды, лимитируют
проникновение в водную толщу солнечного света и т е м самым
оказывают непосредственное влияние на температурные условия
водоема.
ЗОНА ВРЕМЕННОГО ЗАТОПЛЕНИЯ
Характерной морфометрической о собенн остью Рыбинского во­
дохранилища является наличие обширной зоны временного затоп­
ления, образующейся в результате годовы х изменений уровня.
Зоной временного затопления мы считаем ч асть акватории в о ­
доема, ограниченную положением с а м о г о в ы с ок о г о и наиболее
низкого уровня водохранилища за многолетний период с момента
Рис. 4. Осушная зона (заштрихована).
Пунктирная линия - русла рек.
е г о наполнения до проектной отметки (1947 г . ) . Для Рыбинско­
го водохранилища эта зона расположена между отметками уров­
ня 102.4 и 96.1 м. Площадь ее сост а в л я е т 2780 км2 ( с учетом
площади осев ш его на грунт льда), что сост а в л я е т 61% от пло­
щади водохранилища при НПУ и 57% от площади максимального
его наполнения за многолетний период. О бразуется она в резуль­
тате осушения не только прибрежных мелководий, но и мелко­
водных участков Глазного плеса (рис. 4 ) . П оэтом у в дальней­
шем мы будем называть ее осушной зоной водохранилища.
Осушная зона - новый и качественно своеобразный
ланд­
шафтный элемент, характерный особенно для равнинных водохра­
нилищ. Эта зона отличается св оеобр ази ем режимных характерис­
тик, г р у н тового комплекса, в ней происходит формирование
специфической флоры и фауны. Характерной особенностью ее
является промерзание осушенных грунтов в зимнее время. При
неблагоприятных условиях, в суровые и малоснежные
зимы,
отрицательные температуры в поверхностном слое грунта до­
ст и га ю т 1 0 -1 5 °, что приводит почти к полной гибели зимующих
18
Т а б л и ц а
П лощ ади
объ ем ы
Плес
5
осуш аем ы х
водной
м елководий
и
соответствую щ и е
Изобата от НПУ, м
Характеристики
t
2
1
Волжский
4
82
168
245
290
% от площади при НПУ
15
30
45
53
0 .0 9
0 .1 7
0 .3 6
0 .5 3
3
6
14
20
Площадь, км2
54
97
119
144
% от площади при НПУ
24
44
54
65
0 .0 3
0 .1 0
0 .1 5
0 .2 4
4
13
20
32
136
262
368
445
20
38
53
64
0 .0 1
0 .2 3
0 .5 0
0 .8 0
1
9
228
% от объема при НПУ
Объем зоны, км^
% от объема при НПУ
Шекснинский Площадь, км^
% от площади при НПУ
Объем зоны, км^
% от объема при НПУ
Главный
3
Площадь, км^
Объем зоны, км^
Моложский
им
м ассы
Площадь, км^
% от площади при НПУ
Объем зоны, км^
% от объема при НПУ
Площадь, км2
Водохрани­
лище в целом
% от площади при НПУ
О
Объем зоны, к м °
% от объема при НПУ
20
32
434
655
982
7
14
22
32
0 .1 2
0 .4 0
1 .0 4
2 .0 5
1
2
5
10
500
961
1416
1861
11
21
31
41
0 .2 3
0 .9 0
2 .0 4
3 .6 1
4
8
14
1
.
в нем водных животных. Зона временного затопления играет
большую роль не только в жизни водоема, h j и е значительной
степени определяет особенности е г о режима. Прежде в с е г о она
оказывает большое влияние на температурные условия водохра­
нилища. Сезонный ход температуры з д е сь ве сьм а динамичен.
19
Осушная зона отличается от глубоководных частей более ранни^,
прогревом в весеннее время, наиболее высокими абсолютными
температурами летом и ранним охлаждением осенью,
причем
изменение температуры за короткое время охваты вает всю вод_
ную толшу и верхний слой донных отложений.
Особенности режима зоны временного затопления, своеобраз^
ной части акватории водоема, обусловливаются в основном ее
морфометрическими характеристиками, в частн ости положением
и размерами. В среднем за многолетний период при годовом
понижении уровня осушная зона распространяется до 4 -м етр овой
изобаты от уровня при НПУ. При э т о м осуш ается 1860 км мел­
ководий, или 41% от площади водоема при НПУ. Объем водной
массы соотв етств ую щ ей мелководной зоны с о с т а в л я ет 3 .6 км^,
или 14% от объема водохранилища при НПУ.
Для Рыбинского водохранилища обычны случаи осушения мел­
ководий ниже 4 -м етр ов ой изобаты. С 1947 до 1978 г. такое
год овое понижение уровня отмечалось 14 раз. Наинизший уровень
наблюдался в 1952 г. В этих условиях осушная зона составляла
54% акватории водоем а при НПУ с учетом площади осушения
под осевшим на грунт льдом.
С целью изучения динамики осушной зоны для разных плесов
приводятся (та бл . 5) абсолютные и относительные величины
их площадей и объемов водной м а сс ы между береговой линией
при НПУ и изобатами в 1-4 м. Оказалось, что по абсолютной вели­
чине площади осушенных мелководий плесы располагаются в следу­
ющей последовательности: Главный, Шекснинский, Волжский, М о пожский. По удельной же величине мелководных участков в раз­
мерах акватории каждого плеса картина иная: наиболее развиты
мелководья в Моложском плесе, где они от уреза при НПУ до
глубины 4 м состав л яю т 65% от акватории плеса, з атем следуют
Шекснинский и Волжский плесы, а последнее м е с т о занимает
Главный плес. Приведенные данные сви детел ьствую т о большом
удельном в е с е мелководий во всех плесах водохранилища.
Величина площади мелководий, затопляемых и осушаемых
ежегодно, время начала и конца осушения или затопления сильно
колеблются в зависимости от особенн остей годовы х колебаний
уровня.
Учитывая, что продолжительность затопления и осуше­
ния рассматриваемой зоны имеет большое значение в жизни
водоем а, этим процессам уделяется о с о б о е внимание.
При определении времени начала и конца как затопления,
так и осушения мелководных территорий принимался момент,
когда уровень начинал устойчиво повышаться или понижаться.
Временные изменения уровня в результате сгонно-нагонны х ко­
лебаний не учитывались, п о эт о м у даты и значения максимальных
и минимальных годовы х значений уровня в данном случае м ог у т
отличаться в отдельные годы от сведений, публикуемых Гидро­
метеослужбой.
20
Т а б л и ц а
6
П р о д о л ж и т е л ь н о ст ь повышения уровня и величина затоп ­
ленных м е л к о в о д н ы х те р р и т о р и й за 1947-1980 г г .
Период повышения
уровня
1 1У-21 VI 1947
4 i y _ 6 VI 1948
3 ТУ-29 V 1949
4 I у_3 VI 1950
29 Ш-16 VI 1951
15 I У - 5 VI 1952
2 IУ -1 8 VI 1953
30 Ш-1 VI 1954
18 IУ -2 0 У1 1955
17 1у _ 7 VI 1956
11 1У-14 V 1957
17 IУ -2 7 V 1958
10 IV -19 V 1959
12 I V - 2 VI I960
2 I У-20 У 1961
7 1У-31 V 1962
14 1У-30 V 1963
9 1У-8 VI 1964
10 I У -2 0 VI 1965
3 I V - 1 3 У1 1966
29 L1I-20 У 1967
27 III—22 У 1968
12 ТУ-21 У1 1969
4 I V - 1 5 У 1970
5 Ш-30 у 1971
25 III—8 У1 1972
26 I1I-15 У 1973
5 Ш-16 У1 1974
7 II1-4 У 1975
26 III-6 УП 1976
3 1У-15 У1 1977
31 Ш-20 УИ 1978
5 IV-19 у 1979
22 III—18 У 1980
Максимум
Минимум
Средний
Повышение
уровня, м
5 .0 5
3 .2 5
2 .3 8
2 .9 6
3 .3 6
3 .3 2
3 .2 3
1.72
5 .2 6
4 .7 0
3 .3 8
4 .9 0
4 .0 4
3.21
2 .8 6
4 .1 6
2 .7 2
3 .1 2
3.5 9
4 .7 4
3 .4 9
4 .1 2
3 .6 8
3 .7 0
2 .6 5
2.91
2 .3 0
3 .8 4
2 .5 7
3 .7 8
4.31
4 .6 4
2 .9 3
4 .8 6
5 .2 6
1.72
3 .5 8
Продолжитель­ Затопленная
ность затоп­
площадь,
ления, с у т
км^2
81
63
56
60
79
51
78
63
63
51
33
40
39
51
48
54
46
60
71
71
52
56
70
41
86
75
50
103
58
102
73
111
44
57
111
33
62
2212
1479
1140
1343
1579
1367
1513
776
2377
2050
1589
2222
1884
1402
1380
1928
1222
1397
1659
2191
1627
1902
1690
1732
1218
1334
1027
1772
1161
2142
1942
2087
1399
2201
2377
776
1645
'
21
Т а б л и ц а
7
Повторяемость и обеспеченность размеров
затопляемых площадей и сроков их затопления
Интервалы
затоп ляемых
площадей,
км
2499-2000
1999-1500
1499-1000
999-500
Частота
Обеспе­
( повто­
ченность
ряемость)
годы
%
8 23 .5
12 35.3
13 38.3
1 . 2.9
годы
3
20
33
34
%
23.5
58.8
97.1
100.0
Интервалы
сроков на­
полнения,
дни
119-100
99-80
79-60
59-40
39-20
19.0
Частота
( повто­
ряемость)
годы
3
2
12
13
3
1
%
8 .8
5.9
35.3
38.3
8 .8
2.9
Обеспе­
ченность
годы
3
5
17
30
33
34
%
8 .8
14.7
50.0
88.3
97.1
100
Начало затопления осушной зоны совпадает с началом напол­
нения водохранилища водами весенн его половодья. Средняя дата
начала повышения уровня, по многолетним данным, 5 апреля
при среднем уровне водоема 98.1 м. В зависимости от климати­
ческих условий года начало и конец повышения уровня в водо­
хранилище м о г у т сдвинуться от средней даты до одного месяца.
Так, наиболее раннее начало повышения уровня за исследуемый
период наблюдалось 5 марта (1974 г . ) ,
наиболее позднее 18 апреля (1955 г . ) . Окончание затопления мелководий совпада­
ет по срокам с наступлением максимального уровня в конце
наполнения водоема. Наиболее ранняя дата окончания затопления
мелководий относится к 4 мая (1975 г . ) , а наиболее поздняя к 20 июля (1978 г . ) . Среднемноголетняя дата окончания
затопления мелководий водохранилища приходится на 3 июня при
отметке уровня 101.6 м (та бл . 6 ).
Таким образом, продолжительность процесса затопления мел­
ководий водохранилища колеблется от 33 (1957 г . ) до 111 су т ок
(1978 г . ) при среднем времени, равном 62 су ткам . При среднем
повышении уровня за многолетний период 3.58 м затопляется
1645 км^ мелководных территорий. В 1954 г . при минимальном
повышении уровня 1.72 м оказались затопленными 776 км2, а
при максимальном подъеме е г о в 1955 г . , равном 5 .2 6 м, за­
топлению подвергалось 2377 км2 , т. е. в 3 раза больше.
В отдельные годы как сроки начала и конца затопления мел­
ководий, так и величины затопляемых площадей сильно отклоня­
ются от средних значений (табл. 6 ) . В связи с этим о б с т о я ­
тельством были подсчитаны п о вторяем ость и обеспеченность
величины затопляемых площадей и сроков затопления (табл. 7 ) .
Полученные данные показывают, что если за исследуемый
период величина затопляемых площадей изменялась от 776 до
2377 к м 2 , а продолжительность затопления от 33 до 111 суток,
22
Т а б л и ц а
8
Продолжительность понижения уровня и вепичина
осушенных мелководных территорий за 1947-1980 г г .
Период осушения
21 УГ 1947-4 1У 1948
6 УГ 1948-3 1У 1949
28 У 1949-4 1У 1950
3 У1 1950-29 111 1951
16 У1 1951-15 1У 1952
5 У1 1952-2 IУ 1953
18 У1 1953-30 III 1954
1 У1 1954-18 ГУ 1955
20 УГ 1955-17 ГУ 1956
7 УГ 1956-11 ТУ 1957
14 У 1957-17 1У 1958
27 У 1958-10 ГУ 1959
19 У 1959-12 ТУ 1960
2 У1 1960-2 IV 1961
20 V 1961-7 TV 1962
31 У 1962-14 I V 1963
30 У 1963-9 TV 1964
8 УГ 1964-10 TV 1965
20 УТ 1965-3 ГУ 1966
13 УТ 1966-29 JII 1967
20 У 1967-27 Ш 1968
22 У 1968-12 TV 1969
21 УТ 1969-4 1У 1970
15 У 1970-5 III 1971
30 У 1971-25 III 1972
8 УТ 1972-26 111 1973
15 У 1973-5 III 1974
16 УТ 1974-7 1U 1975
4 У 1975-26 Ш 1976
6 УП 1976-3 1У 1977
15 УТ 1977-31 III 1978
20 УН 1978-5 У 1979
19 У 1979-22 1U 1980
Максимум
Минимум
Средний
Понижение
уровня, м
3 .5 4
1.98
3 .5 0
2.61
5 .5 2
2. 11
3 .2 4
3 .4 0
5. 55
2.71
4.91
3 .9 3
4 .9 6
1.14
4 .2 9
3 .9 0
3 .1 2
2.71
4. 15
3 .8 8
4 .1 5
3 .9 6
3. 19
3 .4 0
2 .8 8
3 .68
2 .1 0
3 .3 5
3 .9 6
4.51
4 .4 7
1.71
3 .8 4
5. 55
1.14
3 .5 0
Продолжитель­ Осушен­
ность осуш е­
ная п ло­
ния,
сут
шадь, км2
287
301
312
299
303
301
285
321
301
308
338
318
328
304
322
318
314
306
287
289
311
325
287
295
299
291
266
255
327
271
289
289
307
338
255
302
1633
934
1623
1189
2413
1249
1518
1467
2481
1249
2227
1830
2259
538
1992
1813
1398
1217
1885
1822
1917
1832
1474
1599
1319
1680
936
1556
1727
2044
2000
1289
2191
2481
538
1647
Т а б л и ц а
9
П родолжительность понижения уровня и осушенная площадь
в петний и зимний периоды за 1947-1980 г г .
Летний
год
1947
1948
1949
1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1957
1958
1959
1960
1961
1962
продолжи­
тельность
периода,
сут
215
232
179
236
209
234
230
240
216
215
197
194
179
225
190
186
нериод
пониже­
осушеннан
ние уров­ п лошадь,
км^
ня, м
1.51
1. 17
1 .3 3
0 .5 7
1 .7 6
0
0 .4 3
1 .0 3
2 .8 3
0 .2 8
1.11
1.31
1.48
1 .00
1 .5 7
0 .8 7
721
547
648
271
851
0
220
484
1365
142
560
856
747
468
776
443
Зимний период
% от о с у ­
шенной
за г од
4 4 .2
58. 6
3 9 .9
2 2 .8
3 5 .3
0
14. 5
3 3 .0
5 5 .0
11.4
25.1
3 5 .8
33. 1
8 7 .0
3 9 .0
24 .4
годы
1947-1948
1948-1949
1949-1950
1950-1951
1951-1952
1952-1953
1953-1954
1954-1955
1955-1956
1956-1957
1957-1958
1958-1959
1959-1960
1960-1961
1961-1962
1962-1963
продолжи-. пониже­
осушенная % от о с у ­
шенной
тельность ние уров­ площадь,
ня, м
км
за год
периода,
сут
133
130
131
124
155
128
126
142
146
154
141
134
149
140
132
132
2 .0 3
0.81
2. 17
2 .0 4
3 .7 6
2 .4 8
2.81
2 .3 7
2 .7 2
2 .4 7
3 .0 8
2 .6 2
3.48
0. 14
2 .7 2
3 .0 3
912
386
975
918
1562
1249
1297
982
1116
1106
1667
1174
1512
70
1216
1370
5 5.8
4 1 .4
60. 1
7 7 .2
6 4.7
100.0
8 5 .5
6 7 .0
4 5 .0
8 8 .6
7 4 .9
6 4 .2
6 6 .9
13.0
6 1 .0
7 5 .6
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
1980
М аксимум
Минимум
Среднее
to
сл
181
197
207
241
197
172
208
192
174
148
172
162
191
105
168
134
141
165
241
105
192
1 .7 3
2 .1 0
1 .3 0
2 .4 5
2 .3 2
1 .8 7
1.91
2 .6 9
1.81
3 .3 6
1 .8 0
2 .2 9
2 .7 3
1.98
1 .7 0
0 .1 0
2 .0 6
3 .2 2
3 .3 6
0
1.64
801
949
620
1180
1110
896
913
1295
848
1531
808
1095
1231
944
805
51
989
1517
1531
0
779
5 7 .3
7 8 .0
3 2 .9
6 4 .8
5 7 .9
4 8 .9
6 1 .9
8 0 .9
6 4 .3
91. 1
8 6 .3
7 0 .4
7 1 .3
4 6 .2
4 0 .2
4 .0
45. 1
1963-1964
1964-1965
1965-1966
1966-1967
1967-1968
1968-1969
1969-1970
1970-1971
1971-1972
1972-1973
1973-1974
1974-1975
1975-1976
1976-1977
1977-1978
1978-1979
1979-1 9 8 0
134
140
141
119
114
153
140
102
126
143
94
93
136
166
121
155
166
1.39
0.61
2 .8 5
1.09
1.83
2.01
1.28
0.71
1 .0 7
0 .3 2
0 .3 0
1 .0 6
1.23
2 .5 3
2 .7 7
1.61
1 .78
597
268
1265
642
807
936
561
305
471
149
128
461
496
1100
1195
1238
1202
4 2 .7
2 2 .0
67.1
3 5 .2
42.1
51.1
38.1
19.1
3 5 .7
8 .9
13.7
2 9 .6
2 8 .7
53.8
5 9 .8
9 6 .0
54.0
166
93
135
3 .7 6
0 .1 4
1.91
1667
70
885
100.0
8 .9
5 2 .7
-
9 1.1
0
4 7 .3
__
—
-
то затопление площадей о т 1000 до 2000 км2 имеет обеспечен­
ность 74%, а плошадей от 1000 до 1500 км2 - 38%.
Аналогичные расчеты выполнены и для периода осушения мел­
ководий. Из приведенных данных (табл. 9 ) следует, что в
среднем за г о д осуш ается 1645 км2. Минимальное понижение
уровня, равное 1 ,14 м, наблюдалось в 1960-1961 г г . , при этом
было осушено 538 км^ мелководных территорий, а максимальное 5 ,5 5 м в 1955-1956 г г . повлекло осушение 2469 км^ мелковод­
ных территорий, т. е. почтд в 5 раз больше. Продолжительность
осушения изменялась от 255 до 338 су т о к при средней продол­
жительности осушения за многолетний период 302 суток,
т .* .
осушение мелководных территорий происходит в 5 раз медленнее,
чем их затопление.
Поскольку температурный режим в осушной зоне летом и зи­
мой резко различен, представляет интерес уточнить величины
плошадей ее для каждого из этих с е з он ов . По многолетним
данным в летний период осу ш ается в среднем 694 км2 мелково­
дий, а в зимний - 1187 км‘ , что с о с т а в л я ет со отв етств ен н о
3 7 .6 и 62.4% о т средней площади зоны временного затопления.
Е стественн о, что в отдельные годы величины площадей, осушае­
мых как зимой, так и л ет ом , и их соотношение существенно
варьируют (табл. 9 ) .
Наименьшая величина осушаемых в летний период площадей
отм еч ается в годы с низким весенним наполнением водохрани­
лища (1950, 1952, 1956, 1960, 1962). Максимальный уровень
наполнения водоема в эти годы был на 1 -2 м ниже НПУ. Самый
низкий уровень весенн его наполнения водохранилища был в
1952 г . и составил 1 .9 3 м ниже НПУ. Но в э т о т аномальный
год в результате обильных дождей в летне-осенний период после
незначительного понижения наблюдалось повторное повышение
уровня, что привело к дополнительному затоплению 620 км2
мелководий. В отличие от других лет в э т о т г о д вся площадь
осушения приходилась на зимний период.
Такая сложная динамика зоны временного затопления, боль­
шая изменчивость продолжительности процессов затопления и
осушения мелководий несомненно оказывают большое влияние
на температурные условия как прибрежья, так и в с е г о водоема.
ДОННЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Донные отложения водоем ов помимо общелимнолбгического
значения играют большую роль в их тепловом балансе. Накап­
ливая тепло за теплое время года, они отдают е г о в зимний
период водной м а с с е и тем са м ы м влияют на температурный
режим водоем а. Вопрос о распределении температуры в донных
отложениях и теплообмена между дном и водной толщей о с т а е т ­
ся слабо изученным. Для понимания е г о и раскрытия закономер­
ностей процесса теплообмена между донными отложениями
26
и водой сущ ественное значение имеет характеристика особ ен н ос­
тей г р у н тового комплекса водоема.
Началом формирования г ру н тового комплекса водохранилища
сл едует считать е г о заполнение, а исходным материалом - поч­
венный покров затопленной территории. Под воздействием физи­
ческих и биохимических процессов из первичных грунтов, п о с т у ­
пающих в водоем , и образующихся в нем взвесей формируются
донные отложения водоем а.
В Рыбинском водохранилище раз­
витие э т о г о процесса прослежено достаточно хорошо (Курдин,
1959, 1965; Курдин, Зиминова, 1968, 1971; Буторин и д р .,
1975). В ходе этих исследований должное внимание уделялось
и изучению г р у н т ового комплекса зоны временного затопления.
Оказалось, что за годы существования водохранилища перво­
начально затопленные почвы как в с е г о ложа, так особенно при­
брежных мелководных частей, подвергались значительным изме­
нениям. К 1965 г . почти полностью завершилось самоочищение
ложа Ры бинского водохранилища от затопленной растительности
и произошло разрушение основного количества торфяных сплавин
(Тачалов, 1965). Возросшая в. связи с этим интенсивность
размыва донных грунтов привела к ускорению процесса форми­
рования ложа водохранилища, в том чиспе и е г о мелководий,
и выравниванию береговой линии в результате отчленения от
водоема мелких заливов путем образования пересыпей и бер его­
во г о вала из оста тков древесной растительности, торфяной
крошки и песка.
В результате перестройки первичного рельефа мелководий
под воздействием ветровы х волн произошло нивелирование их
поверхности.
Основная площадь мелководий оказалась занятой
обнаженными песчаными и супесчаными почвами и вторичными
мелкими и пылеватыми песками. Бывшие понижения рельефа
мелководий (русла водотоков, овраги, озерца и т . д . ) заполня­
лись песчанистым илом и илом. Эти отпожения богаты органи­
ческим вещ еством, потеря в в е с е при их прокаливании более
15%, тогд а как у песчаных грунтов и у обнаженных почв она
не превышает 3%. Обычны для мелководий водохранилища участ­
ки дна, занятые хаотическим нагромождением древесных о с т а т ­
ков или группами пней, а также торфянистыми включениями в
грунты в виде торфянистых кочек; основная же часть осушных
мепководий теперь выглядит как плоская равнина с небольшими
уклонами поверхности дна.
Исследованиями установлено, что грунты водохранилища
подразделяются на три основные группы: первичные - сохранив­
шиеся после затопления почвы и торфа; трансформированные оставшиеся после затопления почвы с существенным изменени­
ем их св ой ств ; вторичные - образовавшиеся в водохранилище.
Особенности морфометрии и гидрологического режима о б у с ­
ловили различия в распределении донных отложений по аквато­
рии водохранилища. В Волжском, Моложском и Шекснинском
97
(Череповец
Рыбинск
Рис. 5. Схема распределения донных отложений по материалам
грунтовой съемки 1978 г.
1 - торф, 2 - почвы, 3 - песок, илистый песок, 4 - песчанис­
тый серый и серый илы, 5 - переходный ил, 6 - торфянистый т
плесах значительные площади дна заняты почвами. Серый ил,
образовавшийся за с ч е т аллювиальных наносов, расположен
на глубинах больше 6 м. В верховьях плесов он встреч ается
и на меньших глубинах, так как волнение в этих районах раз­
вито слабо. Площади, занятые переходным и торфянистым илами, в речных плесах незначительны (рис. 5 ) .
По характеру грунтов Главный плес делится на восточную
и западную части. В восточной части илистые отложения пред­
ставлены главным образом торфянистым илом и зал егаю т ниже
изобаты 10 м.
Исключение с ос т а в л я ет район Центрального
мыса и заостр овн ы е пространства у во с т о ч н о г о берега, где тор
фянистые илы встречаю тся и на меньших глубинах.
Пески
располагаются до глубины 5 -6 м и лишь у вост оч н ого берега
они распространяются на большие глубины.
9Я
Т а б л и ц а
10
Площади грунтов водохранилища (%)
Т ип
Законное, 1981)
Год
грунта
Почва
Песок и илистый песок
Песчанистый серый и серый илы
Переходный ил
Торфянистый ил
Торф и отложения из макрофитов
(по:
1955
1965
1978
55
20
8
4
13
<1
15
37
35
5
8
<1
5
42
40
5
8
<1
В западной части Главного плеса в отличие от восточной
преобладают серы е илы. Торфянистые илы в э т о м районе о т с у т ­
ст в ую т , значительные площади дна заняты песками и почвами.
Так выглядел грунтовый комплекс водохранилища через 10 лет
после его образования.
С течением времени в характере распределения грунтов на­
блюдаются сущ ественные изменения. Э то убедительно показали
данные грунтовой съемки 1965 г . , на основании которых о т м е ­
чено продвижение песчанистых отпожений в глубину водоем а.
Наблюдается замещение незаиленных ранее почв пылеватым п ес­
ком или песчанистым илом. Одновременно с распространением
песков в глубь водоема в Главном плесе отмечены сокращение
площадей, занимаемых торфянистым и переходным илами,
и
постепенное замещение их серым илом.
Дальнейшие исследования показали, что перестройка грунто­
во г о комплекса водохранилища продолжается, хотя темпы э т о г о
процесса замедлились. Это хорошо видно по динамике площадей
различных типов грунтов (табл. 10). Произошли изменения пло­
щадей, занимаемых всеми типами грунтов. Площади под почва­
ми уменьшились в 10 раз. За с ч е т их произошло увеличение
площадей песка различной крупности в 2 раза, а также с е р о г о
и п есчан истого с е р о г о ила в 5 раз. Общая площадь переходного
ила практически не изменилась, а торфянистого уменьшилась
в 1 .5 раза.
Наличие различных по происхождению грунтов, особенности
их распределения и специфичность режима водохранилища о б у с ­
ловливают различие физических и химических свойств донных
отложений. Характерной особ ен н ост ь ю механического со с т а в а
донных отложений водохранилища является почти полное о т с у т ­
ствие частиц больше 0 . 5 мм. Исключение со став л я ю т русловые
участки плесов, где на промываемых в весеннее время участ­
ках русел сохраняются средние пески, и участки мелководий
водоема, на которых образовался плащ песчаных
наносов.
29
Т а б л и ц а
11
Н екоторы е физические и теплофизические характеристики грунтов
Органическая
с о с т а в ляю—
щая,
%
0 .1 6
0 .8 4
1 .8 6
2 .3 5
2 .4 0
2 .6 0
.3 .0 0
3 .0 0
3 .3 3
4 .0 0
4 .2 0
4 .2 0
4 .2 5
4 .5 0
5 .1 0
5 .4 7
6 .4 3
6. 52
6. 63
7 .1 0
7’
г /с м З
1 .92
1 .9 0
1.79
1 .7 6
1 .88
1 .8 0
1 .1 7
1 .8 5
1 .7 7
1 .7 0
1 .8 2
1 .9 0
1 .8 0
1 .6 7
1 .8 0
1 .6 4
1 .1 0
1 .9 0
1 .6 0
1.51
М аксималь­
ная м о л е ­
кулярная
влагоем­
ко с ть , %
5. 30
8 . 68
8 .5 4
11.11
13.24
1 1.40
35. 19
1 1.80
1 7 .8 5
1 3.8 0
16.31
1 5.8 0
1 4.72
1 2 .8 0
1 5 .1 0
1 5 .8 6
5 2 .0 8
1 4.68
1 7 .4 5
6 3 .6 0
Коэффициенты
К * 1 0 "3 ,
см2 / с
5 .4 2
4 .3 4
4 .3 4
3 .2 3
5. 30
4 .6 1
1.61
3 .8 0
3. 02
2 .9 2
3 .2 3
4 .3 3
3 .7 0
3 .3 9
3 .6 9
3 .2 3
1 .1 3
3 .9 4
2 .9 0
2. 61
А • 10“ 3 ,
кал
с м « с «град
2 .2 4
3. 53
3. 18
2 .2 8
5 .6 0
3 .1 4
1.22
2 .7 6
2 .5 6
2.11
3 .3 3
3 .2 4
4.11
1 .8 0
2 .5 8
2 .0 5
1 .0 5
3 .1 0
2 .9 3
2 .0 2
кап
см З . град
0.41
0 .81
0 .7 3
0.71
1 .0 6
0 .6 8
0 .7 6
0 .7 3
0 .8 5
0 .7 2
1 .0 3
0 .7 3
1.11
0. 53
0 .7 0
0. 63
0 .9 3
0 .7 9
1.01
0 .7 7
Грунт
Курдин,
(пр:
1959 )
П есок
Илистый песок
Обнаженная почва
Г лина
Илистый песок
Пеочаная почва
Илиотый песок
Песчаная
Илистый
Песчаная
Песчаная
почва
песок
почва
почва
Г лина
Пеочаная почва
Илистый песок
7 .1 0
7 .7 0
8 .4 7
9 .1 6
12.04
1 2.9 4
1 3.2 3
1 8.5 6
1 9.3 5
2 0 .2 0
2 1 .2 0
2 2 .0 0
2 3 .0 0
3 1 .7 0
3 2 .7 0
3 6 .3 2
3 7 .5 0
3 7 .6 0
4 0 .0 0
4 1 .4 3
42. 60
4 6 .6 0
5 1 .9 0
55. 62
6 2 .0 0
6 8.0 0
8 3 .7 0
8 8 .0 3
1 00.00
1 .7 3
1 .6 0
1 .5 5
1 .3 6
1 .4 2
1 .48
1 .6 3
1 .3 3
1 .1 2
1 .1 6
1 .1 5
1 .2 3
1 .1 2
1 .1 7
1 .04
1 .1 7
1 .0 4
1. 13
1 .0 2
1.08
1 .2 3
1 .08
1 .1 3
1 .1 3
1 .03
1 .0 6
1 .0 5
1 .07
1.04
2 1 .7 0
1 7 .6 0
1 8.63
2 0 .5 5
2 3 .1 6
2 4 .3 6
17.48
2 9 .1 0
38.71
2 9 .1 0
3 1 .7 0
4 1 .1 0
3 4 .0 0
40. 70
5 1 .3 0
4 1 .3 5
4 7 .0 0
4 3 .0 0
4 8 .7 0
4 9 .4 2
4 4 .8 0
4 8 .1 0
5 9 .1 0
6 4.6 8
5 1 .3 0
6 6 .4 0
4 8 .1 0
6 2 .4 5
8 8 .7 0
3 .3 6
2 .9 4
2 .0 8
2.21
1 .9 2
2 .7 7
2 .9 0
1 .9 2
1 .4 5
1 .58
1 .52
1.61
1 .5 5
1 .5 5
1 .3 8
1.61
1 .4 6
1 .4 4
1 .3 7
1 .2 5
1.71
1.42
1 .39
1 .5 2
1 .2 7
1 .1 6
1.33
1 .1 7
1 .1 3
2 .4 9
2 .1 9
2 .2 8
1 .9 0
1 .8 5
1 .8 4
2 .2 3
1.48
1.31
1.29
1 .3 0
1.71
1.31
1 .29
1 .19
1 .27
1 .3 6
1 .28
1 .2 5
1 .3 5
1 .8 3
1 .3 0
1.09
1 .2 5
1 .2 5
1 .1 5
1 .1 3
1 .3 0
1 .1 9
0 .7 4
9 .7 4
1. 10
0 .8 6
0.81
0 .6 6
0 .7 7
0 .7 7
0 .9 0
0.81
0 .8 6
1 .0 6
0 .8 4
0 .8 3
0 .8 6
0 .7 9
0 .9 3
0 .8 9
0.91
1.08
1 .07
0 .91
0 .7 8
0 .8 2
0.91
0 .9 8
0 .8 5
1.11
0 .9 8
Песчаная почва
Г пина
Пеочаная почва
Супесчаная почва
Серый ип
Разбухшая почва
Переходный ил
Торфянистый ип
Разбухшая почва
Отложения из макрофитов
Торфянистый ил
Отложения из макрофитов
Т орф
Отложения из макрофитов
Сведения о валовом химическом с о с т а в е донных отложений не­
многочисленны. Отдельные анализы показывают большое с х о д ­
с т в о химического с о с т а в а песчанистых серых илов и подстила­
ющей почвы (Драчев, 1956).
Из литературных источников известно, что механический и
химический со с т а в донных отложений влияет на их теплофизичес­
кие св ой с тв а .
Так, исследованиями С . С . Бакастова (1966)
установлено, что содержание органического вещ ества в донных
отложениях является определяющей характеристикой, влияющей
на теплофизические св ой ств а грунта. Определение теплофизичес­
ких коэффициентов показало, что в грунтах разного состав а
величина их колеблется весьм а значительно (табл. 1 1). Мень­
шие значения коэффициентов теплопроводности и температуропро­
водности имеют ипы и торф, большие - пески и песчаные поч­
вы. Коэффициент объемной теплоемкости меньше в песчаных
грунтах и больше в илах. Эти данные важны при определении
теплообмена водной м а ссы с дном, а также при расчетах тепло­
во г о баланса водоем а. Помимо э т о г о они характеризуют терми­
ческий режим донных отложений и придонного слоя воды - э к о­
логического фактора жизни придонных и донных организмов.
Г л а в а
II
ОСОБЕННОСТИ ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА
На формирование температурных условий в водоеме су щ е ст ­
венное влияние оказывают особенности гидрологического ре­
жима. Основные сведения о гидрологическом режиме Рыбинско­
г о водохранилища приведены в монографиях „Рыбинское вод о ­
хранилище и его жизнь" ( 1 9 7 2 ), „Гидрометеорологический ре­
жим озер и водохранилищ С С С Р ”' (1975) и в специальных с т а т ь ­
ях. Здесь мы отметим лишь т е особенности, которые имеют
наиболее важное значение при формировании температурного ре­
жима водоем а.
ХАРАКТЕРИСТИКА ВОДНОГО ПИТАНИЯ
И ВОДНЫЙ БАЛАНС
Территория бассейна водохранилища характеризуется избы­
точным увлажнением и хорошо развитой речной се т ь ю . По харак­
теру
водного режима реки бассейна относятся к восточн оевр о­
пейскому типу. Основная роль в питании их принадлежит снеж­
ному покрову. Сток половодья составляет в среднем 54% г о д о ­
в ого, летне-осенний - 30%, зимний - 16%. Волга, Молога и
Шексна дают 2 /3 общ его притока в водохранилище. В е с т е с т ­
венных условиях внутригодовое распределение стока в них было
идентичным. После зарегулирования стока Волги и Шексны ха­
рактер внутригодового распределения его существенно изменился.
С ток Волги в ст в ор е Угличской ГЭС в период половодья и
летне-осенних паводков уменьшился, а зимой увеличился.
В
среднем весной через Угличский гидроузел поступает 44%, ле­
том - 15, осенью - 17% г о д о в о г о стока Волги. На зимний
период приходится 24%. Еще более неравномерное внутригодо­
вое распределение стока наблюдается у Шексны. Объем при­
тока Шексны за апрель-июнь сост а в л я ет 70%, за ию ль-август 3, за сен тябр ь-октябр ь - 6%. В целом по водохранилищу ср е д ­
немноголетний приток в весенний период со с т а в л я е т 48% от г о ­
д ового, летний - 18, осенний - 11, зимний - около 23%. В
зависимости от климатических особенностей года э т о соотнош е­
ние внутригодового распределения стока мож ет существенно
меняться. Так, в многоводный 1955 г . во время половодья
3 935
33
У, см
Рис. 6. Кривые г о д о в о г о х о­
да уровней.
Средняя: 1 - за 1948-1976 г г . ,
2 - за маловодную фазу, 3 за многоводную ^азу.
объем притока составил около
60% г о д о в о г о , а в маловод­
ный 1972 г. - менее 50%
( Гидрометеорол. режим^. . ,
1975). Р а сх од воды из водохранилища по сезон ам года харак­
теризуется следующими цифрами: ча весну приходится около
13.5%, на лето - 2 7 .5 , осень - 1 6 , на зиму - 43%. Исследова­
ния последних лет показывают, что меж годовы е различия осн ов­
ных компонентов водного баланса м о г у т дости гать 300%.
Водный баланс - один из основных факторов, обусловливаю­
щих динамику водных м а сс и особенности гидрологических про­
ц ессов в водохранилищах. Специфичность его ярко проявляется
в изменениях уровня.
КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ
Прослеживаются три характерных периода изменения уровня
в водохранилище: зимней сработки, весен н его наполнения и
летне-осенней сработки (рис. 6 ) . Годовой ход е г о характеризу­
ется сравнительно быстрым подъемом в начале половодья, наи­
более высоким положением в конце половодья и. в течение лет­
н е -о сен н его периода, неодинаковой по продолжительности ср а ­
боткой, преимущественно зимой, а иногда и с о второй половины
лета, минимальными отметками в предполоводный период.
В сезон ном ходе уровня водохранилища из года в год проис­
ходят значительные изменения как в характере колебаний, так
и в величине амплитуды. Амплитуда сезонны х колебаний уровня
в отдельные годы м ож ет д ости гать 5 м. В широких пределах
изменяются и среднегодовы е значения уровня. В отдельных с л у ­
чаях величина колебаний их превышает 2 м.
Помимо колебаний уровня, связанных с изменением объема
водной м а ссы в водохранилище, наблюдаются изменения его,
вызванные воздействием ветра. Анализ многолетних данных
измерений уровня показывает, ч то горизонтальное положение
зеркала водохранилища от м еч а е т ся примерно
60-70 су т о к
за безледный период.
В 40% случаев расхождения в уров­
нях водомерных постов постигают 1-5 см , а в 20-25% - 1 0 -2 0 с м .
Перекосы уровня порядка 40-50 см имеют обеспеченность 2-3%
(Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975). В етровы е денивелляции уров­
ня появляются уже при устойчивом ветре 3 -4 м / с . Максималь­
ные перекосы водной поверхности бывают при северных ветрах.
ЧА
Отмеченные особенности в уровенном режиме водоема оказы­
вают прежде в с е г о большое влияние на размеры зоны временно­
г о затопления, а также на динамику вод. Положение уровня и
его отметки обусловливает весенне-летний прогрев водной толщи
и грунтов водохранилища, а изменения е г о с п о с о б с т в у ю т тепло­
обмену между мелководными и глубоководными участками во­
доема.
ВЕТРОВОЕ ВОЛНЕНИЕ
Морфометрические особенности водохранилища создаю т бла­
гоприятные условия для развития ве т р о в о г о волнения. Они о б е с ­
печивают значительные разгоны волн для большинства направле­
ний ветра, а повышенная ск о р о с ть ветра и частая е г о повторя­
ем о с т ь сп о с о б с т в у ю т возниковению и развитию волнения. Так,
длина разгона волн в направлении Шекснинского плеса превыша­
ет 100 км, а за период, свободный ото льда, ск о р о с ть ветра
более 6 м / с над акваторией водохранилища имеет
5 0 % -н у ю
обеспеченность.
Наиболее интенсивное волнение наблюдается в Главном плесе
и примыкающих к нему участках речных плесов. Расположение
изолиний в ы с о т волн (рис. 7) показывает, что на большей части
акватории Главного плеса и сопредельных участках речных пле­
сов при ветре одной и той же скорости , но различного направ­
ления преобладают вы соты волн 160-200 см , достигая значений
220 см . С приближением к берегам и мелководьям высота волн
уменьшается. Так, на обширных мелководьях бывшего между­
речья Шексны и Мологи вы сота волны не превышает 80 с м .
Уменьшение размеров волн происходит также при понижении
уровня воды в результате сработки водохранилища. Это связано
с уменьшением длины разгонов волн и глубины по пути разгона.
Особенно заметно э т о проявляется в прибрежье, где пологие
берега бы стро мелеют, и на мелководьях. Например,
у мыса
Рож новского, вокруг к от ор ог о располагаются обширные мелко­
водья, при понижении уровня на 1 м ниже НПУ при скорости
ветра 12 м / с вы сота волн уменьшается не более, чем на 5%,
а при понижении уровня на 2 м - уже на 25%, тогда как на
глубоководных участках э т о уменьшение не превышает 5-15%
(Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975). Поскольку волновые процессы
на Рыбинском водохранилище протекают на фоне значительных
сезонных и годовы х колебаний уровня, то величины элементов
волн существенно меняются и оказывают большое влияние на
теплообмен между мелководными и глубоководными участками
водоема, а также между водной толщей и донными отложениями.
Рис. 7. Картограммы изопиний в ы со т волн ( с м ) при ск орости
ветра 20 м / с ю го-за п а дн ого (а ) и сев ер о -з а п а д н ог о ( б ) направ­
лений.
ТЕЧЕНИЯ
Водная ма сса, наполняющая водохранилище, находится в с о ­
стоянии непрерывного движения. Одной из форм его являются
течения. Они переносят водные м а ссы в водоем е, с п о с о б с т в у ю т
перемешиванию вод, тем сам ы м оказывая влияние на все физи­
ко-химические св ой ств а их, включая температурный режим.
Искусственное регулирование объема водной м ассы , форма и
морфометрия водохранилища обусловливают сложную с и с т е м у
течений. Однако для многих е г о районов преобладающими явля­
ются ст ок о в ы е течения, особенно в зимний период.
Режим течений в зимний период обусловлен в основном: по­
ступлением вод из Угличского водохранилища в Волжский плес,
стоком Мологи и поступлением вод из Шекснинского водохра­
нилища, наконец, с б р о с о м их из Рыбинского через гидротехни­
ческие сооружения. Таким образом, каждый из главнейших при­
токов обр азует своеобразный поток в водоем е, характеристики
которого определяются степенью зарегупированности реки и
колебаниями водности потока.
В начале зимы в Волжском плесе постоянное ст о к о в о е т е ­
чение о т с у т с т в у е т , однако при сб р ос а х воды из Угличского в о ­
дохранилища периодически наблюдаются заметны е ск ор ости т е ­
чения. Максимальные значения их отмечаю тся в нижнем бьефе
ПО
V,cm!c
Рис. 8. С ко ро сть течения у пос,
( 2 ) 1-3 III 1962.
Мышкино (1)
и у с. Коприно
Угличской ГЭС. С удалением от нее и увеличением площади
водного сечения ск орости течения уменьшаются (рис. 8 ) . Мак­
симальные ск орости на выходе волж ского потока в Главный
плес водохранилища (90 км от Угличской ГЭС) редко превышают
15 с м / с . В период предвесенней сработки Угличского водохра­
нилища при подготовке его к пропуску паводка интенсивность
течения у в е пачивается, а при пропуске весен н его половодья и
переходе работы Угличской ГЭС на вынужденный базисный режим
в Волжском плесе устанавливается постоянное с т о к о в о е течение.
В э т о время о тм еч ается резкое увеличение скорости течения,
и даже в районе с . Коприно в отдельных случаях отмечалась
ск о р о с ть течения 89 с м / с .
На примере Волжского плеса установлен весьм а интересный
и важный для понимания особенностей динамики вод водохрани­
лищ факт возникновения обратных уклонов водной поверхности
и образования сейшеобразных колебаний водной м а ссы с перио­
дом около 6 ч. Изменения расходов
Угличской ГЭС вызывают
возникновение волн попусков и обусловливают неустановившийся
характер движения воды на протяжении плеса, проявляющийся
в периодических колебаниях уровня, изменениях уклонов водной
поверхности и элементов течения. Характер распространения
волн по плесу определяется е г о морфометрическими особ ен н о стя­
ми. При достаточно большой длине плеса волна попуска расплас­
т ы вается как за сч ет влияния сил сопротивления, возникающих
при перемещении волны, так и вследствие увеличения площади
водного сечения. При наличии какого-л ибо препятствия на пу­
ти распространения волны или резкого изменения морфометричес­
ких характеристик участка происходит отражение ее, что при­
водит к изменению направления движения вод и ск орости теч е­
ния (Литвинов, 1968; Литвинов, Буторин, 1980). Периодические
изменения ск орости и направления течения приводят к тому,
37
что в течение су т ок частицы воды совершают в о з в р а т н о -п о с т у ­
пательное движение при генеральном направлении перемещения
в с о от в е тс тв и и с бытовым течением Волги.
Одна из важнейших характеристик динамики вод - средний
перенос за определенный промежуток времени, поскольку имен­
но он, а не мгновенные ск орости определяет характер движения
водных м а сс. Так как движение воды носит турбулентный ха­
рактер, направление переноса мож ет сущ ественно отличаться
от фиксированного в конкретный м ом ент времени направления
течения. За период осреднения в данном случае целесообразно
принять сутки, поскольку в э т о время, как правило, укладыва­
ются два полных цикла колебания попусковой волны. С о п о с т а в ­
ление величин среднесуточных ск ор остей течения с косвенными
характеристиками перемещения водных м а сс показало, что в
большинстве случаев среднесуточные ск орости совпадают с о с к о ­
р остью перемещения водных м а сс .
Наиболее простой сп о с о б вычисления результирующего пере­
носа вод с о с т о и т в разложении вектора ск орости на сос т а в л я ю ­
щие по координатным осям с последующим подсчетом их с р е д ­
них значений и обратном переходе к вектору переноса. Р езул ь ­
таты подобных вычислений характеристик с т о к о в о г о течения в
Волжском плесе для зимнего периода (табл. 12) подтверждают,
что скорость переноса в 3 -6 раз меньше „м гновенны х", изме­
ренных ск ор остей течения и непостоянна. Коэффициенты вариа­
ции обратно пропорциональны ск ор ости переноса, а направление
переноса м ож ет менять знак.
Наибольшие ск орости течения в Моложском плесе наблюдают­
ся выше выклинивания подпора, г д е сохраняются обычные реч­
ные условия. Средние ск ор ости в районе г. Устюжны в период
ледостава изменяются от 22 до 38 с м / с , а максимальные до­
ст и га ю т 57 с м / с . По мере продвижения моложских вод в во д о­
хранилище с к о р о с т ь течения заметно уменьшается и у Перво­
майских остр овов с ос т а в л я е т 6-8 с м / с , а у выхода в расширен­
ную ч асть водохранилища не превышает 3 -4 с м / с .
Интересно отметить, что по ходу молож ского потока в о т ­
дельные периоды наблюдается кратковременное увеличение с к о ­
рости потока. В отдельные периоды на выходе е г о в открытую
часть водохранилища она м ож ет увеличиваться до 8 -1 2 с м / с ,
причем моменты увеличения ск орости совпадают по времени с
моментами пиковых с б р о с о в Угличской и Рыбинской ГЭС при
незначительном сдвиге фазы. Поскольку в волжском потоке и
в верхнем бьефе Рыбинской ГЭС ск ор ости течения имеют пуль­
сирующий характер и направление потока периодически меняется,
то и в зоне выхода моложских вод в открытую ч асть водоема
наблюдается подобное явление.
На примере мопож ского потока в зимний период хорошо об ­
наруживается влияние динамики потока на температурные усл о­
вия (табл. 1 3). Участки плеса с наибольшей проточностью
чя
Т а б л и ц а
12
С та т и с ти ч ес к и е характеристики течений в нодледный период
Составляю щ ая на параллель
Длина
ряда
ср едн ее
и.
N
Составляющая на меридиан
ср едн еквад­ коэффици­
среднее
р атич еское ент вариа­
отклонение ции Си
V
а .
3 .0 2
6 .0 4
6.01
4 .9 0
2 .6 9
3 .6 6
1.31
0.71
3 .8 6
6 .4 5
6 .4 5
6 .0 4
6 .2 3
6 .3 7
2 .3 6
4.61
1135
144
144
144
144
144
144
144
127
-5 .0 8
- 7 . 38
-9 .8 6
- 7 . 76
-5 .3 0
-5 .9 3
-0 .0 9
-1 .3 0
-2 .7 6
8 .1 8
8 .6 4
9 .3 7
8 .2 1
9 .9 9
9 .0 4
2.01
2 .5 3
5 .7 0
V , см /с
а °
<ГИ
Поо.
1135
144
144
144
144
'144
144
127
средн еквад­ коэффици­
ратическое
ент вариа­
отклонение ции Су
Мышкино
1.94
0 .9 4
1 .07
1 .2 3
2.31
1 .7 4
1 .8 0
6 .5 2
Пос. Волга
1.61
1 .1 7
0 .9 5
1 .0 6
1 .8 7
1.5 2
1 .1 5
1 .93
2 .0 6
8 .5 9
1 4.04
16. 65
13.02
8 .9 3
9 .6 5
-0 .1 0
4 .2 9
1 3.20
13.67
15.30
12. 90
15.09
1 3.9 6
4 .2 2
9 .0 6
4.81
7. 59
9 .6 9
8 .1 7
5 .4 3
5 .7 6
-0 .8 5
0 .0 9
2 .3 0
8 .4 2
8 .5 8
9.41
8 .0 5
9 .9 4
9 .3 2
2 .0 6
2 .9 5
6 .0 0
1. 53
0 .9 7
0 .91
0. 99
1 .69
1.44
42. 19
2. 11
9.1
15.2
17. 1
13.8
9 .3
10.3
1 .3
4 .4
19
23
21
20
17
21
94
9
1.75
1.13
0 .9 7
0 .9 8
1 .8 3
1 .6 2
2 .4 2
3 1 .2 6
2.61
7 .0
10. 6
13.9
1 1.3
7.6
8 .3
0 .9
1 .3
3. 6
313
316
314
316
316
315
186
274
309
•
Т а б л и ц а
13
Температурные градиенты и толщина льда
по длине М олож ского плеса
Станция
Плоское
Противье
Против устья р. Себлы
Брейтово
Г ридино
Т емпературный
градиент, ° С / м
0 .0 3
0 .0 6
0 .0 8
0 .1 9
0 .2 2
Толщина льда, см
29
71
85
88
105
имеют наименьшие температурные градиенты и наименьшую
толщину льда.
Наибольшие скорости течения в Шекснинском плесе, как и
в Моложском, наблюдаются в зоне выклинивания подпора, где
средние ск ор о сти течения изменяются от 5 до 84 с м / с , а мак­
симальные дости гаю т 116 с м / с . С продвижением шекснинского
потока к ю гу ск орости бы стро уменьшаются: максимальные
значения 10-12 с м / с в районе с . Городище, а у с . Гаютино
3-4 с м / с .
Зимой наименьшей проточностью характеризуется Главный
плес, где с к о р о с т ь перемещения водных м а с с , как правило,
не превышает 3 -4 с м / с . Однако, учитывая значительную-сработ­
ку водохранилища в зимний период, вызывающую ст ок вод с
мелководий в русловые участки, можно утверждать, что и в
Главном плесе постоянные застойные зоны о т су т с т в у ю т .
С приближением к Рыбинской ГЭС с к о р о с т ь течения снова
постепенно увеличивается и дости гает максимальных значений,
превышающих 1 м / с , в подводящем канале ГЭС. Общее представ­
ление о перемещений вод в водохранилище в зимний период дает
схем а (ри с. 9 ) .
Основные речные потоки и при открытой водной поверхности
в общих чертах сохраняют свои особенн ости. Наибольшие с к о ­
рости сток о в ы х течений в них наблюдаются весной. При значи­
тельных расходах Угличской ГЭС максимальные ск о р ости т еч е­
ния в Волжском плесе достигают 100 с м / с . Даже на спаде по­
ловодья, во второй декаде мая, в отдельные годы зафиксирова­
на с к о р о с т ь течения 50-70 с м / с . С окончанием половодья и с
уменьшением расходов Угличской ГЭС постоянного с т о к о в о г о
течения в плесе не наблюдается. В летний период ск орость
течения в районе пос. Мышкино не превышает 10 с м / с , а у
с . Коприно обычно ниже 3 с м / с . Только с началом сработки
водохранилища и увеличением расходов Угличской ГЭС в о сен ­
ний период ск орости течения на волжском участке снова увели­
чиваются до 55-60 с м / с в нижнем бьефе Угличской ГЭС
и
10 с м / с у с. Коприно.
4Л
г
Рис. 9. Схема течений в зимний период.
1 - ст ок ов ое,
2 - обратное.
Цифры - с к о р о с т ь течения, с м / с .
Аналогичные изменения в ск оростн ом режиме при отсутствии
льда наблюдаются в Моложском .и Шекснинском плесах.
Как
на Мологе у г. Устюжна, так и на Шексне в период в е ­
сен н его половодья даже средние ск орости течения
выше
50 с м / с .
Значения же максимальных
ск оростей , особенно
на Мологе, часто превышают 100 с м / с . Е стественн о, что с
приближением к Главному плесу скорости течения в этих пото­
ках, как и в Волжском, уменьшаются, но даже в районе Перво­
майских остр овов по М ологе и у сел. Городище по Шексне в
период пика половодья они м о г у т дости гать 50-70 с м / с . Неко­
торое представление о ск ор остя х течения этих потоков в отдель­
ные годы дают приведенные данные (табл. 14).
Таким образом, ск ор ости с т о к о в о г о течения в речных плесах
Рыбинского водохранилища весной имеют величины, не только
обеспечивающие интенсивное перемешивание вод и тем самым
влияющие на формирование температурных условий в водной тол41
Т а б л и ц а
14
Средние и максимальные скорости течения в Мопоге
у г. Устюжны и в Шексне у д. Черная Гряда
Р. Шексна-д. Черная Гряда
Р. М о п о г а - г . Устюжна
расход _
ск ор ость т еч е­
воды, м3/ с
ния, с м / с
макси­
сред­
няя
мальная
дата
1961
23
11
3
16
ГУ
У
VI
УП
92
65
56
35
128
90
80
68
дата
скородть т еч е­ расход
воды, м 3
ния, с м / с
макси­
сред-_
мальная
няя
г.
984
360
246
86. 1
21
8
3
10
IV
V
vi
УП
41
75
57
36
24
11
6
9
IV
У
УГ
УГ1
23 1 V
5 У
12 УТ
"
53
101
78
52
203
753
482
263
72
64
54
31
94
88
73
44
605
528
433
235
49
51
04
73
73
07
641
483
111
1962 г.
19
10
10
10
1У
V
VI
VII
107
70
51
39
142
90
80
74
1450
417
164
101
1963 г.
23 1У
5 У
12 VI
83
67
39
107
89
70
727
407
8 8 .2
ще, но и превышающие критические значения размывающих
ск оростей и оказывающие существенное воздействие на формиро­
вание донных отложений, а следовательно, на температурный
режим грунтов.
Л етом ск орости течения в речных плесах уменьшаются, а с
началом сработки водохранилища в осенний период и при значи­
тельных дождевых паводках вновь увеличиваются
(Буторин,
Литвинов, 1963;
Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975).
В Главном плесе и сопредельных с ним участках речных пле­
сов слабые ст ок ов ы е течения на протяжении в с е г о безледного
периода перекрываются ветровыми.
Для выяснения характера интегрального переноса вод в Ры­
бинском водохранилище для 6 месяцев безледного периода (м а й октябрь) рассчитань- схемы интегральной циркуляции вод (рис. 1 0).
Полученные схемы интегральной циркуляции показали, что в
мае в водоем е формируются две циркуляционные зоны, приуро42
Рис . 10. Схема интегральной циркуляции вод.
а - май, б - июнь, в - июль, г - а в г у ст , д - сентябрь, в - октябрь.
Т а б л и ц а
15
Расчетные характеристики преобладающего переноса
вод ( з а 1948-1976 г г . )
Горизонт
Средняя
ск орость ,
см /с
Диапазоны из­
Диапазоны из­
менения с к о р о с ­ менения направ­
ления течения,
ти течения,
град.
см /с
Р азброс
по направ­
лению тече­
ния, град.
Май
0
1
2
3
4
5
6
9 .2
4 .0
1.9
1.9
2 .6
2 .3
2 .0
4 .2 -3 0 .0
1 .0 -1 0 .0
0. 1 - 6 .3
0 .1 -5 .0
0 .0 -5 .0
0. 1 - 4 . 6
0 .0 -3 .1
104-166
39-222
209-200
257-230
287-136
209-34
303-354
62
183
351
333
209
95
51
40-111
284-201
215-208
71-46
186-289
217-282
236-278
71
277
353
335
103
65
42
94-166
15-319
225-201
151-36
2 66-346
284-336
287-331
72
304
336
245
80
52
44
40-148
284-214
223-218
126-295
230-278
228-274
231-269
108
290
355
109
48
46
38
Июнь
0
1
2
3
4
5
6
9 .8
4 .3
2 .2
2 .4
3.1
3 .9
3 .6
3 .7 -2 9 .4
0 .3 -9 .7
0 .3 -5 .8
0 .1 -5 .6
0 .4 -6 .2
0 .4 -5 .9
0. 6 - 4 . 3
Август
0
1
2 '
3
4
5
6
10.6
4.1
2 .3
3 .0
3 .6
3 .7
2 .3
5 .4 -4 3 .5
0 .1 - 1 0 . 1
0 .2 -5 .1
0 .2 -5 .9
0 .8 -6 .1
0 .6 -5 . 2
1 .2 -3 .0
Октябрь
0
1
2
3
4
5
6
44
14.0
4 .4
2 .5
3 .5
3 .5
3 .3
0 .7
4 .2 -4 0 .0
0 .3 - 1 3 .1
0 .5 -9 .0
0 .3 -8 .0
0 .4 -7 .7
0 .5 -5 .5
0 .3 -1 .1
ченные к открытым участкам западной и восточной частей Глав­
ного плеса. С уменьшением притока в водохранилище и сбросов
через гидроузел в июне в центральной части Главного плеса
формируется третье циркуляционное образование. Сложившаяся
си стема циркуляции, состоящ ая из трех крупных вихревых зон,
сохраняется на протяжении в с е г о безледного периода.
Расчеты параметров течений на отдельных горизонтах, под­
твержденные натурными измерениями, показали, что на большей
части акватории водоема наблюдается двуслойное т е ч е н и е .С м е ­
на направления течения на противоположное происходит на глу­
бине 2 -4 м (табп. 15) (Буторин и др ., 1981).
Схемы интегральной циркуляции, рассчитанные для мн оговод­
ного (1955) и маловодного (1972) годов, показали, что о т м е ­
ченные особенности переноса вод характерны и для экстрем аль­
ных по водности лет. Исключение сост а в л я ет лишь май м н ого­
водного года, когда наблюдается полный размыв циркуляцион­
ных образований и су щ ествует результирующий перенос вод от
речных плесов к сб р о с н о м у участку водохранилища.
Анализ данных температурных измерений синхронных съемок
за 1960-1964 г г . показал,
что наличием циркуляционных зон
определяется распределение температуры воды. Это особенно
хорошо прослеживается в весенний период. Весной в маловод­
ные и средние по водности годы в водохранилище формируются
три ядра холодных вод, положение которых приурочено к цирку­
ляционным образованиям в восточной, западной и центральных
частях Главного плеса. В мае температура воды в этих ядрах
ниже, чем на остальной акватории водоема на 3 - 4 ° , а по ср а в­
нению с речными плесами - на 6 °. На протяжении летних м е­
сяцев эта р азность с ос т а в л я ет 0 . 5 - 1 . 5 ° . При размыве циркуля­
ционных образований весной многоводного года поле темпера­
туры более однородно по всей акватории водохранилища, о т м е ­
ченных выше различий в температуре воды не наблюдается.
Относительно
подробное описание динамических процессов
в водохранилище, и прежде в с е г о режима течений, вызвано
тем об с то я те л ь ст в о м , что они оказывают не только непосред­
ственное влияние на накопление тепла в водной толще и грунтах
водоема, распределение и перенос его, но и обусловливают из­
менчивость многих элементов гидрологического режима,которые
косвенно в той или иной мере влияют на температурные условия
водохранилища. К таким элементам режима относится прозрачность
зоды. Имея тесную зависимость от мутности воды, она существенно ■
влияем на тепловое состояние водоема, особенно ь безледный период.
ПРОЗРАЧНОСТЬ И ЦВЕТНОСТЬ ВОДЫ
Относительная прозрачность воды, определяемая по глубине
видимости белого диска, в водохранилище невелика. В речных
плесах сезонные изменения ее характеризуются низкими значе­
45
ниями в весенний период, что связано с поступлением взвешен­
ных частиц в период половодья и началом интенсивного развития
планктона. По степени прозрачности воды Моложский плес у с т у ­
пает Волжскому, а Шекснинский - Мопожскому. Наименьшие
значения ее наблюдаются в верхней части Шекснинского плеса,
выше Леушенских отмелей, где она не превышает 1.7 м, а во
многих случаях менее 1 м. К осени прозрачность в речных пле­
сах увеличивается. Так, в Волжском ппесе даже средние зна­
чения ее составляю т 1.7 м, а в Моложском - 1 .2 м. Макси­
мальные значения прозрачности наблюдаются после ледостава.
В отличие от речных в Главном ппесе минимальная прозрач­
ность порядка 0 . 3 - 0 . 4 м наблюдается в период осенних штормов.
В октябре в центре водоема случаи, когда прозрачность менее
1 м, составляю т 50%, в восточной части Главного плеса - 65%,
а в шекснинской горловине - до 60% общего числа определений
(Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975), Максимальная прозрачность,
равная 3 .6 м, отмечена в Переборском заливе в январе 1961г.
Основным фактором, определяющим прозрачность воды и ее
сезонные изменения, , является количество взвесей. Максималь­
ное количество их в речных плесах содержится весной при по­
ступлении вод половодья и в Волжском плесе у с . Коприно м о ­
жет д ости гать 95 м г /л . Значительная залесенность и заболочен­
ность бассейна Мологи уменьшают эрозионные процессы на во­
досборе, и максимальное количество вз в ес ей в Моложском
плесе в 3 -4 раза меньше, чем в Волжском. В период половодья
выше впадения Мологи в водохранилище зарегистрировано мак­
симальное количество взвесей, равное 20 м г /л . В Шекснинском
ппесе эта величина сост а в л я ет 10 м г /л .
В Главном ппесе количество и распределение взвесей опре­
деляются степенью проникновения в него речных вод. Как пра­
вило, в переходной зоне от местных речных вод к водам централь­
ной части водохранилища количество взвесей весной незначи­
тельно превышает зимние величины и состав л яет 3 -4 м г /л .
Содержание и сезонная динамика взвесей в водах водохрани­
лища освещены в работах Н.А. Зиминовой (1963, 1965). Распре­
деление взвесей по глубине в большинстве случаев однородно.
Исключения бывают весной в речных плесах, когда в них наблю­
даются хорошо выраженные стоков ы е течения и повышенное
количество взвесей1, увеличивающееся с глубиной (рис. 11).
В зависимости от количества и с о с т а в а взвешенных частиц
может сильно искажаться цветовой тон поверхностного слоя в о­
ды. Искажение его вы зы вается также скоплением синезеленых
водорослей. Во время максимального их размножения отм ечается
бы строе снижение цветового тона воды водоема. В м е с т о ум е­
ренно бурых и бурых оттенков стандартной шкалы цветности
наблюдается грязно-зеленый тон поверхности воды.
Для большей части Рыбинского водохранилища характерно
преобладание умеренно бурых и бурых оттенков. Воды М олож ско-
Е3 ; Ш 2 Ш 3
Рис.
11.
Распределение взвесей (по:
Зиминова,
а - веска, б - лето, в - осень, г - зима.
2-4, 3 - 4 -6 ,
4 - 6 -8 , 5 - 8 - 1 5 м г /л .
1963).
1-1-2
м г /п ,
2
г о и Шекснинского плесов характеризуются преобладанием буро­
г о и т е м н о -б у р о г о оттенков. В этих плесах цветовой тон иног­
да выходит за пределы шкапы цветности. С вет л о -бу р ы е оттенки
чаше наблюдаются в Волжском плесе и в центральной части
водохранилища ( Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975).
При характеристике цветовых особенн остей воды водоемов
наряду с цветовым фоном используется степень окрашенности,
или цветность воды. Для ее определения использовалась имита­
47
ционная хр ом ов о-коб ал ьтова я шкапа, практически идентичная
международной ппатиново-кобапьтовой.
Дпя Ры бинского водохранилища имеются достаточнб полные
данные, характеризующие цветность вод отдельных плесов. По­
вышенной цветностью обладают воды М олож ского и Шекснинско­
го плесов. Как показывают данные за 15 лет, в Моложском
плесе выше устья р. Себлы п овторяем ость вод, цветность к о т о ­
рых была выше 100°, дости гает 29%. Повышенная окрашенность
моложских вод наблюдается не только во время половодья, но
и в другие сезон ы . В Шекснинском плесе повторяем ость вод
с цветностью свыше 100° с о с т а в л я ет 22%. Менее окрашены
воды Волжского плеса по сравнению с таковыми М олож ского
и Шекснинского. Если средний многолетний показатель ц вет­
ности воды верхней части М олож ского плеса равен 8 5 ° , а Шек­
снинского - 7 0 °, то в Волжском он только 5 1°. Дпя Главного
плеса характерны малые различия среднемесячных показателей
за многолетний период при заметных различиях в отдельные
годы.
Средние показатели цветности колеблются в пределах
20-30°.
В каждом из плесов водохранилища сезонные измене­
ния цветности имеют св оеобр азн ы е особенности.
Цветность воды обусловливается главным образом присут­
ствием гу м у сов ы х органических вещ еств, находящихся преиму­
щественно в коллоидном состоянии.
Цветовой же тон, как уже
отмечалось, находится в зависимости от количества и с о с т а в а
взвешенных вещ еств. В се э т о в м е с т е оказы вает большое влия­
ние на величину относительной гтозр ач н ости воды. Последняя
является одним из существенных факторов, влияющих на про­
цесс проникновения солнечной энергии в воду. Результаты из­
мерений на Байкале показали, что величины проникающей с о л ­
нечной радиации на различных горизонтах в основном определя­
ются гидрооптическими характеристиками, связанными с прозрач­
ностью воды (Довгий, 1977). В св о ю очередь проникающая в
воду солнечная радиация служит одним из основных факторов
формирования температурного режима водоема.
48
Г л а в а
III
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГИДРОЛОГИЧЕСКИХ СЕЗОНОВ
Наиболее логично материалы по температуре воды и грунтов
Рыбинского водохранилища анализировать по сезон ам года. Т а ­
кой порядок анализа данных с о о т в е т с т в у е т е ст еств ен н о м у ходу
теплообмена в годовом цикле и позволяет рассматривать т е м ­
пературные особенн ости водохранилища в связи с м етеор ологи­
ческими и климатическими условиями, а также во взаимосвязи
с динамикой вод. Кроме т о г о , он имеет существенное значение
для понимания биологических явлений, протекающих в водоем е.
При изучении природных процессов в водоеме обычно поль­
зую т ся понятием гидрологического года. Это применяется а
цепях получения лучшего с о о т в е т с т в и я между ст о к о м и осадка­
ми - основными факторами, определяющими режимные характе­
ристики водоем а. При календарном сч е т е времени ст о к и осад­
ки не с о о т в е т с т в у ю т друг другу. Осадки, выпадающие в конце
календарного года, поступают в водоем уже не в данном году,
а весной следующего.
В отличие от календарного года при изучении климатических
условий в С С С Р за начало гидрологического года некоторые
исследователи принимают начало осен н его периода, другие начало зимы, когда совершенно прекращается поверхностный
ст о к и осадки накапливаются в виде сн ега . Е стественн о, что
начало гидрологического года в том и ином случае в разные
годы приходится на разные календарные сроки, и, как правило,
не совпадает с началом отдельных месяцев, но для удобства
обработки данных е г о условно принимают во в с е годы одинако­
вым и относят к первому числу э т о г о или иного месяца.
Как и календарный, гидрологический г о д подразделяется на
сезон ы . Гидрологический сез он - ч асть г о д о в о г о цикла, в пре­
делах к от ор ог о водный или ледовый режим характеризуется
общими чертами е г о формирования и проявления (Ч еботарев,
1978). Обычно различают сезон ы - весну, лето, осень и зиму,
имея при э т о м в виду неодновременность их наступления и раз­
личную гродолжительность в разных климатических зонах.
Если климатические и метеорологические условия определяют
особенности сезонных гидрологических изменений в водных
м ассах и температуре донных отложений водохранилища,
то
4 935
49
последние обусловливают развитие жизни в водоем е. Так, о с о ­
бенности гидрологической весны имеют большое значение для
размножения и развития водных беспозвоночных и рыб,
фито­
планктона и высшей водной растительности. В течение лета
происходит развитие основной массы водных животных и растений.
Э т от сез он является самы м богаты м по животной и раститель­
ной жизни в водохранилище. Гидрологическая осень характери­
з у е т с я резким обеднением жизни водоем а. Основная м а сса рас­
тительных и животных организмов, особенно планктонных, з а ­
кончив годовой жизненный цикл, отмирает. В период гидроло­
гической зимы у большинства организмов резко понижается
жизнедеятельность, почти прекращаются питание, рост, разви­
тие, у рыб и беспозвоночных уменьшается активность.
При выделении гидрологических сезо н ов отдельные авторы
используют различные показатели: годовы е гидрографы, анализи­
руя их со в м е с т н о с некоторыми гидрологическими и м етеорологи­
ческими элементами; направленность процесса теплообмена или
величину и изменение теплозапаса; характер вертикального рас­
слоения температуры воды. Так как Рыбинское водохранилищеводоем с искусственным регулированием притока и ст ок а , для
выделения гидрологических сез он ов наиболее целесообразно ис­
пользовать особенности уровенного режима и температуры воды
(Буторин, Курдина, 1965). Уровенный режим - показатель ди­
намики водных м а сс, температура воды определяет величину
теплозапаса водохранилища.
Анализируя год ово е изменение уровня и температуры воды,
нетрудно установить, что в течение года они весьм а значитель­
ны и в первом приближении позволяют выделить гидрологичес­
кие сезон ы для района исследований и определить их продол­
жительность.
ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ ЗИМА
Наиболее продолжительным в районе Рыбинского водохрани­
лища является зимний период. Он охватывает около 5 месяцев.
Существенная особ ен н ость гидрологической зимы - повышенный
водообмен, так как начало сезона совпадает с началом интен­
сивной сработки водохранилища. Коэффициенты водообмена зи­
мой почти в 2 раза выше, чем летом. Средний приток воды в
водохранилище за сез он со с т а в л я е т 7 .4 км3. Из них 3 .4 км3 ,
или 46%, поступает из Угличского водохранилища, 0 . 7 км3 , или
9%, - из Мологи, 1 .2 км3, или 17%, - из Шексны. Остальные
28% притока дают малые реки. Максимальный приток наблюда­
ет ся в начала сезона, минимальный - в конце.
Р а сх од воды через Рыбинскую I ЭС за сезен составляет
14.3 км , или 193% к притоку. Такое несоответствие приходной
и расходной составляющих водного баланса приводит к значи­
тельному умент->чению объема и площади зеркала водоема.
50
Изменения в объеме водной м а ссы определяют и колебания
уровня. Средний уровень водохранилища в начале сезон а обычно
колеблется около отметки 1 .8 м ниже НПУ. В зависимости
от водности года и режима работы ГЭС в начале зимы может
быть как повышение, так и понижение уровня. Наибольший подъ­
ем уоовня в период ледостава, равный 0 .9 м, отмечался в нояб­
ре 1952 г. Общее понижение уровня за сезон в среднем с о с т а в ­
ляет 2 .5 м с колебаниями по годам от 0 . 9 до 3 . 8 .
Особенно
резко снижается уровень от января к февралю, примерно на
0. 7 м.
Значительные колебания уровня водохранилища приводят к
соответствующ им изменениям площади зеркала водоема и обра­
зованию зоны временного затопления, имеющей в каждом с е з о ­
не четк о выраженные индивидуальные особенности температур­
ного режима. Вепичина зоны временного затопления определяет­
ся характером регулирования водных ресурсов водохранилища.
По данным С. С . Бакастова (19 76 а), при нормальном уровне
зимней сработки площадь рассматриваемой зоны состав л яет
1860 км2, или 41% от акватории водоем а. В мелководных М о ложском и Шекснинском плесах обсы хает до 65% площади, в
Волжском - 53, в Главном ппесе - 32%.
Площадь зоны вре­
менного затоппения в отдельные годы меняется. При ср едн его ­
довой величине, равной 1607 км^, пределы колебаний ее с о с т а в ­
ляют от 500 км2 в 1952 г. д о 12469 км2 в 1955 г . Из указан­
ных площадей 2 /3 осуш ается в зимний период.
Значительное уменьшение объема водной м ассы , понижение
уровня, осушение больших площадей мелководий на фоне усиле­
ния ст о к ов ы х течений сопровождаются неоднородностью распре­
деления ряда физических и химических характеристик водной
толщи. Это прежде в с е г о прослеживается по распределению
цветности в водоем е. По данным М. А. Фортунатова (1 9 5 9 ),
в середине зимы наименьшую цветность, порядка 4 0 -6 0 ° , имеют
волжские воды, занимающие всю южную и ю г о -в о ст о ч н у ю части
водохранилища. Под влиянием моложских и шекснинских вод
ц ветность в Главном ппесе повышается до 80°, а вверх по М о поге и Шексне - до 100°, лишь в Моложском потоке выше Бор­
ка Заповедного она дости гает 150°.
В зависимости от гидрометеоропогических особенностей года
цветность воды отклоняется от средних "значений. Так, в с у р о ­
вую зиму 1955/56 г . большая часть водохранилища была запол­
нена слабоокрашенными водами с цветностью 4 0 - 5 0 ° , зимой
1953/54 г . , наоборот, цветность вод волжского потока нецен­
тральной части водохранилища превышала средние показатели и
достигала 100°. Значительно ниже средних значений отмечена
ц ветность воды зимой 1960/61 и 1961/62 г г . В эти сезон ы аб­
солютные значения цветности вод речных потоков и Главного
плеса не превышали 5 0 -3 0 °.
51
Характерной особенн остью данного сезон а является неоднород­
ность насыщения вод водохранилища кислородом. Хотя по мн ого­
летним данным основная м асса воды содержит достаточн ое для
нормальной жизни гидробионтов количество кислорода, на отдель­
ных участках водоема наблюдается недостаток ег о, особенно
резкий в конце суровых затяжных зим.
Дефицит кислорода зимой от м еч а ет ся локально, преимущест­
венно в придонных слоях и не каждую зиму. Наиболее бедны
кислородом верховья М олож ского плеса и малых рек М о л ог оШекснинского междуречья. В зависимости от гидрологических
условий сроки наступпения кислородного минимума растянуты
очень широко - от середины февраля до конца марта (Рыбинское
водохранипище.. . , 1972).
Наиболее четко неоднородность водной толши зимой прослежи­
в а ет е? по минерализации. Под влиянием речного стока, который
в э т о т период формируется за с ч е т г р у н тового питания, мине­
рализация воды в течение зимы непрерывно повышается. О с о ­
бенно заметно увеличение ее в волжском, моложском и шекс­
нинском потоках. К концу сезона минерализация воды дости га­
ет максимальной величины.
Специфичность гидрологических условий сезона и распределе­
ния физических и химических характеристик оказы вает сущ ествен ­
ное влияние на формирование температурного режима
водной
толщи и донных отложений и определяет их особенности.
ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ ВЕСНА
Важнейший период в жизни водоема - гидрологическая весна.
Это ч асть г о д о в о г о цикла, в пределах которой происходит пере­
стройка т ерм ич еского режима водоема от зимних условий к
режиму, свойственному гидрологическому лету. В условиях в о­
доемов, расположенных в средних широтах, данный сезон начи­
нается в апреле еще при наличии ледяного покрова, а заканчи­
вается в мелководных водоем ах в конце мая-начале июня, а в
глубоководных продолжается до начала июля. Обычно в период
гидрологической весны разлкчают фазу нагревания водоема в
условиях обратной стратификации температуры и фазу весенней
гомотермии.
В э т о м сезон ё происходит процесс разрушения ледяного по­
крова и очищения водохранилища ото льда, начинающийся с
момента нарушения обратной стратификации температуры подо
льдом и продолжающийся до наступления температуры около 4 ° , один из наименее изученных и играющий важную роль в пере­
стройке зимнего терм ического режима.
•
Характерная особенн ость гидрологической весны - увеличение
объема воды в водохранилище за с ч е т аккумуляции значитель­
ной части половодья. Средний объем талых вод, поступающих
в водоем , с о с т а в л я ет 17.8 км3 . Из них 5 .9 км3 ,
или 33%,
52
сбра сы ва ется из Угличского водохранилища, 2 .7 км^, 15%, по­
ступает из Мологи, 1 .9 км3 , 11%, - из Шексны, 7 . 3 км3 , или
41%, дают малые реки, склоновый с т о к и растаявший лед. Мак­
симальный приток в водохранилище наблюдается в апреле и ра­
вен в среднем около 10 кмЗ. Но в отдельные годы наибольший
объем притока
см ещ ается на май. Так, в мае 1955 г. суммар­
ная величина притока достигала 21.1 км3 и превышала апрель­
ский на 12.4 км3 .
Расход из водохранилища за т о т же период определяется в
среднем равным 1 .2 км^, или 41% от объема половодья. За
исключением многоводной весны 1955 г . , когда с б р о с воды был
19.4 км3 , или 53% от притока, составлявшего 3 6 .6 кмЗ, коле­
бание расхода по годам незначительно и распределение его
внутри сезона довольно равномерно. Объем аккумулированных
водохранилищем талых вод с ос т а в л я ет за сез он около 12 км3 , т. е.
примерно половину объема чаши водоема при нормальном п о д ­
порном уровне. Объем водной м а ссы оказывает существенное
влияние на температурные условия водоема, им в значительной
мере определяется величина теплозапаса. Например, 3 YI 1960
при уровне водохранилища на 1.3 м ниже НПУ теплозапас рав­
нялся 292729*1012, а 8 У1 1961 при более низкой температуре
воды, на уровне выше НПУ на 0 . 3 м он был равен 429653*10^2
кап (Кондрацова, 1965).
Началу сезон а предшествует годовой минимальный уровень
водоема, который, по многолетним данным, примерно на 3 .8 м
ниже НПУ и наблюдается в первых числах апреля. Наиболее
интенсивное наполнение водохранилища происходит в третьей
декаде апреля или в начале мая, когда суточный прирост уров­
ня дости гает 2 0-30 с м .
С наполнением водохранилища меняется не только е го объем,
но и площадь зеркала. При среднем уровне зимней сработки
она с о с т а в л я ет около 2800 км2 ( с колебаниями от 2300 до
3380 км 2), а при максимальном уровне наполнения - около
4800 км2.
Если в первой половине половодья при относительно низком
уровне и больших расходах воды в реках отчетливо прослежи­
ваются ст о к о в ы е течения, особенно в речных плесах, скорости
которых довольно высоки (Эдельштейн, 1961; Буторин, Литви­
нов, 1963), то с наполнением водохранилища интенсивность в о­
дообмена в нем уменьшается. Это затрудняет перемешивание
вод и с п о с о б с т в у е т сохранению последними своих характеристик
в течение длительного времени. Так, по цветности весной
можно легко отличить шекснинские и моложские воды от волж­
ских и вод Главного плеса. Шекснинские и моложские воды в
этом сезон е более темные и имеют цветность 6 0 -7 0 ° и выше,
тогда как цветность волжской воды обычно немнсго превышает
40°. Слабоокрашенными водами с цветностью ниже 4 0° запол­
нены центральная и ю го-вост оч н а я части водохранилища.
53
1
После вскрытия водоема кислород распределяется в водной
толще более равномерно, чем зимой. Весной насыщение им
со ст а в л я ет в среднем 94%.
Совершенно иная картина наблюдается в распредепении коли­
ч ества главных ионов. В э т о м се з о н е в отличие от предшест­
вующего слабоминерализованными являются речные воды,
а
высокоминерализованными - воды нейтральной части водохрани­
лища, особенно на востоке ее. По общей минерализации пегко
установить районы распространения отдельных водных м а сс .
Так, шекснинские воды распространяются, до с. Ольхово, а при
низком уровне водохранилища - до с . Мякса и несколько южнее
е г о . Моложские воды отчетливо прослеживаются у д. Заяужье,
а в отдельные годы и у с . Брейтово. Значительно продвигаются
в открытую ч асть водохранилища волжские воды, которые захва­
тывают район с. Горькая Соль и распространяются к сев ер у
почти до с . Наволок.
Границы между водами Волги, Мологи,
Шексны и водами Главного плеса от года к году в зависимости
от уровня сработки и объема половодья меняются незначительно
(Ершова, 1965). Это имеет большое значение при изучении тер­
мического режима водохранилища, так как наиболее теплые в о ­
ды половодья рек, заполняя речные участки плесов, оказывают
сущ ественное влияние на формирование температурных условий
не только этих районов, но и водохранилища в целом.
В процессе весен н его прогрева водоема обычно наблюдается
температурное расслоение водной толши. В отдельных случаях
стратификация ее весьм а значительна, но, как правило, непро­
должительна.
ГИДРОЛОГИЧЕСКОЕ ЛЕТО
Начало интенсивного накопления тепла в водоем е в условиях
весенней гомотермии св и д ет е л ьст вует о наступлении нового с е ­
зона - гидрологического лета, которое начинается в Рыбинском
водохранилище в июне и представляет соб ой часть го д о в о г о
цикла, в пределах которой термический режим водохранилища
характеризуется процессом накопления тепла обычно с момента
разрушения весенней гомотермии и началом формирования пря­
мой стратификации. В э т о м сезон е можно выделить фазу ранне­
го пета, когда идет интенсивное накопление тепла в поверх­
ностном слое воды, и фазу позднего пета, когда э т о тепло
распространяется в глубинные слои водоема. При мелководности
водохранилища и высокой динамической активности водных масс
эти процессы протекают одновременно, и четкое различие пер­
вой и второй фаз гидрологического пета прослеживается с
трудом.
Характерная о соб ен н ост ь сезона - относительноэ п остоян ст­
во уровня, который обычно близок к максимальному.
Это
обусловливается режимом эксплуатации водохранилища. Объем
54
притока за сезон около 2 .9 км3 с колебаниями по годам от
1.9 до 5 .4 кмЗ. Волга и Шексна принос гг в водоем примерно
по 0 .9 км3, что дает 62% притока. Около 0 .8 км3 , или 28%,
дают малые реки и только 0 .3 км3 - Молога. Средний объем
сброса из водохранилища через ГЭС с о с т а в л я ет 4 .8 км^, что
превышает величину притока на 1.9 км3 и приводит к постепен­
ному понижению уровня.
Абсолютная величина среднего многолетнего уровня за сез он
на 0 . 5 - 0 . 7 м ниже НПУ, при крайних значениях - на 2 м ниже
и 0 . 3 м выше е г о . В с оо т в етс тв и и с уровнем средняя площадь
зеркала водоема сост а в л я ет 4200-4300 км^, объем - 2 2 . 4 - 2 3 . 2
км3. При наиболее вы соком уровне плошадь зеркала увеличива­
ется до 4650 км2, объем - до 2 6 .4 км^. Минимальные значения
площади и объема водохранилища для данного сезона равны
со о т в е тс тв е н н о 3600 км^ и 1 7.3 км3 .
Характерная особенн ость циркуляции вод летом - преоблада­
ние ветровых и компенсационных течений. Под воздействием
их водная м а сса обладает значительной подвижностью, особенно
в поверхностном сл ое. Даже при слабых и неустойчивых ветрах
ск о р о с ть перемещения поверхностных вод дости гает 6 -8 , а в
некоторых случаях 14 с м / с (Эдельштейн, 1963; Литвинов, 1966).
В етровые течения сопровождаются компенсационными и вы зы ­
вают перемешивание водной толши.
Ч астое и интенсивное перемешивание вод с п о с о б с т в у е т бы с т ­
рому распространению тепла в придонные слои. В результате
э т о г о уже в начале лета температуры поверхностного и придон­
ного слоев близки. Прогрев же придонных слоев активизирует
накопление тепла в донных отложениях.
При большом объеме и максимальных размерах акватории
уменьшение притока основных рек и ве т р о вое перемешивание
сглаживают различия между характеристиками вод отдельных
районов водохранилища. Однако даже при весьм а интенсивной
аэрации воаы средний уровень насыщения ее кислородом не
дости гает 100%, а сост а в л я ет лишь 87%, что несколько ниже,
чем весной. Это обусловливается усиленной деструкцией орга­
нического вещества, которая не компенсируется фотосинтезом.
Несмотря на перемешивание воды в безледный период чаще,
чем подо льдом, прослеживается стратификация по кислороду,
В среднем за лето в поверхностном горизонте П ереборского
залива насыщение равьо 93%, на середине глубины - 83, а в
придонном - 73%. На мелководье у Р ож н овского мыса летом
водная толща по кислороду также неоднородна: в п оверхност­
ном сл ое - 97, а у дна 88% (Ры бинское водох ра н и л и щ е...,
1972 ).
В середине лета при штилевой погоде отмечены случаи,
когда деструкционные процессы при высокой температуре воды
и ила настолько сильно активизированы, что насыщение кисло­
родом падает до 20%. Однако случаи так ого сильного обеднения
35
1
воды кислородом довольно редки и носят локальный характер.
В среднем петнее насыщение вполне достаточно для нормального
развития и жизни организмов.
Для сезона характерны некоторые различия вод и по цвет­
ности. По осредненным данным М. А. Фортунатова ( 1 9 5 9 ), петом
максимальная цветность воды выше 100° характерна лишь для
мопожских вод выше с . Харпамовское. К Борку Заповедному
она снижается до 80—100°. Такая же цветность отм еч ается в
шекснинской воде вверх по течению от с . Мякса. Вода шекснин­
с к о г о потока от с. Мякса до д. Ягорба, а также молож ского южнее Борка Заповедного, как и воды вдоль с е в е р о - в о с т о ч н о г о
и в о с т оч н ог о берегов водохранипища, обычно менее окрашены
и цветность их колеблется о т 60 до 8 0 °. Наименее цветные
воды петом в Главном плесе и в волжском потоке.
В годы с различной водностью абсолютные значения и рас­
пределение цветности по акватории водоема заметно отличаются
от приведенных средних. Летом маловодного года по всей аква­
тории цветность ниже средней, а темноокрашенные воды в с т р е ­
чаются лишь в верховьях Мологи и Шексны. В многоводные
годы значения цветности примерно вдвое выше, чем в маловод­
ные, и темноокрашенные воды проникают значительно южнее в
Главный ппес водохранилища.
С поступлением в водохранилище высокоминерапизованных
вод летней межени увеличивается минерализация речных потоков,
однако для водоема в целом характерно постепенное выравнива­
ние содержания количества главных ионов, и петом различия в
минерализации вод по акватории водоем а практически
отсут­
ст в ую т .
ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ ОСЕНЬ
С установлением постоянного отрицательного тепл ового по­
тока из водоема в атмосферу и с началом охлаждения е г о вод­
ной топщи наступает гидрологическая осень. Это ч асть г о д о в о ­
г о цикла, на протяжении которой термический режим водоема
характеризуется процессом охлаждения водной м ассы . В начале
сезона идет выравнивание температуры по глубине, з а т е м на­
ступа ет гомотер^мия, а к концу сезон а формируется обратная
стратификация, обусловливающая процесс ледообразования.
Процесс ледообразования представляет собой особый переход­
ный период, в течение которого происходит существенное изме­
нение многих гидрологических характеристик,
прежде в с е г о
отдельных составляющих тепл ового баланса в формировании
температурного режима водоем а. Э т от процесс начинается с
момента охлаждения поверхностного слоя, а при наличии турбу­
лентного перемешивания и всей топщи воды до значений, близ­
ких к 0 °, и заканчивается полным ледоставом.
5Н
Продолжительность процесса замерзания водоем а в отдельные
годы сильно колеблется - иногда р астяги вается до 10 дней и
более. Разновременность ледостава в отдельных районах может
иметь сущ ественное влияние на температурные особенн ости под­
ледного периода, особенно в начале зимы.
Эти процессы в водохранилище протекают на фоне понижения
уровня в связи с увеличением расходов Рыбинской ГЭС. Пре­
вышение сб р о с а из водоем а над притоком в него в среднем на
2 . 0 км3 , а в отдельные годы до 3 . 3 кмЗ и вы зы вает с и с т е м а ­
тическое понижение уровня, а следовательно, уменьшение объе­
ма и площади зеркала водохранилища. Следует, однако, о т м е ­
тить, что в отдельные годы осенью обильные осадки в бассейне
вызывают превышение притока над с б р о с о м . Э то влечет за с о ­
бой кратковременный осенний подъем уровня. Отмечена величина
такого повышения его, равная 0 .8 м. При большом осеннем
паводке интенсивность водообмена, который осенью выше, чем
летом, м ож ет увеличиться более чем вдвое по сравнению со
средним многолетним значением.
Преобладание расхода над притоком в осенний период приво­
дит к усилению сток ов ы х течений на отдельных участках,
но
решающее значение в циркуляции вод о с т а е т с я за ветровыми
течениями. В этом се з о н е вет р овое воздействие на водоем уси­
ливается и вы зы вает не только перенос водных м а сс , но и ин­
тенсивное ветр овое волнение. Э т о м у способствуют прежде в с е г о
размеры акватории водоем а. Средняя величина акватории в о д о ­
хранилища в се з о н е с ос т а в л я ет 4050 км^, объем - 21.1 км3 ;
при максимальном уровне она мож ет увеличиться на 400 км2,
объем - на 3. 1 км3.
Такие параметры водоема обеспечивают значительные раз­
гоны волн для большинства направлений ветра, а повышенная
с к о р о с т ь ветра и частая е г о п ов т о р я ем ост ь вызывают возник­
новение и развитие волнения. В ет р овое волнение на больших
участках водохранилища перемешивает в с ю водную толщу от по­
верхности до дна и тем самы м оказы вает сущ ественное влияние
на теплообмен между водной толшей и дном,
а также между
мелководными и глубоководными участками водоем а.
В результате интенсивного перемешивания вод содержание
кислорода в них по сравнению с предшествующим с е з о н о м уве­
личивается до 92%. Распределение его по акватории и глубине
однородно. Э то относится и к другим характеристикам водных
масс.
По многолетним данным, осенью воды с наибольшей цвет­
ностью прослеживаются в моложском потоке до выхода на тра­
верз Центрального мыса, в шекснинском - до с. Мякса - и
заполняют предустьевые участки рек Ухры и Согож и. Наименее
цветные воды несет волжский поток.' Воды Главного плеса име­
ют промежуточную цветность между более окрашенными водами
Мологи и Шексны и менее окрашенными водами вол ж ского п о57
1
тока. Однако эти различия невелики, а ч астое и интенсивное
ветровое перемешивание выравнивает значения цветности по
акватории и глубине водоема.
Э то относится и к минерализации вод. Начавшееся еще в
конце лета увеличение минерализации речных вод для разных
рек проходит с различной интенсивностью. Значительных разли­
чий в су м м е главных ионов в водах водохранилища осенью не
наблюдается. Только к концу сезона более минерализованные
речные воды д ости гаю т центральной части водоем а и значитель­
но повышают минерализацию окружающих вод.
Изложенные общие представления об особенн остях гидрологи­
ческих сезон ов в Рыбинском водохранилище послужат основой
для анализа многолетних данных по температуре воды и грунтов
в со о т в е т с т в и и с естеств ен н ы м ходом теплообмена, позволят
установить главные причины, обусловливающие пространственную
и временную изменчивость температуры в э т о м сложном по ре­
жиму и эксплуатации водоем е, п ом о г у т выявить основные зако­
номерности этих изменений с целью последующего прогнозиро­
вания одного из важнейших экологических факторов.
58
Г л а в а
1У
ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ВОДНОЙ ТОЛШИ
Анализ имеющихся многолетних данных по температуре воды
Рыбинского водохранилища целесообразно вести с учетом о с о ­
бенностей гидрологических с ез о н ов . Такой порядок изложения
наиболее с о о т в е т с т в у е т ест ес тв ен н ом у ходу теплообмена в водо­
еме в год овом цикле. Приняв за основу выделенные
нами гид­
рологические сезон ы ( с м . главу III), рассмотрим температурные
изменения в водной толще водохранилища с зимнего периода,
главная о соб ен н ост ь которого - наличие ледостава.
ЗИМНИЙ ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ВОДНОЙ ТОЛЩИ
За начало зимнего периода мы принимаем дату, когда вод о­
хранилище впервые покрывается льдом. Именно к м ом енту пол­
ного ледостава в водоем е соз д а ю тс я в с е условия, определяющие
температурные особенности зимнего периода. Исследования
В. И. Колкутина и С .Н . Тачалова (1968) показали, что ледо­
став в Рыбинском водохранилище мож ет наступать в день охлаж­
дения поверхности воды до 0 ° , но в зависимости от интенсив­
ности выхолаживания атмосферы и в е т р о в о г о воздействия время
процесса замерзания водоема может растягиваться до 10 дней
и более.
Е стественн о, что определение таким образом начала подлед­
ного периода условно, поскольку отдельные участки и плесы
водохранилища покрываются льдом раньше, чем в е с ь водоем .
Характерное для зимнего периода распределение температуры
наступает раньше также на отдельных участках.
Аналогичная неопределенность наблюдается и при определении
конца зимнего периода. Перестройка терм ич еского режима от
условий зимы к весне в водохранилище начинается в апреле
еще при наличии ледяного покрова, когда увеличивается приток
солнечной радиации,и обычно в конце первой декады происхо­
дит переход среднесуточной температуры воздуха через 0 ° к
положительным значениям. К э т о м у времени относится и начало
весеннего ледотаяния, дату которого наиболее целесообразно
считать концом зимнего периода.
RQ
Объективность определения сроков окончания зимнего сезона
подтверждается данными о вскрытии Волжского плеса, которое
по многолетним наблюдениям приходится на первую половину
апреля. Как и при замерзании, начало ледотаяния и вскрытие
отдельных участков водохранилища происходят неодновременно.
Сроки наступления этих процессов различны и изменяются в до­
вольно широких пределах в зависимости от гидрометеорологи­
ческих условий.
Несколько иначе к определению конца зимнего периода под­
ходят другие исследователи. За окончание его многие из них
принимают дату полного очищения водоема ото льда,
включая
таким образом процесс вскрытия и очищения водохранилища ото
льда в зимний период.
В узких речных плесах, где ск орости течения более высокие,
неподвижный ледяной покров сохраняется от 95-103 до 162-183
су т , в среднем 137-148 с у т (табл. 1 6).
В открытой части водоема ледостав на 5 -10 с у т дольше. Е го
средняя продолжительность 148-155 с у т , наибольшая - 172-194
су т. Самый короткий подледный период, порядка 64 с у т , харак­
терен для верховьев Волжского плеса ( Гидрометеорол. р е ж и м . . . ,
1975).
С нашей точки зрения такое определение конца зимнего пе­
риода н ест р о го обосновано физически. Процесс вскрытия и
очищения водоема о т о льда п редставляет собой особый переход­
ный период о т зимы к весне, во время которого идет интенсив­
ная перестройка терм ич еского режима от условий зимнего пери­
ода к режиму, свойственному гидрологической весне. Продол­
жительность данного периода весьм а существенна: только на
очищение водохранилища от о льда после вскрытия водоем а т р е ­
буется 8 -1 5 с у т (Колкутин, 1968).
Учитывая специфические
особенности переходного периода, наиболее правильным будет
отнесение е г о к ранней фазе гидрологической весны, когда про­
исходит нагревание водоем а в условиях обратной температурной
стратификации.
Ограниченность наблюдений по температурному режиму водо­
хранилища в переходные периоды не позволяет определить более
точно, в какой момент замерзания имеются условия, создающие
температурные особенности подледного
* периода, а при вскры тии.*
когда эти условия см еняются другими, характеризующими
на­
ступление последующего сезон а. Это затрудняет более ст р о г о е
определение границ гидрологической зимы.
Разновременность замерзания отдельных районов водохрани­
лища м ож ет иметь существенное влияние на формирование т е м ­
пературных условий подледного периода, особенно в начале зи­
мы. Вполне вероятно, что температурный режим открытых уча­
стков водоема оказывает воздействие на температурные харак­
теристики районов, покрытых льдом. В результате ветровых
течений, возникающих на свободных о то льда участках водох ра 60
Т а б л и ц а
16
В ремя наступления и окончания подледного т е м п ера турн о го периода
и е г о продолжительность
Начало периода (начало
л едоста ва )
Отанция
( очшце-
Длительность ле­
достава, су т
среднее
значение
крайние сроки
средияя
дата
крайние
значения
28 XI
10 I У -2 У
23 VT
107-162
137
21 XI
19 I V - 2 0 У
4 У
124-176
148
23 Х - 9 XII
18 XI
16 1V - 7 У
27 1У
95-183
148
25 Х - 2 XII
ПХ1
9 1 V -4 V
22 1У
127-181
148
24 Х - 7 XII
13 XI
27 I V - 1 6 У
5 V
141-194
155
24 Х - 7 XII
14 XI
13 I У - 7 У
27 IV
137-184
155
4 X I - 1 6 XII
24 XT
19 IV -2 1
3 У
119-172
149
8 X I - 1 0 XII
22 XI
21 TV-17 V
У
132-167
151
крайние сроки
Мышкино
( 1 9 4 8 - 1 &72 г г . )
Брейтово
( 19 51 -1 97 2 г г . )
В есьегонск
( 1 9 4 8 -1 9 7 2 г г . )
Череновец
(19 5 2 -1 9 7 0 г г . )
Мякса
(1 9 5 1 -1 9 7 2 г г . )
П ош е х о н ь е -В о л о дарск ( 1 9 4 8 -1 9 5 8 г г .'
М ол ога -м ы с Рож новский (1 9 4 8 —
1972 г г . )
Пере эоры
(19 4 8 -1 9 7 2 г г . )
Конец периода
ние о т о льда)
10 Х - 2 2 XII
3 X I - 1 5 XII
средняя
цата
У
1
Т а б л и ц а
17
Нарастание топшины льда на п осту мы с Рожновский
в ноябре 1965 г . (Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975)
Число месяца
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
Толщина льда,
см
8
9
9
13
15
19
19
20
20
24
30
нилиша, и сейшевых колебаний водной м а ссы возникает горизон­
тальное перемещение водных м а сс с разной температурой. Эти
динамические явления приводят к неустойчивому состоянию
вод, м о г у т вы зывать изменения распределения температуры по
вертикали в целом теплозапаса подо льдом. В се э т о свидетель­
ст в у е т о т о м , что принятые границы зимнего периода хотя и
условны, но физически наиболее объективны.
Ледяной и снежный покров
Поскольку особенн ости температурного режима зимнего пе­
риода в значительной мере определяются состоянием ледяного
и снежного покровов на льду, р ассмотрим в общих чертах ха­
рактеристики их в Рыбинском водохранилище. Обычно начальная
толщина льда после ледостава с ос т а в л я е т 8 -1 0 с м и сильно м е­
няется по акватории водохранилища. В начале зимы для вод ое­
ма характерно нарастание толщины льда. Э т ом у с п о с о б с т в у е т
от су т с т в и е снежного покрова на льду или незначительная е г о
вы со та .
В э т о т период в среднем за сутки толшина льда уве­
личивается на 2 -3 см , достигая иногда 5 -6 с м (табл. 17),
В первую половину зимы нарастание ледяного покрова проис­
ходит преимущественно с нижней поверхности, в конце декабря
интенсивность его уменьшается до 0 . 5 - 1 , 0 с м в сутки. С на­
коплением сн ега на льду нарастание льда с нижней поверхности
еще больше замедляется и в дальнейшем происходит в основном
за с ч е т образования снежного льда. Снежный
лед образуется
в резул ьтате выхода воды из трещин, намокания нижних слоев
снега и последующего е г о замерзания. К концу зимы в отдель­
ных районах водохранилища он мож ет сост а в л я т ь до 30-40% об­
щей толщины льда (Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975).
Для условий Ры бинского водохранилища толшина ледяного
покрова 6U-80 см во второй половине марта - обычное явление.
Распределение толщины льда по акватории водоема определяет­
ся гидродинамическими условиями и условиями замерзания, а
также интенсивностью нарастания в течение зимы. Наименьшая
толщина е г о наблюдается в Волжском плесе о т Углича до пос.
Мышкино, в верхнем бьефе Рыбинской ГЭС и шекснинской г о р ­
ловине, а также в районе В есьегонска. На этих участках толщина
62
Рис. 12. Зависимость то^пцины льда от
су м м ы отрицательных температур в о з д у ­
ха (Гидрометеороп. р е ж и м . . . ,
1975).
а - Переборы, б - Череповец, в - Мяк­
са. По оси ординат - толщина льда, см ;
по оси абсцисс - сум м а отрицательных
температур воздуха, град.
льда с ос т а в л я ет примерно 2 / 3 от ее с р е д ­
них значений в Главном плесе. В послед­
нем толщина льда сравнительно однород­
на и несколько уменьшается над руслами
рек. Максимальная толщина льда в в о ­
дохранилище отмечена в Переборском з а ­
ливе, где в марте 1945 г, она равнялась
105 с м .
Как, уже отмечал ось, в образовании
льда определенную роль играет снежный
покров, Толшина льда в отдельных пунк­
тах водохранилища зависит от в ы соты снежного покрова на льду
(рис. 12): при в ы с о т е сн ега на льду ниже нормы толщина
льда увеличивается и, наоборот, при в ы с о т е снега выше нормы
толщина льда уменьшается при одной и той же с у м м е отрица­
тельных температур воздуха. Снег оказы вает и прямое воздей­
ствие на температурные условия водоем а, изменяя характер
теплообмена между водоемом и атмосферой.
Обычно в первые дни после ледостава сн е г на льду о т с у т с т ­
ву ет и лишь в течение последующего месяца накапливается спой
вы сотой 6 -7 с м . Наибольшее количество снега выпадает в де­
кабре-январе, и к концу февраля вы сота снежного покрова на
пьду дост и г а ет 15-20 см . В первой половине зимы снежный по­
кров по акватории водохранилища, как правило, располагается
более или менее равномерно, а в о второй половине - в откры­
той части водоем а сн ега больше. Максимальная толщина снега
на льду Ры бинского водохранилища сост а в л я е т в конце
зимы
4 0-50 с м и в последних числах марта начинает уменьшаться, а
в середине апреля сн е г на льду исчезает.
Температура воды в зимний период
Данные о температурном режиме водохранилища в подледный
период весьм а ограничены, однако анализ их позволяет дать
общ^ю характеристику распределения температуры воды по акватррии водоем а, е г о глубине и показать особенности темпера­
турных условий на отдельных участках. Наиболее хорошо изучен
в этом отношении Волжский плес.
83
Т а б л и ц а
18
Температура воды ( ° С ) в подледный период
ниже Углича (в 3 км)
Дата
Г оризонт
14 II 1952
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
П оверхность
Дно
23 II 1952
10 III 1952
15 11 1954
29 XII 1954
13 II 1955
7 II 1957
Правый
склон
0 .2
0 .3
0. 1
0.1
0
0.1
0.1
0 .2
0
0. 1
0.1
0. 1
Русло
Левый
склон
0
0 .2
0
0.1
0.1
0.1
0
0.1
0.1
0 .3
0
0.1
0
0
0.1
0 .2
0.1
0 .2
0.1
0. 1
0 .2
0 .2
0
0.1
0
0
В зимний период из Угличского водохранилища в Рыбинское
поступает вода с температурой порядка 0 . 3 ° . При прохождении
агрегатов ГЭС и в полынье нижнего бьефа Угличской ГЭС она
заметно охлаждается и, как показали измерения, выполненные
в районе Углича, по сечению потока температура волжской в о ­
ды колеблется в пределах 0 . 1 - 0 , 2 ° (табл. 1 8).
О
том, что значения температуры воды в нижнем бьефе Уг­
личской ГЭС близки к приведенным (та бл . 18), св и детел ьству­
ют измерения у с. Зопоторучье и у пос. Мышкино (та бл . 19).
Аналогичная температура воды сохраняется на в с е м протя­
жении до выхода волж ского потока в Главный плес. Как по по­
перечному сечению потока, так и по глубине обычно наблюдает­
ся гом отерм ия при температуре воды от 0 до 0 . 3 ° (та бл . 2 0 ).
Данные многолетних измерений температуры воды показыва­
ют большое однообразие ее значений и характера распределения
по в с е м у Волжскому плесу. Воды, сбрасы ваем ы е из Угличского
водохранилища, при относительно высоких ск оростя х течения
имеют практически одинаковую температуру до выхода в Глав­
ный плес, куда они поступают имея значения около 0 . 1 ° в верх­
нем метр овом сл ое и 0 . 2 ° в придонном (Рутковский, 1963).
В зоне соприкосновения волж ского потока с водной массой
Главного плеса, особенно в Югском и Переборском заливах,
температура воды заметно выше, чем в Волжском плесе.
В
Ю гском заливе и в русле Волги между Юршинским
остр овом
и п -о в о м Вараксин прослеживается обратная стратификация т е м 64
Т а б л и ц а
19
Температура воды в подледный период
в нижнем бьефе Угличской ГЭС
Дата
Горизонт
Золоторучье
14 Г1 1952
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
0
0 .2
0
0
0
0.1
0
0.1
0
0
0
0
23 П 1952
15 11 1954
13 II 1955
30 III 1955
7 -9 II 1957
18 11 1962
Мышкино
-
-
0
0
0
0. 1
0
0.1
0
0.1
0
0.1
пературы: в верхних слоях водной толщи сохраняются ее значе­
ния, равные 0 - 0 . 4 ° , а в придонных температура до ст и г а ет 1 .4 ­
2 . 0 ° . Еще более стратифицированы воды П ереборского залива
(табл. 2 1 ) . По данным многолетних измерений на рейдовой вер­
тикали на глубине 0. 5 - 0 . 8 м подо льдом значения температуры
воды менялись от 0 до 1 .3 ° , а у дна - от 0. 5 до 5 . Наиболее
вероятно, что на участках плеса, удаленных от оси волжского
потока и имеющих слабую проточность, прослеживается прогрев
водной м а ссы за с ч е т теплового потока от дна.
М ного общего с температурным режимом Волжского плеса
зимой наблюдается в Моложском, особенно в зоне выклинивания
подпора. На русловом участке Мологи, где гидравлические у с­
ловия близки к речным, температура воды, как и в нижнем бье­
фе Угличской ГЭС, близка к 0 ° . При этих значениях темпера­
туры в с ю зиму сохраняется гом отерм ия. С температурой окопо
0 ° моложские воды поступают в В е сь егон ск ое расширение.
Уменьшение проточности в нем сопровож дается незначительным
повышением температуры воды. В этом* районе по ходу молож—
ских вод до Главного плеса температура их колеблется от 0.1
до 0. 5 . Некоторое повышение ее прослеживается в придонных
слоях (табл. 2 2 ) .
В большинстве случаев распределение температуры с глуби­
ной довольно однородно (табл. 2 2 ) . Исключение с ос т а в л я е т зи­
ма 1960/61 г . , когда она в придонных горизонтах достигала
2 . 3 ° и наблюдалась отчетливо выраженная обратная стратифика­
ция. Наиболее вероятно, что повышению температуры придонного
со
05
Т а б л и ц а
Т емпература
20
воды
(°С )
в п одл едн ы й
период
1954 г .
1952 г .
С та н ц и я Г о р и з о н т
1011
на р а з р е з е
Б ор ок-К оп ри но
1957 г .
19 56 г .
2 5 II 21 III 29X11 1 а и 29 III 4 II
15 II
28 II
19 III 28X11 2 6 1
22 III
1959 г .
27 I
16 II
1962 г .
1 IV
251
28 III
Поверх­
н ость
0
0
0. 1
0.1
0
0.1
0
0
0
0. 1
0
0
0
0.1
0
0
0
0
Дн о
0. 1
0. 1
0. 1
0 .2
0 .1
0 .2
0
0. 1
0
0. 1
0
0
0 .1
0 .2
0
0
0 .1
0
Поверх­
ность
0. 1
0
0. 1
0.1
0
0 .2
0
0
0
0 .1
0
0
0. 1
0 .2
0
0
0
0
Дн о
0. 1
0 .2
0 .2
0. 1
0
0 .2
0
0
0. 1
0 .1
0 .1
0
0. 1
0 .2
0. 1
0
0 .2
0
Поверх­
н ость
0. 1
0
0. 1
0
0
0 .2
0
0
0
0. 1
0
0
0
0 .2
0
0
0
0
Дн о
0 .2
0 .2
0. 1
0
0
0 .3
0
0
0
0 .1
0.1
0
0
0.1
0.2
0
0 .3
0.1
Левый
с к л он
русла
Поверх­
ность
0. 1
0. 1
0. 1
0
0
0.2
0
0
0.1
0. 1
0
0
0. 1
0.1
0
0
0
0
Дн о
0 .2
0 .2
0 .2
0
0.1
0 .3
0 .2 0. 1
0 .3
0 .1
0.1
0
0. 1
0 .2
0 .2
0
0 .3
0
Л евая
пой м а
Поверх­
ность
0.2
0
0 .2
0
0.1
0 .2
0
0
0 .1
0. 1
0
0
0. 1
0 .2
0
0
0
0
Дн о
0 .2
0. 1
0 .2
0
0. 1
0 .2
0.1
0. 1
0 .2
0 .2
0
0
0 .2
0 .2
0. 1
0
0
0
Прав ая
пойма
Пр ав ый
с клон
р усла
Русло
Т а б л и ц а
21
Т ем п ер а ту р а воды ( ° С )
Станция
Гориэонт
В о л ж с к о го плеса в подледный период
14 11 2311
Поверх­
ность
Дно
Поверх­
Коприно
ность
Дно
Ш умаров- Поверх­
ский остров ность
Дно
Поверх­
Молога
ность
Дно
Между М о- Поверх­
логой и
ность
Юршинским Дно
островом
Югский
Поверх­
залив
ность
Дно
Русло Вол­ Поверх­
ги у д. Лав­ ность
ров о
Дно
Русло Вол­ Поверх­
ги у д. Пе­ ность
реборы
Дно
Г лебово
1954 г.
1952 г.
15 Г1 29, 30 III
1955 г.
13 II
29,30)11
1958 г .
1957 г.
7 -9 II
1 Г1
16 II
1959 г.
24 III
1961 г.
14, 15 II
17, 18 III 25 ХП
-
0 .2
0
0
0 .2
0. 1
0
0
0
0
0
0
0
0 .2
0. 1
0
0
0. 1
0
0 .2
0 .2
0. 1
0
0. 1
0
0. 1
0
0. 1
0
0. 1
0
0.1
0
0
0
0.1
0
0
0 .2
0
0 .2
0
0. 1
0 .3
0 .2
0
0
0. 1
0
0. 1
0 .2
0. 1
0
0
0 .2
0 .2
0 .2
0
0.1
0. 1
0. 1
0. 1
0 .3
0 .3
0 .2
0
0 .4
0.1
0 .3
0 .3
0. 1
-
0. 1
-
0 .3
0 .2
0. 1
0.1
0 .5
0
-
_
_
_
0 .2
0. 1
0 .3
_
_
_
0 .4
_
0 .5
-
-
-
0. 1
0 .2
-
-
-
-
-
-
-
0.1
0. 1
0
0. 1
0
0 .2
-
_
_
0
-
0 .2
0. 1
0 .2
-
0 .2
0 .3
0 .5
_
_
0. 1
0
0 .7
0 .3
1.1
1.0
1.4
-
-
-
-
0. 1
-
0. 1
0
_
-
0.1
0
.
_
1. 1
0. 1
0
_
_
-
_
_
0 .4
0 .7
0 .2
-
2 .0
0 .2
0 .3
0 .8
0
0. 1
1.6
0
0. 1
1.5
0. 1
1.8
0.1
0.2
3 .0
4. 6
1.4
-
1.7
1 .6
1.8
2 .3
2 .0
2 .7
1.6
2 .0
1.6
_
_
0
Т а б л и ц а
С та н ц и я
21
(п родолж ени е)
1В82 г.
Г орнэонт
р
1984 г .
.
28 111
5 ТУ
в П
0 .2
0 .2
0
0. 1
0
0
0. 1
0. 1
0.1
0.1
-
0
0 .4
0. 1
0
0
0. 1
0 .2
0 .2
0
0.1
0
0
0. 1
0. 1
0. 1
0 .2
0. 1
0 .2
0
0 .4
0.1
0.1
_
-
0 .2
0 .2
-
-
-
0
0.1
0
0 .2
0
0 .2
0
0 .2
0. 1
0 .4
0
0. 1
0
0 .2
0 .2
0 .2
0
0 .2
0
0.1
0. 1
0 .3
0.1
0 .2
0 .3
0 .3
0.1
0 .3
0.1
0.1
_
0 .2
~
0 .4
0. 1
0 .5
“
0
0 .2
0 .2
0 .2
0.1
0 .4
0
0.1
0. 1
0.1
0. 1
0 .8
—
-
_
_
_
_
-
_
-
-
-
-
-
-
-
-
-
_
_
_
30 Т
18 П
17 III
П о ве р х н о с ть
Дно
0
0. 1
0
0 .2
Коприно
П о ве р х н о с ть
Дно
0
0.1
Ш у м яр о в ски й
остр ов
П о ве р х н о с ть
Дно
М о п о га
П о в е р х н о с ть
Дно
0
0. 1
М е ж д у М о ло ­
той и Юршинсхим о с тр о во м
П о ве р х н о с ть
Дно
0
0 .3
Ю гски й запил
П о в е р х н о с ть
Дно
Г лебово
1863
_
_
18 Т У
26 X I I
2 11
11 ТУ
Р у с п о В о п ги
у а. Л а вр о во
П о в е р х н о с ть
Дно
-
0 .1
1.1
0 .2
0 .8
_
-
-
0 .3
1 .6
-
-
0 .2
1.8
-
Р у с л о В о п ги
у п. П еребор ы
П о в е р х н о с ть
Дно
0 .2
2 .5
0. 1
2 .2
0 .5
2 .4
0. 5
1 .8
0 .3
1.7
0 .2
1 .5
1.2
2 .0
0 .2
1.0
0 .2
1 .8
-
_
-
Т а б л и ц а
22
Температура воны (°С ) в поцпедный период
на русловых станциях Мопожского ппеса
Стан­
ция
Горизонт
Весье­
гонск
0.5
Дно
Поверх­
Борок
Заповед­ ность
ный
Дно
Против
устья
Ламы
Поверх­
ность
Дно
1953 г* 1956г. 1957г. 1959 г.
14111
31 III
2 111
0.1
0.2
0
0.2
_
_
-
-
-
_
0.2
0
-
-
0.5
0.3
6И
-
0. 1
0.2
0
-
0.4
0.5
0.4
1961 г.
1962 г.
1963 г. 1964 г.
2 И 19 III 6 И 29 III
3 II
0.2 0.3 0. 1 .
0.5 0.8 0.3 _
_ 0.2 _
-
-
_
_
2 III
_
0.2
_
0.2 0.3
-
0.3
0.2
0.2
1.0 2.3
-
0.2
0.5
0.4
_
_
слоя воды в данном случае сп особ ст вова л о вы сокое теплосодер­
жание грунтов, отмечавшееся петом 1960 г. Это тепло п о с т у ­
пает в воду о т теплого дна и при незначительной проточности
накапливается в придонных горизонтах воды, повышая ее т е м ­
пературу.
Сильные оттепели в э т у зиму сопровождались увеличением
стока некоторых рек и особенно Волги. В результате повыше­
ния уровня водохранилища и увеличения подпора с о стороны
водной м а ссы Главного плеса в речных плесах происходит умень­
шение проточности и ослаб пение перемешивания, что и с п о с о б ­
с т в у е т накоппению тепла в придонных слоях в резул ьтате теп­
лоотдачи е г о дном. Аналогичная картина наблюдалась и в Пере­
борском заливе.
В Шекснинский плес в течение всей зимы поступают воды
Шекснинского водохранилища и притоков с'т е м п е р а т у р о й , близ­
кой к 0 ° . В верхней части плеса, г д е постоянно сохраняется
заметная проточность (Эдельштейн, 1963), прогрева вод прак­
тически не происходит и в подледный период температурные
условия близки к гомотермии. Но в отдельных с л у ч а я х ( табл. 23)
температура воды в придонных слоях мож ет д ости гать 1° и
более. Особенно зам етн о повышение ее с приближением шекс­
нинского потока к южной границе плеса, где четко проявляется
уменьшение проточности. Так, зимой 1966/67 г.
на русловом
участке плеса в районе с. Мяксы температура воды в придон­
ном сл ое достигала 2 . 3
и прослеживалось наличие обратной
стратификации.
Таким образом, в подледный период наиболее низкая т ем п е­
ратура воды (около 0 ° ) наблюдается в речных потоках Волги,
Мологи и Шексны. Между этими потоками много общего как
в абсолютных значениях, так и в характере изменений т е м п е 69
Т а б л и ц а
23
Температура воды ( ° С ) в подледный период
на русловых станциях Шекснинского плеса
Станция
Выше Чере­
повца (2 км)
О-в Луковец
Вичелово
Ольхово
Мякса
1961 г.
1963 г.
Г ори- 1957 г. 1959г.
зонт,
9 II 15, 16 II 22 111 30 I
31 III
м
0.5
8 -9
0 .5
8 -9
0 .5
8-9
0 .5
5 .0
10-12
0 .5
5 .0
10-12
0. 1
0 .2
0.1
0 .3
0. 1
0 .2
-
0.1
0.1
0
0 .5
0
0. 6
-
-
-
-
-
0.1
-
-
-
0 .3
-
_
—
-
4 I
-
_
-
-
-
-
-
0
1 .2
1 .4
0. 1
1 .5
1.9
-
0 .7
0 .8
0 .8
0 .2
1.1
1.5
0 .4
1.1
1.9
1.1
1.7
2 .2
-
0 .4
1.9
2 .3
_
-
1964 г.
-
-
2811
-
0 .2
0 .8
1 .0
0. 1
0 .6
1 .0
ратуры. Когда водоем покрыт льдом и теплообмен с атмосфе­
рой затруднен, они определяются прежде в с е г о динамикой вод,
в частности режимом течений. В той части речных плесов, где
с к о р о сть течения существенна и обеспечивает перемешивание
вод и перенос тепла, наблюдается равномерное или близкое к
нему распределение температуры по глубине водоема.
На участках с замедленным водообменом и на границе реч­
ных плесов с Главным, где ск о р о с ть течения заметно умень­
шается, прослеживается влияние теплоотдачи дна на температу­
ру воды придонных горизонтов и температура с глубиной повы­
шается, появляются признаки обратной стратификации водной
толщи, которая в отдельных случаях бывает выражена вполне
отчетливо.
В Главном плесе зимой отм ечается более существенная не­
однородность температурных условий. Многолетние
данные
позволяют высказать некоторые соображения о распределении
температуры по акватории плеса, рассчитать средние значения
по отдельным горизонтам, выявить особенности ее изменения
с глубиной.
Значения температуры воды в Главном плесе для рассматри­
ва е м о го периода заметно выше, чем в речных. Так, уже на
выходе шекснинского потока в Главный плес, как правило,
температура выше 1°. Если в наиболее холодные зимы те м п е ­
ратура придонного слоя воды обычно не превышает 1°, т о в
отдельные годы на малопроточных участках плеса значения ее
могут быть выше 4 °.
70
IS
30
*5
SOKM
Рис. 13. Распределение температуры воды на разрезе Б р ейтов о -К о п о б о в о 2 5-29 ХП 1961.
По ходу изотерм (рис. 13) в наиболее широкой части плеса
видно, что в подледном 2 -м е т р о в о м сл ое воды температура не
превышает 0 ° . На глубине 4 м она уже 0 . 5 ° и, си стематически
.повышаясь с глубиной, у дна дости гает 3 ° и выше.
Аналогичная картина наблюдается по продольному профилю
плеса (ри с. 14). В со о т в е т с т в и и с распределением глубин т е м ­
пература в придонном сл ое воды от мы са Р ож н овского в с т о р о ­
ну с. Мякса меняется от десятых долей до 3 ° . Минимальные
ее значения наблюдаются на мелководных участках, максималь­
ные - на участках с большими глубинами.
Зимой прослеживаются заметные различия в температуре
водной толши и по акватории водоема, особенно четко в придон­
ных слоях. Это подтверждается распределением изотерм (рис. 15)
и приведенными данными (та бл . 2 4 ) . В северной части плеса
температура воды в январе 1961 г . равнялась 0 . 5 - 2 . 0 , в з а ­
падной - от 0 . 5 до 1 .5 , в центральной - от 0 .3 до 1 .5 . Р а з ­
личия в температуре водной толши по акватории плеса отм еча­
лись и в феврале э т о г о года, на глубине 2 м она колебалась
от 0 .3 до 0 . 6 , а в северной части у с.Г а ю ти н о составляла
1 .5 . В э т о же время в придонном сл ое наиболее низкая т е м ­
пература ( 0 . 3 - 1 . 0 ) зафиксирована в южной и ю го-вост оч н о й
частях плеса, а самая высокая (д о 2 . 5 - 3 . 0 ) в с е в е р о - в о с т о ч ­
ной, западной и юго-западной. К концу сезона значения
ее
сущ ественно повысились по всем у плесу и на отдельных его
участках достигали 4 .
Анализ зимних температурных условий Главного плеса за
ряд лет показал, что в каждом из них значения температуры и
характер ее распределения имеют свои особенности. Так, в на­
чале зимы 1962 г . температура воды на большей части плеса
была значительно ниже, чем
в 1961 г. Только на глубине 5 м
о
вепичина ее достигала 1 .2 . Несмотря на более низкие значения
температуры водной толщи, в придонных слоях она составляла
около 2 . 5 . К марту произошло некоторое повышение темпера­
туры. За исключением ю г о -в о ст о ч н о й части плеса, на глубинах
71
°с
Рис. 14. Распределение придонной температуры воды на разре­
зе мыс Рож новский-с. Мякса 14-15 III 1961.
5 -7 м она достигла 2 . 5 ° , а в придонных горизонтах моложско­
г о участка 3 . 0 .
Интересные особенности в распределении и изменении т е м п е ­
ратуры воды в Главном плесе отчетливо прослеживаются в
1964 г. , отличавшемся от предшествующих более низким уров­
нем воды в водохранилище. В начале января при относительно
равномерном распределении по плесу средняя температура на
горизонтах 2 и 5 м превышала таковую 1961 г . на 0 . 4 - 0 . 8 .
В придонном же слое она бы па значительно ниже наблюдавшей­
ся в 1961 г . и только на отдельных небольших у ч а с т к а х с ев ер ­
ной и западной частей плеса достигала 2 . 0 - 2 . 2 (рис. 15).
Изменение температуры в течение подледного периода может
быть существенным, но неоднозначным. Так, если в ю г о -за п а д ­
ной части плеса в феврале и марте 1962 г . происходило повы­
шение температуры до 3 . 5 ° - значений наибольших в эту зиму,
то вблизи мелководной центральной части плеса и у восточн ого
берега наблюдалось ее понижение. В районе Центрального мы­
с а температура воды за февраль понизилась от 1 . 7 - 2 . 7 до 0 .8 ,
а у во с т о ч н о г о берега на 0 . 5 - 1 . 0
(Материалы н абл ю ден и й ...,
1967).
Неоднозначная тенденция в изменении температуры отм еча­
лась и в 1964 г . В западной и юго-западной частях плеса
средняя температура на глубине 5 м и у дна повысилась к на­
чалу марта на 0 . 3 - 0 . 7 ° , наибольшие значения ее достигали
3 . 0 ° . В северной и восточной частях она понизилась и в ряде
случаев оказалась ниже 1 .0
(рис. 1 5 ). О более низких зна­
чениях подледных температур в 1964 г. по сравнению с тако­
выми 1961 г . свидетел ьствую т приведенные данные (та бл . 2 4 ).
Таким образом, характерной особ ен н ость ю изменения т ем п ер а -
Рис. 15. Изменение
температуры в при­
донных слоях по
акватории водохра­
нилища в подледный
период.
а - январь,
б март 1061 г . , в январь, г - март
1962 г . , д - январь,
е - март 1984 г .
Т а б л и ц а
24
С редняя.по горизонтам температура воды ( ° С )
Гпавного ппеса в подледный период
Часть плеса
0.5
Горизонт,
м
2 .0
5.0
10.0
1.1
1.7
1.3
1.8
1.8
1 .7
2 .3
2 .0
1.7
2 .5
2.6
2 .9
2 .9
2 .6
2 .4
3 .7
2 .9
2 .4
_
1 .5
1 .5
1.1
У дна
19-24 II 1961
Западная
Северная
Центральная
0 .2
0 .3
0 .2
0 .3
0 .6
0 .3
19-24 Ш 1!Э61
Западная
Северная
Центральная
0 .8
0 .4
0 .3
1.4
0 .9
0 .7
26 XII 1963-4 Г 1964
Западная
Северная
Центральная
0.1
0 .4
0.1
0 .3
0 .8
0 .3
1.3
1 .5
0 .8
-
-
25 П-3 Ш 1964
Западная
Северная
Центральная
0 .2
0 .2
0.1
0 .4
0 .6
0 .4
1 .6
0 .8
1.0
_
-
1.1
2 .2
1.2
1.5
туры воды Главного плеса зимой является си стем а ти ч еское по­
вышение ее на спабопроточных участках. Так, с февраля по
март 1959 г . у Центрального мыса она повысилась с 0 . 6 до
2 .0 , а на руспе Яны с 3 .7 до 4 . 9 . Тенденция к повышению
температуры водной м а ссы плеса в течение зимнего периода
отчетливо прослеживается по ходу изотерм, а также по о с р е д ненным данным.
При изучении температурных условий подледного периода
большое значение имеет выявление особенностей вертикального
распределения температуры. Поскольку ледостав на Рыбинском
водохранилище при определенной гидрометеорологической ситуа­
ции мож ет произойти и при относительно вы соком теплозапасе
вод (Копкутин, Тачалов, 1968), исходное состояни е вертикаль­
ного распределения температуры м ож ет быть не только близ­
ким к гомотермии, но характеризоваться обратной стратифика­
цией преимущественно на глубоких и слабопроточных участках.
74
Рис. 16. Характерные кривые распределе­
ния температуры воды по глубине в период
ледостава.
1 - 12 IV 1978, 2 1979.
Н,м
0
1
2°С
19 ТУ 1978, 3 - 6 II
Наряду с наиболее распространенным ти­
пом распределения температуры воды при
ледоставе, характеризующемся обратной
стратификацией, встреч аю тся случаи дихотермии, когда минимум температуры р ас­
полагается на некоторой глубине. Подобное
распределение температуры с глубиной на­
блюдается обычно в конце сезон а и о б у с ­
ловлено прогревом поверхностного слоя воды ск в озь ледяной
покров (рис. 16).
Изменение характера распределения температуры воды с гл у ­
биной в подледный период хорошо прослеживается по измерени­
ям ее на русловой вертикали Мологи в районе д. Бор-Дорки
(рис. 1 7). В середине зимы кривая вертикального распределе­
ния температуры указывает на наличие обратной стратификации.
От поверхности до глубины 2 м значения температуры близки
к 0 , а в сл ое от 2 до 5 м наблюдается равномерное повыше­
ние ее до 0 .3 . Такой она о с т а е т с я до глубины 10 м, а затем
„
, о
снова повышается, достигая у дна 2. 1 .
Подобное распределение температуры по вертикали во второй
половине зимнего периода характерно для всех глубоководных
слабопроточных участков водохранилища. В отдельные годы на
некоторых из них м огу т меняться лишь абсолютные
значения
температуры.
В марте общая тенденция в изменении температуры с глуби­
ной сохраняется, но в слое от 3 до 10 м она несколько пони­
жается, а слой температурного скачка на глубине 11-12 м вы­
ражен более четко и имеет градиент, равный 0 .8
на 1 м гл у­
бины. К концу марта происходит дальнейшее понижение т е м п е ­
ратуры и только в придонном сл о е сохраняются ее значения до
1 . 8 ° . Температурное расслоение при э т о м усиливается и гради­
ент температуры в слое скачка на глубине около 13 м дости га ­
ет 2 .8
на 1 м глубины.
В начале апреля с поступлением в водоем вод весеннего
половодья, имеющих в начальной е г о фазе низкие температуры,
наблюдается дальнейшее понижение температуры по всей глуби­
не практически до нулевых значений, и только вблизи дна она
равна 0 .2 . К э т о м у времени теплозапас водной толщи полностью
расходуется, а грунтов - резко уменьшается. Вероятно, эт о т
момент и является физически обоснованным признаком перехода
Рис. 17. Вертикальное распределение температуры воды
рус повой станции в районе д. Бор-Дорки в 1978 г.
на
а - 17 II, 6 - 7 III, в 12 IV, ж - 19 ТУ.
-
15 III, г - 29 III,
д - 15 I V ,
е
от зимних температурных условий в в одоем е к весенним, когда
за сч е т увеличения проникающей через лед солнечной радиации
начинается прогрев водной м а сс ы . Аналогичная картина распре­
деления температуры с глубиной в конце подледного периода
представляет собой обычное явление.
Наиболее интенсивное повышение температуры происходит
в слое, равном глубине прозрачности воды, которая в э т о т
период со ст а в л я ет 1 . 5 - 2 . О м. За с ч е т конвективного перемеши­
вания, а частично и усиления стоковы х течений с наступлением
половодья тепло распространяется в водную толщу. Таким об­
разом, имеются в с е основания считать, что изменение характе­
ра распределения температуры водной толши в подледный Пери­
од связано с динамикой вод.
Дпя объяснения необычного характера вертикального распре­
деления температуры воды в подледный период, отмечавшегося
многократно в Главном и сопредельных участках речных плесов,
выполнен ряд одновременных измерений температуры воды и
ск оростей течения. С увеличением средней ск орости переноса
температура воды понижается. Однако подобная зави си м ость
наблюдается не всегда.
Н есмотря на отдельные исключения, преобладающим являет­
ся в с е же зеркальное отражение изменений температуры воды
и ск ор остей течения. Это особенно четк о прослеживается на
русловых участках.
Анализируя кривые распределения темпе­
ратуры с глубиной на ряде русловых вертикалей Шексны
(рис. 1 8 ), легко заметить, что во всех случаях при увеличе­
нии скорости переноса водной массы температура ее понижает­
ся и наоборот. В сю слож н ость хода представленных
кривых
Рис. 18. Вертикальное распределение температуры ( 1 ) и с к о р о с ­
ти течения (2 ) на русловых станциях Шексны 28 Щ - 1 ТУ
1960.
а - Кабатчино, б - о - в Луковец,
Гаютино, д - Городок.
«
в - Вичелово,
г - район
объяснить трудно, но отмеченная з ави си м ость очевидна. При
наличии ледового покрова, синхронности измерений температу­
ры и ОкориС-ТёЙ 1
"реД!!0.пагать о наличии иных причин, влияющих
на вертикальное распределение тем п ера туры , затруднительно.
При анализе 'температурных, условий речных плесов отм еч а­
лаGGfcy что в каждом йз инХ с приближением потока к границам
Гпавного гГлеса йаблюдают'йя признаки обратной стратификации.
Наиболее типична >¥етко выраженная обратная стратификация
температуры для западной, с ев е р н ой и ч асто центральной час­
тей Главного плеса. Слабо выраженная обратная стратификация
или состояни е, близкое к гом о т е р м и и , характерны для южней
и ю г о -в о ст о ч н о й е г о частей, г д е проходят волжский и южношекснинский потоки. В годы с низким уровнем водохранилища
в зимний период такие условия характерны и для центральной
части плеса, а также для районов выхода в Главный плес м о ложских и шекснинских вод. На э т о м фоне м о г у т быть значи­
тельные пространственные и временны е изменения
значений
температуры, особенно в придонных слоях. Наиболее стабильна
температура подледного 2 - м е т р о в о г о слоя, где величина ее
обычно не превышает 1°. Изменения придонных температур бо­
лее существенны, зафиксированы колебания их в пределах от
О до 4 . 5 ° .
Наибольшие градиенты температуры на отдельных
участках ппеса м о г у т быть на разных глубинах.
Даже на од­
ном и т о м же участке положение их с о временем меняется. Так,
в северной части и на водораздельном участке западной и цен­
тральной частей плеса в феврале 1961 г . интенсивное повышение
температуры наблюдалось в сл о е о т 2 до 5 м, а в марте э т о г о
же года в западной части наибольший температурный градиент
отмечен в полуметровом придонном сл ое.
Зимний прогрев вод на значительной части водоема имеет
сущ ественное значение для биологических процессов, протекаю­
щих в нем, и представляет интересное физическое явление. В о­
прос о факторах, определяющих е г о в непроточных и слабопро­
точных водоем ах или на отдельных участках, до сих пор о с т а е т ­
ся дискуссионным. В материалах наблюдений, характеризующих
подледный температурный режим Рыбинского водохранилища,
имеются данные многолетних измерений температуры на ряде
вертикале'й, которые м ог у т сп о с о б с т в о в а т ь выяснению данного
вопроса, а также выявлению ряда особенн остей в изменении
температуры воды по вертикали в течение подледного периода.
К таким материалам прежде в с е г о отн осятся данные рейдовой
вертикали П ереборского залива.
Залив, образованный водоудерживающей плотиной на русле
Волги, имеет зимой глубины 16-18 м. Расход воды из него
равен фильтрации плотины и шлюзов, следовательно, проточность
практически о т с у т с т в у е т . В одообмен залива с основной частью
водоема затруднен Юршинским о с т р ов о м . Вследствие
этого
динамические процессы з д е сь развиты слабо, и условия прогре­
ва вод от дна относительно стабильны. Можно предположить с
большим основанием, что в ходе прогрёва должны быть отраже­
ны основные закономерности, характерные и для Главного ппеоа.
Для анализа использованы данные измерений температуры
воды на рейдовой вертикали за 1949-1967 г г . , которые велись
1 0 -г о , 2 0 - г о и в последний день каждого месяца подледного
периода. В результате уже при рассмотрении температурных
услосчй Волжского плеса было отмечено наличие в Переборском
заливе обратной стратификации. Установлено, что от года к
году величина стратификации температуры и характер ее изме­
нений имеют существенные различия (рис. 19).
Ход терм оизоплет показывает, что в одних случаях наблю­
дается плавное повышение температуры от поверхности до дна
в течение в с е г о периода (ри с. 19, а ) . После ледостава в эти
годы идет интенсивное накопление тепла во всей водной толще.
На фоне общ его повышения иногда прослеживаются небольшие
понижения температуры. Иногда термоизоплеты имеют сложный
ход (рис. 19, б ) . Повышение температуры в начале периода
см еняется резким понижением во всей водной толще или в не­
которых ее слоях и последующим увеличением, причем такие
изменения м ог у т неоднократно повторяться.
Рис. 19. Ход терм оизоплет на рейдовой вертикали в П ереборском заливе при ледоставе.
а - 1958-1959 г г . ,
б - 1963-1964 г г .
Представляет интерес соп ост а ви т ь характер изменения т е м ­
пературы воды в Переборском заливе с другими участками в о ­
дохранилища. Аналогичные материалы имеются для с . Брейтово
в русле Мологи и в районе гидрометеорологической станции
мыс Рожновский. Результаты этих измерений представлены в
виде термоизоплет (рис. 2 0 ). Сопоставляя их ход ( с м . рис. 19,
2 0 ), видим, что в одни и те же годы изменение температуры
в каждом пункте имеет индивидуальный характер.
В русле Мологи, как и в Переборском заливе, на фоне об ­
щего повышения температуры наблюдаются отдельные ее пони­
жения практически на в с е х горизонтах, причем наиболее резкие
колебания температуры прослеживаются в придонных горизонтах
и у дна (рис. 20, а ) . Зимний прогрев вод у мыса Рож новского
имеет мало обших черт с двумя выше рассмотренными пункта­
ми. При малых глубинах и непосредственной связи с водной
м ассой Главного плеса зимнее повышение температуры здесь
выражено слабо, и в ходе термоизоплет о т с у т с т в у ю т те причуд­
ливые изменения, которые мы видим в Переборском заливе и
у с . Брейтово. За годы измерений кривые имеют плавный ход,
температура воды на вс ех горизонтах изменяется постепеннно
(рис. 20, б ) , абсолютные же ее значения заметно ниже.
Таким образом, ход
термоизоплет показывает сложный ха­
рактер изменения температуры воды в водохранилище, подтвер­
ждает наличие ежегодного прогрева, причем наибольшая величи­
на его мож ет быть как в конце, так и в начале подледного
периода. Объяснить в с е особенности изменения температуры в о­
ды в подледный период затруднительно. В э т о м вопросе с у ­
щественную роль играет динамика вод.
Определенное влияние на температуру водоема мож ет оказы­
вать поступление подогреты х вод тепловых электростанций и
крупных промышленных предприятий, которое особенно хорошо
ПП
Рис. 20. Ход термоизоплет на
рейдовых вертикалях у с . Брей­
т о в о (а ) и у мыса Р ож н овск ого ( б ) .
прослеживается в зимний пери­
од.
Э т о убедительно показано
на примере Иваньковского в о ­
дохранилища (Буторин, Курдина, 1975). Для Рыбинского в о ­
дохранилища подобное явление
прослеживается в районе Череповца.
В ест еств ен н ом состоянии верховья Шекснинского плеса
имели температуру воды в зимний период ниже 1 . При слабой
обратной стратификации прослеживалось довольно однородное
распределение температуры в водной толще (рис. 21, а ) . С р о с­
том города и увеличением мощности промышленных предприятий
с б р о с подогретых производственных вод в водохранилище значи­
тельно в о з р о с . Влияние их на температурные условия водоема
в районе вы броса вполне ощутимо, и данный фактор следует
учитывать при изучении терм ич еского режима (Б а к а ст ов, 1961).
Оказалось, что ниже сброса промышленных вод города распре­
деление температуры существенно изменилось.
Прежде в с е г о
отм еч ается значительное повышение температуры воды по в с е ­
му поперечному сечению шекснинского потока с хорошо выра­
женным температурным расслоением водной толши (ри с. 21, б ) .
Температурный градиент в сл ое температурного скачка, распо­
ложенного на глубине 5 - 6 м, достигал 1.4 на метр, а по всей
глубине в средней части потока - 0.31 на 1 м.
Если средняя температура по разрезу выше сб р оса сточных
вод составляла 0. 12 , т о ниже поступления подогретых вод
она оказалась 0 .7 3 . Максимальные значения ее в придонном
слое равнялись 2 .4 .
Повышение температуры водной м а ссы ниже города под влия­
нием подогретых сточны х вод отражается на ледовом режиме
и температуре донных отложений.
Выше поступления их с р е д ­
няя толщина льда была 60 с м и в ес ь лед имел однообразную
кристаллическую структуру. В районе влияния теплых вод ср ед­
няя толщина льда составляла 36 с м ,
он имел преимущественно
рыхлую структуру с прослойками воды. Существенные различия
наблюдались и в температуре грунта. Если выше города т е м ­
пература грунта на глубине 5 см от поверхности равнялась
0 .6 , а на глубине 45 с м - 1 .4 ^ то ниже сброса подогретых
вод она была на глубине 5 см 2 , а на глубине 45 см - 2 .7 .
В Рыбинском водохранилище влияние подогретых вод на т е м ­
пературные условия водоем а, как и на вертикальное распреде­
ление температуры, прослеживается
локально
в верховьях
Рис. 21. Изменение температуры воды в Шекснинском плесе
под влиянием
поступления теплых вод Череповца при ледоставе.
а,
б - разрезы выше и ниже Череповца соот в етств ен н о.
Шекснинского плеса, тогда как наличие обратной стратификации
и повышение придонной температуры явление п о всем е ст н ое, за
исключением проточных участков. Это св и детел ьствует о том,
что главная причина, определяющая особенности вертикального
распределения температуры в подледный период,
- теплоотда­
ча дна.
О теплообмене воды с дном
Рыбинское водохранилище - одно из немногих водоем ов, где
имеются достаточно полные данные, характеризующие темпера­
туру в грунтах дна. Проведенные наблюдения охватывают раз­
нообразные сезоны и годы с различными погодными условиями.
Значительная часть их выполнена Рыбинской гидрометеорологи­
ческой обсерваторией
и обобщена С .Н . Тачаловым ( 1 9 5 9 ,­
1966, 1968). Обширные материалы измерений температуры дон­
ных отложений накоплены в ИБВВ АН С СС Р, анализ которых
частично осуществлен С . С . Бакастовым (1965, 1968). Т е м п е­
ратурному режиму дна водохранилища посвящена специальная
глава. Здесь мы обратим внимание лишь на некоторые моменты,
характеризующие теплообмен воды с донными отложениями и
поясняющие особенности распределения температуры в водоеме
в зимний период.
Исследованиями установлено, что между температурой
при­
донного слоя воды и поверхности донных отложений су щ ест вует
тесная св я зь (ри с. 2 2 ) . Температура придонного слоя воды на
расстоянии 0. 1 м от поверхности грунта и донных отложений
на горизонте 0 .0 5 м о т поверхйЪсти дна практически равнознач­
на на протяжении в с е г о г о д о в о г о цикла. Р а зн ост ь в т ем п ера ту81
а
vn
IX
XI
хи
и
m
IV
Рис. 22. Зависимость температуры придонного слоя воды от
температуры поверхности дна (по: Тачалов, 1966).
Температура:
1 - придонного слоя воды,
2 - поверхности дна.
Рис. 23. Ход средней температуры воды в Переборском заливе
зимой 1960/61 г.
1 - на поверхности грунта, 2 -4 - в слоях 1, 3, 5 м от
5 - толши воды от дна до нижней поверхности льда.
дна,
ре на этих горизонтах колеблется от 0 до 0 . 2 ° и не превышает
0 . 5 ° (Тачалов, 1968).
Еще более убедительными для характеристики процесса про­
грева водной толщи теплом дна являются материалы измерений
температуры в Переборском заливе. Глубина залива дости гает
17-20 м. При такой глубине и толщине льда 7 0-80 с м прогрев
водной толщи солнечной радиацией исключен, и изменения тем п е­
ратуры происходят только в результате теплообмена с дном.
Интенсивность э т о г о процесса зависит от величины градиента
температуры вода -гр ун т. Х од кривых (ри с. 23) показывает, что
при ледоставе, когда теплообмен воды с атмосферой мал, осн ов­
ную роль в температурном режиме водохранилища играет тепло­
обмен с грунтом дна.
Прогрев дна водохранилища, а следовательно, и повышение
температуры грунта в поверхностном слое начинаются во в т о ­
рой половине апреля, когда температура воды устойчиво повы­
шается и в придонном слое дости гает 2 -3 . При этих условиях
градиент температуры между придонным слоем воды и грунтом
дна оказы вается направленным из воды в грунт. Идет накопле­
ние тепла в донных отложениях. По данным А. П. Браславского
и З .А . Викулиной ( 1 9 5 4 ), накопление тепла в грунтах для ср е д ­
них широт заканчивается в а в г у ст е . Расчеты Рыбинской Гидрометобсерватории показали, ч то некоторое накопление тепла в
донных отложениях отм еч ается и в сентябре, а в аномально
82
Т а б л и ц е
25
Теплопоток на границе в о д а -гр у н т,
М етод
ТУ
расчета
По:
Браславский, 1954
1
7
По расчету РГМО
По наблюдениям 1 9 0 2 -1 9 в З гг. - 1 9
За период нормальной эк с­
-1 8
плуатации (1 9 4 8 -1 9 8 4 г г . )
Т а б л и ц а
к л л /см . су т (п о:
У
-3 0
-2 9
-5 2
-3 4
УТ
-3 4
-2 2
-2 9
-3 9
VII
-2 5
-3 2
-2 3
-2 0
Тачапов,
1968)
VIII
IX
X
XI
XII
-8
-4
-2 2
-9
11
-2
-9
-1 3
23
20
-2
-8
24
19
74
45
14
16
33
44
I
II
111
10
5
17
31
7
12
13
9
6
3
14
8
111
Среднее
за год
26
g
Теплосодержание в воде и грунтах дна за 1 9 6 2 -1 9 6 3 г г . , • 10
Т еплосоаержание
Воды
10-м етр ово го слоя
грунта
Воды ♦ грунта
Удельный вес грун­
та от обшего, %
,
IV
У
УГ
vri
VIЦ
IX
X
18
0
243
47
353
95
445
112
412
139
280
151
18
0
290
16
448
21
557
20
551
25
431
35
ккал (п о:
Тачалов,
1968)
XI
XII
Т
Г1
154
171
37
122
7
54
15
38
11
14
10
3
165
79
325
53
159
77
61
89
53
71
25
56
13
23
244
32
теплые годы, например в 1962 г . , э т о т процесс наблюдается в
октябре. После установления равенства в теплосодержании при­
донного слоя воды и поверхностного слоя грунта начинается
обратный процесс - отдача тепла донными отложениями водной
м а с с е , который особенно интенсивно протекает в начале подлед­
ного периода.
Наибольшая отдача тепла дном водной толще происходит в
н оябре-декабре, а, исходя из расчетных данных,и в октябре
(табл. 2 5 ). В эти месяцы градиент температуры вода-гр ун т
наибольший и с ним связаны как сущ ественное повышение т е м ­
пературы придонного слоя воды, так и резкие ее колебания.
Уменьшение е г о в последующие месяцы подледного периода сни­
жает теплоотдачу грунта и температура придонного слоя воды,
как и других горизонтов, не испытывает значительных измене­
ний.
По расчетам Рыбинской гидрометобсерватории вода передает
грунтам дна в среднем за г о д 32% с в о е г о тепла (табл. 2 6 ) .
По данным Л. Л. Р оссол и м о ( 1 3 3 2 ), для Белого озера в К оси но эта величина с ос т а в л я ет 24%. Е стественн о, что такое коли­
ч е ст в о тепла, накапливаемое донными отложениями за теплый
период года, оказывает большое влияние на температурные
, » условия водоем а, особенно при наличии ледяного покрова.
О
том , что основное тепло при ледоставе вода получает от
грунта, св идетел ьствую т и результаты исследований на Цимлян­
ск ом водохранилище (С ер ова и др ., 1966), в котором годовой
ход тепловых потоков оказался подобен таковому в Рыбинском.
В течение полугода ( с октября по апрель) в э т о м в одоем е про­
исходит отдача тепла понны»,;" 0 ТЛС*е ниями водной м а сс е , S
вторую половину года грунты получают тепло. Как и в Рыбин­
ском водохранилище, максимальная отдача тепла грунтами в
воду происходит в начале подледного периода и приходится на
ноябрь-декабрь (табл. 2 7 ) .
Хотя абсолютные значения тепловых потоков в грунтах малы
по сравнению с водной м а ссой, но в периоды изменения направ­
ления потоков они соизм еримы . Это наблюдается в январе и
феврале, когда основное тепло вода получает от грунта. В э т о
время теплозапас грунтов влияет не только на изменение т е м ­
пературы придонных сл оев воды, но играет заметную роль в
общем тепловом балансе водоем а.
Аналогичное явление отмечено в озерах. После образования
ледового покрова теплообмен озера с атмосферой затрудняется
и е г о водная м асса начинает прогреваться в результате тепло­
обмена с грунтами дна. Накопление тепла в водной м а сс е при
э т о м мож ет дости гать значительных размеров. Так, по данным
Л. Ф. Форш (1 9 6 8 ), в ряде озер температура придонных слоев
воды в зимний период дости гает 4 - 6 , причем теплоотдача от
дна озера в воду происходит в течение всей зимы. Обычно
наиболее прогретыми оказываются придонные слои г л убоковод-
Т а б л и ц а
27
Тепловые потоки в воде (В) и грунте (В р) Цимлянского
водохранилища, кал/см ^-сут (по: Серова и др., 1966)
Теп
ловой
по­
ток
Годы
X
1960-1961 -186
1961-1962 -183
1962-1963 -234
1960-1961
В
г 1961-1962
-1
1962-1963
1963-1964
-
в
XI
XII
I
II
_ _
-184 _
-204 -93 20 25
-204 9 15
-15 -15 -14 -11
-16 -17 -12 -9
- -11 -8
-
III
1У
У
VI
УП
УШ
IX
152
60
39
-5
-6
-6
148
204
179
-1
227
193
210
7
222
172
123
9
-80
-114
-78
-103
16
-216
-155
-161
13
за
149
13
ных участков озера. Э то объясняется отчасти с т о к о м теплых
и бопее плотных вод с мелководий, где отдача тепла донными
отложениями происходит интенсивнее, чем в глубинных частях
водоема. С ток теплых вод с мелководий в русловые участки
прослеживается и в Рыбинском водохранилище. Он с п о с о б с т в у е т
выхолаживанию мелководий и повышению температуры на г л у б о ­
ководных участках.
Анализ наблюдений и расчетов показывает, что влияние теп­
лообмена между грунтами и водной м ассой на характер распре­
деления и изменения температуры воды в водохранилищах при
ледоставе существенно. Поскольку температура грунтов дна,
определяемая предшествующими и сопутствующими климатически­
ми условиями, от года к г о д у мож ет сущ ественно изменяться,
как сроки начала прогрева и е г о интенсивность, т о и вклад
э т о г о фактора в формирование температурных условий подледно­
г о периода в отдельные годы различен, но в с е г д а о с т а е т с я ре­
шающим.
Таким образом, основные особенности температурного режи­
ма водохранилища при ледоставе сводятся к следующему. На
большей части В олжского, М олож ского и Шекснинского плесов,
где су щ ествую т с т ок ов ы е течения, зимой наблюдается относи­
тельно однородное распределение тепла в водной толще. Т е м п е ­
ратура воды на русловых участках с ос т а в л я ет 0 . 2 - 0 . 5 ,
на
поймах - до 1 . В южной части М олож ского и Шекснинского
плесов в районах устья Ламы и Мяксы с уменьшением проточ­
ности, а в Переборском заливе на протяжении в с е г о сезон а
прослеживается обратная стратификация температуры при р аз­
ности значений ее в речных плесах до 2 °, в Переборском з а ­
ливе - до 4. 5°.
В Главном плесе, кроме южной и ю г о -в о ст о ч н о й частей,
подверженных влиянию попусков ГЭС, водная толша по т ем п е­
ратуре стратифицирована. На многих участках обратная с т р а т и -
фикацмя температуры выражена четко, и в конце декабря при­
д о н н ы й слой имеет среднюю температуру около 1 ,5 .максималь­
ную - до 3 . В феврале-марте величина ее повышается до 3 . 5 ­
4 .5 °.
Наибольшим теппоэапасом в подледный период обладает з а ­
падная часть Главного плеса. В зависимости от климатических
особенн остей года и сработки водохранилища от года к г о д у
абсолютные значения температуры, характер ее распределения
по акватории и глубине водоем а м о г у т существенно меняться,
но основные особенности подледного температурного режима
сохраняются.
ВЕСЕННИЙ ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ВОДНОЙ ТОЛЩИ
С переходом среднесуточной температуры воздуха через 0 °
к положительным значениям в начале апреля приток солнечной
радиации увеличивается и начинается процесс таяния снега. По
мере исчезновения снега количество солнечной энергии, дости ­
гающей поверхности воды водохранилища, в оз р а ст а ет , наступа­
е т подледный прогрев верхнего слоя воды. Устойчивый прогрев
сопровож дается ледотаянием и определяет начало гидрологичес­
кой весны, первая фаза которой характеризуется нагреванием
водной толши в условиях обратной температурной стратификации
при наличии ледяного покрова, ледотаянием и очищением в о д о е ­
ма от о льда. Э т у фазу мы условно назовем весенним переход­
ным периодом.
Особенности температурных условий
весенн его переходного периода
Вследствие неравномерного залегания сн ега по акватории
водохранилища, различной загрязненности е г о на отдельных
участках, плотности и структуры таяние снега происходит не­
равномерно. В результате э т о г о поверхность водохранилища
принимает пятнистый характер. Последнее оказы вает влияние
на величину поглощенной льдом солнечной радиации.
Величина альбедо снежно-ледяной поверхности в период сн е­
готаяния изменяется весьм а существенно. Чистый влажный
сн е г , среди к о т о р о г о до 30% площади занято темными пятнами
льда, лишенного снега, имеет альбедо до 45-55%. У ледяной
поверхности темной или сер ой с отдельными пятнами
сн ега
альбедо равно 15-25%.
Перед вскрытием водоема поверхность
ледяного покрова представляет соб ой см е сь снежной крошки
и воды, и альбедо ее приближается к альбедо чистой воды
(Копкутин, Тачалов, 1970).
По многолетним наблюдениям сн ег с о льда на водохранилище
полностью исчезает 15-20 апреля. Ранней весной э т о происхо­
дит в первую декаду, а при затянувшихся холодах - в конце
апреля. Сроки таяния с н е г а , определяемые метеорологическими
условиями зимы и ранней весны , различаются не только по г о ­
дам, но и в течение с е з о н а по участкам акватории водоем а.
В большинстве случаев в Моложском плесе у В е сь е г о н с к а лед
о св обож д а ет ся о т с н е г а на две-три недели раньше, чем в Шек­
снинском у с . М якса или в восточной части водохранилища.
После освобож дения льда от снега при определенных величи­
нах падающей на п овер х н ост ь льда солнечной радиации, альбедо
и толшины льда ч а с т ь ее проникает через ледяной покров в в о ­
ду. Эта ч а с т ь солнечной радиации вы зы в ает повышение т е м п е ­
ратуры прилегающих к нижней поверхности льда слоев воды и
т е м сам ы м с п о с о б с т в у е т е г о таянию. В. И. Колкутиным и С . Н .
Тачаловым (19 68 ) установлено, что даже при толщине льда
57 с м в в о д у ч е ре з н е го проникает около 13% солнечной радиа­
ции, падающей на верхнюю поверхность льда, а при толщине
20 см - около 20%. Р а сс ч и т а в величины составляющих т еп л ов о­
г о баланса в переходный период,они показали, что проникающая
солнечная радиация дает в среднем 72% в с е г о тепла, поступ аю ­
щ его в во д о е м . За с ч е т теплообмена с атмосферой поступ ает
27% тепла и только 1% приходится на конденсацию, тепло при­
токов и оса дков. Таким обр азом , наибольшее влияние на разру­
шение льда в в о д о е м е ока зы ва ет солнечная радиация. Около по­
ловины п оступ аю щ его тепла (46%) затрачивается на таяние льда.
На прогрев воды р а с х о д у е т с я около 24% тепла, на эффективное
излучение - 23%, на испарение - 5%, на прогрев грунтов - 2%.
При таких условиях и начинается перестройка зимнего, т е м ­
пературного режима, который на участках, охваченных с т о к о ­
выми течениями, характеризуется температурой воды, не превы­
шающей 1 при сост оя н и и , близком к гомотермии, а на уч а ст­
ках с замедленным в о д ооб м ен ом - преобладанием обратной
стратификации с температурами у дна 2 - 3 ° на глубинах
до
10 м и до 4 на глубине более 10 м.
Материалы по ве с е н н е м у подледному прогреву водоем а неве­
лики и ограничиваются наблюдениями Рыбинской ги д р о м е т е о р о ­
логической обсерв атор ии на рейдовых вертикалях, кратковре­
менными исследованиями в мелководной части В ол ж ского плеса
в районе Борка, выполненными ИБВВ АН С С С Р весной 1960 г . ,
и данными температурны х съемок, проведенных в апреле 1963
и 1964 г г .
По многолетним наблюдениям Рыбинской г и д р о м е т о б с е р в а т о рии, весенний подледный прогрев вод начинается в середине
апреля. Наиболее ощ утимо он проявляется в слое глубиной до
2 -4 м под нижней кромкой льда. Чаще в с е г о именно в э т о м
сл ое о т м е ч а е т с я повышение температуры до 1 . 0 - 1 . 5 ° .
О собен ности прогрева в отдельные годы хорошо видны по х о ­
ду терм оизопл ет на рейдовых вертикалях у пос. Переборы
и
у с. Брейтово ( р и с. 2 4 ) , отражающих влияние г и д р ом етеор ол о­
гических условий на прогрев подледного слоя воды. В за в и си 87
^ /5
Vй
)а
га 2s
ю го w 23 w го го и
1960г.
1961г.
а го го я
1962 г.
w го
1963г.
го л ю го
1964г.
Рис. 24. Термоизоппеты рейдовой вертикали в марте-апреле
1960-1964 г г .
а - у пос. Переборы,
б - у с. Брейтово.
м ости от последних характер прогрева на различных участках
водоема сущ ественно меняется. На участках с замедленным в о ­
дообменом решающую роль играет воздействие солнечной радиа­
ции. В начале половодья на реках, когда туда поступает вода,
протекающая еще по замерзшей подстилающей поверхности ба с­
сейна и имеющая температуру ниже, чем в в о д ое м е, на к о р от ­
кое время происходит понижение температуры воды в приустье­
вых слабопроточных участках. Наблюдениями установлено, что
воды половодья, которое начинается задолго до полного разру­
шения льда, п о-р азн ом у влияют на перестройку зимнего т е м п е ­
ратурного режима. Так, имея температуру в несколько десяты х
или со т ы х градуса, паводочные воды в речных проточных пле­
са х не меняют сущ ественно температурных условий (Рутковский,
1963).
Сопоставляя ход терм оизоплет ( с м . рис. 2 4 ), легко з а м е ­
тить существенные различия в характере подледного прогрева
воды на рассматриваемы х участках в абсолютных значениях
температуры . Однако выявляются и общие черты. На обеих
QQ
вертикалях при отсу тств и и снега на льду к началу наполнения
водохранилища (Переборы
- 1961 г . , Брейтово 1961 г . )
повышение температуры воды подо льдом выражено впол­
не отчетливо. При бопее позднем стаивании
сн ега и пони­
женном поступлении солнечной радиации в затяжные облачные
весны характер прогрева меняется в стор он у его замедления,
при этом наблюдается даже некоторая тенденция к понижению
температуры за с ч е т поступления паводочных вод. Это хорошо
прослеживается по ходу терм оизоплет у пос. Переборы в 1962
и 1963 г г . и у с. Брейтово в 1960 и 1964 г г .
На некоторые особенности вертикального распределения т е м ­
пературы в период весенн его подледного прогрева вод нами об­
ращалось внимание при описании температурных условий в пред­
весенний период ледостава. В э т о время температура воды в
зонах влияния ст о к ов ы х течений, обусловленных режимом рабо­
ты гидросооружений, не превышает 1 при состоянии, близком
к гомотермии. В районах выхода речных вод начала половодья
Прослеживается тенденция к уменьшению теплосодержания водной
толщи.
На слабопроточных участках четко обнаруживается про­
грев верхнего подледного слоя воды. Так, в Переборском з а ­
ливе непосредственно подо льдом 19 I V 1960 была замерена
температура воды, превышающая 5 .
В распределении температуры по глубине отмечаю тся случаи
кратковременного состояния дихотермии, во время которой
температура воды под ледяным покровом и в придонном слое
может быть на 1-2 выше, чем в промежуточном. В последнем
нередко наблюдается температура около 0 .
В э т о время
перестройка зимнего температурного режима охваты вает всю
водную толшу. На большей части Главного плеса придонные
температуры не превышают 1 . Это на 0 . 5 - 1 , 0
ниже, чем зи­
мой. Т ол ько в западной моложской части плеса они о ст а ю т ся
относительно высокими. Понижение придонных температур в
Главном плесе, как и в русловой части М оложского, свидетель­
с т в у е т о поступлении в вод о ем речных вод начала половодья
и возникновении частичного конвективного перемешивания в
результате прогрева подледного слоя воды.
Постепенный прогрев подледного слоя воды ускоряет разру­
шение ледяного покрова, в котором помимо указанного фактора
существенную роль играет теплообмен льда с атмосферой и
динамические явления: поступление вод половодья, течения, ко­
лебания уровня, ветровое воздействие и т. д.
Первые паводочные воды поступают в водохранилище еще при
наличии ледяного покрова и прежде в с е г о из малых рек южной
и западной частей побережья. В последней декаде апреля их
средняя температура до сти гае т 5 . 5 . Поступление паводочных
Речных вод в предустьевые заливы водохранилища вы зы вает
наиболее раннее повышение температуры воды и как следствие
более раннее вскрытие заливов. Так, залив по р. Сить очищается
89
ото льда в среднем 26 апреля, а прилегающий район водохра­
нилища только 5 мая.
Паводочные воды Волги, Мологи и Шексны, как и более мел­
ких притоков северной части водосбор а, имеют в то же время
более низкую температуру. По данным В. И. Р у т к о в с к о г о (196^),
около половины объема волжских вод поступает в водохранили-^
ще с температурой до 1 . Однако они вызывают образование
промоин над руслами рек.
Измерения, выполненные с ледокола по ходу волж ского по­
тока к центральной части Главного плеса, показали сложную
картину распределения температуры и влияние ее на температу­
ру воды в водохранилище. На участке от с . Коприно до Шумар овского остр ова волжские воды имели температуру 0 . 4 °
и
прослеживались по всей глубине. От э т о г о остр ова до траверза
мыс Рожновский сохранялась температура ранее поступивших
паводочных вод - 0 . 1 - 0 . 2 . В Главном плесе у с . Наволок и к
се в ер о-з а п а д у от д. Горькая Соль волжские воды вызвали пони­
жение температуры в первом случае примерно на 0 . 5 , а во
втором - более чем на 1.0 . Вблизи пункта откры того моря
(ПОМ) весенние паводочные воды с Центрального полуострова
прослеживались только до глубины 1 . 5 - 2 . 5 м. Их температура
была 1 . 5 - 3 . 0 . В придонном слое сохранялась температура 1 .5 ­
2 .5 , а в среднем по глубине общее понижение составлял о 0. 5­
1 . 5 ° (Ершова, 1962).
С появлением закраин у берегов, промоин над руслами рек
и разводий начинается прямое воздействие солнечной радиации
на водную поверхность освобожденных о т о льда участков. В се
э т о с п о с о б с т в у е т дальнейшему общему повышению температуры
воды водохранилища, разрушению льда и очищению от него в о­
доема. Э то хорошо прослеживается в условиях южной части во­
дохранилища (рис. 2 5 ) . Спустя два дня после очищения ото
льда русла Волги о т Угличской ГЭС до Шумаровского острова
температура воды в районе с . Коприно была равна 4 ° . К Шумаровском у о ст р о в у наблюдалось незначительное ее понижение, а в
3 км к се в е р у от него среди битого льда она составляла 1 .1 ­
1 .6 . Тол ько в пригонном 3 -м е т р о в о м сл ое сохранялась темпе­
ратура, равная 3 .2
(рис. 25, а ) .
Через несколько дней температура волжских вод повысилась
до 6 и сохранялась таковой до Шумаровского острова^ Север­
нее е г о у кромки льда значения не превышали 3 . 7 - 4 . 0 ( р и с . 25,
б ) . Дальнейшие измерения температуры по ходу волж ского по­
тока в стор он у П ереборского залива были выполнены по трассе,
пробитой ледоколом в о льду над руслом Волги на глубине 1 .3 м .
В 3 км о т кромки льда, примерно на границе волж ского ^отока
с водами Главного плеса, температура оказалась уже 0 . 9 , а
у д. Лаврово - 0 . 6 . Такая температура воды сохранялась до
пристани пос. Переборы.
90
г
/О I
Рис. 25. Характер распределения температуры воды ( С )
по
ходу волж ского потока в п р о ц е с с е вскрытия водохранилища.
а - 24 IV 1959, б 12 У 1961.
28, 29 Т У 1959,
в - 9,
10 У 1958,
г -
Аналогичное распределение температуры зарегистрировано
в этом районе в конце п ер в ой декады мая 1958 г . На св о б о д ­
ной ото льда русловой ч а с т и В олги наблюдалась гомотермия,
а у кромки льда и под ним она сменялась обратной стратифика­
цией. Здесь в верхнем 4 - м е т р о в о м слое воды температура сни­
зилась до 0 . 6 , тогда как в придонном сл ое была 3 . 4 - 3 . 7
(рис. 25, в ) .
Иная картина в ха р а к т ер е распределения температуры воды
наблюдалась в начале мая 1961 г . Не только в районе с . К о­
прино, но и к сев ер у о т Ш ум а р овск о го остр ова отмечена пря­
мая стратификация т е м п е р а т у р ы при 6-8 , которая сохранялась
и в Главном плесе до с . Наволок, хотя и при более низких ее
значениях (ри с. 25, г ) . У д. Лаврово, где были остатки ледя­
ных полей, отмечались признаки обратной стратификации
и
температура воды ока за ла сь 5 . 5 .
Приведенные данные ( т а б л . 28) показывают, что в услови­
ях речных плесов и прибрежья водохранилища средняя темпера­
тура воды во второй декаде
апреля равна обычно 0 . 5 .и ногда
Достигает 1 . 5 - 2 . 0 ° , а в у с т ь я х малых рек, таких как Сить,
Согожа, Мякса, мож ет п овы ш аться до 3 . 0 - 4 . 5 ° . Однако в
олжском плесе (30% с л у ч а е в ) и у г . Пошехонье-Володарск и
с ' Мякса (45 -5 0% ) она равна 0 ° .
91
I
Т а б л и ц а
28
Многолетние характеристики температуры воды (°С )
в апреле у водомерных постов
Де­ Характе­
када ристика Углич
11
Средняя
Наиболь­
шая
Наи­
меньшая
Ш Средняя
Наи­
большая
Наи­
меньшая
Коп­
рино
Пере­ ВесьеБрей­
Мякса
боры гонск
тово
ПошехоньеВолодарск
Мыс
Рожновский
_
0.5
1.5
1.5
0.6
1.8
0.5
2.1
3.8
1.0
4.6
0.6
3.2
1.2
0
0
0
0
0
0
0
0
2.8
5.9
3.1
7. 1
1.7
3.2
2.8
8.8
2.4
9.0
4.4
10.7
3.5
8.4
1.2
5.4
0.1
0.3
0
0
0
0.6
0.2
0
-
Легко обнаруживается своеобр азие прогрева в о д в Перебор­
ском заливе. Еспи зимой в придонных слоях температура воды
в нем близка к наибольшим значениям в водоем е, т о весной в о ­
ды залива прогреваются так же медленно, как и в Главном пле­
се . Это связано с от су т с т в и е м поступления речных паводочных
вод и замедленным водообменом с волжским потоком, который
в период наполнения водохранилища усиливается и блокирует в
заливе мощный ледовый покров. Существенную роль в з а м ед ­
ленном прогреве вод в заливе играет и перемещение ветр ом в
южную часть водоема тающего льда из Главного плеса.
Очищение водохранилища ото льда начинается обычно во в т о ­
рой декаде мая. Последовательность очищения водохранилища
(рис. 26) в основных чертах сохраняется ежегодно, хотя район
таяния последнего льда мож ет меняться в зависимости от пре­
обладающих ветров и поступления паводочных вод. Чаще в с е г о
последний лед тает в центральной, восточной или ю го-восточ н ой
частях Главного плеса. Но под воздействием ветра район тая­
ния мож ет меняться. Так, в мае 1956 г. в результате ветро­
в о г о дрейфа в свободный от о льда Переборский залив поступило
большое количество льда из Главного плеса. Это р езко понизи­
ло температуру воды в заливе. До появления льда температура
воды на глубине 0 .4 м составляла 2 .7 , а с появлением льда
она понизилась до 1 . 6 ° . Р ез к ое понижение температуры воды
при наличии битого льда сопровождалось новым л е д о о б р а з о в а н и ­
ем, и в с е разводья внутри ст а р о г о льда и свободные от него
площади залива покрылись молодым кристаллическим льдом тол­
щиной до 1 с м при положительных температурах в о з д у х а . Такое
явление на водохранилище наблюдалось неоднократно ( К о л к у т и Н |
Тачапов, 1968).
92
!*
'■» 'О УГЛИЧ
Рис. 28. К артосхем а вскрытия и очищения ото льда Рыбинского
водохранилища ( Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975).
1 - 15-20 IУ,
позже 5 У.
2 - 2 1 -2 5 ТУ,
3 -
2 6 -3 0 ТУ, 4 - 1-5 У,
5 -
Средняя продолжительность от вскрытия до полного очище­
ния водохранилища от о льда в отдельных пунктах колеблется от
® До 11 су т, наибольшая — от 15 до 25, наименьшая — о т 1 до
8 с у т ( Р е с у р с ы поверхностных вод, 1967).
К концу очищения водоема ото льда с о в м е с т н о е действие
солнечной радиации, паводочных вод, а в Главном плесе и при­
легающих к нему озеровидных участках речных плесов конвек­
ции и в е т р о в о г о воздействия приводят к установлению с о с т о я ­
ния, близкого к гомотермии, при преобладающей температуре
воаы 2 - 3 ° . Сроки, при которых устанавливается
весенняя
03
гомотермия, характеризуют конец в есен н ег о переходного перио­
да. Время е г о наступления на разных участках различно и опре­
деляется в основном температурой придонных слоев воды
в
конце зимы и гидрометеорологическими особенностям и весны.
К э т о м у времени уровень водохранилища повышается обычно на
величину до 2 м. Общая продолжительность переходного перио­
да весной для в с е г о водоема в средн ем со с т а в л я е т 32 дня с
колебаниями от 24 до 43 дней.
С ледует отметить, что в конце переходного периода при с о ­
стоянии, близком к гомотермии по глубине, в районах таяния
последнего льда возникают значительные градиенты температу­
ры на поверхности водоема (рис. 2 7 ) .
Температурные условия в период интенсивного прогрева
После очищения водохранилища о т о льда среднесуточное по­
вышение температуры воды в речных плесах со с т а в л я е т 0 . 3 ­
0 . 5 ° . В последней декаде апреля среднесуточная температура
в прибрежье сост а в л я е т 2. 5 - 4 . 5 ° с колебаниями от 6 до 9 °, а
у с . Брейтово в теплые весны - до 1 0 . 5 ° . Но при холодной в е с ­
не она мож ет быть близка к 0 °.
Приведенные данные (табл. 2 9 .3 0 ) показывают, что наибо­
лее высокую температуру имеют волжские воды от Угличской
ГЭС до Шумаровского острова. При дальнейшем перемещении
их в стор он у Главного плеса температура понижается. З ам ет­
ных различий в температуре воды поверхностного слоя и у дна
не наблюдается. Обычно различия в значениях ее не превышают
0 . 2 . Исключение с ос т а в л я ет Переборский залив, где они м огу т
быть выше, да в отдельных случаях измерений при аномальных
метеорологических условиях.
Наиболее существенные различия в температуре отмечаю тся
от года к году. Так, если 11 У 1957 температура волжских
вод в районе с . Коприно составляла 1 2 -1 3 ° на поверхности и
около 10° у дна, то 9 У 1960 она была 7 . 6 - 7 . 9 ° и 7 . 5 - 7 . 6 °
со о т в е тс тв е н н о (табл. 2 9 ) . В целом же прогрев вод плеса про­
текает при состоянии, близком к гомотермии.
Аналогичная картина в нагревании вод наблюдается в Мо­
ложском и Шекснинском плесах (та бл . 3 0 ) . Как абсолютные
значения температуры, так и характер распределения ее по ак­
ватории и глубине плесов мало отличаются от таковых волж­
ских вод. Лишь при теплой тихой погоде, особенно в конце мая,
на отдельных участках этих плесов отм еч аю тся признаки пря­
мой стратификации температуры.
Несколько иное распределение температуры по вертикали
наблюдается в С бросном плесе. Даже при наличии интенсивного
с т о к о в о г о течения з д есь на протяжении в с е г о мая сущ ествует
стратификация температуры по глубине (табл. 3 0 ) . Э то объяс­
няется тем , что сюда в м е с т е с относительно теплыми в о л ж с к и м и
94
Рис. 2 7 . Ледовые условия я распределение температуры на глубине 0 , 5 м по акватории водохранилища
в конце весеннего переходного периода.
а - 7 V 1959, б - 7 - 9 V I9 6 0 , в - 12 V 1981,
лые ледяные поля,
Э - крупнобитый лед.
г -
7 -1 2
V 1971,
1 ‘
большие ледяные поля,
2 -
ма­
Т а б л и ц а
29
Тем пература во ом (°С ) волж ского потока в период интенсивного прогрева
9 У
I860
11 V
1957
12 Y
1961
12 V
1962
13 У
1954
15 V
1958
15 У
1964
17 V
1955
23 V
1954
в .8
8 .4
9 .3
9.1
-
8 .6
в .З
6 .9
6 .8
_
-
12.9
12.9
7 .9
7 .8
1 3.5
10.1
8 .0
8 .4
9 .2
8 .9
7 .6
7 .8
8 .7
8 .3
8 .5
7 .2
11.4
7 .2
ШумарорПоверхность
СККЙ ОСРрОЕ Дно
7 .6
7 .3
12.2
10.2
7 .8
7. 1
8 .2
8 .6
7 .4
7 .3
_
-
8 .6
8 .3
10.7
5 .6
Молога
Поверхность
Дно
7 .4
7 .2
10.2
8 .3
3 .6
3 .4
8 .8
8 .0
7 .2
7 .0
2 .4
2 .2
7 .9
7 .7
4. 1
3 .8
Западнее ' Поверхность
Юршинско- Дно
го острова
в .О
5 .8
_
5 .9
4 .8
8 .8
6 .8
_
6 .4
4 .6
6.1
в .З
_
_
-
-
-
7 .5
в. в
_
7 .8
7 .6
7 .5
7 .4
_
_
-
-
-
4 .0
3 .9
8 .4
7 .6
8 .5
8 .4
6 .4
4 .2
6. в
в. в
_
4 .0
4 .0
7 .7
5 .5
_
4 .6
4 .3
6 .6
6 .7
Станция
Горизонт, м
Мышкино
Поверхность
Дно
_
*
-
Поверхность
Дно
Коприно
—
Югсхнй
залнв
Поверхность
Дно
_
_
-
-
Лав ров о
Поверхность
Дно
в .О
4 .5
-
Поверхность
Дно
7 .0
5 .7
-
Переборский залив
-
-
-
_
-
_
28 У
1955
-
3 УГ
I960
4 У1
1956
-
16.3
16.3
16.4
13.8
_
-
15.7
13.1
18.2
11.6
9 .8
8 .9
15.8
13.4
15.0
11.4
10.6
8 .5
15.0
13.7
1 2.5
9 .0
10. 1
9 .9
_
1 0.8
8 .2
10.2
10.2
11.3
8 .5
_
-
12.2
9 .0
11.2
10.9
_
_
-
17.2
1 1.6
18.3
11.5
-
16.2
14.6
14.6
12.4
•
Т а б л и ц а
30
Температура воаы (°С ) на русловых участках Моложского,
Шекснинского и Сбросного плесов в период интенсивного прогрева
Станция
Горизонт,
м
17 У 20 V
1954 1981
Моложский
Харламовское
Весьегонск
Малиновка
Борок Заповед­
ный
Против устья
Ламы
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
8.2
8.2
9.0
-
8.8
-
8.5
-
Вичелово
Ольхово
Мякса
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
Волкове
Поверхность
Дно
Поверхность
Дно
12.1
12.5
11.5
11.5
25 V
1992
31 У
1956
18.5
14.1
14.1
13.0
13.1
13.0
12.8
13.1
13.2
12.9
12.6
-
-
13.8
13.5
13.4
13.4
13.8
13.8
13.2
13.0
-
12.2
11.8
10.9
10.2
31 У
1958
-
15.4
15.4
15.8
15.6
14.0
-
_
15.8
15.9
_
15.6
15.4
15.6
13.3
плес
19 У 21 У 24 У
1954 1955 1960
24 V
1981
9.0 12.6 11.4
8.9 12,5 11.4
8. 1 12. 1 11.8
8.1 10.8 11.8
8.2 10.8 13.2
8.1 10.3 12.2
8. 1 11.1
_
7.9 10.8
8.0 10.2 11.0
7.8
9.7 10. 9
8.2
8.2
-
Сбросной
Милюшино
23 У
1955
плес
10.2
10.0
10.0
9.7
9.9
9.9
9.9
9.7
10.0
9.4
Шекснинский
Выше Черепов­
ца (2 км)
О-в Луковец
22 У
I960
-
9.6
9.6
_
8.3
8.3
28 V 29 У
1958 1962
2 У7
1956
16.0
14.2
15.6
13.8
16.8
11.3
16.3
10.1
15.2
8.5
13.7
13.7
13.7
13.7
13.6
15.4
15.4
_
14.6
14.0
_
14.6
14.0
_
13.4
13.1
13.5
13.2
плес
14 У
1957
21 V
1954
25 V
1954
28 У
1955
4 VI
1956
5 У1
1958
9.2
9.0
11.9
8.8
10.4
10.0
11.2
7.2
14.3
6.3
14.1
7.6
8.8
6.6
7.7
7.4
12.6
10.9
14.2
11.2
10.1
9.6
13.1
11.8
97
водами п оступают и холодные воды Главного плеса. Полного
смешения вод различного происхождения не происходит, возни­
кает расслоение их по температуре.
Таким обр азо м , весенний прогрев речных плесов водохрани­
лища после очищения их о т о льда протекает в условиях, близких
к гомотермии . Интенсивность е г о практически одинакова. Но к
концу с ез он а более теплыми в большинстве случаев бывают м о пожские воды. Температуры волжских и шекснинских вод близ­
ки, в зависимости о т климатических особенн остей весны более
высокие значения их м о г у т быть как в тех, так и в других во­
дах (та бл . 3 1 ) .
Прогрев вод Главного плеса после полного очищения ото
пьда имеет св ои особен н ости по сравнению с речными. Прежде
в с е г о наблюдается сущ ествен ное различие в ходе э т о г о процесса
на разных участках плеса.
У прибрежных мелководий за с ч е т скоплений вод склонового
ст ок а и речных, а также всл едствие большей теплоотдачи а тм о ­
сферы нагрев вод до температуры наибольшей плотности проис­
ходит б ы стр ее, чем вдали от берега. Дальнейшее накопление
тепла в водах, лежащих по т у и другую стор он у от зоны мак­
симальной плотности, развивается п о-р а з н ом у в условиях пря­
мой стратификации вблизи берега и при гомотермии вдали от
него.
А. И. Тихомиров (1959, 1961, 1968), исследовавший явление
термобара на Ладожском и Онежском озерах, показал, как с
образованием полосы максимально плотной
воды формируются
теплоактивная и теплоинертная области, различающиеся не толь­
ко удельным теплосодержанием вод,
но и развитием
всего
процесса аккумуляции тепла.
На некоторых участках Ры бинского водохранилища условия
для образования терм обара, по-видим ому, имеют м е с т о всякий
раз, когда в начале весны бы вает относительно тихая погода.
С оответствую щ и е ситуации фиксировались неоднократно при син­
хронных и температурных съемках у западного и в осточн ого
берегов водоем а. Наиболее вероятно, что данное явление при
мепководности водоем а су щ е ст в у е т коротк ое время, и о т с у т с т ­
вие сведений о нем объясняется недостаточной полнотой мате­
риалов наблюдений.
В Рыбинском водохранилище водная м а сс а п рогревается до
4 уже во второй или в начале третьей декады мая, п оэтом у
существование* зон разной тепловой активности з д е с ь кратковР6"
менно в отличие от таких больших глубоководных озер,
как
Ладожское и Онежское, г д е терм обар сохраняется до с е р е д и н ы
или конца июня, и выявить е г о г о р а з д о проще.
Исследования водных м а с с водохранилища показали разную
интенсивность прогрева вод в речных и Главном плесе даже на
отдельных участках последнего. Сущ ественное различие в т е м ­
пературе воды отдельных участков Главного плеса хорошо
Т а б л и ц а
31
Средняя температура воды ( ° С )
в период интенсивного прогрева
на отдельных горизонтах
Горизонт,
0 .5
2 .0
9 V
Волжский
Моложский
Шекснинский
7 .3
10.0
7 .2
7 .2
10.2
7.1
м
5 .0
10.0
дно
960
7 .2
10.2
7 .3
_
-
-
6 .6
10.1
7 .2
12 У 1961
Волжский
Моложский
Шекснинский
6 .9
9 .9
4 .3
6 .8
9 .9
4 .2
6 .6
9 .8
2 .6
И
1
-
5 .9
9 .5
2.1
8 .4
9 .7
8 .8
7 .8
9 .9
8 .8
12.3
-
6 .5
12.3
10.4
-
12 У 1962
Волжский
Моложский
Шекснинский
8 .6
9 .3
8 .7
8 .4
9 .5
8 .7
8 .5
9 .5
8 .8
15 У : 964
Волжский
Моложский
Шекснинский
7 .5
12.2
1 0 .6
7 .4
1 2.3
10 .6
7 .4
12.3
1 0 .5
подтверждается приведенными данными (та бл . 3 2 ) . В большин­
ст в е случаев температура воды в западной части плеса выше,
чем в северной
и центральной. Однако в зависимости от гид­
рометеорологических условий весны и особен н остей ледотаяния
температура воды в северн ой части плеса м ож ет быть выше,
чем в центральной, и наоборот.
Более вы сокое теплосодержание вод западной части Главного
плеса подтверждается и данными многолетних измерений т е м п е ­
ратуры в стандартных рейсах (табл. 3 3 ) . В первую половину
мая средняя величина температуры з д е с ь примерно на 1 . 5 ° в ы Ше1 чем в центральной части плеса.
В целом по плесу температуры близки к 5 . 0 - 6 . 5 , но к о л е их ве с ь м а существенны. В холодные весны, например
“ ^0 и 1963 г г . , в середине мая температура воды в Главном
плесе не превышала 3 , а в теплые 1970 и 1973 г г . достигала
Т а б л и ц а
32
Средняя температура воды ( С ) на отдельных участках
Главного плеса в период интенсивного прогрева
Горизонт,
у частик
0 .5
2 .0
9 У
Западный
Северный
Центральный
5 .9
2 .9
5.1
5 .0
м
10.0
дно
960
5 .9
2 .8
4 .8
_
5 .4
2 .8
4 .7
-
4 .7
2 .8
4 .7
5.1
3 .4
2 .8
-
4 .4
3 .4
2 .8
8 .5
6 .9
6 .5
8 .5
6 .9
6 .5
8 .5
6 .9
6 .6
6 .4
6 .9
5 .7
6 .4
6 .9
-
6 .4
6 .9
5 .9
12 V 1961
Западный
Северный
Центральный
'
6.1
3 .6
3.1
5 .6
3 .5
3.1
12 V 1962
Западный
Северный
Центральный
8 .6
6. 9
6. 5
8 .6
6 .9
6 .5
15 У 1964
Западный
Северный
Центральный
6 .4
8 .9
5 .9
6 .4
6 .9
5 .9
8 -1 0 , К концу весны температура заметно повышается, но из­
менения в соотношениях средних и крайних ее значений сохра­
няются.
Если соп о ста ви ть данные (табл. 32, 3 1 ), то легко обнару­
живается, ч то в одно и то же время температура воды в Глав­
ном плесе заметно ниже, чем в речных, но в том и другом
случаях прогрев идет при условиях, близких к гомотермии, хотя
интенсивность е г о в речных и Главном плесах различна. Так,
по наблюдениям К. К. Эдельштейна (1968) 15 V 1965 в запад­
ной части Главного плеса воды разного происхождения имели
температуру о т 5.1 до 1 0 .5 . К первому июня увеличение ее
в речной водной м а с с е составил о 2 . 2 ° , а в Главном плесе до
5 .7 °.
Интенсивность прогрева вод в первую половину весны опре'
деляется прежде в с е г о величиной теплообмена воды с воздухом
i nn
Т а б л и ц а
33
Многолетние характеристики температуры воды ( ° С )
Главного плеса
1-я половиная
Участок
Западный
Северный
Центральный
наи­
боль­
шая
10.2
7 .8
7 .8
наи­
мень­
шая
1 .6
1.9
1 .8
мая
с р ед­
няя
6 .4
4 .9
5.1
2 -я половина
наи­
боль­
шая
17. 6
17.5
1 6 .5
наи­
мень­
шая
7 .0
6.1
6 .0
мая
ср е д ­
няя
11.0
10.8
10.0
и при прочих равных условиях зависит от разности их темпера­
тур. Так, 9 Y 1960 ночью и утром в Волжском, на границе
М олож ского и Шекснинского плесов с Главным температура в о­
ды была выше, чем воздуха, на 3 - 4 . 5 ° , и тепловой поток имел
направление из воды в атмосферу. Днем с повышением тем п е­
ратуры воздуха до 8 - 1 1 ° тепло аккумулировала вода. В запад­
ной и восточной частях Главного ппеса температура воды была
ниже 2°, а температура воздуха ночью и утром колебалась око­
ло 3 - 5 ° , а днем достигала 7 ° . При таких условиях тепловой
поток в течение в с е х су т ок имел направление из атмосферы в
воду. Этим и объясняютея неодинаковая интенсивность прогрева
вод отдельных участков водоема и как сл едствие различия в
температуре воды по его акватории.
Характер весенн его прогрева вод водохранилища хорошо про­
слеживается по изменению температуры на рейдовых вертикалях.
Так, измерения у с. Брейтово показали, что при си ст ем а т и ч ес­
ком повышении теплосодержания водной м а ссы во второй декаде
мая среднесуточный прирост температуры воды составил 0 . 2 ­
0 .4 , а у мыса Рож новского - 0 . 3 - 0 . 6 ° (ри с. 2 8 ) . Наибольшая
величина ег о , равная 0 . 9 ° для всей водной тогаци, оказалаЬь
у мыса Рож н овского. Такая же вепичина прогрева у с. Брейто­
во отмечалась лишь в среднем сл ое воды. При холодной погоде
среднесуточное повышение температуры в этих районах обычно
не превышает 0 . 3 ° .
При такой интенсивности прогрева средняя температура по­
верхностного слоя на рейдовой вертикали у с . Брейтово к
20 мая составила 10°, а у мыса Рож новского - 1 1 .8 ° . Крайние
значения ее колебались от 7 до 12° и от 7 до 1 6 .5 ° с о о т в е т ­
ственно. Средняя температура придонного слоя воды была з а ­
метно ниже и у с . Брейтово равнялась 7 . 5 ° , а у мыса Рожнов­
ск ого была 11° при колебаниях в первом случае от 5 до 10°, а
в о втор ом от 7 до 15 . Разница в сроках прогрева поверхност­
я х и придонных слоев воды до одинаковой температуры в одни
101
15 17
Рис. 28. Термоизоппеты рейдовых вертикалей у с. Брейтово
(а ) и у мыса Р ож н ов ск ого ( б ) .
1 - 1962 г . ,
2 - 1963 г . ,
3 -
1967 г.
годы
с ос т а в л я ет
2 - 3 дня,
а
в
другие
приближалась
к 10.
Интенсивности и характер прогрева водной толши в о многом
определяются ги дрометеорологи ческим и условиями. Влияние по­
следних на прогрев в о д наглядно прослеживается по ходу т е р моизоплет рейдовых вертикалей (рис. 2 8 ) . На участках п о в ы ­
шенной динамической активности, как у м ы са Рож новского,
водная толща прогр евается значительно бы стр ее, чем в м е н е е
динамически активном районе с . Брейтово. Так, в е с н о й 1966 г.
прогрев придонных сл оев до 10° у мыса Р ож н овского наблюдал­
ся на 10 дней раньше, ч е м у Брейтова, а весной 1967 г . рас­
хождения в этих ср оках приближались к месяцу.
В Рыбинском водохранилище тенденция изменения т е м п е р а - ^
туры в конце в есе н н е г о периода м ож ет быть как п о л о ж и т е л ь н о >
Рис. 29.
Изотермы на р а з р е з е
а - 30 У 1960,
б - 30 У 1962,
Брейтово-Измайлово.
в - 30 V 1963.
так и отрицательной. А бсол ю тн ы е значения е е изменения м огу т
дости гать 0. 5 - 1 . 2 ° в сутки. Для прогрева водной толщи на 1
требуется 5 -7 дней, а в отдельные годы более декады.
Среднемесячная температура воды в плесе во вторую фазу
весны изменяется от 7 . 6 ° у мы са Р ож н овского до 11° у
с. Брейтово. Колебания температуры в э т о т период весьм а зна­
чительны. У м ы са Р о ж н о в ск ого они находятся в пределах от 4
до 10°, а у Брейтова - от 8 . 7 до 1 3 .8 ° .
Неравномерность прогрева вод водохранилища прослеживает­
ся до конца мая, когда температура по сравнению с началом
весны зам етн о повышается. По измерениям ее в стандартных
рейсах и на р аз р ез е Б р ейтово-И зм айп ово наибольший прогрев
вод прослеживается в западной части, наименьший - в централь­
ной или восточн ой. Ход изотерм (рис. 29) показывает наряду
с повышением температуры наличие четко выраженной прямой
стратификации ее и появление первых признаков расслоения в о ­
Ды по глубине.
Средняя по акватории плеса температура поверхностного
слоя в о второй половине мая обычно колеблется от 9 .2 до 12.3 ,
1
а в первой декаде июня равняется 1 4 .9 ° . Изменения ее в о т ­
дельные годы м о г у т колебаться в пределах 7 . 5 - 1 1 . 5 ° .
Неоднородность прогрева отдельных плесов водохранилища
весной проявляется и в суточн ом ходе температуры. В. И. Р у т ковским (1963) установлено, что при интенсивном прогреве в о ­
доема на глубине 0. 5 м суточны е колебания температуры в
Волжском, Моложском и С бросном плесах составили 1 . 5 - 3 . 3 ,
в центре Главного плеса - 4 . 6 , а в Шекснинском - 5 . 7 ° . На
глубине 2 м они оказались значительно меньше и равнялись
0 . 2 - 1 ° , а у дна не превышали 0 . 5 ° . При иных погодных услови­
ях на тех же вертикалях колебания температуры в течение с у ­
ток прослеживались только до глубины 2 м и не превышали 1 .5 °.
Анализ среднесуточных температур водомерных постов и из­
меренных в открытой части водоема позволил С .Н . Тачалову
(1965) выделить наиболее репрезентативные пункты, данные ко­
торых характерны для значительных по размерам участков в о ­
дохранилища. Ими оказались посты Брейтово, Мякса, Большая
Луха и мыс Рожновский. Среднеарифметическая температура,
вычисленная по данным этих постов, является среднесуточной
температурой поверхности воды по акватории. По этой темпера­
туре и кривой связи можно определить среднюю температуру
по глубине водоема. Расчеты показали, что средняя температу­
ра поверхности воды по акватории водоема в последней декаде
апреля за 1947-1963 г г . составила 2 с колебаниями от 1 .2 до
5 . 2 ° . В начале мая она равнялась 4 . 9 ° и изменялась от 1 .4
д о - 9. 5 ° . В э т о время величины средних температур по а ква тории и глубине водохранилища
были одинаковы. Следовательно,
весенний прогрев вод проходил в условиях гомотермйи, и в
центральной части плеса тепло по глубине распределено равно­
мерно.
В распределении и изменении теплосодержания вод су щ ест ­
венную роль играют температура воздуха и ветер. Вторжение
холодных м а с с воздуха на акваторию водоема ч а с то сопровождае т с я изменениями направления, скорости ветра и характера
распределения температуры в водохранилище. Примером может
служить ситуация на водоем е в конце мая 1958 г . При тем п е­
ратуре воздуха над ним 1 8 -2 4 ° и южном ветре до 3 м / с 28 мая
температура воды на глубине 0 . 5 м в Главном плесе равнялась
1 1 . 5 - 1 4 . 5 ° , а у дна колебалась от 4 . 5 до 9 . 0 ° . Вертикальный
градиент ее изменялся от 0 .7 до 1 . 9 ° на 1 м. Через сутки,
в течение которых ветер изменил направление на западное и
се в еро-зап адн ое, с к о р о с т ь е г о повысилась до 12 м / с , а темпе­
ратура воздуха при э т о м понизилась до 5 -1 0 ° , температура в о ды на глубине 0 . 5 м снизилась на 1 . 5 - 2 . 5 ° , а у дна увели­
чилась на 3 - 3 . 5 ° . При э т о м градиент ее уменьшился до 0 . 2 ­
0 . 5 ° на 1 м глубины.
Тщательный анализ измеренных температур в Главном плесе >
особенно на рейдовых вертикалях и р а з р е з а х , п о з в о л и л уточнить
1 ПА
|
|
i
|
^
1
J
время начала расслоения водной толщ и, характеризующее конец
гидрологической весны и наступление нового летнего сезон а.
Оказалось, ч то начало стратификации вод по глубине в одни г о ­
ды (I96 0, 1962, 1963 и д р .) отмечалось в конце мая, а в дру­
гие (1964, 1967, 1970) - в начале июня. Не только в отдель­
ные годы, но и в разных частях Рыбинского водохранилища ко­
нец весны, если за него принимаем начало вертикального рас­
слоения вод по температуре, наступает в разные сроки. Раньше
температуры, характеризующие летние условия в водоем е, уста­
навливаются в речных плесах, на поймах и в междуречье, п оз­
же - в глубоководных и малопроточных русловых и долинных
участках водохранилища. Разница в сроках наступления летнего
сезон а в отдельных частях водоема превышает декаду, а общая
продолжительность е г о со с т а в л я е т 3 0-40 дней.
Учитывая важность весенних температурных условий для
развития биологических процессов водохранилища, отметим о с ­
новные особенности сезон а.
По мере таяния сн ега на малопроточных участках водоема
прослеживается весенний подледный прогрев вод. Более о т ч ет ­
ливо он прослеживается в западной части Главного плеса,
в
районе Центрального мыса и в Переборском заливе. Тем пера­
тура воды за с ч е т прогрева подо льдом может повышаться до
2 -3
и даже до 5 °. Это явление отмечено и на пойменных уч а ст­
ках Волжского плеса.
Первые паводочные воды, поступающие в водоем с темпера­
турой до 1°, не вносят существенных изменений в распределе­
ние температуры речных плесов, а на прилегающих участках
Главного плеса вызывают некоторое понижение ее,
особенно
з аметное в придонном сл ое.
Очищение ото льда речных плесов происходит при темпера­
туре воды 3 - 6 ° . При значениях ее менее 4 ° воды половодья
подтекают под воды Главного плеса, а выше 4 ° - распространя­
ются по их поверхности. В о время очищения ото льда Главного
плеса температура е г о вод вблизи речных плесов и устье в ма­
лых рек с ос т а в л я ет 6 - 8 ° , а в м ест а х скопления тающего льда
не превышает 1-3 . Весной прогревается западная часть, а
более холодные воды располагаются в восточной и ю г о - в о с т о ч ­
ной частях Г лавного плеса.
В последней декаде апреля средняя по акватории температу­
ра верхнего полуметрового слоя воды близка к 3 ° с колебания­
ми от 0 . 2 до 8 . 5 ° . В течение мая она повышается до 9 . 6 ° и
изменяется от 6 .8 до 12.8 . Вертикальное распределение т е м ­
пературы преимущественно близко к гомотермии.
В конце мая-начале июня верхний полуметровый слой воды
в Главном плесе имеет температуру 1 0 -1 7 °, придонный - 6 -1 5 ° .
Наличие температурного расслоения вод по глубине характери­
з у ет конец весенн его сезон а и наступление летнего.
105
ЛЕТНИЙ ТЕМПЕРАТУРНЫЙ
РЕЖИМ ВОДНОЙ ТОЛЩИ
За начало пета в водоем е принято время появления относи­
тельно устойчивой стратификации вод при среднедекадных значе­
ниях температуры на водомерных постах 1 3 -1 4 °. Сроки начала
сезон а можно определить только приближенно, так как в речных
плесах и вблизи устьев рек он наступает на одну или две неде­
ли раньше, чем в центре водоема, хотя при сходных м ет ео р ол о­
гических условиях температурная стратификация вод по глубине
в Главном плесе выражена более отчетливо, чем в речных.
В больших водоемах прогрев поверхностных слоев воды наи­
более активно протекает при ск ор о с тя х ветра 3 -4 м / с . Средне­
месячные с к ор ос ти ветра петом над Рыбинским водохранилищем
состав л яю т 4 . 5 - 6 . 5 м / с , а среднее число штилей около 4%
и колеблется от 0 до 15% (Климатологический справочник, 1971).
Отсюда условия для температурного расслоения вод з д е сь не­
со в с е м благоприятны. Обычно наблюдается более или менее
равномерное распределение тепла по акватории и глубине во д о­
хранилища.
На характер вертикального и горизонтального распределения
температуры летом сущ ественное влияние оказывают сгон ы и
нагоны воды ветром. При преобладающих направлениях ветров
(Гущина, 19666) нагон теплых вод наиболее ч а сто прослежива­
ет ся у во с т о ч н о г о берега, у западного - вы ход на поверхность
относительно холодных глубинных вод.
На перенос тепла в
водной толще влияет и интенсивность водообмена. Р асчеты по­
казывают, что летом воды М ол ож ского плеса обновляются от
1 до 3 раз, Шекснинского и Волжского - от 0 . 2 до 2 раз. В
Главном плесе только в 1953 и 1962 г г . летний водообмен до­
стигал 0 . 4 , а в большинстве случаев он не превышает 0 . 2 .
В материалах наблюдений имеются данные по температуре
водоема за годы, когда летом продолжительное время удержи­
валась теплая тихая погода (июнь 1961 г . , июль 1960 г . , ав­
г у с т 1959 г . )
и, наоборот, с преобладанием холодной погоды
(июнь 1963 г . , июль 1956 г . , а в г у с т 1962 г . ) . Величина с у м ­
марной радиации, температура воздуха и с к о р о с т ь ветра в эти
месяцы были близки к многолетним максимальным и минималь­
ным значениям данных климатических характеристик. Следова­
тельно, эти материалы дают представление о величине и рас­
пределении температуры в в о доем е при экстремальных гидроме­
теорологических условиях.
Поскольку динамические условия, обусловливающие д в и ж е н и е
вод и перенос тепла, в э т о м сез он е в разных частях водоема
различны, распределение температуры и ее значения в речных
и Главном плесах, как и в отдельные годы, имеют сущ ествен ­
ные различия. Это проявляется в температурном расслоении
водной толши по глубине.
О вертикальной неоднородности водной толщи
Условия возникновения и развития температурного расслоения
водной толши водохранилища в общих чертах известны (Курдина,
1958; Буторин, 1962; Рутковский, 1963). С .Н . Тачалов (1 9 5 9 ),
исследуя процесс прогрева водохранилища, установил, что за
1947-1958 г г . разность температуры по глубине в отдельных
случаях достигала 15°, а градиент ее в сл ое скачка составлял
7 ° на 1 м глубины.
Интересные данные по э т о м у вопросу получены В. И. Р у т к о в ским ( 1 9 6 3 ). Синхронные измерения температуры, выполненные
в 5 точках водохранилища с 16 ч 8 июня до 24 ч 9 июня 1957 г . ,
показали большие различия в характере прогрева вод на отдель­
ных участках. В центре у с. Наволок при небольшой облачности
и слабом ветре в течение дня 9 июня сформировался эпилимнион мощностью около 2 м и градиентом температуры в слое
скачка, расположенного на глубине от 2 до 4 м, равным 1 . 5 °
на 1 м. Слой скачка з д е сь сохранялся до конца наблюдений.
В южной части Шекснинского плеса у с.М якса в э т о же
время формирование эпипимниона было выражено еще более р е з ­
ко, чем в центре водоема, и градиент температуры в м ета ли м нионе достигал 3 . 9 ° на 1 м глубины. Только под влиянием в е т ­
ра произошли перемещение и перемешивание вод с разной т е м ­
пературой, повлекшие разрушение и исчезновение слоя скачка
с полным выравниванием температуры по глубине.
На границе М олож ского плеса с Главным (против устья Ла­
мы) при слабом ст о к о в о м течении кратковременный прогрев вод
на 1 -2 ° отмечался только до глубины 1 .5 м, а в Волжском у
с.Мыш кино при периодических усилении и затухании течения
наблюдалось повышение температуры на 2 ° по всей глубине. В
Сбросном плесе, где суточная ритмика течений выражена наи­
более отчетливо, днем 9 июня температура повысилась на 2 - 4 °
до глубины 6 м, а вечером и ночью зафиксировано ее пониже­
ние на 1-2 . Таким образом , разные гидрометеорологические
условия в отдельных частях водоема обусловливали различный
характер распределения температуры по глубине.
Различные характер и степень расслоения вод на отдельных
участках водохранилища подтверждаются материалами синхрон­
ных съемок, проводившихся в течение ряда лет (Буторин, 1965),
Так, по наблюдениям, выполненным 8 УГ 1961, можно выделить
несколько характерных кривых терм ического расслоения водной
массы (рис. 3 0 ) . По руслам Волги, Мологи и Шексны отм еча­
ет ся плавное уменьшение температуры с глубиной. Слой скачка
на этих участках практически о т с у т с т в у е т или выражен очень
слабо. С приближением к Главному плесу расслоение водной
толши усиливается, слой температурного скачка видэн более
отчетливо. В центре э т о г о плеса разность между температурой
6
10
14
18
22 °С
Рис. 30. Вертикальное распределение
температуры в водохранилище 8 У1 1961.
1 - с т . 2, 2 - с т . 7, 3 - с т . 14, 4 с т . 34, 5 - с т . 6, 6 - с т . 10.
воды на поверхности и у дна дости гает
максимальных значений - 10°, а в о т ­
дельных случаях - более 15°.
Степень стратификации водной толши
водоема во время этой съемки харак­
тери зу ется температурными градиента­
ми, рассчитанными на всю толщу воды
(ри с. 3 1 ) . Наибольшие значения гради­
ентов отмечаю тся в восточной части
Главного плеса, где прослеживается
слой скачка.
Температурный
гради­
ент достигал на некоторых вертикалях
4 . 1 , 6 .7 , 8 . 6 ° . Наиболее резкие из­
менения температуры в большинстве
случаев зарегистрированы в сл ое о т 2
до 3 м»
В западной и южной ч астях Главного плеса, а также в С б р ос­
ном распространение тепла по глубине шло более интенсивно,
чем в восточной. Изотерма, соот в етств ую щ а я 10°, опускалась
з д е сь до 8 -1 0 м, а с приближением к гидростанции до 17 м
глубины. Э то хорошо видно по ходу изотерм (рис. 3 2 ).
Анализ многолетних данных измерения температуры показал,
что температурное расслоение водной толши наиболее характер­
но для Главного плеса. Наибольшая р азность средней темпера­
туры на глубине 0 . 5 м и у дна в центральной е г о части равна
1 1 .7 ° . В других частях плеса и в речных районах она с о с т а в ­
ляет 8 - 9 ° и только в прогретых водах М олож ского плеса не
превышает 4 . 5 . В отдельные годы абсолютные значения т е м ­
пературы и разности ее на поверхности и у дна м о г у т с у щ е с т ­
венно варьировать (табл. 3 4 ) .
Рассмотренны е материалы св и д е т ел ьст вую т о том , что на­
чало пета в водохранилище характеризуется наличием расслоения
водной толщи по температуре. Температурная стратификация
вод - явление обычное, но при мелководности водоема и высокой
динамической активности водных м а сс в большинстве случаев
кратковременное.
Летний прогрев водной толши
Температура волжских вод, поступающих в водохранилище,
в и ю л е-а вгуст е обычно 1 6 . 7 - 1 9 . 3 с колебаниями о т 1 4 .5 до
2 2 .4 . При перемещении их от Углича до с . Коприно в июне-
’ и с.3 1 . Градиент температуры воды (знаменатель) на гидропо■ических станциях (числитель) 8 У! 1961.
Рис. 32. Изотермы на разрезе Шекснинский плес-С бросн ой плес.
Т а б л и ц а
34
Средняя температура воды ( ° С ) в отдельных плесах
Горизонт,
ПЛ9С
0. 5
2
м
5
£ 0 .5 '^ дно
10
у дна
3 УГ 1960
Волжский
Моложский
Шекснинский
Г лавный:
западная часть
северная
центральная
16.3
17.7
15. 5
16.2
17.7
15.5
15.7
15.5
15.3
17.2
16. 1
16.5
14.0
15.4
16. 1
1 3 .5
11.7
12. 1
8 УГ
Волжский
Моложский
Шекснинский
Г лавный:
западная часть
северная
центральная
19.5
18.9
17.5
18.4
1 7.6
15.3
19.3
18.7
20. 1
19.2
17.4
17.5
14.8
12. 6
12.8
Волжский
Моложский
Шекснинский
Главный:
западная часть
северная
центральная
1 1 Г»
УГ
4 .8
3 .8
0 .9
11.8
11.2
11.1
5 .4
4 .9
5 .4
10.8
14.9
11.0
9 .0
4 .3
7 .5
-
10.4
10.4
8 .4
8 .9
8 .3
11.7
_
-
■-
15.4
15. 5
_
-
1963
13.4
13. 5
13.0
13.4
13.5
12.9
13.3
13.6
12.9
13.2
13.6
12.3
13.6
0 .9
- 0 .1
13.2
13.0
13.3
13. 1
12.8
12.8
13. 1
12.8
12.6
-
13.0
12.8
12.2
0 .2
0 .2
1.1
Л
Волжский
Моложский
Шекснинский
Г лавный:
западная часть
северная
центральная
14
11.5
13.9
14.6
1961
19.8
19.2
18.5
13,
14.2
13.9
9 У1
_
1964
15.7
1 6 .5
15.2
15.7
16.5
15.2
15.6
16.5
15.2
15.2
16.4
15.2
15.2
16.3
15.2
0 .5
0 .2
0
15.0
14.6
14.9
15.0
14.6
14.9
15.0
1 4.6
14.7
15.0
14.5
-
14.6
1 4.5
14.1
0 .4
0.1
0 .8
июле наблюдается повышение на 0 . 7 - 0 . 2 ° . С увеличением тепло­
отдачи в атмосферу в а в г у с т е на э т о м же участке водная м а с­
са охлаждается примерно на 0 . 3 ° . От с . Коприно в сторону
Главного ппеса четкой закономерности в распределении темпера­
туры воды петом не обнаруживается. Выражено лишь некоторое
запаздывание прогрева вод в Переборском зал ив е,особен н о в
придонном спое. Различие температур по акватории и глубине
плеса в первой половине лета с ос т а в л я е т 2 -4
и топько на глу­
боководных русповых участках иногда увеличивается до 5 - 6 ° .
В Переборском запиве различие в температуре поверхностных
и придонных споев дости гает 10° (табл. 3 4 ).
Во второй половине лета теплосодержание водной толши бо­
лее однородно, и разность температуры по вертикали редко пре­
вышает 1 . Это позволяет характеризовать процесс летнего
прогрева в речных ппесах по данным измерений температуры
на водомерных постах. Для Волги таковым является с . Коприно
(табл. 3 5 ) . В русле Волги у Коприна, а также вблизи" бывше­
г о г. Мологи выявлены следующие особенности прогрева воды.
В начале сезон а на русловых участках температура воды изме­
няется плавно, различия между поверхностными и придонными
горизонтами не превышают 1 .5 . Во второй декаде июня при­
рост средней температуры состав л яет 2 - 2 , 5 ° , и значения ее
дости гаю т 1 7 -1 7 .7 . В конце месяца средняя декадная температура
повышается до 1 8 - 1 8 ,5 ° , при э т о м поверхностные воды теплее
придонных на 1 , 5 - 2 . 5 ° . Наибольший прогрев поверхностных вод
обычно отм еч ается во вторую декаду июля. Средняя температу­
ра их в э т о время окОЛО 2 0° С КСЛебаниями от 16* 5 Д° 2 4 . 5 ° .
Максимальные значения ее у дна сдвинуты на неделю и наблю­
даются в третьей декаде июля. Их значения 1 8 ,5 - 1 9 ° , В конце
июля в поверхностных слоях, а в начале а вгуста и в придонных
теплосодержание вод начинает уменьшаться. Это сопровож дает­
ся понижением температуры воды (та бл . 3 6 ).
Рассмотренны е закономерности внутрисезонного изменения
температуры в отдельные годы с переменой погодных условий
м огу т существенно изменяться. В годы с температурой в о з д у ­
ха ниже нормы, повышенной водности и при частых сильных ветрах,
например в 1955 г . , продолжительное время наблюдается г о м о термия или не превышающая 1-2 разность температуры по
глубине (ри с. 33, а ) . В такой летний се з о н стратификация вод
неустойчива, кратковременна и совпадает по времени с теплой
и тихой погодой, В годы с устойчивым теплым летом, такие
как 1972 г од (рис. 33, б ) , стратификация вод наблюдается дли­
тельное время, а з а т ем благодаря постоянному притоку большо­
го количества тепла она см еняется равномерным прогревом
всей водной толши. Поверхностные слои воды прогреваются до
2 5 °. Температура придонных слоев колеблется от 20 до 22°.
Характер изменения температуры с глубиной в волжских
водах различен. Так, летом 1965 г. длительное время п росле111
00
ю
— 05
СО — '
1
1
05 00 t*- t*- 05 05 05 00
•
• • 1
to to to to (O to to
1—4
Ю
1
V ю
^ to
ТГ 00
CO to
00 05
см *-«
2 0 .0
>.
00 00 10 to
CM CO
1
t*- t-
1
0 00 t•
CO CM CO CO CM CM
CM CM CM CM CM CM
CO
•
Ю 05
1
CO
1 t- t-
1
1 CO 05
CM
CO 05
CO 03
0 Ю
1
1
1
1
о
ф
Г- Ю
1
0
•
Q
CN
1 f—( 05 0 05
CM
CM
1
CO ТГ 0 to
•
1 t*- CO 00 CO t*-
05 ^
«в
>
^ Ю
05
CM — 1
к
^ to
СМ 05
1
1
СМ—'
О
л
п
о
0Q
to
со
3
о,
>»
ь
<0
а
S. со
^ to
со 05
Ь
X
о
о
X
а
о
и
Ф
s
X
ь
ф
с;
0 r- 0 to 0
CM
CM
1 0
CM
1
A
h
A
b
0
X
X
a.
0
5
X
X
a
A
h
0
ф
X
X
a
Ф
A
h
0
О
X
X
a
0
ф
oq
1
1
0
0 Д 0 f
fl 0
0 X 0 X 0 X
3*
S
к
>>
а
X
о
*
1
1
1
ф
oq
CM 0 0
00 0
•
1 0 00 0 05 »— l <— 1
CM
CM
CM
A
h
U
О
X
X
a
ф
0 a
0 X 0
A
t*
О
О
X
X
a
A
H
0
0
X
X
a
ф
Ф
0 oq О OQ 0
s 0 X 0 X
c c i c c i
«в
S
*
о
о
X
X
1
а
г«
О
<о о о
2 а с
О
*
°
со
2 в
а
«
3 о ?
о
*
о
с
о
2
<в
X
*
а
s
х
X
аз
Н
О
1
CM *— l CM
1
1
и
112
CO CO CO
c q c c i c q c q c a
ф
с
S
а)
Ь
_100
0Q
а.
а
с;
о
а
о
CQ М? CQ
sК 8
■
а К
3 ^ 3
со С
о
*-* 00
^ 05
55
с
X
S
CO
21.8
— '
>■ CM
CD
т г 05
CM ^
1
1
CM t- Ю
•* Ю
05
00
23.2
to
05 CM 1—4 to ТГ О
• •
•
05 05 05 05 05 00 05 05
t*- t- t*- t-
> ю
1 0 00
CM
21.5
1
19.8
1
1
18.3
1
1
1
uZ tO
s. ^
^ Ю
О 05
CM ^
S* со
^ 10
О 05
18.0
>* to
05 05
1
1
20.0
С со
1
=3 05
00 00
1
21.2
? ^
> to
^ 2
00 00 CO 0 00
о 05 «— 1 0 05
CM
CM CM
Поверхность
э ^
5к to
^ 05
Ю —
1
•
Харламовское
to
СО 05
см ^
18.2
a
00 ТГ l> CM CO 00 CO 00 CM CO
•
•
1 О 00 05 05 05 05 0 00 0 05 0 05
CM
CM *— l CM
CM
*— l
О
>. ю
СО
СО СО со
• • • • • « •
05 05 05 05 05 05 05
•
Г- О
CN
1 05
О О СО О
• • • • •
«—ч
CN
1
CN CN CN CN CN
* 8
см ~
ю ю с о с о ю ю ю ю
>
О
00
05
О О Ю Ю о О Ю ^ О
со 05
^ * -> 0 0 0 5 0 5 0 5 0 5
bs
^
^ ю
00 05
COCOCOttCOCNCO^
t— t— I— t— (— t— I— Г"—
>. -
WCO^CO h OC'IO
CD
00 05
CN —
СО CD О О О гг
•
*
г05 (N Г - CN 00
CN *—| CN
CN
00
,,
ю
Г^ СО СО со т г
• • • • • •
05 05 05 05 05 05 05
•
О
• •
vj О
•
00 О 00 со
со
Г-
•
CN
•
Г - Г*
Г-*
CN О
ю
о ю о г*- СО О 05
• « • • • • •
о О о О ю «—1 т г
CN CN гм CN
CN |Н
00
00
О 05 05 О
CN
CN
Л
h
О
О
X
X
а
ф
О но
Ж О
X
ю
X
л
е*
о
о
X
X
а
а>
я
О
о
X
о
и
ф
л
о
ф
са
1
0
е
с
с
<3
S
а
о
X
S
X
о
X
Q)
O O C D V C N O tt
• • • • • • • •
OOOOt^t^OOOOl^h*
^
h- CO CO
!>>
CN
X
*е
К
* 3 ф
о X л
а сз ь*
0 Ф о
Ю аэ >>
CN CN
• • • • I I
00 h*
СО
•
•
••
to
Ю
Г - CO
СО СО
•
О
CN CN CN
•
05
•
о о
•
Г-
•
CN CN CN
CN
•
05
в
^
ю
05
Ю 05Ю 00005^^
00 CD 05*
Is- CD 00 Ю
л
h
л
ь*
л
h
о
0
о
0
X
X
X
X
X
а
а
а
Ф
ф
ф
ф
0Q 0 0Q 0 Д о 0Q
О X 0 X 0 X о
С
о
о
X
X
а
^
С
Ч
С
^
С
X
3
2
<0
<0
го
Ф
CNCN*—' 0 5 * —' 0 5 * —« 00
CNCNCN*—' C N * —<CN' - >
л
h
0
0
X
a c q c 4 c c l
X
05
>» со
1
«—1
Д
ь
о
о
X
X
а
ф
0Q о
о
1
OJCNCNCN^^~<~
1
О 00 05 05 СО О 00
•
CN
CN CN
05
CN CN CN CN CN CN
Л1 ©
• «
00 00
1 0 ^ 0 0 0 5 00 00^0
• • • • • • • •
г- 05
954
о
00
Г - 05 Ю
О
00 00
я
ф
X
ф
0Q
О
X
ф
а
ф
Т
а
о
«
>>
с;
ш
1
О
о
0Q
О
R
ф
г
S
£0
<0
о
*
о?
114
Рис. 33. Термоизоплеты на с т . 1 и ст . 2 в м а е-сен тя б р е ,
а - 1955 г . , 6 - 1 9 7 2
г.
живалось равномерное понижение температуры по вертикали, а
в 1957 г, - многократное установление и нарушение ее стр ати­
фикации.
Начало устойчивого охлаждения вод в Волжском плесе про­
слеживается обычно в середине августа, хотя в отдельные годы
э т о т процесс начинается во второй половине июля, а иногда в
начале сентября. Подобные изменения в температуре воды ле­
том наблюдаются и в других речных плесах (табл. 3 6 ) . Однако
в абсолютных значениях температуры имеются некоторые раз­
личия. По сравнению с волжскими водами, поступающими из
Угличского водохранилища, речные моложские в начале лета
теплее на 1°, но с выходом в Главный плес температура их
понижается. В э т о время на участке Х арл ам овское-Б орок Запо­
ведный разность температуры в придонном слое мож ет дости ­
гать 4 . 5 ° .
В середине пета теплосодержание вод в Моложском плесе
выравнивается и становится близким к таковому волжских вод,
но на границе с Главным плесом температура их несколько по­
нижается по сравнению с В есьегонским расширением. В а в г у с ­
т е картина в распределении температуры по акватории плеса
меняется на обратную. Более высокую температуру имеют уча­
стки плеса, граничащие с Главным. Это связано с т ем о б с т о ­
ятельством, что речные воды охлаждаются быстрее, и в а в г у с ­
те они обычно холоднее волжских на 1 . 5 ° .
Сравнительно высокий водообмен на речном участке плеса
обеспечивает равномерное распределение температуры с глуби­
ной. Лишь в районе устья Ламы в редких случаях наблюдалось
Т а б л и ц а
36
Среднедекадные температуры воды ( С)
в речных плесах (по данным водомерных постов)
I
II
Август
Июль
Июнь
Температура
III
I
II
111
Г
18.8
22.6
15.0
19.9
24.3
16.4
19.7
23.5
16.6
19.3
21.5
17. 1
18.6
20.2
15. 1
17.3
19.6
15.2
18,9
25.5
13.3
19.6
26.0
15.8
19.4
23.6
15.2
18.8
22.2
15.5
17.9
21.4
14.4
20.4
13.9
18.4
23.9
13.8
19.7
26.2
15.0
17.7
23.9
14.5
18.5
22.4
15.2
17.6
20.2
14. 1
16.2
19.7
12.4
III
11
Копри!{О
Средняя
Наибольшая
Наименьшая
15.5
19.5
12.2
17.7
21.6
14.4
18.5
21.5
15.3
Весьегонск
Средняя
Наибольшая
Наименьшая
15.4
20.2
12.0
17. 1
21.2
12.9
18.5
23.0
14.4
16.8
Мякса
Средняя
Наибольшая
Наименьшая
15.4
21.9
11.6
16.9
21.9
12.0
18. 1
21.6
14.2
в первой половине пета различие в температуре воды поверх­
ностных и придонных слоев, достигающее 4 - 6 ° . Так, стратифи­
цированное состояни е водной толши было зафиксировано в июле
1961 г . , когда четко прослеживался эпипимнион мощностью о к о­
ло 2. 5 м и температурой 2 1 - 2 2 ° , слой температурного скачка
с градиентом температуры порядка 2 . 5 ° на 1 м глубины и г и полимнион с температурой около 18°.
Сопоставляя среднедекадные и месячные температуры у с . Ко­
прино и В есь егон ска (табл. 3 6 ) , легко зам ети ть, что они близки,
изменение их имеет одинаковую тенденцию. Наибольшее т еп л осо­
держание вод приходится обычно на середину лета. Однако выхола­
живание моложских вод протекает интенсивнее волжских и начина­
ет ся с о второй декады июля. Если в июле снижение температуры
воды за декаду со с т а в л я е т 0. 2 - 0 . 6 ° , т о в а в г у ст е уже около 1°.
Понижению температуры моложских вод с п о с о б с т в у е т увели­
чение интенсивности водообмена. При повышенном речном ст о к е
даже декадные и месячные значения температуры моложских
вод бывают ниже нормы на 2 . 5 - 5
и ниже температуры волж­
ских вод на 2 - 3 ° при многолетнем различии на 1 .3 .
По сравнению с моложскими шекснинские воды петом на 0 . 5­
1° холоднее, и только к концу сезон а теплосодержание
их
115
практически выравнивается. До зарегулирования стока Шексны
температура ее вод в начале лета составляла 1 6 .7 ° , повышаясь
к периоду максимального прогрева до 1 9 .1 ° и снижаясь к кон­
цу сезон а до 1 7 .8 ° . Температура в отдельные годы за летний
период колебалась от J 3 .6 до 2 2 .3 .
После зарегулирования ст о к а Шексны температура ее вод
понизилась на 0 . 5 - 1 . 0
в первой половине лета и практически
остал ась без изменений во второй. Температура вод верховьев
в период интенсивного прогрева близка к таковой волжских в
нижнем бьефе Угличской ГЭС, только в конце летнего сезон а
она ниже на 1 °. Некоторое влияние на температурные условия
в районе Череповца оказывают сточные воды металлургическо­
г о комбината, повышая температуру воды ниже города на 1 . 0 ­
1 . 5 ° , но влияние их на температурные условия плеса локально.
При наличии обширных мелководий в первой половине лета
наблюдается большая п ятн истость в распределении температуры.
Только в о второй половине сезон а теплосодержание вод вырав­
нивается, в дальнейшем распределение температуры по аквато­
рии ппеса определяется погодными условиями.
Распределение температуры с глубиной в Шекснинском плесе
аналогично таковому в двух других речных плесах. В начале
лета наблюдается слабо выраженная
температурная стратифи­
кация водной толши, при максимальном прогреве признаки ее
прослеживаются лишь в жаркие штилевые дни. Общий характер
прогрева вод не отличается от других речных плесов. Особенно
интенсивен прогрев в начале лета, когда температура воды по­
вышается на 1 . 2 - 1 . 5
за декаду. Средние значения ее в э т о
время около 17°. В период максимальных температур интенсив­
н ость прогрева уменьшается до 0 . 3 ° за декаду, а з а т ем вновь
повышается до 1 . 3 ° . Наибольший прогрев вод характерен для
середины лета при температуре 1 9 .7 ° . Максимальные значения
ее в э т о время на глубоководных участках м о г у т дости гать
2 5 ° в поверхностном сл ое и 2 2 . 5 ° у дна. В прибрежных райо­
нах температура может быть выше. Так, в 1972 г. зарегистри­
рована максимальная за г од среднедекадная температура воды
у Мяксы, равная 2 6 .2 ° .
Охлаждение вод плеса начинается с конца июля,и протекает
оно более интенсивно, чем в Волжском и Моложском.
Если
у с . Коприно и В есь егон ска g начапе э т о г о процесса понижение
температуры сост а в л я ет 0 . 2
за декаду, то величина его в
Шекснинском плесе дости гает 1 .
, По результатам синхронных съемок (та бл . 3 7 ), общий ха­
рактер прогрева вод во в с ех плесах сохраняется, но величина
е г о различна от года к году. Причина э т о г о - прежде в с е г о
погодные условия.
Реакция водоема на погодные условия особенно четко проя­
вилась в а в г у ст е 1957 г . В южной и западной
частях водохра­
нилища погода была значительно теплее, чем в
северной.
110
Т а б л и ц а
37
Средняя по горизонтам температура воды ( ° С )
в речных ппесах
Горизонт,
11
0.5
м
5 .0
10,0
у дна
2 3 .4
2 3 .6
2 2 .9
2 2 .4
-
2 0 .7
2 3 .0
2 2 .9
21.1
2 1 .0
2 1 .0
20.1
2 0 .4
2 1.0
19.8
2 0 .2
2 1 .0
17.1
17.9
16.5
17.0
17.3
-
16.9
17.1
1 6 .5
2 0 .6
2 0 .8
-
19.4
2 0 .3
2 0 .5
19.9
19.7
-
19.5
19.6
19.2
2 .0
28 УИ 1960
Волжский
Моложский
Шекснинский
2 3 .4
2 3.8
2 3 .2
2 3 .5
2 3 .8
23. 1
3 УШ 1961
Волжский
Моложский
Шекснинский
2 1 .4
2 1 .6
2 1 .0
2 1 .2
2 1 .3
2 1 .0
6 УШ 1962
Волжский
Моложский
Шекснинский
17.2
19.3
1 6 .5
17.2
19.2
1 6 .5
3 УШ 1963
Волжский
Моложский
Шекснинский
2 1 .2
2 2 .0
2 1 .6
21.1
2 2 .0
2 1 .4
21.1
2 1 .6
21.1
1 УШ 1964
Волжский
Моложский
Шекснинский
19.9
19.7
19.1
19.9
19.7
19.1
1 9.9
19.7
19.2
В результате теплосодержание волжских и моложских вод по­
вышалось, средняя температура их увеличилась на 0 . 7 ° .
В
Шекснинском плесе в э т о же время шло охлаждение вод, т е м „о
пература их понизилась на 2 .
Помимо погодных условий на характер прогрева и е г о интен­
си вн ость оказывает влияние зарегулирование стока . В резуль­
тате зарегулирования стока Волги многолетняя амплитуда из­
менения температуры в волжском потоке меньше, чем в молож­
ском и шекснинском. По сравнению с последними
значения
температуры летом з д е сь выше на 0. 5 - 1 . 0 ° . При прочих равных
условиях стратификация вод по температуре в Волжском плесе
более устойчива, а выхолаживание их протекает медленнее, чем
в других речных плесах.
Летние температурные условия в Главном плесе отличаются •
от таковых речных плесов. Тем пературное поле его в начале
пета имеет мн ого общего с концом весны . Наиболее прогреты
воды прибрежья и районов, пограничных с речными плесами.
Наименьшее теплосодержание сохран яется в водах восточн ой и
ю го-во ст о ч н ой частей плеса. По мере прогрева различия в т е м ­
пературе отдельных участков ппеса уменьшаются.
При близких значениях изотерм (р и с . 34) видны различия в
их расположении. В одних случаях они показывают пятнистость
в распределении температуры по акватории плеса, в других характер поступления вод из речных плесов. В обоих случаях
расположение изотерм, а следовательно, распределение тем п е­
ратуры отражают ход динамических процессов в водоем е и м е ­
теорологических условий над во д ое м ом .
Горизонтальные градиенты изменения температуры в поверх­
ностном слое невелики и редко сост ав л я ю т 0 . 2 ° на 1 км. Т а к о ­
го же порядка они в большинстве случаев в придонном слое,
где бывают и выше, достигая иногда 0 . 6 - 0 . 8
на 1 км. Послед­
ние обеспечиваются слабым прогревом вод в начале лета и с о ­
хранением относительно низких значений температуры в затоп­
ленных долинах и руслах рек.
В первую половину лета на изменение поля температуры
влияет ветер. Анализируя данные по температуре водомерных
постов, можно легко обнаружить повышение температуры воды
у наветренного берега и понижение е е у подветренного. Изме­
нение направления ветра бы стро приводит к выравниванию т е м ­
пературы (Курдина, 1958).
В Главном плесе, как и в речных, наблюдаются суточные
колебания температуры. Амплитуда их даже в период макси­
мального прогрева на отдельных участках ппеса и на различных
глубинах неодинакова. Так, в конце июля 1958 г . при измене­
нии температуры воздуха о т 2 2° днем до 1 7 -1 9 ° ночью и коле­
баниях с к ор ос ти ветра от 1 .5 до 7 м / с при прогреве вод плеса
до 1 8 .3 -1 9 суточная амплитуда температуры воды составляла
в русле Мологи у с . Брейтово 1 . 0 - 1 . 5 , в русле Шексны до
глубины 2 м - 3 . 2 ° , на глубине 6 м - 1 . 4 ° , у дна - 0 . 5 - 0 . 9 ° .
В центре Главного плеса суточны е колебания температуры в
пределах 2 отмечались только в поверхностном сл ое до 0 . 5 м.
Специальные исследования су т о ч н о г о хода температуры, вы ­
полненные Рыбинской гидрометобсерваторией в 1973-1975 г г . ,
показали, что наименьшая амплитуда суточных колебаний т е м ­
пературы воды менее 1° в Переборском заливе, у Рож новского
мыса она около 2 °, а в мелководных заливах дост и г а ет 3 .5
и даже 6 °.
I Iо
Рис. 34. Изотермы поверхностного ( а )
воды в летний период.
1 - 3 YIII 1961,
2 - 6 УШ 1962,
и придонного (б ) слоев
3 - 1 УШ 1964.
Различия в температуре вод в обшем невелики, более с у ­
щественны изменения в прогреве вод от года к г о д у (табл. 3 8 ) .
В начале лета для вертикального распределения тем п ерату­
ры характерно постепенное уменьшение ее с глубиной на 2 - 4 ° ,
реже на 6 °. Значения вертикальных градиентов температуры в
одни и те же сроки, но в разных частях плеса м о г у т су щ ест ­
венно различаться. Так, 22 У1 1954 в центральной части плеса
при глубине 5 -7 м градиент температуры равнялся или превы­
шал 1° на 1 м глубины, а в западной и восточной частях при
тех же глубинах величина его уменьшалась до 0 . 5 ° и менее на
1 м глубины. Аналогичные данные характерны и для других
пет. Интересно отметить, что значения градиентов неодинаковы
и для одних и т е х же горизонтов на различных участках ппеса.
В середине лета наблюдается устойчивая разность темпера­
туры в 3 - 5 ° по вертикали, особенно при безветренной погоде
или слабом ветре, и только в а в г у с т е даже при таких же по­
годных условиях стратификация становится кратковременной и
неустойчивой при разности температур на поверхности и у дна
около 2 °. Только усиление ветра и частая смена его направле­
ния обусловливают летом в Главном плесе равномерное
или
1 10
Т а б л и ц а
38
Средняя по горизонтам температура воды
на отдельных участках Главного плеса
Г оризонт,
Участок
(°С )
м
10
0 .5
у дна
23 УП 19В0
Западный
Северный
Центральный
2 3 .6
2 3 .6
2 3 .9
2 3 .4
2 3 .5
2 3 .9
2 3 .2
2 3 .3
2 3 .2
2 3 .0
23.1
2 3 .0
3 УШ 1961
Западный
Северный
Центральный
2 0 .9
2 1 .0
2 1 .3
2 0 .8
21.1
2 1 .3
2 0 .6
2 1 .0
2 1 .2
2 0 .0
2 0 .2
2 1 .2
6 УШ 1962
Западный
Северный
Центральный
18.4
1 7.0
17.7
1 7 .5
17.0
1 7 .6
17.3
16.8
17.1
1 7.3
16.8
1 6 .6
3 УШ 1963
Западный
Северный
Центральный
2 1 .5
2 1 .2
2 1 .5
2 1 .2
2 1 .2
21.1
2 1 .0
2 0 .9
2 0 .5
2 0 .0
2 0 .4
2 0 .2
1 9.5
2 0 .3
2 0 .0
1 9 .6
19.1
-
19.3
19.0
18.6
1 УШ 1964
Западный
Северный
Центральный
19.8
19.4
19.6
19.6
19.2
1 9 .5
1 9 .6
19.1
19 .5
близкое к нему распределение тепла в толше е г о вод. Анализ
кривых изменения температуры с глубиной и сопоставление ее
значений на одних и т е х же горизонтах показали следующие
особенн ости в ее вертикальном распределении. В начале лета
вблизи речных районов, г д е периодически прослеживаются с т о ­
ковые течения, водная м а сс а прогрета более равномерно, чем
в центральной части плеса.
В этих районах в сл ое до 5 м
глубины градиент температуры несколько превышал 0 . 3 ° на 1 м .
Водная м асса центральной части плеса более отчетливо ст р а т и 120
а
Рис. 35. Кривые вертикального распределения температуры на
станциях водохранилища в летний период I960 г.
а - 31 УГ,
6 -1 2
УП, в - 28 УШ.
фицирована, градиент изменения температуры з д есь достигал
1 . 4 ° на 1 м глубины. Усилению стратификации в Главном плесе
с п о с о б с т в у е т ослабление шекснинского потока, и в с е в е р о - в о с ­
точной части плеса температурное расслоение вод (рис. 35, а,
б) очевидно. С усилением прогрева разность температуры во­
ды на поверхности и у дна уменьшается и редко превышает 2 °
(рис. 35, в ) . Окончание с ез он а характеризуется равномерным
прогревом вод ло глубине. Только продолжительная устойчивая
теплая погода мож ет на короткое время вы звать некоторую
неоднородность в распределении температуры по вертикали.
121
Рис. 36. Изотермы по ходу м ол ож ского (а ) и шекснинского
потоков ( б ) 12 У11 1960, по разрезу Б р ей тово-К оп обово 28 У11
1960 ( в ) и 2 -6 УШ 1962 ( г ) .
В цепом летний се з о н отличается от предшествующего не
только более высокими значениями температуры, но и преиму­
щественно равномерным распределением ее по акватории, а во
второй половине лета и по глубине. В конце сезон а послойная
температура вод ппеса практически одинакова (табл. 3 8 ) . Р а с ­
положение изотерм показывает, что в середине пета 1960 г .
при слабом вет р е переменного направления и дневной темп ера­
туре воздуха до 2 5 - 2 7 ° температура воды по ходу м ол ож ского
(ри с. 36, а) и шекснинского (рис. 36, б) потоков в границах
Главного плеса имела близкие значения, но характер ее верти­
кального изменения был несколько различен. В с е в е р о -з а п а д ­
ной и южной частях плесов наблюдалось относительно равно­
мерное повышение температуры с глубиной,' только в м е ст а х
уменьшения глубин ход изотерм несколько менялся. На этих
участках отмечена наибольшая величина градиента температуры,
равная 0 . 4 5 ° на 1 ’м глубины. По всей протяженности шекснин­
с к о г о потока верхний 5 -м етр овы й слой воды имел градиент вы­
ше 0 . 5 - 0 . 8 ° на метр глубины,и лишь в придонных слоях он
уменьшился до 0 . 2 ° . Распределение температуры в расширенной
части плеса между западным и восточны м берегами (рис. 36,
в) св и детел ьствует о равномерном прогреве водной толши от
поверхности до дна на в се м междуречье. Только в затопленных
долинах и русловых участках Мологи и Шексны прослеживалось
понижение температуры от поверхности к придонным слоям на
величину до 2 ° . В целом по разрезу от с . Брейтово до д. Коло­
бове преобладающие значения температуры колебались от 22 до 24
Рис. 37. Х о д термоизоплет на станциях Главного плеса в лет­
ний период при различных гидрометеорологических условиях.
а -
1967 г . ,
б - 1972 г .,
в -
1957 г.
В холодный и дождливый летний с е з о н 1962 г . речной с т о к
значительно превышал норму, и речные воды глубоко вклинива­
лись в Главный плес (рис. 36, г ) . При такой ситуации харак­
тер распределения температуры имеет сущ ественные о со б е н н о с­
ти, одной
из которых является наличие обратной стратифика­
ции в районах выхода речных вод в Главный плес с разницей
температуры на поверхности и у дна до 2 . 9 ° . Т а к ое явление
вст р еч ает ся редко в летнем сез он е .
По ходу термоизоплет видно, что накопление тепла, е г о
распределение и потери имеют между со б о й м н ого общ его. Наи­
большее с х о д с т в о в тепловом режиме наблюдается в годы с по­
вышенной ветровой активностью (ри с. 37, а) или аномально
теплые (рис. 37, б ) . Однако прослеживаются и индивидуальные
особенности распределения температуры в период летнего про­
грева, которые в большинстве случаев наблюдаются в первой
половине сезон а (рис. 3 7 , - в ) .
Данные регулярных измерений температуры на рейдовой вер­
тикали у с. Брейтово подтверждают существенные различия в
летних температурных условиях водоем а в отдельные годы. За
период с 1960 по 1967 г. практически нет и двух лет с одина­
ковыми значениями температуры и одинаковым ходом тер м ои зо­
плет. В одних случаях, например теплым летом 1960 г . (рис.
38, а ), накопление тепла в воде шло в условиях, близких к
Р и с. 38. Х од термоизоплет на
рейдовой вертикали у с . Брей­
т о в о в летне-осенний период.
а - 1960 г . ,
в - 1962 г . ,
б - 1961 г , ,
г - 1963 г.
гомотермии, до конца июля.
Средняя температура по вер­
тикали повышалась на 1° каж­
дые 3 - 5 дней, и в середине
лета водная м асса на всю глу­
бину оказалась прогретой до
20 - 22 ° .
В годы с температурой
воздуха tблизкой к норме или
ниже ее (р и с. 38, в),при. боль­
шой повторяем ости ветра с к о ­
р ост ью выше 5 м / с преобла­
дает также равномерный про­
грев вод, оанако температура
воды не превышает 1 7 -1 9 °.
При переменных погодных у с­
ловиях (ри с. 38, б, г ) накоп­
ление тепла в верхних слоях
и перенос е г о на глубину в е т ­
ром и течениями происходят
с различной интенсивностью.
В результате наблюдаются
неодинаковые формирование и
разрушение температурной
стратификации водной толши
плеса.
Регулярные измерения температуры в одной точке на несколь­
ких г ори зон тах позволили определить приближенно с к о р о с т ь про­
грева вод, В начале лета в процессе формирования стратифика­
ции в ся толша их повышает температуру на 1° за 2 -3 дня. В
условиях стратификации для так ого прогрева треб уется до двух
недель. Летом необходимое время для установления одной и
той же температуры в поверхностном и придонном слиях при о т ­
су т ст в и и в е т р о в о г о перемешивания изменяется от 3 - 5 дней до
полумесяца. При продолжительной штилевой погоде для этих це­
лей м о ж е т п отр ебова ться до месяца, а в штормовую ветреную
выравнивание температуры по глубине происходит в течение не­
скольких ч а сов.
Анализ температурных условий летнего периода в в одоем е
позволил определить некоторые осредненные значения темпера­
туры и ее о соб ен н ост и изменения в отдельные годы. В первой
124
Т а б л и ц а
39
Средняя температура воды ( ° С )
в петний период
Месяц
У1
УП
УШ
1968 г.
19.2
19.4
18.6
1969 г .
14.8
18.3
17.9
1970 г .
1 5 .9
2 0 .2
18.8
на поверхности
1971 г .
16.6
18.0
18.9
1972 г.
1973 г.
15.8
2 0 .4
2 0 .7
1 5.5
20.8
17.1
половине сезон а температура п оверхностного слоя воды в водо­
хранилище равна 1 8 . 3 ° с колебаниями в различные годы о т 14.0
(1957) до 2 1 . 7 ° ( 1 9 5 4 ). Несколько ниже ее значения для всей
водной толши. Средняя температура по глубине водоема за Мно­
голетний период равна 1 6 .8 ° ,
а крайние ее значения 13.2
(1957) и 1 9 . 8 ° ( 1 9 5 4 ) . В середине лета, которая обычно прихо­
дится на июль, среднедекадная температура поверхности воды
в начале месяца равна 1 8 . 4 ° , а в середине д о ст и г а е т 2 0 °. К
э т о м у времени приурочены наибольшие в г о д у температуры в о ­
ды. Конец июля хара ктер изуется изменением тенденции в ходе
температуры на обратную, в с т о р о н у ее понижения, и средне­
декадная температура со с т а в л я е т 1 9 ,6 ° . Тенденция к пониже­
нию температуры сохран яется и в а в г у ст е .
За 25 лет наблюдений в 19 случаях средняя температура
воды во второй декаде августа была ниже, чем в первой, на
0 . 4 - 3 . 5 , и только в 6 случаях изменения ее отсутствовали
или отм ечал ось незначительное повышение.
Средние значения температуры для каждого летнего месяца
за ряд лет представлены выше (та бл . 3 9 ) .
Таким образом, устойчивое снижение теплосодержания вод
водоема обычно наблюдается в о второй декаде а в г у ст а . Однако
охлаждение водоема начинается ежегодно в разные сроки, и
развитие процесса не всегд а проходит одинаково. Так, в 1971
и 1а72 г г . средняя температура поверхности воды водоема в
это время еще повышается и в а в г у ст е выше, чем в июле.
С учетом э т о г о за конец л етнего с ез он а и начало осен н его у с ­
ловно принимается I сентября.
ОСЕННИЙ ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ВОДНОЙ ТОЛЩИ
В конце лета общий приход солнечной радиации к поверхно­
сти водохранилища на 20-25% ниже, чем в период максималь­
ного прогрева. Э то прежде в с е г о и приводит к устойчивому
уменьшению теплосодержания в о д водоем а, которое с наступле­
нием осен н его сезон а постепенно увеличивается. Э т ом у процес­
с у с п о с о б с т в у е т изменение метеорологических условий. Т ем п е ­
ратура воздуха становится близкой к температуре в о д ы ,а затем
125
и ниже ее. Средняя с к о р о с т ь ветра над водоемом увеличивается
до 5-7 м / с , а повторяем ость ветра ск о р о с ть ю более 7 м / с в о з ­
растает до 40%. При таких условиях понижение теплосодержания
водной толши водоема в первой половине осени дост и г а ет 3­
3 . 5 ккал/см-2 в месяц.
Увеличение речного стока в середине сезона ускоряет выхо­
лаживание вод водохранилища. Это происходит за с ч е т более
низкой температуры речных вод, а также в результате увели­
чения интенсивности водообмена и перемешивания вод.
С усилением ветровой активности и интенсивности во д о о б м е ­
на потери тепла идут одновременно по всей глубине водоема,
чему с п о с о б с т в у е т как турбулентное, так и конвективное пере­
мешивание вод. Такой характер выхолаживания водной массы
в условиях гомотермии сохраняется до наступления температу­
ры воды, равной 4 . В дальнейшем конвективное перемешивание
о т с у т с т в у е т и понижение температуры определяется качественно
новым процессом, в результате ко торого охлаждается только
поверхностный слой водоем а. При таких условиях понижение
температуры во всей водной толще м ож ет происходить только
за с ч е т динамических процессов.
Достижение температуры 4 ° по всей глубине водоем а харак­
тери зует температурные условия, предшествующие образованию
льда. После т о г о как температура воды на поверхности, а в
результате турбулентного перемешивания во всей водной м а ссе
понизится до 0 ° начинается процесс интенсивного л едообразо­
вания.
Сложность морфометрии и специфичность гидрологического
режима отдельных районов водохранилища приводят к том у,что
процесс ледообразования по акватории протекает неодновремен­
но. Для устьевы х участков рек, ручьев и прибрежных мелко­
водий характерны бы стр ое выхолаживание и понижение темпера­
туры воды до 0 ° . В этих условиях на данных участках появля­
ются забереги и обр азуется сало. В открытых районах водохра­
нилища в э т о же время температура воды имеет положительное
значение, и процесс ледообразования задерживается. От появ­
ления за бе р его в до полного замерзания водоема иногда прохо­
дит длительное время. Процесс ледообразования представляет
собой своеобразный переходный период в температурном режи­
ме водоем а и является характерной особенн остью осен н его с е ­
зона. Полный ледостав сви д ет ел ьст вует об окончании е г о
и
начале зимнего сезона.
Осеннее охлаждение водной толщи
Первоначальное охлаждение водоема в конце лета начинает­
ся в условиях нарушения прямой стратификации и при сохране­
нии в водной толще состояния, близкого к гомотермии при
средней температуре порядка 1 8 -1 9 °. В этих условиях потери
тепла водой происходят одновременно по всей глубине. Разн ость
температуры на поверхности и у дна редко превышает 0 . 2 - 0 . 3 ° .
Дальнейшее охлаждение вод продолжается при гомотермии,
однако э т о т процесс в речных плесах и открытой части водохра­
нилища имеет свои особенности. В о в с е х речных плесах ( т а б п . 40)
преобладает равномерное распределение тепла в водной толще.
В начале сезон а в распределении и значениях температуры воды
в отдельных плесах существенных различий не наблюдается и
выхолаживание протекает равномерно. Однако к середине с е з о ­
на, особенно во второй половине, теплосодержание зарегулиро­
ванных волжских вод выше, чем моложских и шекснинских. Об
этом свидетел ьствую т более поздние сроки перехода температу­
ры через ее значения, характеризующие интенсивность выхола­
живания вод (табп. 4 1 ).
Наибольшие значения температуры в волжском потоке в э т о
время наблюдаются в нижнем бьефе Угличской ГЭС. По ходу
волжских вод в сторону Главного плеса температура их понижа­
ется. В двух других плесах прослеживается обратная картина:
температура моложских и шекснинских вод с приближением к
открытой части водоема повышается и дости гает наибольших
значений на границе с Главным плесом.
Выхолаживание шекснинских вод начинается раньше и разви­
вается бы стрее, чем в двух других речных плесах.
Средние
декадные и месячные температуры воды у с . Мякса ниже, чем
у с . Коприно, на 1 . 5 - 2 . 5 , а во второй половине сезона при­
мерно на I . В э т о же в^емя различие минимальных темпера­
тур мож ет дости гать 3 .9 . Температура вод М олож ского плеса
обычно занимает промежуточное положение между волжскими и
шекснинскими (табп. 4 2 ).
Дпя вертикального распределения температуры осенью наи­
более характерна г ом отер м ия. В начале сезона при теплой по­
годе возможна кратковременная прямая стратификация темпера­
туры с разностью ее значений на поверхности и у дна I . 5 - 2 . 0 ° .
В конце сезона при интенсивной теплоотдаче верхних слоев
иногда наблюдается обратная стратификация. Это хорошо вид­
но на примере измерения температуры в русле Волги у с . Ко­
прино в конце октября 1953 г . (табл. 4 3 ) .
Интересно отметить, что в период измерения температуры
отмечены забереги и битый лед в прибрежье полосой до I км,
тогда как в русловой части плеса была относительно высокая
температура воды. Амплитуда ее за время наблюдений по го­
ризонтам изменялась от 0 . 6 до 0 . 9 ° . На характер распределе­
ния температуры с глубиной оказывает влияние св оеобр а°и е
динамики вод (Литвинов, Буторин, 1980),
Особенности погодных условий вызывают некоторые откло­
нения от общей тенденции выхолаживания вод речных плесов.
Так, различие их в бассейне водохранилища в сентябре 1954
и 1964 г г . обусловило в Моложском плесе декадную т ем п ера 127
ю
5
со
Л C
D
р* а
•
•
•
со СЧ ю СО ю СЧ СО
• ■ • • • • •
■1 ■1
г1
в период
интенсивного
выхолаживания
водохранилища
СЧ ^
#
со 00 00 г- 00 05 00 00
•
о со см со
СМ CN СЧ
X ^
СО 05
Г
> см
X CD
СО ТГ со см TJ-
1
* 2
ю
»—
I^
х а
S)
СЧ 04 CD CD г- г- СЧ
ю
ю
CD CD ю
со ^
ю
ю
TJ- TJ-
ю
to ю
^ ю
00
СЧ ю
_ , CD
О 05
СО ^
О
О
о
о
О
со 00 00 г• •
1
1
1
о
1
05
•
СО
,
СО
ю
ю
1
ю
1
1
1
1
О
~
со
X о
Л CD
h- 05
CD
тГ —'
_
СО
^ CD
*• 05
тг —'
плесов
речных
(°С )
СО 05
СМ ^
Температура
вопы
CO
128
s
а
о
u
к
X
a
s
<0
ь
О
I I I I
»- тГ
x 0S5
CO ^
x §
I I I I
f- 05
СЧ —<
^
to
cm
cm
^
^
COCD-
CM CM CM СЧ
О
О
05 г- 00
Г-
1
1
rS [П
jg
Г- 00
x S
г- Г-
O
05 о
00 см о
05 о
05 05 05 05 00 05 00
СМ 05 СЧ 00
СО ю 05 CD СМ СО СО
о
• • • ■ • • •
«
05 о 00 05 00 о 00 О 05
СЧ
см
см
см
о
#
•
ТГ
• • • •
l i l t
05
О
t-
X £05
«В ^ —
X
*
со
о X
* ни CD
о ^2
к
о
05
I I CO 00
СО Г- оо тГ Г— см CD 00 05 ю
• • • • • • • • • «
05 05 05 05 05 05 О оо 05 05
см
*"н
x ffl
*-• 05
СЧ ^
^ ^ ^ Tf
00 00 г- Г- 05 05 см СЧ
•
ю ю ю ю Ю Ю CD CD
>* ^
Ю
О
CD Ю Ю
О
05 05 05
1
1
05 00 00 h-
t- 05
СЧ ^
Д
b
X
CD
05
^
Ю 05
СЧ —
о
X
*
*0 5
00 00 со CD 00 ю
•
05 05 05 05 05 05 05 05 05
СО
>
^ Ю
Ю
к— СМ
СЧ 05 со ю
h- г- 00 Г-
«В
S
*
О
*
с;
о
I I I I
о
—
X 05
®
«*.
X CD
СО 05
ю ЮЮ Ю
о
г-5
I I I I
Я 2
2 2
со СО СЧ см
СМ ^
X
Х со
CD
л
ь
о
о
X
X
A
b
о
о
А
ь
8
8
X
X
X
х
X
X
X
х
а,
а
а
а,
а,
<D
ф
ф
ф
ф
Я 2 Й ° ® о л 0 л 0
O S
о S О S О S о в
C ^ C ctc cicc lc cl
«
S
*
о
о
я
S
а
с
о
*
л
о
а,
аз
л г
И
I
2
>»
В О
о
л
о
а
л
<о
I
о
ц
о
2
>>
Ct
*
ф
2
0| ^ ^ ^
л
ь
А
ж
X
s
ф
ф-
о
о
а
X
а
Я
°®°53Л
Д£
c q c q
ф
о
*
о
л
о
2
<0
К
а,
<0
*
о
X
о
£н
Ф
Л
о
ф
СО
0 .8
1.1
0 .7
0 .8
CD
0.7*
1.8
0.8
2.0
2.2
3.5
2.3
3.5
со 03
О
CD
I I I I
5.2
5.2
5.2
5.3
h - 05
CN ^
X
см
1.1
1.2
1.2
1.2
5.8
5.7
6.0
5.9
ь
и
<0
00 00 о
X &
_ CD
во 05
Iо
со во во во
ТГ 2
X
^
I I I I тг тг Ю Ю
к
К
X
са
а
х
о
а
о
л
СЧ Р? СО <0
I I I I • • • •
СЧ
X
Г00
. 1 . 1
о
о
s
-н
. . . .
о
sr
о
«
о
к
а
СЧ
• 1 . 1
о
*
CD
СО СЧ СО СО СО Ю СЧ •—«
CM 05
CM ^
CD CD СО CD СО Ю Г- Г-
—
СО
ф
л
со
ф
о
X
^ 00
Ю
• 4 • • • • • •
ф
л
аз
ь
о
о
«
ю ю о с м о с м о с о
• • • • • • • •
2.8
2.8
2.4
2.2
h -h -r -t^ C 0 r ^ t^ r -
ф
с;
05 см ю о
9.4
9.5
9.4
9.0
• • • •
s
СМ
а
к
2
к
СО СО СЧ СЧ с о со с о со
х £
ТГ —■
15.4
20.8
15.4
19.6
15.5
22.0
15.4
20.6
о
О
Ф
G
к
«
s
X
о
к
ю
05
Г- ^
19.6
19.3
19.6
19.2
8.8
8.9
8.8
8.9
£о
см
О О ^
э
Борок Заповед-П оверхность
ный
Дно
Против Ламы
Поверхность
Дно
^
о
I I I I
Ю тг со со
ф
00 00 00 00
CD CD СО СМ -N ^
о
к
л
<М 05
• • • •
л
со со с о ю
к
S
X
ф
а
СЧ CD 00 СО
s
SC
CD
о
X
05
I I
ф
I
2
со
I — 05 О 05
СЧ
' СЧ *—•
s
Ф
Ю
^ О О ^ * —' O O C D
Ьч
^ 0ю0
*
*
Г - 05
СЧ ^
л
д
л
н
h
ь
о
о
о
о
о
о
X
S
X
к
X
X
X
X
а
а
а,
а
ф
ф
ф
ф
л о в о л о я о
о в о я о д о *
С Ч С сЗ С Ч С Ч
я
ф
a
ф
л
о
к
ф
л
0
X
>%
ц;
а
л
ф
о
Т
1
о
л
о
X
д
к
Ф
К
Д
аз
л
о
ГС
аз
а
vo
о
о
«
ф
к
ь
ф
п
К
о
1оа
X
t o сч сч
^
v в —
Л (Л о
CD СО f -
«
CD О) СЧ
ю во d
0.
2.
0
Г - СЧ
Г- О
00
СЧ
о
СЧ
—
*
X
sQ. e•h• f •
е ООиЛ
3в
.о
—
CD
X
—в «о
X
во
со «
—
* S
£
св
х 2 =
2 £ х
х
25 8
8
I
2 2
8
*
а
СЧ V во
СЧ
СЧ «о ®
ю а —
*о во «
« к
в X
х а
« г
с
СЧ© ^
п и т
-
а
г*^ о с5
«
5
з
СЧ CD в
а» сч «о
о
о
а
&
и
X
о
L
Ф
J0
*■
CQ
=>
*
*
с
«о
«
«
2
х
а
a
Н
СХ
ф
га сs
£
«
СХ
Г- — ю
z iz
И=
*
т
х п
« О
а с
* 2
в з
с *
5: о* IJ
5i I
а о 3
О Я X
a « с
О
Н
э |
§£ 1
и x г
в.З
10.28.1
3.5 1.8
~
оо о
11.4
14 .в
8.0
X
речных
волы
О
8.6
12.1
4 .в
"
температуры
перехода
«* Г-* N
О
11.5
15.7
7.9
значения
через
8
а
плесов
+
даты
Характерные
СО О
CD в
09 —
л
о
ПП
® «о —
♦
2 X
ео
СЧ
и
X
о
L.
ф
— CD* О
X
10,
СЧ
CD СЧ
п to о
14.0
19.7
10.1
в периоа
4 и 0.2°
о
о
Г - (О
СЧ
X я
0) в
09
*■*
СЧ
СЧ
О СЧ О
X
а>
осеннего
СЧ
Ю CD
- « О
1.2
в.О
0
X
о о
4.4
в.З
1.9
г»
СЧ
о
а
2.3
X
аз
4.5
5.4
0
сч
,
Средняя
Наибольшая (р а н н я я )
Нпнмвныиая ( поздняя)
охлаждения
<о
О
Т а б л и ц а
43
Вертикальное распределение температуры воды ( ° С )
у с. Коприно в октябре 1953 г.
Глубина,
0 .5
2 .0
5 .0
10.0
14.0
м
28 X ( 1 2 ч )
30 X ( 1 5 ч )
0 .2 0
0 .4 0
0 .4 0
0 .4 5
0 .5 0
0 .8 0
1.12
1.06
1.07
1.07
31 X (8 ч)
0 .2 3
0 .2 4
0 .24
0 .2 6
0.24
31 X (1 6 ч )
'
0 .7 6
0.71
0 .7 6
0 .8 0
0 .7 6
туру выше нормы на 1.5°, а в Шекснинском около нормы и да­
же ниже ее на 1 . В сентябре 1971 г . наблюдалась обратная
картина в изменении температуры воды. Подобные ситуации
повторяются в различных комбинациях довольно часто.
Таким образом, характер выхолаживания вод речных плесов
может иметь индивидуальные особенности, но в цепом э т о т про­
ц есс протекает в них интенсивнее, чем в Главном. Протекая в
условиях гомотермии, он продолжается до наступления т ем п е­
ратуры воды, равной 4 ° , и в дальнейшем отличается от подоб­
ного процесса в Главном плесе только своей интенсивностью.
В Главном плесе температура воды в начале осени близка
к 18°, первоначально в условиях разрушения прямой стратифи­
кации, а затем гомотермии она постепенно понижается. Пони­
жение температуры в первой половине сезона в каждую декаду
состав л яет 2 . 0 - 2 . 5 ° .
По многолетним данным,25 сентября она
опускается ниже 10 , а примерно через месяц до сти гае т 4 .
На протяжении в с е г о периода охлаждения для Главного плеса
характерны кратковременные повышения температуры. Так, в
первой декаде ноября 1957 г. у мыса Рож новского отмечалось
повышение температуры на 0 .7 .
Для осени характерно относительно равномерное распределе­
ние температуры воды по акватории Главного плеса. Даже в
начале осени при относительно высокой температуре разность
в ее значениях на отдельных участках не превышает 3 . К с е ­
редине сезон а она заметно уменьшается. До наступления отри­
цательных температур воздуха понижение температуры воды
в плесе происходит плавно. Величина и распределение ее по
акватории и глубине определяются предшествующими и с о п у т с т ­
вующими процессу охлаждения метеорологическими условиями.
Рассмотрим э т о на примере двух лет, различных по погод­
ным условиям. После прохладного лета и начала осени в 1958 г.
вторая половина осени имела среднемесячную температуру в о з ­
духа на 2 - 2 . 5 выше нормы. Это привело к тому, что во в т о ­
рой декаде октября температура воды оказалась на 2 . 5 ° выше
131
Рис. 39. Распределение температуры
хранилища в осенний период.
воды по акватории водо­
а - 4 X I960, б' - 3 ,4 XI 1962, в - 13-15 XI 1961. Слева поверхность ( 0 . 5 м ) , справа - у дна ( 0 . 5 м ) .
многолетней, и понижение ее до 0 °, как и начало процесса ле­
дообразования, наблюдалось на 7 -9 дней позднее средних ср о ­
ков для водоема. В 1959 г . при холодной осени и резком пони­
жении температуры воздуха в середине ее шло интенсивное вы­
холаживание и температура водной м а ссы была на 3 ниже
обычной для э т о г о времени, а понижение ее до 0 и начало ле­
дообразования произошли на неделю раньше средних сроков.
Погодные условия определяют и характер изменения тем п е­
ратуры по глубине. Температуры воды в поверхностном ( 0 . 5 м)
и придонном слоях обычно близки или отличаются не более, чем
на 0 .5
(рис. 3 9 ). При резком отклонении погодных условий
от нормы может возникать прямая стратификация температуры,
если же быстрее охлаждаются поверхностные слои, а турбулент­
ное перемешивание не охватывает всю глубину, То наблюдается
обратная стратификация с разностью температур в 1°, реже до
1 .5 . Наиболее вероятна она на русловых участках с большими
глубинами.
Таким образом, процесс осеннего выхолаживания водохрани­
лища, начинающийся еще в конце летнего сезона, в отдельных
районах протекает с различной интенсивностью и заканчивается
в разные сроки как по плесам, так и по годам. Быстрее охлаж­
даются воды Шекснинского и М олож ского плесов. Начало ледо­
образования в них происходит на одну-полторы недели раньше,
чем в Волжском и Главном плесах. Период осеннего охлаждения
водных м а сс четко разделяется на два этапа. Первый из них
представляет охлаждение вод о т некоторой начальной темпера­
туры до устойчивого 0 ° . Он характеризуется постепенным увели­
чением теплопотерь водной м а ссы и преимущественно г о м о т е р мией вод по глубине. Второй этап представляет соб ой период
ледообразования. Особенностями его являются дальнейшее умень­
шение теплозапаса вод с приближением е г о к г од овом у миниму­
му и наиболее равномерное в г о д у изменение температуры по
вертикали с последующим переходом к обратной стратификации.
Период ледообразования
Процесс интенсивного ледообразования в водохранилище на­
чинается, после т о г о ;к а к температура поверхностного слоя, а
при наличии турбулентного перемешивания и всей толши воды
понизится до значений, близких к 0 ° . По мере развития про­
цесса на поверхности водохранилища происходит образование
различных форм ледового материала: сала, шуги, блинчатого
льда. Однако полный ледостав наступает лишь в том случае,
когда температура воды на поверхности по в с е м у водохранили­
щу равна 0 и механическое воздействие ветра не в состоянии
препятствовать е г о установлению.
В. И. Колкутиным (1973) установлено, что в районах Рыбин­
с к о г о водохранилища в отдельные годы процессы охлаждения
и замерзания протекают различно и в разные сроки. При этом
он выделяет два наиболее характерных типа замерзания в о д о ­
хранилища, описанных ниже.
В большинстве случаев температура воздуха в период охлаж­
дения водоема имеет сравнительно небольшие отрицательные
значения и не опускается ниже - 1 0 ° .
Сильный ветер, ск ор ость ю
до 10 м / с и более, обусловливает интенсивное перемешивание
водной м а сс ы . Общее теплосодержание ее быстро пада ет,и т е м ­
пература воды уменьшается до значений, близких к 0 ° . В резуль­
тате в водоем е поддерживается состояние, близкое к г о м о т е р ­
мии, и процесс ледообразования протекает во всей толще воды,
охваченной перемешиванием. Начальная толщина льда непосред­
ственно после ледостава дости гает обычно 8 -1 0 см . При этом
наряду с состояни ем, близким к гомотермии, в зоне перемеши­
вания прослеживается незначительное повышение температуры
ко дну водоем а. Распределение температуры воды по глубине
под ледяным покровом 8 XII 1962 в П ереборском заливе (по:
Колкутин, Тачалов, 1968) приведено ниже.
Глубина, м
Температура, С
1.0
0 .0 0
0 .5
0 .0 0
1.0
0 .0 0
4 .0
6 .0
0 .2 0 0 .5 0
8 .0
0 .8 0
1 6.5
1.20
В качестве примера такого развития процесса ледообразова­
ния В .И . Колкутин и С .Н . Тачалов (1968) приводят результа­
ты наблюдений над состоянием водохранилища 9 -1 0 XI 1964.
В е сь день 9 ноября наблюдалось значительное в етр овое волне­
ние. В ы сота волны в Главном ппесе составляла в среднем 0 .8 м.
Температура во^ы по в с е м у водохранилищу равнялась 0 , в о з ­
духа - около -8 . При данных условиях накопление ледового
материала происходило весьм а интенсивно, и к концу дня в о т ­
дельных районах толшина е г о достигала 20 см . В связи с на­
коплением льда волнение уменьшилось, и к утру 10 ноября на
поверхности водоема образовалось большое количество льда, хотя
полный ледостав еще не наступил.
Иная картина замерзания водохранилища наблюдается при
температурах воздуха порядка - 1 0 - 2 0
и слабом ветре, когда
интенсивное перемешивание водной м а ссы о т с у т с т в у е т . В этом
случае происходит бы строе охлаждение только поверхностного
слоя воды и, несмотря на относительно большую величину теп­
лозапаса, наблюдается ледостав. Толшина льда,
как правило,
не превышает 1-3 с м . Для распределения температуры воды
по глубине при таком ледоставе характерно резкое возрастание
ее непосредственно подо льдом. Так, в Переборском заливе
температура воды в день ледостава на глубине 0. 1 м была
равна 0 . 5 . Приводим ее распределение по глубинам ( м ) под
ледяным покровом после установления ледостава (по: Колкутин,
Тачалов, 1968).
15 XI
20 XI
1965
1965
0.1
0 .5 3
0. 2
'
0 .5 '
0 .5 6
0 .3
2 .0
'
0. 62
0 .6
5 .0
0 .7 7
1 .0
'
9 .0
0 .8 4
1.1
'
15.0
2.0
Такой характер замерзания водохранилища наблюдался нами
осенью 1961 г. Для характеристики температурных условий в о ­
дохранилища в период замерзания в ноябре 1961 г. была выпол­
нена специальная температурная съемка водоема, которой пред­
шествовало резкое похолодание. Температура воздуха в районе
Рис. 40.
Изотермы средней температуры воды 1 3 - 1 5 X 1
1961.
Борка 7 ноября понизилась до - 1 0 ° . К 13 ноября в е с ь участок
водохранилища от с. Коприно до Ш умаровского острова покрылся
сплошным льдом толщиной 3 -4 см . По данным Рыбинской гидро­
метеорологической обсерватории, замерзание водохранилища в
эти дни в Моложском плесе началось у Первомайских островов,
а в Шекснинском - в районе д. Ягорбы.
Наблюдения были начаты с судна 13 ноября при температуре
воздуха от - 6 ° в центре водоема до - 1 3 ° вблизи е г о берегов
и производились при установившемся ледовом покрове или при
блинчатом виде льда и сале. С евернее с . Городок в Шекснин­
ск ом ппесе водохранилища наблюдалась кромка сплошного льда.
Температура воды в период замерзания водохранилища на
отдельных участках имела существенные различия (та бл . 4 4 ).
Наиболее низкие значения ее отмечались в районе с . Городок
(рис. 4 0 ) . Средняя температура по вертикали на с т . 33 равня­
лась 0 ° , на с т . 22 - 0 . 0 2 ° . Низкая температура воды в этом
районе обусловлена близостью кромки льда и поступлением бо­
лее холодных шекснинских вод. Низкие значения температуры
отмечались также у Первомайских островов в Моложском плесе.
Средняя температура воды на с т . 38 была 1.69 , на с т . 39 1. 21°.
Кроме отмеченных двух районов, на большинстве выполнен­
ных станций средняя температура воды по вертикали превышала
2 °. Так, в Волжском плесе у с . Коприно ( с т . 2) при наличии
ледового покрова она равнялась 2 . 9 8 ° , а у Шумаровского о с т р о ­
ва ( с т . 3) - 2 .8 4 . В Волжском плесе наблюдался редкий слу­
чай ледостава при относительно высокой средней температуре
водной м ассы . Высокие значения температуры воды замерены
и в центральной части водохранилища.
1ЯЯ
Т а б л и ц а
44
Т ем п ер а тур а воаы
(°С )
13-15 X I
Номер
Гпубина,
м
0.5
2.0
5.0
10.0
15.0
Лно
Средняя
температу­
ра по вер­
тикали
станции
2
3
0.50
1.15
2.95
3.35
2.80
2.63
2.72
3.70
2.84
2.80
2.76
2.82
2.80
2.80
2.85
2.83
35
38
39
40
41
1.30
1.30
1.40
_
1.30
0.80
0.91
1.70
1.88
2.00
1.69
0. 50
0.51
1.30
1.73
_
1.96
1.21
2.21
2.36
2.38
2.40
2.34
1.92
2.00
2.00
2.21
2.02
-
3.78
2.98
7
6
10
1.80
34
2.40
2.40
2.40
_
_
2.50
2.40
Т а б л и ц а
13
1.60 3. 20
1.60 1.60 _ 1.80 3.22
1.62 3.22
-
1.80
2.23
2.90
2.15
Номер
Глубина,
м
0.5
2.0
5.0
10.0
15.0
Дно
Средняя
темпера­
тура по
вертикали
1961
14
15
21 -
22
33
3. 10 3.20
3. 10 3.24
-
2.20
2.30
2.50
3.42 3.22
3. 14 3.21
2.50
2.44
0.02
0.02
0.03
_
_
0.03
0.02
_
_
_
0.00
0.00
0.00
_
_
0. 10
0.00
станции
42
43
45
46
47
1.80
1.71
1.82
2.50
2.70
2.09
3.30
3.30
3.40
3.50
3.36
1.71
1.77
1.80
1.79
2.00
1.97
1.99
1.93
1.97
1.70
1.72
1.81
2.66
2.70
-
2.22
45
Температура воды (°С) перед ледоставом у Рыбинской ГЭС
(по: Тачалов, 1959)
Гпубина
Лата
0.5
136
2.0
м
5.0
10.0
12.0
15.0
24 ХГ 1950
-0.02
-0.02
-0.01
-
-
10 XI 1951
-0.01
-0.01
-0.01
-
-
-
-
14 XI 1952
0.00
-0.02
-0.02
-0.03
-0.07
-
21 XI 1953
0. 00
0.00
0.03
0.00
0.00
-
23 X
1954
0.01
0.02
-0.01
0.00
-
-
19 XI 1955
0.02
0.00
-
-
-
-
25 ХГ 1957
0.02
0.02
0.02
0.03
-
0.03
В Главном ппесе в районе бывшего с . В се х св я т с к о е ( с т . 13-15)
и у затопленного с. Леонтьевское ( с т . 43) по всей глубине т е м ­
пература воды превышала 3 ° . Даже средняя температура воды
по вертикали на с т . 43 равнялась 3 . 3 6 ° .
Следовательно, при определенной гидрометеорологической
ситуации на Рыбинском водохранилище мож ет произойти ледо­
став при относительно большой величине теплозапаса водной
толши, а не близкой к 0 ° , как э т о утверждают отдельные ис­
следователи (Рутковский, 1963, с . 2 2 6 ).
В отдельные годы в период замерзания температура воздуха
мож ет переходить от отрицательных значений к положительным.
При значительных потеплениях или усилении ветра лед может
быть разрушен, и процесс замерзания водоема растягивается
во времени. В такие годы отдельные льдины и даже ледяные
поля разных размеров дрейфуют под действием ветра и иногда
образуют нагромождения в виде торосов, которые м о г у т сохра­
няться в течение всей зимы.
Процесс замерзания водохранилища, особенно при интенсив­
ном перемешивании водной м а ссы в Главном плесе, иногда с о ­
провождается переохлаждением значительного слоя воды до т е м ­
пературы ниже 0 . Э то хорошо иллюстрируется приведенными
данными (табл. 4 5 ), где представлены за ряд лет минимальные
значения температуры воды у Рыбинской ГЭС, характерные для
Главного плеса. Наибольшее переохлаждение воды было о т м е ч е ­
но осенью 1952 г . , когда температура ее равнялась - 0 . 0 9 ° ( Т а ­
чалов, 1959).
Такое переохлаждение воды сопровож дается образованием
внутриводного льда. При сработке водохранилища поступление
внутриводного льда к турбинам ГЭС мож ет вы звать затруднения
в их работе.
На основании изучения формирования очагов внутриводного
льда и гидрометеорологических условий, сопутствующих эт о м у
процессу, в Рыбинской гидрометеорологической обсерватории
разработана методика предупреждения ледовых затруднений, о с ­
нованная на использовании заданного гидрологического режима
путем регулирования величины сбросны х расходов.
Необходимо отметить еще одну особенн ость процесса ледо­
образования на Рыбинском водохранилище. На е г о акватории
имеются участки, где лед не обр азуется в течение в сей зимы
или разрушается в середине зимы. Обширные участки воды,
свободной ото льда, обычно о бразую тся на приплотинных аква­
ториях в верхних и нижних бьефах гидроузлов. На водохранили­
ще обширная полынья су щ е ст в у е т в нижнем бьефе Угличской
ГЭС. Размеры ее обычно 0 . 7 - 0 . 8 км, а в период интенсивной
работы ГЭС и во время оттепелей протяженность полыньи уве­
личивается до 3 -4 км.
В верхнем бьефе Рыбинской ГЭС размер полыньи значитель­
но меньше, но к весне она увеличивается
и
в отдельные
т
Ха
(П'
п и ц а
46
;теристика замерзания Главного ппеса
Копкутин, Тачапов, 1968)
Дата
Годь
1942
1943
1944
1945
1946
1947
1948
1949
1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1957
1958
1959
1960
1961
1962
1963
1964
1965
Сред:
Ранн;
Позд]
годы
бьефа
Уч
ленно
водох
Та
первона­
чального
понижения
температу­
ры воды
до 0 °
8
21
8
22
15
23
14
12
24
30
28
7
20
18
1
19
14
25
20
19
19
14
8
13
8
15
24
XI
XI
XI
X
X
X
XI
XI
XI
X
X
XI
XI
XI
XI
XI
XI
X
X
XI
XI
XI
XI
XI
XI
X
XI
;ватывает
устойчи­
в о г о по­
нижения
темпера­
туры воо
ды до 0
8
21
15
30
1
10
24
22
24
5
4
19
26
26
3
24
24
8
13
19
30
22
8
13
15
30
30
XI
XI
XI
X
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
X
XI
появле­
ния пер­
вых ле­
довых
обр а з о ­
ваний
8
21
10
9
11
11
11
13
24
4
5
9
20
16
31
16
21
25
31
21
29
23
9
12
12
25
29
значительное
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
X
XI
XI
X
X
XI
XI
XI
XI
XI
XI
X
XI
установ­
ления
ледостава
8
22
16
11
16
22
24
24
25
11
25
24
27
22
8
27
27
14
13
26
3
27
21
13
20
8
3
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XI
XII
XI
XI
XI
XI
XI
XII
пространство
i
’ки с о свободной поверхностью воды оказы
лияние на температурные условия прилега]
илища как в период ледостава, так и зим<
л образом, продолжительность замерзания
Рис. 41. К артосхема замер­
зания водохранилища.
1 - 1-6 ХГ, 2 - 7 - 1 5 ХГ, 3 16-20 XT, 4 - 2 1-25 ХГ, 5 после 25 ХГ (Гидрометеороп.
режим. . . , 1975).
с л е д о в а н и я д анного во п р о са
Рыбинской гидрометеорологи­
ческой обсерваторией показа­
ли, что ледостав мож ет на­
ступить в день охлаждения
поверхности воды до 0°, но не
в сегда. В зависимости от ин­
тенсивности выхолаживания
воздуха и вет р о в ог о в о з д е й с т ­
вия на водоем во время про­
цесса замерзания ледостав м о­
жет продолжаться в течение
10 дней и более (табл. 4 6 ).
Образование первого льда
наблюдается прежде в с е г о на
мелководных прибрежных уча­
стках Шекснинского и Молож­
с к о г о плесов, в устьях
не­
больших речек и ручьев обычно в первой декаде ноября. Во в т о ­
рой декаде ноября лед появляется в Главном плесе и в Пере­
борском заливе. Самый южный
Волжский плес з а м ер з а е т во
второй половине ноября. Полный ледостав на в одоем е происхо­
дит в среднем 2 0-25 ноября, наиболее ранний - в первой декаде
ноября, поздний - в первой половине декабря (рис. 4 1 ) .
Таким образом, осенний период в г одовом цикле температур­
ных изменений заканчивается охлаждением водной массы вод о­
хранилища до 0°, процессом ледообразования и установления
ледостава. Он представляет соб ой особы й этап наиболее интен­
сивного изменения основных гидрологических характеристик,
прежде в с е г о температуры воды, и играет -важную роль в фор­
мировании подледного температурного режима.
« ЛА
Г л а в а
У
ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ЗОНЫ
ВРЕМЕННОГО ЗАТОПЛЕНИЯ
В отличие о т температурного режима водохранилища при ана­
лизе температурных условий зоны временного затопления пред­
ставл яется нецелесообразным отдельно выделять весенний
и
осенний сезоны в год ово м цикле. Весной происходит затопление
огромных территорий прибрежья. Поступившая сюда водная м а с ­
са бы стро прогревается и приобретает характерные черты лет­
него режима. Границы весен н его и осеннего сезон ов для зоны
временного затопления невозможно выделить так определенно,
как для в с е г о водохранилища, п оэт ом у в данном разделе р ас­
см атривается температурный режим этой зоны в двух, к а чест­
венно различных ее состояниях - на зимних подледных мелко­
водьях (зимний режим) и на мелководьях о т момента их за т оп ­
ления до осен н его осушения (летний режим).
ЗИМНИЙ ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ
И ЕГО ПРЕДВЕСЕННИЕ ИЗМЕНЕНИЯ
За зимний температурный период для зоны временного з а ­
топления ( осушная зона) мы принимаем ч асть г о д о в о г о
цикла
в жизни водохранилища от момента е г о замерзания до начала
весенн его подъема уровня. В среднем он продолжается от с е ­
редины ноября до начала апреля.
По особен н остям зимнего температурного режима осушную
зону можно подразделить на 3 характерные части (ри с. 4 2 ) .
Первая из них представляет ч асть осушной зоны между урезом
воды при максимальном наполнении в каждом конкретном г о д у
и урезом воды в момент замерзания водохранилища.
Грунты
этой зоны осушены к началу зимы в результате летнего пони­
жения уровня, зимуют под снежным покровом и подвергаются
более или м ен ее значительному промерзанию. Эта зона п о с т о ­
янна для каждого конкретного года, в среднем за многолетний
период сост а в л я ет 6£)4 км2, или 37% от общей осушаемой за
год акватории.
Вторая ч асть осушной зоны расположена между урезом воды
в момент образования ледяного покрова и урезом воды по ниж­
ней поверхности льда в конце зимнего периода (отм етк а м и Iш
I-III - объяснение в т е к с т е . 1 - многолетний максимальный
уровень воды, 2 - максимальный уровень воды в конкретный
год, 3 - то же минимальный, 4 - многолетний
минимальный
уровень воды.
нимапьного г о д о в о г о уровня за вы четом толщины льда, приня­
той в среднем за 50 с м ) . Грунты этой зоны осушаются в р е­
зул ьтате зимнего понижения уровня и зимуют под снежным и
ледяным покровами. Промерзание грунтов или о т с у т с т в у е т , или
оно незначительно в самы х поверхностных слоях. В среднем за
многолетний период эта ч асть осушной зоны состав л яет 1187 км ,
или 63% от общей осушаемой в среднем за г о д акватории.
Третья ч асть - зимние подледные мелководья. Так как по
принятому определению под , осушной з о н о й ' мы понимаем часть
акватории водохранилища, ограниченную положением наивысшего
и наинизшего уровня за многолетний период, т о ,е с т е с т в е н н о , в
каждом конкретном году, кроме года с экстремально низким
уровнем, ч асть осушной зоны находится в затопленном с о с т о я ­
нии и o5pS3veT зимние подледные мелководья.
Зимние подледные мелковоЯ^Й
ZZ Т С . ™
-I" ~
берегов водохранилища, но и в е г о центральных частях,
где
при зимнем понижении уровня появляются многочисленные о с т р о ­
ва с осевшим на грунт льдом, а районы с глубинами 0 -2 м
занимают значительные площади.
Суточный ход температуры подледных мелководий
и ее внутрисезонные изменения
Для характеристики зимнего режима осушной зоны в нашем
распоряжении имеется обширный, но не систематический разно­
родный материал по измеренным температурам воды в отдель­
ные годы в разное время сезона и су т ок . В этой связи пред­
ставляется существенным прежде в с е г о р а с см от р ет ь ее су т о ч ­
ные и внутрисезонные изменения, чтобы оценить возмож ность
использования этих данных для выявления особенностей распре­
деления температур мелководий по акватории водохранилища и
их годовы х различий.
141
Под суточными колебаниями температуры обычно понимают
повышение и понижение ее в течение суток, происходящие в ре­
зультате изменения солнечной активности. Измерение суточн ого
хода проникающей в воду через сн ег и лед солнечной радиации
было выполнено в конце марта 1979 г. в Главном плесе
при
толщине льда 80 с м , снега - 20 см . Снег чистый, плотный, мелко­
зернистый, сухой. От поступившей на поверхность энергии от ­
раженная радиация (альбедо) составила величину, близкую к 70%,
30% поглощалось льдом и снежным покровом, и только менее
1% от поступившей на поверхность радиации проникало в воду
и поглощалось поверхностным подледным споем воды. Е с т е с т ­
венно, что такое количество проникающей солнечной радиации
не может вы звать су т оч н ог о хода температуры воды.
Можно было ожидать, что суточные изменения температуры
в условиях Рыбинского водохранилища, особенно в южной е го
части, м о г у т быть обусловлены поступлением волжских вод от
Угличской ГЭС, имеющей
суточную ритмичность в работе. Ох­
лажденные в полынье нижнего бьефа ГЭС до тем пературы ,близ­
кой к 0 , эти воды во время попусков ГЭС оказывают опреде­
ленное влияние на суточный ход температуры воды по пути их
распространения. Они проходят по в с е м у Волжскому плесу
и,
огибая Рожновский мыс, по мелководному водоразделу между
затопленными руслами Мологи и Шексны направляются к С б р о с ­
ному плесу. Здесь они перемешиваются с водами Главного пле­
са и поступают к Рыбинской ГЭС, также имеющей суточную
ритмичность в работе. При прохождении длинных волн попусков
Угличской ГЭС до створа Рыбинской ГЭС происходит интенсив­
ный водообмен между водами основного потока и прилегающих
мелководий. Это подтверждается появление;»: Течений, направ­
ленных к бер е гу на прилегающих мелководных участках, и по­
вышением з д е сь и в смежных эстуариях мелких притоков уров­
ня воды в о время прохождения попусковой волны.
Для проверки предположения о возможности су т о ч н ог о хода
температуры в связи с прохождением длинных волн попусков в
разное время были выполнены суточные станции по ходу сл ед о­
вания волжских вод на мелководьях, а также и в русловых
участках плеса в районах Мышкино, Коприно, в Шекснинском
плесе у Мяксы, В с е х с в я т с к о г о и в С бросном плесе. Материалы
суточных станций не выявили соответствую щ их изменений
температуры в этих районах, по крайней мере в пределах т о ч ­
ности наших измерений ( 0 . 1 ° ) . Аналогичные станции, выпол­
ненные на мелководьях в непроточных частях водохранилища
(Давшино, ПОМ), также не показали суточных изменений т е м ­
пературы. На пограничных участках между проточными и непро­
точными зонами водохранилища в Главном плесе (в районе сел
Горькая Соль и Наволок) при выполнении таких станций были
отмечены небольшие суточны е изменения температуры в с т о р о ­
ну их снижения на 0 . 2 - 0 . 4 ° по всей вертикали, которые можно
объяснить периодическим поступлением к м е с т у наблюдений ме­
нее прогретой воды при прохождении волны попуска.
О тсу тстви е су то чн ого хода температуры воды на прибрежных
мелководьях в зимний период позволяет при дальнейшем р а с с м о ­
трении особенностей температурного режима использовать все
имеющиеся материалы наблюдений независимо от времени их
сбора в течение су ток.
Внутрисезонные изменения температуры подледных мелково­
дий на различных участках по периферии водохранилища проис­
ходят п о-разном у. Ко дню наступления ледостава температура
в с е г о слоя воды мелководий как в проточных, так и непроточ­
ных участках водохранилища близка к 0 °, что обеспечивается
интенсивным ветровым перемешиванием в э т о время и отрица­
тельными температурами воздуха. Температура мелководий, при­
мыкающих к проточным районам, и после наступления ледоста­
ва за в ес ь зимний период изменяется только в придонных слоях
в пределах 0 . 1 - 0 . 2 .
После наступления ледостава теплообмен с атмосферой резко
уменьшается, на малопроточных мелководьях происходит прогрев
воды за с ч е т теплоотдачи грунта. Наиболее резкое повышение
температуры воды мелководий происходит в первые дни после
наступления ледостава и в первый
месяц после него. Для Ры­
бинского водохранилища э т о происходит обычно в конце ноябряв декабре, когда теплосодержание водной массы мелководий
в среднем увеличивается на 80% и более от общего е г о увели­
чения за зиму. В январе-марте интенсивность прогрева умень­
шается, и температура стабилизируется. В эти месяцы тепло­
содержание водной толши на мелководьях в о з р а ст а е т на вели­
чину не более 20% от общего за зиму. Иными словами, прогре­
вание б о д мелководий в первый месяц после образования ледя­
ного покрова происходит примерно в 10 раз белее интенсивно,
чем в три последующих месяца. В апреле после стаивания снеж­
ного покрова мелководья интенсивно прогреваются под воздей­
ствием проникающей солнечной радиации, зимняя обратная с т р а ­
тификация температуры нарушается.
Для получения представления об изменениях температуры
мелководий с глубиной в зимний период выполнено большое ко­
личество измерений от уреза до глубины 3 -4 м. На в с ех раз­
резах, выполненных в разных частях водохранилища как с малым,
так и с большим зимним прогревом вод мелководий,тем перату­
ра на урезе воды и вблизи его была 0 - 0 . 1 ° . За урез воды для
зимнего периода принимается линия соприкосновения нижней по­
верхности оседающ его на грунт льда с грунтом. С увеличением
глубины температура изменялась п о-р азном у на отдельных уча­
стках водохранилища (рис. 4 3 ) .
В проточном Волжском плесе в верхней части живого с е ч е ­
ния до глубины 4 -5 м температура близка к 0 ° . Именно эта
часть водной массы имеет интенсивный водообмен во время
143
Н,т
а
6
О
г
о
1
1
2°С
I
Рис. 43. Вертикальное распределение температуры на разных
глубинах подледных мелководий.
а - у с е в е р о - в о с т о ч н о г о побережья водохранилища,
западного.
б - у ю г о­
прохождения волны попуска с прилегающими мелководьями. При
таких условиях температура подледных мелководий также близка
к 0 ° и не изменяется с увеличением глубины.
На малопроточных участках водохранилища, таких как мел­
ководья северо-западны х и ю г о -в о ст о ч н ы х берегов Главного
плеса, а также мелководья у Центрального мыса, температура
на урезе близка к 0 ° . Однако с увеличением глубины она уве­
личивается до 2 - 3 ° . я в ОТДЕЛЬНЫЕ ГОДЫ ДО 4 ° . Зона наиболь­
шего прогрева на одних мелководьях наблюдается на глубине
2 -3 м на расстоянии 1-3 км от уреза в зависимости от уклонов
Дйа 1рис. 43, а ) , на других - в придонных слоях (рис. 43, б ) .
Образование этой наиболее прогреваемой зоны мелководий объяс­
няется влиянием поступления более теплых грунтовых вод, име­
ющих в зимний период температуру 5 -7 . Это подтверждается
тем, что в данных районах отм еч ается и наибольшая минерали­
зация придонных слоев воды.
Известно, что линия депрессии грунтовых вод, поступающих
из прибрежной полосы, выходит на урез воды водоема. Следо­
вательно, они должны поступать на подледные мелководья бли­
же к берегу от зоны максимального прогрева. Однако з д есь не
о бр азуется слоя температурного скачка, так как происходит
более интенсивная теплоотдача через небольшой слой в оды , и
температура оказы вается в с е г д а ниже, чем на некотором уда­
лении от уреза. В зоне максимального прогрева прослеживает­
ся ярко выраженный
температурный скачок, который препят­
с т в у е т теплоотдаче из нижних слоев воды.
Анализ изменений зимних т е м п е р а т у р мелководий позволяет
сделать заключение о том , что с у т о ч н о й ход температуры в
прибрежных мелководьях о т с у т с т в у е т , внутрисезонных изменений
в проточных мелководьях практически нет, а в малопроточных
они незначительны и прослеживаются о б ы ч н о в середине зимы.
Особенности распределения т ем п ер а т ур ы мелководий
по акватории водохранилища
Перед ледоставом в резул ьтате в о п н о в о г о перемешивания и
отдачи тепла в атмосферу температура на мелководьях вс ех
плесов близка к 0 ° . После образования ледяного покрова на
мелководьях, как и в придонных слоях, глубоководных частей,
отм еч ается повышение температуры в о д ы . В разных частях во­
дохранилища оно различно. Даже предварительный анализ м а т е­
риалов о распределении температуры с глубиной в зимний пе­
риод показывает как наличие полной Гом отерм ии, так и ярко
выраженной обратной стратификации. В м е с т е с тем для опреде­
ленных участков водоем а присуща характерная форма кривых
распределения температуры по вертикали. Абсолютные значения
ее в отдельные годы м о г у т меняться, но характер изменения
с глубиной о с т а е т с я постоянным. Э т о позволило выделить для
зимнего периода средние, типичные и характерные кривые р ас­
пределения температуры по вертикали для отдельных районов
мелководий (рис. 4 4 ) .
Для Волжского и С бросного плесов характерно однородное
распределение температуры. На больцдей части вертикали значе­
ния ее колеблются о т 0 до 0.1
и т ол ь к о у дна повышаются
до 0 . 2 - 0 . 3 ° (рис. 44, а ) . Б верхних частях М олож ского
и
Шекснинского плесов температура п остепенно увеличивается ко
дну от 0 до 0 . 5 ° (рис. 44, б ) . На мелководьях ю го-за па дного
прибрежья Главного плеса увеличение температуры с глубиной
в одних случаях начинается от нижней кромки льда, а в других
с глубины 1 - 1 .5 м. Повышаясь cq глубиной, температура в при­
донных горизонтах д о ст и г а е т 2 -3
( р и с . 44, в ) . Для э т о г о рай­
она характерны высокие градиенты температуры . В отдельных
случаях они составляю т 1° на 1 м глубины.
Иной характер распределения температуры с глубиной наблю­
дается на мелководьях у с е в е р о - в о с т о ч н о г о берега Главного
плеса (рис. 44, г ) . Здесь ярко выражен слой температурного
скачка. Он мож ет располагаться как вблизи нижней поверхнос­
ти льда, так и на половине глубины. Ниже слоя скачка т е м п е ­
ратура практически не меняется и м ож ет д ости гать 3 - 4 ° . На
мелководьях, оконтуривающих Центральный мы с, м о г у т быть
сам ы е различные типы расп£еделения температуры по глубине,
у дна она обычно равна 3 -4 .
В течение зимнего периода в водохранилище встречаю тся
районы мелководий с низкими температурами и районы, которые
1лR
Н,м
\
\
\
\
\
\
1
1
\
\
ч
1
I
6
0
к
\
\
\
N
\
\
1
2 'С
\
V
N
\
\
\
N
N
N.
N
\
\
\
\
\
1
1
1
1
Рис. 44. Характерные эпюры распределения температуры
мелководьях в Волжском ( а ) , М о ложек ом, Шекснинском
и Главном (в , г ) плесах.
на
(б )
интенсивно прогреваю тся теплом, поступающим из донных отл о­
жений
имеющие более вы сокую температуру воды.
Материалы измерений температуры воды на мепководьях по­
зволили со с т а в и т ь картосхему распределения ее по акватории
водохранилища. На ней хорошо выделяются районы с разной
степенью прогрева зимних мелководий (рис. 4 5 ) . Е стественно,
что границы между участками с разным прогревом выражены
146
слабо. Между ними находятся переходные зоны с о средними зна­
чениями температуры.
К районам с низкими подледными температурами относятся
мелководья, прилегающие к проточным участкам водоем а. Это
мелководья правой и левой пойм Волжского плеса от Угличской
ГЭС до бывшего г . Молога, далее по ходу волжских вод,
по
Пушме, около Р ож н овского мыса, правой и левой пойм С б р о с­
ного плеса. Мелководья верховьев Шекснинского плеса до
Мяксы и М олож ского - до Первомайских остр овов также отли­
чаются низкими температурами, обычно не превышающими 1°
у дна.
Особенно низкие температуры, близкие к 0 , наблюда­
ются в подледных мелководьях, находящихся под влиянием с б р о ­
сов
Угличской ГЭС. Низкие температуры^ их постоянство или
небольшие изменения в пределах 0 . 1 - 0 . 3
по вертикали в т е ч е ­
ние всей зимы и в отдельные годы обусловлены интенсивным
водообменом мелководий с водами попуска. Интенсивность в о­
дообмена с мелководьями при прохождении длинных волн попус­
ков подтверждается появлением на них скоростей течения, на­
правленных к берегу, а также временным повышением
уровня
з д е сь и в эстуариях мелких притоков на 5 -10 см .
К районам с высоким подледным прогревом относятся при­
брежные мелководья Главного плеса, расположенные по ю г о - з а ­
падному б е р е г у от Борисогпеба до с . Бор-Дорки и примыкающие
к Центральному м ы су.
Температура на них дости гает 2 -3 .
Наиболее высокая температура си стематически отм еч ается на
мелководьях с е в е р о - в о с т о ч н о г о берега Главного плеса, в райо­
нах сел Мякса, Гаютино, Щетининское, Измайлово до устья
Согожи - 3 - 4 ° .
В отдельные годы прогрев мелководий в этих
районах бывает меньше, температура повышается только до
2 -2 .5 °.
Температура з д е сь , как правило, повышается по про­
филю с глубиной и к концу сезон а. Распределение ее по вер­
тикали имеет ярко выраженную обратную стратификацию с о с л о ­
ем температурного скачка на середине глубины, а иногда и в
поверхностном подледном сл ое.
Максимальный прогрев мел­
ководий отмечен в марте у оз. Х арламовское - 4 .8
на гл у­
бине 2 .5 м, и у Бабинских остр овов 5 .2
на глубине
3 М*
Повышение температуры в подледный период выше А0
4 от­
мечалось на водохранилище неоднократно как на глубоководных,
так и на мелководных участках. Придонный слой воды, имею­
щий температуру >4 , должен был бы подняться как имеющий
меньшую плотность, чем спой с температурой 4 °. Но э т о г о
не происходит. Оказалось, что донный спой обладает большой
устойчивостью. Р а сч ет плотности воды по ее минерализации с
учетом температуры для двух станций в моложском и шекснинском участках Главного плеса показал (рис. 4 6 ), что плотность
воды наиболее сильно увеличивается ко дну именно в этом,
прогреваемом выше 4 придонном слое, за с ч е т повышения ми­
нерализации водной м ассы .
147
Н,м
0
1
3
5
__ i__ I----!----!----/ / / / / } /.
0
1
3
SK
__ !__ :__ 1__ !_
///////,
ч
\
\
4
no
2*0
280
Рис. 46. Вертикальное распределение температуры и плотности
( г / с м • 10“ ®) воды.
1 - эпюра температуры,
донный слой с t > 4 ° ) .
2 - эпюра плотности (заштрихован при-
Предвесенние изменения зимнего
температурного режима мелководий
Предвесенний подледный прогрев, мелководий вы зы вается ув е­
личением в марте-апреле поступающей солнечной радиации, из­
менением в связи с этим структуры снежного и ледяного по­
кровов в увеличением проникновения в воду солнечной радиации.
Измерения радиации в марте (д о изменений s структуре снеж­
ного покрова) в Главном плесе водохранилища показали, что
чистый сн ег отражает около 70% поступившей на е г о поверхность
солнечной радиации.
Рыбинской гидрометеорологической об­
серваторией
получена подобная величина альбедо для чистой
снежной поверхности до начала снеготаяния (Колкутия, Т а ч а лов, 1968).
Первые изменения структуры снежного покрова происходят
еще до интенсивного снеготаяния и даже до устойчивого пере­
хода среднесуточных температур воздуха через 0 ° в результате
подтаивания снега в дневные часы и появления первых серых
пятен в наиболее увлажненных участках. В дальнейшем с повы­
шением температуры воздуха и усилением солнечной радиации
общая площадь серых пятен на льду увеличивается, появляются
бопее темные участки с о снежной кашицей и водой на льду.
Альбедо снежно-ледяного покрова в э т о время м ож ет уменьшать­
ся до. 10-15%, а поступающая через ледяной покров в воду
солнечная радиация с ос т а в л я ет до 20% от поступившей на по­
верхность льда (Колкутин, Тачалов, 1’9 7 0 ),
Часть поступившей в воду солнечной радиации расходуется
на таяние льда с е го нижней поверхности, ч асть идет на нагре­
вание воды. Об интенсивности таяния льда в э т о время дают
14Я
Ри с. 47. Подледный прогрев в о ­
ды мелководий у с . Горькая Соль
проникающей радиацией 20 У
1965.
представление наблюдения, выполненные на мелководьях ю г о ­
западного побережья водохранилища с глубиной 2 м. 15 марта
зарегистрировано начало таяния льда, по 15 1У 1978 толщина
его уменьшилась с 80 до 40 см . Интенсивность стаивания льда
с нижней е г о поверхности изменялась от 0 .2 с м / с у т в начале
периода до 1 . 5 - 2 с м / с у т в конце ег о .
Поверхность снежно-ледяного покрова в период е г о интенсив­
ного таяния представляет собой весьм а пеструю картину,
со­
стоящую из множества сравнительно небольших по площади пя­
тен различного цвета: от ч и с т о -б е л о г о , в м естах г д е еще с о ­
хранился сухой сн ег, до тем н ого, г д е сн ег растаял, с проме­
жуточными оттенками, где снег в различной мере насыщен водой.
Каждое пятно имеет св о е альбедо и присущее е м у количест­
во проникающей в воду солнечной радиации. Казалось бы } э т о
должно отразиться на характере и величине подледного прогре­
ва. Однако температурное попе под ледяным покровом в э т о т
период довольно однообразно. Температура воды под участками
С разной структурой снежно-ледяного покрова на одном и т ом
же расстоянии от нижней поверхности«льда различается в с е г о
на 0 . 2 - 0 . 3 ° . Это связано с большой подвижностью п рогретого
подледного с поя воды. С корости течений в период подледного
прогрева, измеренные терм огидрометром в Главном плесе и его
мелководьях, изменяются от 1-2 до 3 - 3 . 5 с м / с (Эдельштейн,
1963). Такая подвижность вод позволяет п рогретом у слою пере­
м ест и т ься за сутки на 1-3 км. Подвижность вод нивелирует
неравномерность прогрева, вызванную пятнистостью структуры
ледяного покрова.
Мощность п рогр етого слоя м ож ет быть различной и опреде­
ляется как состоянием погоды, так и общей структурой снеж но-
Т а б л и ц а
47
Суточные изменения температуры ( ° С )
на подледных мелководьях 2 4-25 ТУ 1964
Время
Да­ иата блю- 0 .7 0 .8
дений,
ч
Горизонт,
Q. 9
1.0
1.1
м
1.2
1.3
1.4
24 IУ
16
20
24
1 .0 2 .5
1 .5 2 .7
1.3 2 .0
3 .2
2 .8
2.1
3 .2
2 .9
2 .2
3 .3 3 .3
2 .9 3 .0
2 .2 2 .2
3 .3 3 .3
3 .0 3 .0
2 .3 2 .3
25 ТУ
4
8
12
16
0 .7
1 .0
1.1
1.3
1.7
2 .0
2 .8
3 .2
1.7
2.1
2 .8
3 .3
1.8
2.1
2 .9
3 .5
1.8
2 .2
2 .9
3 .6
1 .5
1.8
2.1
2 .8
1.8
2 .2
2 .9
3 .5
1.7
2.1
3 .0
3 .6
1 .6
1.7
3 .2 3 .2
2 .8 2 .7
2 .2 2.1
3 .0
2 .6
1.9
1.7
2 .0
3 .0
3 .4
1 .5
1.7
2 .0
3 .0
1.5
1.7
1.8
2 .5
3 .2
ледяного покрова водохранилища. Зона максимального подлед­
ного прогрева воды до 2 - 3 ° , а при благоприятных условиях до
4 -5 чаще в с е г о наблюдается в сл ое 2 - 3 м от поверхности, а
мощность в с е г о п рогреваем ого слоя дости гает 4 - 5 м. Это на­
много превышает величину прозрачности воды, которая в э т о
время обычно меньше метра по диску Секки. Данное об с то я ­
тел ьство св идетел ьствует о т ом , что прогрев э т о г о сравнитель­
но большого слоя воды происходит не только за с ч е т непосред­
ственно проникающей через лед солнечной радиации, но и в ре­
зультате конвективного обмена между прогретым подледным
и нижнележащими слоями воды.
Подледный прогрев мелководий имеет свои особенности. Про­
гревание воды на мелководных участках с глубинами до 4 - 5 м
происходит во всем слое воды до дна. О тсу тстви е водообмена
с более холодными нижними слоями обусловливает по сравнению
с глубоководными участками более высокий прогрев таких мел­
ководий (ри с. 4 7 ) . Здесь наблюдается максимальное стаивание
льда с нижней поверхности и в дальнейшем первоочередное е го
разрушение. Ближе к берегу снижается температура с 4 . 5 до
2 - 3 ° , что вызвано поступлением с б е р е г о в о г о склона талой
снежной воды с более низкой температурой. Этим можно объяс­
нить резкое снижение минерализации воды по мере приближения
к берегу.
Характерная особенн ость температурного режима в период
предвесеннего подледного прогрева мелководий - появление с у ­
точного хода температуры, повторяющего
суточный ход со л ­
нечной радиации.
Суточные изменения температуры
дости га­
ют величины
2 -3
с максимумом во второй половине
дня (табл. 4 7 ) .
I Rn
Суточная станция выполнена на ю го-западном побережье во­
дохранилища. Глубина ее 1 .7 м при толщине льда 0 . 6 м. Лед
св ерх у покрыт белой коркой, снежный покров о т с у т с т в у е т . Из­
мерения производились на горизонтах через 10 см по глубине.
Они показали наличие су т о ч н о г о хода температуры в о в с е м слое,
включая поверхность дна и верхний слой донных отложений.
Аналогичные данные по суточным изменениям подледных темпе­
ратур на мелководьях получены в апреле 1962, 1965, 1969 г г .
Особенности предвесеннего прогрева мелководий с п о с о б с т в у ­
ют и ускоряют разрушение льда.
Появившиеся закраины увели­
чиваются по мере повышения уровня в водохранилище. Ледяной
покров центральных частей получает в оз м ож н ост ь дрейфовать
под действием ветра, к температурному фактору разрушения
льда прибавляется е г о механическое разрушение, что в едет к
более бы стр ом у очищению водохранилища о т о льда и началу в е­
сен н его прогрева водоем а.
ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ МЕЛКОВОДИЙ
В БЕЗЛЕДОСТАВНЫЙ ПЕРИОД
Летние мелководья Рыбинского водохранилища образуются в
результате е г о весен н его наполнения и затопления прибрежных
территорий. Они ежегодно возникают вновь и этим качественно
отличаются от мелководий озер и водохранилищ с постоянным
или мало изменяющимся уровнем. Прибрежные уклоны дна в о ­
дохранилища очень малы, обычно менее 1°, что с о з д а е т усл о­
вия для затопления обширных территорий. В среднем весеннее
повышение уровня с ос т а в л я ет 3 .6 м, при э т о м затопляется
1700 км^ прибрежных территорий. Величина затопляемых терри­
торий сильно колеблется в отдельные годы и зависит от пред­
весенней сработки уровня и водности года, обеспечивающей то
или иное наполнение. Минимальное повышение уровня было в
1954 г. - 1.72 м, при э т о м было затоплено 776 км2 , а макси­
мальное - в 1955 г . - 5 .2 6 м, оно привело к затоплению
2377 км2 прибрежных территорий, практически более половины
всей площади водохранилища при НПУ. Около половины летних
мелководий в с е г о водохранилища находится в Главном плесе,
примерно четверть - в Шекснинском, менее 10% в
Моложском
(табл. 4 8 ) .
В Главном плесе наиболее развиты мелководья вдоль в с е г о
побережья Центрального мыса, по продолжению Рож новского
мыса, в южной части плеса и по ю г о -в о с т о ч н о м у б ер ег у от
с . Гаютино до с. Измайлово.
В Шекснинском и Волжском пле­
са х основное расположение их связано с южной частью плесов,
а в Моложском - с Весьегонским расширением.
В есеннее затопление мелководий в среднем за многолетний
период начинается 5 апреля и заканчивается 3 июня. Интенсив­
ность затопления прибрежных площадей и повышение уровня
151
Т а б л и ц а
48
Площадь мелководий основных плесов от площади
мелководий в с е г о водохранилища, %
Изобата при НПУ
Плес
Волжский
Моложский
2
3
4
18
10
17
9
15
8
Изобата при НПУ
Плес
Шекснинский
Г лавный
2
3
4
27
45
26
48
24
53
на затопленных мелководьях происходят неравномерно. В первые
дни наполнения затопляемые площади незначительны, так как
повышение уровня в э т о т период сост а в л я ет в с е г о 2 -3 с м / с у т ,
з а т ем интенсивность заполнения с каждым днем воз р а ст а е т и
во II и III декадах апреля дост и г а ет максимальных величин. В
э т о время повышение уровня мож ет составлять 20-40 с м / с у т ,
при э т о м мож ет затопляться до 200 км2 новых территорий еже­
суточно. Резко увеличиваются и глубины на затопляемых мел­
ководьях. Вторая половина затопления мелководий проходит бо­
лее плавно вследствие т о г о , что половодье идет на убыль, а
площадь зеркала водохранилища по мере повышения его уровня
в с е увеличивается. В конце весенн его наполнения уровень повы­
шается только на 1-2 с м / с у т , при э т о м образование новых мел­
ководий прекращается.
Температурные условия в начале затопления мелководий
В зависимости от конкретных климатических условий года
и режима работы ГЭС начало затопления мелководий по кален­
дарным срокам может сильно отклоняться от средних. Наиболее
раннее начало затопления мелководий за многолетний период
отмечено 5 марта (1974 г .) ,
наиболее позднее - 18 апреля
(1955 г . ) . Сроки затопления определенных участков мелководий
в отдельные годы сильно см ещ аются и зависят о т водности г о ­
да и интенсивности наполнения водохранилища.
Прогрев поступившей на мелководья воды идет, как правило,
неравномерно. Повышения температуры см еняются ее пониже­
ниями и в общих чертах повторяют изменения температуры в о з ­
духа, но с меньшей амплитудой. Кроме теплообмена с а тм о­
сферой на интенсивность прогрева воды в первое время после
затопления большое влияние оказы вает термическое состояние
подстилающего грунта. Р а ссм отр им э т о влияние на примере
двух экстремальных лет (1969 и 1972 г г . ) по данным стацио­
нарной установки на мелководье у Борка
(рис. 4 8 ).
В 1969 г. снежный
покров в м е с т е наблюдений сошел 12
апреля, а вода на мелководье поступила только 12 мая. Апрель
Рис. 48. Термоизоплеты в грунте мелководий перед их ве с е н ­
ним затоплением.
а - 1969 г . , б - 1971 г . (наклонная пунктирная линия - нача­
ло затопления мелководий).
был аномально теплым (Гидрол. ежегодник, 1969), температура
воздуха во второй и третьей декадах достигала 2 0 - 2 5 ° . Грунт
к м ом енту затопления прогрелся до 18° (ри с. 48, а ) . П о с т у ­
пившая вода с температурой 6 - 8 ° бы стро прогревалась как за
с ч е т атмосферного тепла, так и за с ч е т теппозапаса, накоплен­
ного грунтом. Тепловой поток в э т о т период был направлен из
грунта в воду. Перераспределение тепла вызвало снижение т е м ­
пературы в поверхностном слое грунта в первые 7 дней после
затопления с 20 до 12°, а температура воды за т о же время
повысилась с 6 до 16°.
В 1972 г . снежный покров на участке сошел 17 апреля, в с е ­
го на 5 дней позднее, чем в 1969 г . , но затопление мелководья
началось уже через 2 дня после стаивания покрова, при этом
был затоплен еще промерзший грунт (ри с. 48, б ) . Вода^ по­
ступившая на мелководье, имела температуру в с е г о 0 -2 . В
районе наблюдений местам и сохранялся сн ег под остатками
прошлогодней растительности и в куртинах камыша, который,
попадая в воду, снижал ее температуру. Температура воды за
первые 7 дней с начала затопления повысилась в с е г о до 4 , а
за последующие 10 дней - до 8 ° . Тепловой поток в э т о т пери­
од был направлен из воды в грунт, значительная ч асть тепла
расходовалась на оттаивание грунта.
Приведенные примеры свидетел ьствую т о том , что неоттаяв­
ший грунт при его затоплении надолго задерживает прогревание
153
поступившей на мелководья воды и, наоборот, теплозапас, на­
копленный талым грунтом до е г о затопления, с п о с о б с т в у е т бо­
лее бы стр ом у прогреву и, следовательно, развитию гидробионтов и н ер есту рыб в первый период после затопления.
Суточный ход температуры и ее распределение по вертикали
Суточный ход температуры как воздуха, так и воды зависит
прежде в с е г о от суточных изменений в радиационном балансе
земной поверхности. На мелководьях водохранилища к э т о м у
фактору добавляются другие, в частности искусственное регули­
рование стока, изменение температуры за с ч е т сгонно-нагонны х
явлений. В связи с этим о б с то я те л ь ст в о м сроки наступления
минимума и максимума температуры в суточном изменении м о ­
г у т приходиться на различное время су т о к . При изучении этих
сроков обычно рассматривают значения максимальной и мини­
мальной температуры и ее ход между ними, который лишь услов­
но мы называем суточны м ходом.
• Р а ссм отр и м особенн ости суточных изменений температуры
воды в период тихой устойчивой погоды, когда они являются
сл едствием суточных колебаний интенсивности поступления на
поверхность водоема солнечной радиации. С этой цепью прове­
дены измерения температуры на двух участках мелководья в
районе Борка. Наблюдения выполнены при северо-зап адн ом в е т ­
ре 0 -2 м / с и облачности от 0 до 2 баллов. Состояние поверх­
ности воды при этих условиях представляло штипь или легкую
рябь. Температура воздуха за сутки изменялась от 1 1 .0 до
2 5 . 6 ° (ри с. 49, а ).
Один из этих участков не имел водной растительности (рис.
49, б ) , другой был с зарослями водной растительности с при­
м есью земноводных: рдестов, водной гречихи, омежника, с у с а ­
ка и др. (рис. 49, в ) . Расстояние между ними составляло
300 м, глубина - 1 .2 м. Измерения температуры проводились
по времени через 4 ч: с 16 ч 25 июня до 20 ч 26 июня 1970 г.
через 0. 1 - 0 . 2 м глубины. Т а кое зондирование по глубине дает
возм ож н ость получить картину вертикального перераспределения
тепла в течение Суток. Параллельные наблюдения на участках
с водной растительностью и без нее при в с е х прочих равных
условиях позволяют оценить и влияние водной растительности
на суточный ход температуры воды на мелководье.
Температура воды на открытом участке за сутки изменялась
от 1 6 .5 до 2 3 . 5 ° на поверхности воды и от 15.1 до 1 8 .8 ° у
дна. На участке с водной растительностью эти колебания на
поверхности были на 0 . 8 ° больше, а в 10 см от дна на 3 ° мень­
ше. Интересно отметить, что на поверхности дна заросш его
участка температура за сутки не изменялась и была 13°.
Минимальная температура наблюдалась в 4 ч утра. Различие
в температуре между поверхностью и дном в э т о время на
Рис. 49. Суточный ход температуры воздуха (а ) и воды незараст а е м о г о мелководья ( б) и с растительностью (в) 2 5 -2 6 УТ 1970.
S
Рис. 50. Изменение су т о ч н о г о хода температуры под влиянием
интенсивного общего прогрева ( а ) , охлаждения ( б ) и сгон но­
нагонных процессов (в, г ) .
1 - температура воздуха, 2 - Температура придонного слоя во­
ды, 3 - т о же поверхностного.
участке без растительности равнялось 1°, а с растительностью 3 .2 . Температура по глубине к м ом ен т у наступления минимума
выравнивалась, в ее распределении наблюдались признаки м е з о термии. Максимальный прогрев верхнего слоя (40 см ) отмечен
в 16 ч, а более глубоких слоев - в 20 ч. Наибольшая разница
в температуре поверхности и дна, приуроченная к моменту мак­
симального прогрева, на участке с водной растительностью с о ­
ставила 10.7 . На э т о м участке мелководья хорошо прослежи­
ва ется формирование слоя температурного скачка в 8 ч у по­
верхности воды, е г о опускание к 20 ч в более глубокие слои
и разрушение к моменту наибольшего выхолаживания.
Такой характер с у т оч н о г о хода температуры на мелководье
полностью со г л а с у е т с я с особенностям и поступления солнечной
радиации и суточным ходом температуры воздуха. Подобные
условия, особенно весной и осенью, бывают сравнительно редко.
Для водохранилища и е г о мелководий в начале и в конце этих
се зон ов
более частую п овторяем ость имеют резкие изменения
ветра и температуры воздуха, которые вызывают и с о о т в е т с т ­
вующий ход температуры воды.
Характерные случаи нарушения обычного су т оч н ог о хода т е м ­
пературы воды под влиянием интенсивного общего прогрева и
выхолаживания, а также сгонно-нагонны х процессов хорошо вид­
ны на эпюрах (рис. 5 0 ). В период прогрева температура в о з ­
духа изменялась за сутки от 4 до 14° (ри с. 50, а ) . Т ем п ер ату­
ра поверхности воды при э т о м колебалась от 6 до 1 2 .5 ° , а в
придонном сл ое от 5 . 5 до 11 . Максимальные значения т ем п е­
ратуры воды и воздуха приходятся на конец су ток. В период
выхолаживания температура воздуха ниже температуры поверх­
ности воды на 1 -3 ° , а температура придонного слоя на 0 . 5 - 1 °
выше, чем на поверхности (рис. 50, б ) . Максимальная т ем п е­
ратура в этих условиях приходится на начало су ток, минималь­
ная - на конец. Видно искажение су т о ч н о г о хода температуры
под влиянием нагона на мелководья вод с иной температурой.
Так, 5 У1 1975 (рис. 50, в) при обычном суточном ходе т е м ­
пературы воздуха, с о о т в етс тв у ю щ ем характеру поступления со л ­
нечной радиации, температура поверхности воды повышалась до
конца су ток. Температура придонного слоя в период максималь­
ного су т оч н о г о прогрева воздуха, наоборот, понизилась на 2 °.
Это понижение
было вызвано поступлением более холодной
воды с глубоководного участка в результате ве т р ов ог о нагона.
Сильный нагонный ветер, наблюдавшийся 17 У1 1975 (рис. 50,
г ) , вызвал приток воды на мелководье из открытой части водо­
ема, повышение уровня на 0 . 2 м и как следствие понижение
температуры водной м а ссы мелководья на 1 . 8 - 2 . 0 ° в период
максимального прогрева воздуха.
Амплитуда суточных колебаний температуры воды на мел­
ководьях,
равная 4 - 6 ° , близка к максимальной. Такие ее
значения бывают как в начале, так и в конце лета.
Они
в стречаю тся и в период максимального прогрева, но сравнитель­
но редко.
Обычные суточные изменения температуры воды
мелководий состав л яю т 2 - 3 ° .
Вертикальное распределение температуры на зарастаемы х
и открытых мелководьях и их внутрисезонные изменения
На водохранилище различаются открытые мелководные уча­
стки и закрытые мелководья: устья притоков, заливы, з а о с т р о в ные участки, остатки затопленного леса. Открытые мелководья
имеют интенсивный водообмен с глубоководными частями водо­
хранилища, происходящий в результате сгонно-нагонных процес­
сов. Их температурный режим мало отличается от такового
прилегающих частей водохранилища. Развитию гидрофитов на
открытых мелководьях препятствует волнение и образовавшиеся
з десь -грунты, состоящ ие в основном из песчаных фракций. За­
крытые мелководья зарастаю т водной растительностью, имеют
ограниченный водообмен с глубоководной частью водохранилища,
защищены от волнобоя.
Вертикальное распределение температуры на открытых и за­
щищенных мелководьях имеет существенные различия. С этой
целью в 1959 г . выполнена серия наблюдений на открытом и
зар аста ем ом участках мелководий в районе Борка о т момента
их затопления до осушения. Наблюдения производились через
5 су ток. Для исключения влияния суточных колебаний измерения
велись в одно время су т ок ,
около 10 ч. По глубине темпера­
тура измерялась через 10 с м . Расстояние между участками
300 м, наибольшая глубина - 0 .8 м. Их залитие произошло од­
новременно. Одинаковые прочие условия позволяют судить о
различиях температурного режима, обусловленных только зарас­
танием одного из участков.
Особенности распределения температуры по глубине на от ­
крытых и защищенных мелководьях хорошо видны (ри с. 51) по
кривым вертикального распределения температуры. После залития мелководий в период интенсивного их прогрева на открытых
участках вертикальное распределение температуры характеризу­
е т ся состояни ем , близким к гомотермии, и только в продолжи­
тельные безветренные периоды июня наблюдается прямая стр а ­
тификация с разницей в температурах на поверхности и у дна,
равной 1 - 1 . 5 ° .
На зар астаем ы х участках мелководья изменение температуры
с глубиной имеет существенные особенности. В первое время
после залития грунта с полегшей прошлогодней растительностью
распределение температуры воды по глубине не отличается от
т ак ов ого незаросших участков. Такая картина наблюдалась 20
и 25 мая. Затопленная растительность начинает бы стро разви­
ваться, и по мере р оста верхняя ее граница перемещается от
Рис. 51. Совмещенные эпюры распределения температуры на
зарастаемы х (пунктир) и открытых (сплошная линия) мелководь­
ях в период их временного затопления.
дна к поверхности. В ходе э т о г о процесса с прогревом воды
происходит формирование слоя температурного скачка, ярко вы­
раженного и по с в о е м у расположению приуроченного к верхней
границе водной растительности. В м е с т е с ней он постепенно
перемещается к поверхности. Это хорошо прослеживается на
кривых вертикального распределения температуры с 30 мая по
15 июня. В э т о т период температура выше границы зарастания
близка к таковой на открытых участках, а в зарослях расти­
тельности ниже ее на 2 - 3 ° . Но в се э т о мож ет сильно изменить­
ся под влиянием сгонных явлений. Так, сильный ветер 29 и
30 июня вызвал повышение уровня на мелководьях на 10 с м и
перемешивание всей водной м а сс ы . При э т о м произошло общее
понижение температуры воды на 5 и ее выравнивание по глуби­
не. Установлен интересный факт, что после окончания действия
в е т р о в о г о нагона на заросш ем мелководье бы стро восстанавли­
вается предшествующий ему характер распределения тем п ерату­
ры. Так, 5 и 20 июля з д е с ь наблюдалась четко выраженная
прямая стратификация температуры, тогда как на открытых мел­
ководьях - состояни е, близкое к гомотермии.
К началу июля развивающаяся водная растительность д о ст и г ­
ла поверхности воды, и э т о обусловило изменение распределения
температуры на заросшем участке мелководья. При данных у с­
ловиях температура более или менее равномерно уменьшается
от поверхности ко дну, у дна она обычно ниже на 1 - 1 . 5 ° , чем
на открытом участке мелководья. В отдельных случаях различие
158
в температуре поверхности и дна на заросших участках дости­
г а е т 6 ° . Несмотря на различный характер вертикального распре­
деления температуры на открытом и заросшем участках мелко­
водий, совмещение эпюр дает примерно одинаковые площади
между ними выше и ниже точки пересечения, что свидетел ьству­
ет об одинаковом теплосодержании на обоих участках.
Понижение уровня в конце летнего периода, отмечавшееся
20 июля, уменьшение глубины на мелководьях и уплотнение в
связи с этим погруженной водной растительности вы зы ваю т но­
вое изменение характера вертикального распределения темпера­
туры на зарастаемы х участках по сравнению с открытыми мел­
ководьями. Совмещенные эпюры св идетел ьствую т о том , что
в зарослях водной
растительности температура на поверхности
выше, а с глубиной ниже, чем на открытых мелководьях, на
2 - 3 ° (рис. 5 1 ). Э то обусловлено прежде в с е г о уменьшением
проникновения в воду солнечной радиации в заросшей зоне и о т ­
су т ст в и е м перемешивания водной толши.
Анализ вертикального распределения температуры в течение
летнего периода на зар аста ем ом и открытом мелководьях п озво­
лил выявить особенности температурного режима, обусловлен­
ные их зарастанием. Если на открытых мелководьях, имеющих
свободный водообмен с водохранилищем и подверженных волне­
нию, в е с ь сезон поддерживается распределение температуры,
близкое к гомотермии, то в зарастаемой зоне наблюдается по­
стоянная разница в температурах поверхности и дна, с о слоем
температурного скачка или без него, достигающая 5 -6
даже
на глубинах менее 1 м. В придонных слоях заросших участков
обр азуется более холодный слой воды с температурой на 2 - 3 °
ниже, чем на открытых мелководьях. Это различие су щ е ст в у ет
постоянно в течение сезона и нарушается только во время силь­
ных штормов, вызывающих перемешивание всей водной массы
мелководий и кратковременное выравнивание температуры как
по площади, так и по глубине.
Распределение температуры на мелководьях
по акватории водохранилища в летний период
Для характеристики температурных особенностей на мелко­
водьях использованы данные специального обследования его при­
брежной зоны, выполненные в 1970 г. с трехкратной повтор­
ностью (в мае, а в г у ст е , ок т я бр е ). В есеннее наполнение вод о­
хранилища в этом г о д у началось 6 апреля, а закончилось в с е ­
редине мая. В течение остальной части сезон а происходило
плавное снижение уровня. По данным м етеорологической стан ­
ции мыс Рожновский, сезонный ход температуры воды в летний
период (рис. 52) характеризовался быстрым ее повышением в
первой декаде мая ( от 1 до 1 2 ° ) , дальнейшим прогревом вод
в мае и июне (д о 2 0 ° ) , сопровождавшимся кратковременными
159
ГУ
VI
vrn
X
Рис. 52. Ход температуры воды мелководий у Рож н овск ого мы ­
са по средним за 5 дней значениям в безледоставный период.
Кружки - время трех обследований мелководий.
понижениями температуры, высоким и продолжительным макси­
мумом ее в июле и первой декаде а вгуст а . Вторая половина
сезона характеризовалась выхолаживанием водной м а ссы , чере­
дующимся с временными повышениями ее температуры.
Первое обследование в середине мая характеризует темпера­
турные условия мелководий в период общего прогрева водохра­
нилища при уровне наполнения его ,б п и з к о м к максимальному
за многолетний период. Временное похолодание приостановило
общий прогрев мелководий, характерный для мая. В с е г о выпол­
нено 78 станций по профилям, пересекающим мелководья от уре­
за воды до глубин 4 - 6 м. Для сравнения температура измеря­
лась и на прилегающих к мелководьям глубоководных участках.
Тер м и ческое состояни е водохранилища в целом характеризо­
валось следующими показателями. Волжский поток имел темпе­
ратуру 1 1 .2 , Моложский - около 1 2 .0 ° , Шекснинский - до 9 . 2 ° .
В с е в е р о -в о с т о ч н о й части Главного плеса сохранялось ядро х о ­
лодных зимних вод с температурой 5 - 7 ° .
На большей части температурных профилей мелководий т е м ­
пература на глубинах 2 -4 м была такой же, как в поверхност­
ном сл ое на прилегающих участках водохранилища. Только на
глубинах 0 . 5 - 1 . 5 м отмечен прогрев вод до 1 3-15 °,
обычно
приуроченный к зоне зарастания. Для выявления различий в
распределении температуры на отдельных мелководьях р а с с м о ­
трим ее значения (та бл . 4 9 ) .
Средние температуры на мелководьях с глубиной до 2 м по
всей периферии водохранилища находились в пределах 9 - 1 2 ° , и
только на мелководьях, прилегающих к с е в е р о - в о с т о ч н о м у бере­
г у Главного плеса, температура воды была ниже 8 ° . Более низ­
кие температуры мелководий в э т о м районе в мае отмечались
и в другие годы (табл. 5 0 ).
Измерения температуры водохранилища в период е г о общего
прогрева за ряд лет подтвердили наличие сохраняющегося в мае
ядра зимних вод с низкой температурой, расположенных в шекснинской части Главного плеса. Водообмен меж ду водной м а с­
сой и прилегающими открытыми мелководьями с е в е р о - в о с т о ч н о г о
160
Т а б л и ц а
49
Тем пература воды ( ° С ) на мелководьях с глубинами
до 2 м в мае 1970 г .
Плес
Волж ский
М олож ский
Ш екснинский
Станция
Борок
О -ва Т р ясье
М олога
С вятовской
остр ов
Первомай ские острова
Себпа
Б орисогл еб
Мякса
Выкса
Кондоша
Вичелово
Городище
Т ем п е­
ратура
11 .2
1 1,3
1 1 .2
1 1 .5
11.8
1 1.6
1 2 .0
9.1
1 1 .5
1 1.7
1 1.2
11.8
Плес
Станция
Г лавный Горькая Соль
Бор-Дорки
М едухово
Центральный
мыс
Средний двор
Пчелье
Гаютино
Бабино
Измайлово
Милюшино
Волково
Сбросной
Т ем пература
1 0 .0
10 .7
1 2 .0
9 .5
10.1
9 .0
7 .6
10.1
8 .0
7.1
9 .4
1 0 .2
побережья в резул ьтате сгон но-н агон ны х процессов и обусл ов­
ливает запаздывание их прогрева. Температура з д е сь на 2 -3 ,
а в отдельные годы до 5 ° ниже, чем на подобных мелководьях
в других частях водохранилища.
Установление однозначных тем ператур в это м районе запаз­
дывает по времени на 10-15 дней. Э то ск азы в ается прежде
в с е г о на развитии биологических проц ессов, в ч астн ости на на­
чале нереста рыб. Так, Л. К. Захарова (1 9 5 8 ), проводившая
наблюдения за н ерестом рыб в различных частях водохранили­
ща, пришла к заключению, что „ . . . разница в о эремени н ерес­
та у се в е р о -в о с т о ч н о г о берега и на остальных участках вод о­
хранилища приблизительно равна двум н еделям ' ( с . 310) и что
. . . . отставание в р о ст е мальков по северо-восточн ом у побережью
от остальных н ерестовы х участков можно объяснить неодинако­
вым прогревом в о д ы ' ( с . 3 1 3 ).
С л ед ует подчеркнуть, что пониженные температуры воды в
мае отм еч аю тся только на откры ты х мелководьях данного п обе­
режья, имеющих свободный водообм ен с ядром зимних водных
м а сс . На защищенных участках мелководий, например между Бабинскими островами и бер егом , аналогичного явления не наблюда­
е тся .
О собен ности температурны х условий мелководий водохрани­
лища в конце периода л етнего прогрева характеризую тся дан­
ными 52 мелководных станций. Измерениям предш ествовала
Т а б л и ц #
50
Т ем пература воды ( ° С ) на мелководьях ю го-за п а д н ого
(ЮЗ) и с е в е р о -в о с т о ч н о г о (С В ) прибрежья
Главного п л е са с глубинами до 2 м в мае
9 У
1948
ЮЗ
СВ
10. 7
5.1
18 V
1958
юз
СВ
9 .6
7 .2
19 У
1949
30 У
1951
14 У
1953
30 У
1956
29 У
1957
13.5
12.2
11.2
9 .3
10.4
8 .4
1 2.7
7 .5
1 0.5
9 .2
30 У
1959
9 У
1960
12 У
1961
30 У
1962
30 У
1963
31 У
1964
10. 5
8 .5
5 .9
3 .2
4 .7
2 .3
15.4
14.8
17.0
1 5 .0
14.4
1 2.7
продолжительная теплая погода. Среднедекадные температуры
воздуха изм ен ял ись в пределах от 18 до 21 ° , среднемесячная
тем п ература п овер х н ости воды в июле была 2 0 .2 ° , в а в гу ст е 1 8 .8 ° . В с я в о д н а я м а сса водохранилища оказалась равномерно
п рогр ета . В районах с глубинами 11-15 м температура поверх­
ности вод ы к ол еба л а сь в пределах 2 0 .5 -2 1 °, а придонного слоя
была меньш е ли 1НЬ на 0 .2 - 0 . 4 .
О собен н о равномерны м прогревом характеризовалиеь мелко­
водья. О б э т о м св и д етел ьствую т данные суточной ста нци и в
В олж ском п л есе. Тем пература воздуха в о время наблюдений из­
менялась от 19 д о 2 1 .2 . При такой тем пературе воздуха на
м ел ководье с гл уби ной до 2^м температура поверхности воды
изменялась от 2 0 .2 до 2 1 .7 , а придонного слоя - о т 2 0 .1 до
2 1 .6 . У стой ч и ва я и теплая погода с небольшими суточны ми
изменениями тем п ера туры воздуха в о время измерений и в пред­
шествующий им период определили равномерный прогрев мелко­
водий в о д о х р а н и л и щ а на всю глубину независим о о т их м е с т о ­
положения (т а б л . 5 1 ).
М аксимальная тем пература на мелководьях в э т о время о т ­
мечена у сел К о/хобово ( 2 2 .0 ° ) и Средний Двор ( 2 2 .1 ° ) на гл у­
бине 1.1 м, минимальная - у с.Г а ю ти н о (1 9 .8 ). Различия в
т ем п ера туре мелководий с глубинами до 2 м по акватории в о ­
дохранилища не превышали 1° в пределах ее суточны х коле­
баний.
Т ем п ер а тур н ы е различия на мелководьях водохранилища в пе­
риод е г о выхолаживания оказались незначительными. Максималь­
ная тем п ер а тур а наблюдалась на мелководьях В ол ж ского плеса,
где она р авн ял ась б • Наиболее низкие температуры (порядка
5 .3 ° )
отм еч ен ы в М олож ском плесе.
1ОП
cnjcn сгЯо
•I • J •
ЗЮЗЯ
|со
СМ |СМ
см
см
о
ю
гw'
ю
w
СО ю
00
•
О о о 03
СМ см см —
WJ
• *
о о
см CN
О О
1
1
г-
1
со
w
о
со
со см
о о
см см
см
1
ю
«W»
1
ю
00
w
тг rf СП ео г- ю h- ю гсо СП 00 00 см г - о 00
Tf о аз со см
■
•
• •
•
о о о о о о о о о о о о 03 03 I о о 03 о о о аз о " о
см см см см см см см см см см см см
см см см
см см см - см см
10
о
см
СП
о
со
w
о
со
о
г-
г-
ел
ч""
со
▼
w
о
ЧГ
***’
о
•
г-
о
со
ч“'
со ю h- h- 00 00 со см V см 03 со
о со о 03 00 ▼ со
о 00
ф
• ■
а
а а •
_| о о о о о о о о
о о о о о о «-И «-М о о о о о о
см см см см см сч см см см см см см см см см см см см см см см см см см
аз
а
>*
ь
<о
а
0)
с
2
Q
Н
_^
10
о
о
о
00
о
о
ю
о
о
м
г-
«—1
см
см
со
см
со
Tf
со
см
со
см
см
«
к
Tf тг н
03 00 о о ю со
со о о
00 00
f - г- со со
• •
•
• •
•
о о о о о о см см о о о о о о см см о о о о о о о о
см см см см см см см см см см см см см см см см см см см см см см см см
ю
со
о
- со
1
g
» и
о
•
»—<
«—<
•
—
•
—•
s“”
ю
•
•-И
со
•
«—1
N
—'
ю
о»
•
о
•
о
***’
о
00
ю
00
00
со
00
со
о
см
о
см
со
см
4J*
см
см
о
см
о
см
со
см
о
со
см
_л оa
a с
>,
со
U?
о
'w
о
Tf
о
а
_н
см
о
см
о
•
&
U
v—
■
ю
_|
см
2
м
ю
о
к
и
■§
(г О
ЯU
х
а о
ф
Б
s- 2
X
& о
X *
2
г
8
?
ч
в
з
«О
е
* с
а в
Q
а
о
а
4
2«
*
а
о
Ш
О
о
0D
о
а
о
CJ
аз
О
ю
о
К
51
с;
0Q
*
ш
*
С
о
О
о
ю
<0
Ш
аз
*аз
d
р«
за
X
S
h
2
<z
и
а
а>
а
О
Z
О
с
к
«о
z
2
о
(Q
а
а>
С
ю
0)
с
и
о
о
X
а
о
Ш
S
*
а
0
d
1
а
о
Ш
X
аз
у
а>
2
я
а
С
ео
163
Рис. 53. Вертикальное распределение температуры воды в открытом мелко­
водье (пунктир )
и в прилегающей водной массе (сплошная линия) водохра­
нилища в 1969-1970 гг.
а - 26 XII 1969, 6 - 15 1 1970, в - 27 II, г - 8 ГУ, д - 12 У, е - 14 УШ,
ж - 1 IX, з - 8 X, и - 23 X, к - 28 X, л - 26X 1, м - 24 XII 1970 г.
Таким обр азом , специальные исследования тем пературн ого
режима мелководий не выявили сущ ественны х различий в а б с о ­
лютных значениях и распределении температуры воды в с о о т ­
ветствую щ ие периоды г о д о в о г о цикла на отдельных участках
водоем а. Наиболее сущ ественны е различия в тем пературе воды
мелководий по акватории водохранилища отм еч аю тся весной . В е­
личина их не превыш ает 5 °, и они значительно меньше различий
в тем п ературе по акватории откры той ч асти водохранилища,
достигающ их 8 ° и даже 12° (Р утковски й , 1963; В акастов, 1968).
К роме т о г о , температурный режим мелководий в год овом цикле
по с в о е м у характеру сущ ествен но отличается от т а к о в о го откры­
той части водохранилища. Решающую роль в эт о м играет их
положение, св я зь с глубоководны ми участками водоем а и за ­
растаем о ст ь водной расти тельностью .
В е сь год овой цикл температурны х условий
на открытых
мелководьях и в прилегающих глубоководны х участках водоем а
характеризуется определенной посл едовател ьностью смены тер ­
мических фаэ (Бакулин, 1 97 2), Э то хорош о прослеж ивается по
кривым вертикального распределения температуры воды на мел­
ководье в районе д. Бор-Порки, характерного для открытых
мелководий Главного плеса. Профиль протяж енностью 3 .4 км
при НПУ расположен по нормали к ур езу воды и д о ст и га е т р у с­
ловых глубин М ологи.
Годовой цикл наблюдений на профиле, выполненный с декаб­
ря 1969 г . по декабрь 1970 г . , охваты вает в с е сезон ы и вклю­
чает 12 серий наблюдений (р и с. 5 3 ).
Р езул ьтаты измерений показали, что с установлением ледо­
става на мелководье наблюдалась обратная стратификация т е м ­
1 RA
пературы с разницей у нижней кромки льда и дна 0 .6 ° . На глу­
боководной вертикали в э т о же время прослеживался сложный
характер изменения температуры с глубиной. Если в подледном
3 _м етр овом сл ое отм ечал ась гом отер м и я, т о в толще воды от
4 до 9 м - хорошо выраженная м езотерм ия, а на глубине около
13 м прослеживались признаки дихотермии с последующим повы­
шением температуры в придонном сл ое.
Близкий к э т о м у характер распределения температуры с глу­
биной сохранялся до середины января, когда признаки м е з о термии сохранялись, а на мелководье температурны е условия
оказались близкими к гом отерм ии . В отличие от мелководных
участков температура придонного слоя в русле М ологи повыси­
лась на 0 . 5 ° и различия ее по вертикали составили 0 .9 ° .
В дальнейшем тенденция в изменении теплозапаса мелковод­
ных и глубоководны х участков сохран яется. Идет п роц есс вы ­
холаживания мелководий, а на глубоководной части разреза за
сч е т постоянн ого притока тепла от дна наблюдается повышение
температуры придонного слоя воды до 1 .3 ° . Появляются призна­
ки обратной стратификации.
В начале апреля прослеживаются первые признаки подледного
прогрева воды от проникающей ч ерез лед солнечной радиации.
Э то приводит к н екотором у повышению температуры воды на
мелководьях, которое на глубоководной вертикали усиливается
в резул ьтате поступления тепла от грунта.
П осле очищения водохранилища ото льда характер вертикаль­
ного распределения температуры резко м ен яется. Мелководные
участки начинают бы стр о п рогр еваться. К 12 мая вблизи уреза
воды температура достигала 1 3 .8 ° , а на глубинах до 2 .5 м по­
вы силась на поверхности до 1 1 .6 ° , а у дна - до 9 .5 ° . Интен­
си вн ость прогрева глубоководных участков ниже. В э т о же
время поверхностны е значения тем пературы на них составляли
1 1 .3 °, у дна - 8 .5 ° . О собен ности прогрева различных участков
хорошо видны по ходу кривых (р и с. 53, д ).
В период максимального прогрева различия в характере рас­
пределения температуры по глубине на рассм атриваем ы х уч а ст­
ках уменьш аются (р и с. 53, е ) . Тем пература воды д ости га ет
максимальных значений и в поверхностны х слоях практически
одинакова. Только с началом охлаждения водохранилища карти­
на р езко м ен яется. Уже в начале сентября наблюдается р ез­
ко выраженная прямая стратификация тем пературы , которая при
усилении в ет р ов ого перемешивания см ен я ется к началу октября
гом отерм ией .
Дальнейшее охлаждение вод как на м елководье, так и в при­
мыкающей глубоководной части водохранилища в октябре п роте­
кает при гом отерм ии , изменение температуры с глубиной на
обоих участках одинаково. К концу октября состоян и е г о м о т е р ­
мии на м елководье сохран яется, но выхолаживание водной м а с­
сы протекает более интенсивно, и температура зам етн о ниже,
чем в прилегающей к нему откры той части водоем а, где наблю­
даются признаки сл а бо выраженной обратной стратификации.
В п роц ессе ледостава характер распределения температуры
с глубиной при понижении ее в общих чертах сохра н я ется , лишь
на отдельных вертикалях появляется тенденция к незначительно­
м у повышению температуры у дна (р и с. 53, л ), а в конце де­
кабря на мелководье четко выражена обратная стратификация
температуры , которая в русловом участке М опоги представляет
собой обычное дпя подледного периода явление.
Таким обр азом , год овой цикл вертикального распределения
температуры воды на откры ты х мелководьях и на прилегающих
глубоководны х участках водоем а им еет свои особен н ости и
характеризуется см еной температурных условий
определенной
последовательности.
I ев
Г л а в а
У1
ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Для полного понимания терм и ч еск ого режима водохранилища
необходим учет тем п ературн ого режима донных отложений. Т еп ­
лообмен донных отложений с водной м а ссой влияет на тепловой
баланс водоем а. В период ледостава, когда теплообмен с ат­
мосферой ограничен, накопленное в грунтах за лето тепло, по­
ступая в воду, повышает теплосодерж ание придонных сл оев и
существенно влияет на термику в с е г о водоем а.
Накопление тепла в водной м а ссе водоем а в подледный пе­
риод м ож ет д ости гать значительных разм еров. Наиболее прогре­
тыми оказы ваю тся придонные слои более глубоких участков в о ­
доема, ч то объясняется сток ом теплых (сл едовател ьн о, и более
плотных) вод с мелководий и склонов ложа, гд е отдача тепла
грунтом происходит интенсивнее, чем в глубинных
участках.
Температура поверхности грунта и придонных слоев воды в ре­
зультате зим него прогрева мож ет повышаться до 4 -6 ° ( Р о с с о лимо, 1932; Б акастов, 1965; Форш, 1965, 1968).
Термический режим донных отложений и придонного слоя
определяет некоторые закономерности жизни придонных орга­
низмов. Условия зимовки и нереста рыб, вылет насекомы х, в е ­
дущих в личиночных стадиях придонный образ жизни, и многие
другие вопросы экологии живых организмов т е сн о связаны с
термикой среды их обитания.
Наибольший прогрев водной толши в период ледостава наблю­
дается в сравнительно небольших сл або перемеш иваемых зимой
озерах, имеющих в ложе мощный слой иловых отложений. Так,
в одном из озер С еверо-Запада европейской части С С С Р (Форш,
1968) придонный спой воды п рогревается до 6 , а слой воды
с тем пературой выше 4 ° д ости гает мощ ности до 10 м от дна.
На более проточном Рыбинском водохранилище прогрев придон­
ных сл оев зимой до температуры выше 4 ° отм еч ается не каж­
дый го д , но при определенных условиях получает развитие. Так,
в марте 1961 г . районы с температурой выше 4 ° занимали пло­
щадь более 200 км2 и распространялись до горизонта 2 -3 м от
дна (Б а к а стов , 1965),
В донных отложениях водохранилищ годовой ход тем п ерату­
ры отличен от так ов ого водной м а ссы . В грунтах на некоторой
глубине обычно расположен гор и зон т с постоянной или близкой
к ней год овой тем пературой, и только выше е г о происходят в се
сезон ны е ее изменения. П роцессы прогревания и охлаждения в
грунтах происходят медленнее, чем в вод е, прежде в с е г о и з -за
от су тств и я турбулен тн ого перемешивания. Фазы наступления
минимальных и максимальных тем ператур наступаю т с некото­
рым запозданием относительно воды , сдвиг по фазе увеличива­
ется с глубиной. С к ор ость распространения тепла в донных о т ­
ложениях определяется е г о теплофизическими константами,
в
первую очередь теплопроводностью и объемной тепл оем костью ,
величина которы х зави си т о т литол огического со с т а в а грунтов,
слагающих ложе водоем а.
А ктуал ьность изучения тер м и ч еск ого режима грунтов очевид­
на, в м е ст е с т ем до н астоящ его времени и звестн о мало работ,
посвященных э т о м у воп росу. Большинство опубликованных дан­
ных отн оси тся к тем пературе донных отложений верхн его полу­
м е тр о в о го , реже 1 .5 -м е т р о в о г о слоя (Р о ссо л и м о , 1932; Шнитников, 1952; Несина, 1956; Б акастов, 1960, 1 9 6 4 ). В отдельных
работах приводятся данные теорети ческих р асчетов температуры
донных отложений, их теплозапаса и потоков тепла (К оры тникова, 1940; Крицкий и д р ., 1947; Несина, 1 95 6). Незначительное
количество р абот обусловлено методическим и трудностями с б о ­
ра полевых материалов. Обычные ртутные терм ом етры для э т о ­
г о непригодны, п оэтом у большая ч а сть материалов получена по
стационарным температурны м установкам с различной глубиной
заложения в грунт. Исключение состав л я ю т работы О . Ф. Форш,
которая для исследования тем п ературн ого режима, в илах неко­
торых озер С еверо-З апада С С С Р использовала нестационарный
прибор, представляющий соб ой длинную металлическую р азбор­
ную штангу с датчиком (тер м и стер ом ) на нижнем конце. Штан­
га наращивалась св ер х у по м ере погружения в ил. Глубина по­
гружения терм истера в иловую толщу лимитировалась плотностью
илов и в основном составляла 3 -5 м . Н едостаток прибораограничение глубины воды , под которой возм ож но зондирование
грунта.
Обычно стационарные наблюдения производились на одной
температурной вертикали, соотв етств ую щ ей максимальной гл у ­
бине вод оем а, или на участке, приуроченном к е г о средней
глубине. В отдельных случаях они ограничивались измерениями
в прибрежном участке водоем а глубиной 0 .4 и 1.1 м (М етеорол .
р е ж и м ..., 1960),
иногда на 2 -3 вертикалях по профилю. За­
тем полученные результаты осреднялись и распространялись на
в е с ь вод оем . Такая методика допустима для небольших озер,
где донные отложения формируются в течение многих столетий
и ч а с т о с о с т о я т из однообразных по с о с т а в у отложений ила,
мощ ность которы х м ож ет д ости га ть десятков м етров.
Донные отложения водохранилищ в отличие от таковы х озер
обладают большим разнообразием по литологическом у со ст а в у ,
168
характер их определяется со ст а в о м залитых при затоплении почв
и образованием вторичных отложений. Е стеств ен н о, что в грун­
тах р азного происхождения и со ст а в а будет неодинаково и рас­
пределение температуры . К роме э т о г о , на температурный ре­
жим в грунтах водохранилищ влияет ряд факторов: п роточность
участка, морфология дна, гр у н товое питание и др. При этих
условиях на таком большом и сложном по морфометрии водоем е,
как Ры бинское водохранилище, наблюдения только по стационар­
ным установкам не м о г у т обеспечить выявление особен н остей
тем п ературн ого режима в грунтах. Для э т о г о необходимы м а с­
совы е данные температурных измерений по акватории вод оем а.
Наблюдения за тем пературой грунтов водохранилища впервые
были начаты Рыбинской гидром етеорологи ческой обсерваторией
в 1954 г . и продолжались несколько лет. На их основании у с­
тановлено, что годовы е колебания температуры прослеживаются
в грун те до глубины 10 м (Т ачап ов, 1959, 1 96 3). В ИБВВ АН
ССС Р подобные исследования развернулись в 1959 г . с разра­
ботки м етодов и соответствую щ и х приборов (Б а к а ст о в , 1963).
Э то позволило соб р а ть м ассовы й материал по тем пературе дон­
ных отложений в течение г о д о в о г о цикла, и на основании е г о
показать особен н ости распределения температуры в грунтах по
акватории водоем а, охарактеризовать сезонны е ее изменения,
рассчитать теплозапас грунтов.
ПРОСТРАНСТВЕННОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
ТЕМ П ЕРАТУРЫ В ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ
И ЕЕ СЕЗОННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ
Внедрение в практику исследований эл ектр отерм ом етр ов с
малогабаритными датчиками позволило получить большой м а те­
риал измерений, характеризующий тем п ературу донных отлож е­
ний в различные сезон ы , особенн о в годы синхронных съем ок
водохранилища (Б уторин, 1 96 5). В навигационный период изме­
рения производились в каждой съем ке на 5 5-60 станциях, а при
сложной терм ической обстан овке количество их увеличивалось
до 6 7 -7 0 . В зимний период число станций сокращ алось до 25­
40. Анализ полученных данных, как и температурных условий
водной толщи, ц елесообразно выполнить с учетом особен н остей
гидрологических сезон ов , важнейшим из которы х для терм и чес­
к ого режима дна водоем а является весна.
Весенний период
Донные температуры весной формируются в основном под
влиянием двух факторов: солнечной радиации и воздействия
поступающих в водохранилище вод половодья. Первый прогрев
Дна весной начинается после очищения льда от сн ега еще за ­
долго до схода ледяного покрова под воздей стви ем проникающей
169
ч ерез пед солнечной радиации. Прогрев грунта в это м случае
происходит не только под непосредственны м влиянием солнечных
лучей, проникающих на глубину, равную величине прозрачности
воды, т . е. на 1-2 м, но и на участках с глубинами до 4 -5 м
за сч е т конвективной передачи тепла грунту от подогреты х со л ­
нечной радиацией верхних слоев воды . Тем пература поверхности
грунта в резул ьтате подледного прогрева на мелководных уча­
стк а х повыш ается от 0-1 до 3 -4 . Подледный прогрев грунта,
хотя и наблюдается п овсем естн о и еж егодно, продолжается
кратковременно и выражен сл а бо. Освобож дение льда о т снеж ­
ного покрова обычно совпадает с началом действия д р угого
мощ ного фактора - поступления в водохранилище талых вод с
бопее низкой температурой, к отор ое начинается задол го до раз­
рушения ледяного покрова. И звестно, что воды первой и второй
фаз половодья сильно отличаются по тем пературе и по характе­
ру их воздействия на тем пературу дна водохранилища.
Воды притоков и ск л он ового сток а первой фазы половодья
имеют низкую тем пературу - от 0 до нескольких десяты х граду­
са . П оступление их выхолаживает поверхность дна на участках,
где оно начало п рогр еваться в резул ьтате проникновения через
лед солнечной радиации, а в М олож ском и Ш екснинском плесах
сохраняло повышенную тем п ературу в резул ьтате зим него про­
гр ев а . Тающий в водохранилище лед также задерж ивает в е се н ­
ний прогрев поверхности дна.
В о второй половине весен н его периода основной источник
тепла, оказывающий решающее влияние на прогрев дна водохра­
нилища, - тепло вод притоков, имеющих вы сокую тем пературу
по сравнению с первой фазой половодья. Водохранилище к этом у
времени очищается ото льда. Большая ч а сть поверхности дна
Главного плеса при эт о м им еет тем пературу, близкую к 2 -4 ° .
Температура же дна М олож ского, Ш екснинского и В олж ского
плесов резко повыш ается под влиянием вод половодья больших
притоков и д ости га ет 8 -1 2 ° (р и с. 5 4,а ).
На границах речных плесов с Главным в эт о время обр азу­
ются участки с большими горизонтальными градиентами тем п е­
ратуры дна, особенн о в зонах соприкосновения вод половодья
с остаткам и зимних водных м а сс центральной части водохрани­
лища. Отчетливо прослеж иваются пограничные зоны с большими
горизонтальными градиентами температуры меж ду речными пле­
сами с дном, прогреты м до 8 -1 0 ° , и центральной частью в о д о ема с донными температурами 2 -4ло .
В конце весен н его периода поступление солнечного тепла
увеличивается, и при наличии тихой погоды происходит р езкое
увеличение горизонтальных и вертикальных градиентов тем пера­
туры (р и с. 54, б ) . В ыделяются прогреты е до 1 4 -1 6 ° участки дна
водохранилища, преимущ ественно вдоль б ер егов . В гл убок ов од ­
ных центральных участках и по руслам рек температура дна
держится около 8 - 9 ° .
L70
а - 9 У 1960,
б - 3 У1 1960.
Рис. 55. Т ем пера­
турный продольный
разрез Ш екснинско­
г о плеса.
а - 9 У 1960,
3 VI 1960.
б -
Ст. 23
ffi /7
Ст. 31
О собен ности про­
грева донных о т л о ­
жений в весенний
период хорош о видны
на примере шекснин­
ск о го потока. Если
в первой половине
весны наблюдается однородное распределение температуры воды
по вертикали, и прогрев дна связан с поступлением большого*
объема прогреты х вод второй фазы половодья (р и с. 55, а ), т о во
второй половине весны картина м еняется. Ситуация, подобная
рассмотренной, наблюдается лишь в верховьях шекснинского
потока, гд е при полной гом отермии идет интенсивный прогрев
дна и температура на поверхности донных отложений с о о т в е т с т ­
ву ет поверхностной тем пературе воды (р и с. 55, б ) .
1 71
Т а б л и ц а
52
Средние температуры воды ( ° С ) у ю го-за п а д н о го и
се в е р о -в о с т о ч н о г о берегов в период интенсивного прогрева
Горизонт
Дата
9
3
12
8
12
14
У 1960
У1 I960
У 1961
У1 1961
У 1962
У1 1963
ю г о -з а ­
падный
берег
5 .9
1 7 .2
4 .7
19.0
7 .5
13.1
2 м
с е в е р о -в о ­
сточный
берег
3 .2
1 5.3
2 .3
18.7
6 .5
1 3.0
Горизонт 5 м
ю г о -з а ­
падный
берег
5.1
1 4 .5
4 .4
17.8
7 .5
1 3.0
с е в е р о -в о ­
сточны й
берег
3 .2
9 .7
2 .3
9 .6
6 .5
12.9
С приближением к центральной части водохранилища происходит
расслоение водной толщи по тем п ературе. Тем пература поверх­
н остн ого слоя воды на "6° выше, чем придонного. На глубине
2 -5 м прослеж ивается слой тем п ературн ого скачка с градиентом
температуры выше 2 на 1 м глубины, который преп ятствует
прогреву придонных сл оев воды и задерж ивает повышение т е м ­
пературы донных отложений. В резул ьтате э т о г о тем пература
дна в центральной части Главного плеса на 6 -7 ° ниже, чем в
речных. Дно, как и водная м а сса водохранилища, у ю го -за п а д ­
ного берега п рогр евается сильнее и бы стр ее, чем у с е в е р о -в о с ­
точн ого, ч то связан о с различным характером прогрева водной
толши (та бл . 5 2 ).
Приведенные данные характеризую т тем п ературу прибрежных
вод на гори зон тах 2 и 5 м от поверхности и дна на этих глуби­
нах в районе измерений. Тем пература у ю го-за п а д н ого берега
на 1 -2 .5 выше, чем у с е в е р о -в о с т о ч н о г о , а максимальные
различия ее на глубине 5 м достигали 5 и 8 ° . Исключение с о ­
ставл яет температурная обстан овка 14 У1 1963, когда сильное
ветр овое перемешивание привело к выравниванию температур
по в с е м у водохранилищу.
Подобная особ ен н ость в есен н его распределения температуры
наблюдается и в расширенных частя х речных п лесов. Э то под­
тверж дается данными поперечного разреза от с е в е р о -в о с т о ч н о г о
до ю го-за п а д н ого берега в южной части Ш екснинского плеса
(та бл . 5 3 ).
Такие особен н ости прогрева водной толщи и как сл ед стви е
дна наблюдаются еж егодно и объясняю тся в период интенсивно­
г о прогрева влиянием следующих основных факторов:
часты м
запаздыванием половодья Шексны, неравномерным поступлением
в вод оем ск л он ового сток а , особен н остям и освобож дения е г о ото
172
Т а б л и ц а
53
Т ем пература воды ( ° С ) у ю го-за п а д н ого и
с е в е р о -в о с т о ч н о г о бер егов Ш екснинского плеса
в период интенсивного прогрева
Дата
12 У 1961
8 У1 1961
№ ста н ­ Г лубина, м
ции
Горизонт,
0 .5
2 .0
м
5 .0
28
28а
286
29
4 .5
9 .0
9 .8
5 .2
2. 1
3 .0
4 .8
б.З
2.1
2 .8
4 .8
6 .2
2 .8
4 .5
6 .2
28
•28а
286
29
6 .0
9 .5
1 0.5
5 .8
1 8 .5
1 8 .5
1 8.7
1 9.7
17.4
17.2
1 7 .6
1 7.8
8 .5
11.8
1 1.4
1 6.3
дно
2 .1
2 .7
4 .2
6 .2
8 .0
8 .0
8 .5
i 4 .3
пьда. Перечисленные факторы м о г у т дей ствова ть со в м е стн о или
раздельно, но в конечном и тоге обусловливаю т различие тем п е­
ратуры воды и дна у западных и восточн ы х берегов водохрани­
лища.
В целом весенний период характеризуется прогревом донных
отложений и накоплением тепла в них, но интенсивность э т о г о
процесса в различных плесах и даже на отдельных участках од­
них и тех же плесов неодинакова.
Летний период
Высокий прогрев придонных слоев воды и дна летом - о с о ­
бенность Ры би нского водохранилища. Донные температуры ч асто
дости гаю т значений 2 0 -2 5 ° , тогд а как в водоем ах с меньшей
площадью и слабы м ветровы м перемешиванием водной
толщи
они на 1 0 -1 5 ° ниже. Так, по наблюдениям Л. Л. Р оссоп и м о
(1 9 3 0 ), на о з . Белом в Косине при средней глубине 4 .2 м, а
наибольшей 1 3 .5 м в с е лето температура гиполимниона не пре­
выш ает 8 -1 0 ° .
Резул ьтаты измерений температуры дна, выполненных в с е ­
редине лета, показали, ч т о по сравнению с весенними значени­
ями она повыш ается в речных плесах на 3 - 4 ° , а в центральных
частя х Главного - на 1 0 -1 2 °. Такой прогрев дна приводит к
выравниванию ее по акватории до 1 9 -2 0 °. Минимальные тем п е­
ратуры дна за годы наблюдений соот в етств ов а л и 1 8 .2 , а мак­
симальные достигали 2 2 .2 ° (р и с. 5 6 ). И зотермы донных т е м ­
ператур имеют направление вдоль русел и затопленных склонов
рек. Э то св и д етел ьствует о зави си м ости прогрева дна о т м о р фометрии водоем а.
173
Р ис. 56. С хем а в о ­
дохранилища с изо­
термами
дна
28 УП 1960.
Участки с т е м ­
пературами дна в
пределах 2 0 -2 2 °
расположены в Г павном плесе, вблизи
русел М опоги
и
Шексны.
Большая
ч асть дна водохра­
нилища им еет т е м ­
пературу 2 2 -2 4 ° .
Выше 2 4 ° оно про­
г р е т о в зон е, при­
легающей к с е в е р о ­
восточному берегу,
и в центре водохра­
нилища на сравни­
тельно мелководном
М олого-Ш ексн ин ск ом меж дуречье.
Повышенные температуры дна и придонных сл оев воды на мел­
ководных участках у с е в е р о -в о с т о ч н о г о берега характерны для
летнего сезон а и связаны с влиянием нагона поверхностны х вод
с вы сокой тем пературой, вы зы ваем ого преобладающими ветрами
западной
четверти.
Осенний период
Для в с е г о осен н его сезон а температурны е условия характе­
ризуются небольшими различиями в тем пературе водной м ассы
по акватории водоем а, не превышающими 2 °, и однородностью
по глубине. Подобная терм ическая однородность вод сохраняет­
ся до начала ледостава, лишь перед ледоставом при гом отерм ии
по глубине намечаются различия в тем пературе воды по аква­
тории, достигающ ие иногда 4 -5 ° .
Такой температурный режим водной толщи определяет и р а с­
пределение донных температур ( ? и с . 5 7 ). По сравнению с пери­
одом максимального прогрева температура дна осен ью зам етно
понижается. В отдельные годы э т о понижение д ости га ет 1 3 -1 5 °.
Преобладающие температуры дна водохранилища в середине о с е ­
ни 8. 5 - 9 .5 ° . Минимальная температура сост а в л я е т 7 .7 ° , мак­
симальная - 9 .9 ° .
174
Рис.
57.
rv ji
*«"V\
С хем а водохранилища с изотермами дна.
а - 4 X I960,
б - 27 X
1960.
К концу осен н его периода тем пература дяа си стем атически
понижается. Наиболее высокие показатели, порядка 3 -4 ° , к
мом енту замерзания водоем а наблюдаются в Волжском плесе.
М едленному охлаждению дна в этом районе п реп ятствует отно­
сительно теплая вода, поступающая из У гличского водохранили­
ща. В верховьях М ол ож ского плеса температуры дна перед ле­
доставом изменяются от 1 до 1 .2 ° , а на вы ходе М олож ского
потока в Главный плес они повышаются до 1 .5 ° . Аналогичная
температура донных отложений отмечена и для Ш екснинского
плеса, в Главном на поверхности грунта она несколько выше,
чем в М олож ском и Шекснинском плесах, но ниже, чем в Волж­
ском , - 2 - 2 .2 ° .
В п роц ессе ледостава и к концу е г о последние запасы тепла
с поверхности дна расходую тся, и температура понижается до
значений, близких к 0 ° . П осле ледостава в начале зим н его п е­
риода в прибрежных мелководных участках с глубинами до 3­
4 м температура дна м енее 1 , Исключение представляют мел­
ководные участки, прилегающие к торфяным м ассивам , где те м ­
пература дна и на малых глубинах иногда д ости га е т 2 - 3 ° . Низ­
кая температура дна, меньше 1 , а чаще 0 .1 - 0 . 3
наблюдается
в речных плесах, обладающих проточностью . Волжский поток
понижает тем п ературу дна и в южной части водохранилища.
В Главном плесе при отсутстви и проточности после л едоста­
ва прослеж иваются признаки температурных условий, характер­
ные для малопроточных озер . Из грунта начинает поступать
к е г о поверхности накопленное за лето тепло, и температура
дна начинает повыш аться от значений, близких к 0 ° в период
замерзания водоем а, к значениям, равным 2 -3 ° , а в отдель­
ные годы и выше.
Зимний период
Подледный
температурный режим представляет особы й ин­
те р е с, изучению е г о уделено пристальное внимание. М н огол ет­
ние наблюдения показали, что прибрежная мелководная зона с
глубинами до 4 м, занимающая зимой значительную акваторию,
имеет тем пературу дна меньше 1 . И зотерм а, соответствую щ ая
1
(р и с. 5 8 ), проходит вдоль берега водоем а, ограничивая при­
брежную мелководную зону с более низкими температурами.
Сравнительно низкая температура дна мелководий обусловлена
большой теплоотдачей грунта через небольшой слой воды и лед
в атмосф еру, а также частично скаты ванием более теплых и
плотных вод в прирусловые участки.
Эта общая для водохранилища картина нарушается в южной
части вод оем а, гд е изотерм а дна 1 под влиянием поступающих
холодных волжских вод отклоняется далеко на се в е р о -в о с т о к ,
ограничивая обширную зону, в которую входят не только мел­
ководные участки, но и русла М ологи и Волги с глубинами до
16-18 м . В есь Волжский плес имеет тем п ературу дна 0 . 1 - 0 . 2 ° .
Такие низкие температуры обусловлены большой проточностью
плеса, которая с п о со б ст в у е т выхолаживанию водной м ассы до
тем ператур, близких к 0 °, и охлаждению дна. Охлажденный
волжский поток, составляющий зимой около половины о т общ его
притока в водохранилище, вы зы вает снижение температуры дна
всей е го ю го-в ост оч н о й части, за исключением П ереборского
залива, и отклонение изотерм дна к се в е р у на десятки километ­
ров. Изотермы дна в 1 и 2 ° образую т изгибы в направлении
С бр осн ого плеса, что св и д етел ьствует о поступлении более теп ­
лых вод Главного плеса к Рыбинской ГЭС.
В центральной части водохранилища выделяются два о б о с о б ­
ленных района с дном, прогреты м до 2 ° и более (р и с. 58, а ).
Один из них расположен по руслу и долине М ологи, другой по
руслу и долине Шексны. Районы эти разграничивают Централь­
ный мы с и затопленный водораздел меж ду М ологой и Шексной
с более низкой температурой дна. Внутри этих районов выделя­
ю тся участки с тем пературой дна выше 3 °, которы е обр азую т­
ся еж егодно в одних и тех же районах водохранилища. Иногда
они приурочены к глубоководным прирусловым участкам М ологи
и Шексны с небольшой п роточностью , являясь сл едствием обы ч­
ного тем пературн ого расслоения водных м а сс ,
характерного
для в се х малопроточных озер . В других случаях эти участки
располагаю тся на мелководьях водохранилища с глубинами 2­
5 м, образование их связан о с поступлением грунтовы х вод,
имеющих более вы сокую температуру.
1 7R
Р ис. 58. С хем а водохранилища с изотермами дна.
а - 19 II 1961,
6 - 20 III 1961.
В течение зим н его периода наблюдается повышение тем пера­
туры донных отложений. Общий характер распределения ее к
концу зимы сохран яется. И зотерма 1 ° проходит, как и в нача­
ле зимы, вдоль берега (р и с. 58, б ) , ограничивая прибрежную
мелководную зону. В южной части водохранилища площади дна
с пониженной температурой уменьш аются, изотермы 1 и 2 с м е ­
щаются на 10-15 км к ю гу. Расположение районов повышенного
прогрева дна сохран яется, но площадь их увеличивается.
На участках с повышенной тем пературой дна по М ол оге и
Ш ексне температуры дна повыш аются. Если в середине зимы
з д е сь наблюдались только небольшие очаги с температурой вы­
ше 3 °, то во второй половине они увеличиваются и объединяют­
ся в обширные районы. Площадь дна, прогретая свыше 3 °, уве­
личивается иногда за месяц примерно в 10 раз. Если в февра­
ле на водохранилище не наблюдалось ни одн ого участка с т е м ­
пературой дна выше 4 , то в марте они уже занимали значи­
тельные площади как по М ол оге, так и по Ш ексне.
В этих
районах отмечены максимальные температуры дна, достигающие
в первом случае 4 .8 ° , а во втор ом - 4 .6 . Как видно из при­
веденных материалов, в о второй половине зимы в отдельные
годы происходит бы стр ое повышение температуры дна по в се м у
водохранилищу. Интенсивность прогрева различных участков
неодинакова. В непроточных р ай он а х с вы сокой температурой
дна она д о ст и га ет 0 .0 4 -0 .0 8
в сутки, а в более проточных
районах с низкой тем пературой дна обычно сост а в л я е т 0 .0 0 6 о .о 1 ° .
;
Различный характер прогрева донных отложений во многом
определяется распределением температуры в их толщ е. Р а с с м о ­
трим изменение температуры на двух характерных станциях (та бл . 54)
177
Т а б л и ц а
54
Распределение температуры в донных отложениях,
Горизонт,
см
февраль
0
5
10
20
40
60
80
0 .2 °
0 .3
0 .5
0 .7
1 .2
2.1
3 .2
С т . 42
С т. 3
март
0 .4 °
0 .5
0 .8
1 .3
1 .6
1 .8
2 .2
°С
приращение февраль
+ 0 .2 °
+0.2
+0 .3
+ 0 .6
+ 0.4
- 0 .3
- 1 .0
1 .8 °
2 .0
2 .3
2 .8
3 .3
3 .8
5 .3
март
2 .9 °
3 .4
3 .8
4 .2
4 .8
5 .8
6 .3
приращение
+ 1 .1 °
+1.4
+ 1 .5
+1.4
+ 1 .5
+ 2.0
+ 1.0
С т. 3 расположена на русле Волги в Волжском плесе, ха­
рактерна для районов водохранилища с о значительной проточно­
сть ю и небольшими температурами дна. С т . 42 на русле М оп оги типична для непроточных и малопроточных участков с повы­
шенной температурой дна. На с т . 3 наблюдается незначитель­
ный прогрев поверхности грунта, равный 0 .2 ° . Прогрев грунта
прослеж ивается до глубины 0. 5 м, а ниже происходит охлажде­
ние, на глубине 0 .8 м оно состави л о 1 °. На с т . 42 прогрев
грунта наблюдается по всей исследованной глубине. Если на
Л
I О
поверхности грунта температура повы силась на 1.1 , т о на глу­
бине 0 .6 м - на 2 °.
Таким образом , в малопроточных районах водоем а на протя­
жении всей зимы идет прогрев всей м етровой толщины грунта,
в проточных - только верхн его п ол ум етрового. Различный ха­
рактер прогрева вызван т ем , ч то в малопроточных районах
слой тем п ературн ого скачка, расположенный в придонном сл ое
воды, препятствует теплоотдаче грунта. В районах же с бол ь­
шой проточностью температурный перепад у дна о т су т с т в у е т .
Э то сп о со б ст в у е т возникновению больш ого тепл ового потока из
грунта в воду, и в нижнкх слоях грунта запасы тепла бы стро
расходую тся.
,
Интенсивность выхолаживания грунтов и понижения тем пера­
туры в них при прочих равных условиях определяются величиной
градиента температуры в придонном сл ое грунта. Как и сам а
температура, температурны е градиенты в грунте на различных
участках водоем а варьируют в больших пределах - от 1 .4 до
4 .3
на 1 м при среднем значении 2 .5 ° (р и с. 5 9 ). Наиболь­
шие температурные градиенты в грунтах характерны для Волж­
ск о г о плеса и сви детел ьствую т об интенсивной отдаче тепла
грунтом в водную, толшу. Значения градиентов в районах с наи­
более вы сокой тем пературой поверхности грунта близки к ср ед ­
ним по водохранилищу, наименьшие показатели характерны для
междуречья Главного плеса.
Н,см
Рис. 59. Вертикальные изменения температуры в м етр овом слое
грунта в плесах водохранилища 14-20 II 1961.
1 - Волжский ( с т . 3 ), 2 - Моложский ( с т . 4 7 ), 3 - Шекснинский ( с т . 2 3 ), 4 - южная ч а сть Главного ( с т . 8 ) , 5 - северная
ч асть Главного ( с т . 2 6 ),
6 - западная ч асть Главного ( с т .
4 1 ), 7 - максимальный теплозапас ( с т . 4 3 ).
Н,м
Р и с. 60. Годовые изменения температуры в 1 0-м етров ом слое
прунта (п о: Тачапов, 1966).
Распределение температуры дна 'разнообразно не только на
поверхности, но и в м етр овом сл ое донных отложений. На гл у­
бине 1 м от поверхности грунта максимальные значения тем п е­
ратуры, равные 5 . 6 - 6 . 0 ° , приурочены к тем же районаму где
они отмечены и на поверхности. Более низкие значения, поряд­
ка 3 . 4 - 3 , 6 ° , наблюдаются в Волжском плесе, минимальные в районе междуречья Главного плеса. Распределение же тем п е­
ратуры в грунте дна Ры бинского водохранилища до глубины 10 м
имеет свои особен н ости (р и с. 6 0 ).
1 "7 0
Интенсивный зимний прогрев дна водохранилища до са м о г о
вскрытия наблюдается обычно в годы с вы соким уровнем при
небольшой е г о ср аботке. В годы с низким уровнем или с интен­
сивной е г о сработкой температура дна повышается к концу зи­
мы только до 2 -3 , а к началу вскрытия водоем а она снова
несколько понижается.
Таким обр азом , распределение донных тем ператур в каждый
се зо н года имеет специфические особенн ости, формируется под
влиянием вполне определенных гидрологических и м етеор ол оги ­
ческих факторов и в отдельные годы м ож ет сущ ественно изме­
няться.
ОСОБЕННОСТИ ТЕМ ПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА ГРУНТОВ
ЗОНЫ ВРЕМЕННОГО ЗАТОПЛЕНИЯ
При рассмотрении тем п ературн ого режима донных отложений
зоны временного затопления особы й интерес представляет зим ­
ний период, когда большая ч асть их находится в осушенном с о ­
стоянии и в отличие от грунтов глубоководной части водохрани­
лища п ром ерзает.
По средним многолетним данным осушение мелководий начи­
нается в июне. В резул ьтате л етн е-осен н его понижения уровня
значительная часть зоны врем ен ного затопления к началу ледо­
става осуш ается. На остальной ее части,
покрытой небольшим
сл оем воды , с наступлением отрицательных температур воздуха
вода зам ер зает и обр азуется лед. П осле образования ледяного
покрова при дальнейшем понижении уровня в резул ьтате зимней
сработки водохранилища лед о сед а ет на дно, покрывая большие
площади осуш аем ого грунта. К концу зим н его понижения уровня
в се более мощный ледяной покров осед а ет на вновь осушенные
участки грунта и тем меньше период нахождения их в осуш ен­
ном состоянии.
Осевший на дно лед оказы вает утепляющее действие и пре­
п я тствует промерзанию донных отложений. Между ними и льдом
ч а сто образую тся воздуш ные полости в м е ст а х , гд е лед покры­
ва ет неровности микрорельефа, пни или камни. В этих м естах
утепляющее действие льда на грунты усиливается.
Исследования температурных условий в грунтах, прикрытых
осевшим при понижении уровня льдом, показали, что пром ерза­
ние осушенных мелководий, зимующих под ледяным покровом
толщиной 10-30 см , незначительно. Отрицательная температура
грунта о т 0 до 2 прослеж ивается только в поверхностном слое
отложений до 10 с м . На поздно осуш аемых мелководных у ч а ст­
ках при толщине льда над ними 3 0-60 см промерзания грунта
не происходит, и тем п ератуоа в поверхностны х слоях им еет по­
ложительные значения.
В грунте мелководий,
осушенных до начала ледостава, гд е
о т су т с т в у е т утепляющее влияние ледяного покрова, промерзание
180
р и с. 61. Вертикальные
изменения экстремальных
годовы х тем ператур в с у ­
песчаном грунте (1 ) и в
иловой толще ( 2 ) .
H,U
-IQ
10
20°С
донных отложений м ож ет
быть весьм а значитель­
ным. Величина пром ерза­
ния зависит от су р ов ости
зимы, толщины снеж ного
покрова и времени
его
выпадения, а также от
со ст а в а грунта.
При анализе тем п ературн ого режима донных отложений водо­
хранилища установлено, ч то распространение тепла в грунтах
разного со с т а в а , например ила и суп есча н ого грунта, происхо­
дит п о-р азн ом у и зависит от их теплопроводности. Проследить
зави си м ость температуры только от со ст а в а грунта в гл убок о­
водной части водохранилища не представляется возмож ны м , так
как грунты находятся в различных гидрологических условиях;
на их тем пературу, так же как и воды, влияют глубина и про­
точ н ость. Эти факторы оказы ваю тся ч а сто решающими в процес­
с е формирования температурны х условий донных отложений.
В зоне врем ен ного затопления оказалось возмож ны м в зим­
ний период выявить влияние со с т а в а грунта на формирование
е го тем п ературн ого режима, исключая другие факторы. С этой
целью на протяжении двух лет выполнены параллельные наблю­
дения на двух стационарных температурных установках до глу­
бины 2 м от поверхности грунта. Одна установка была залож е­
на в толщу заиленной долины ручья, другая - в супесчаный
грунт на е г о бровке. Р асстояни е меж ду установками 50 м. В
зимнее время грунт в районе устан овок осуш ается и п ром ерзает.
Расположение их в сходных условиях обусловливает одновремен­
ное осушение и затопление участка, позволяет исключить вли­
яние других факторов на формирование тем п ературн ого режима
грунта, а такж е выявить некоторы е е г о особен н ости в зависи­
м ости только от теплофизических характеристик.
Амплитуда годовы х изменений температуры на поверхности
грунта и ее уменьшение по мере погружения в грунт в илах,
имеющих коэффициент теплопроводности 1 .3 •10” 3 к а п /с м - с * г р а д .,
и в супесчан ом грунте с коэффициентом теплопроводности 2 .7 »
•10- 3 к а л /см * с«гр а д , оказалась различной (р и с. 6 1 ). На по­
верхности суп есча н ого грунта годова я амплитуда составляла
3 3 .3 ° , на поверхности ила только 2 3 .1 ° . В 1 м о т п оверхнос­
ти грунта она равнялась 13.1 и 7 .6 ° , а в 2 м - 1 0 .2 и 4 .0 °
со о т в е тств ен н о. Интересно отм ети ть, что максимальные годовы е
181
Р и с. 62. Вертикаль­
ные изменения э к ст р е ­
мальных годовы х т е м ­
ператур в супесчаном
грунте.
1 - 1970 г . , 2 1971 г., 3 - 1972 г . ,
4 - 1973 г . , 5 1974 г .
температуры в су п е с­
чаном грунте в верх­
нем сл ое ниже, чем
в идах, на 1 - 1 .5 ° за с ч е т большей его отражающей сп о со б н о с­
ти, но на глубине в 2 5 -3 0 см их значения выравниваются, а в
более глубоких слоях они уже выше на 1 -2 ° по сравнению с
илами за с ч е т бопее вы сокой теплопроводности. Больш ое разли­
чие в амплитудах годовы х изменений температуры в илах и с у ­
песчаном грунте обусловлено сущ ественны м колебанием значений
минимальных годовы х тем ператур, достигающ их в поверхностных
слоях в зон е промерзания 10°. Величина отрицательных тем п е­
ратур в грунтах такж е различна. В поверхностны х слоях ила
п г.О
минимальная годовая тем пература состави л а
- 2 . 5 , супесчан о­
г о грунта -1 2 . Ил пром ерз на глубину в 4 раза меньшую, чем
супесчаный грунт.
Амплитуда годовы х изменений температуры в поверхностных
слоях постоянно затопленного суп есч а н ого грунта на Рыбинском
водохранилище, по данным С .Н . Тачалова (1 9 6 6 ), равна 18 ,
а в 1 м от поверхности - 9 .5 ° . Для осушной зоны величина
амплитуды составила со о т в е тств е н н о 3 2 .5 и 1 3 .5 ° (р и с. 6 1 ).
Увеличение амплитуды год овы х колебаний в осушной зоне о б у с­
ловлено промерзанием грун тов, в отдельные годы значительным.
Промерзание поверхностного слоя грунта из 5 лет в трех сл у­
чаях достигало - 2 - 4 , а в двух - 1 2 -1 3 .5 ° (р и с. 6 2 ). В
первом случае оказались годы с рано выпавшим и мощным снеж­
ным покровом, во втором - толщина снеж ного покрова была
незначительной.
■
Вертикальное изменение экстремальны х годовы х температур
м ож ет сильно отличаться от средних величин (р и с. 6 2 ). Мак­
симальная амплитуда годовы х изменений в поверхностном слое
суп есча н ого грунта,
равная 3 9 .5 ° , отн оси тся к 1973 г . , ми­
нимальная в 2 4 .5 ° наблюдалась в 1970 и 1974 г г . На глубине
2 м о т поверхности грунта средняя амплитуда экстремальных
годовы х температур со ст а в л я е т около 10° с небольшими изме­
нениями в отдельные годы .
Анализируя характер распределения температуры в донных
отложениях ( с м . рис. 61, 6 2 ), легко зам ети ть, что на величину
182
Р и с. 63.
Т ерм оизоплеты за 6 месяцев
а - в супесчаном грунте,
1970-1971 г г .
б - в отложениях ила.
промерзания временно осушенных грунтов мелководий большое
влияние оказы ваю т со с т а в грунта и толщина снеж ного покрова,
прикрывающего грунт. Р ассм отр и м э т о бол ее подробно, так
как промерзание грунта осушной зоны - важнейшая особен н ость
ее тем п ературн ого режима и имеет большое экол оги ческ ое зна­
чение.
Характер промерзания суп есча н ого грунта и отложений ила
(р и с. 63) за рассматриваемы й период различный. Супесчаный
грунт промерз до глубины 70 см , минимальные температуры
поверхностны х сл оев грунта в феврале достигли - 1 0 ° . При оди­
наковых климатических условиях и при одинаковой примерно
толщине снеж ного покрова в отложениях ила благодаря е го
меньшей теплопроводности промерзание началось на 12 дней
позднее, грунт промерз до глубины 15 см , минимальные т е м ­
пературы в е г о поверхностных слоях достигли в с е г о - 2 ° . После
стаивания снеж ного покрова более интенсивно п рогревается
супесчаный грунт. Если в поверхностны х слоях отложений ила
в конце апреля температура оказалась 4 °, то в супесчаном
грунте - более 10° (р и с. 6 3 ). Н есмотря на. большую разницу
тем ператур в этих двух типах грунта, теплозапас, получаемый
и отдаваемый тем и другим грунтом , приблизительно одинаков,
что обусловлено их разной объемной теп л оем костью .
Другим фактором, влияющим на степ ень промерзания грунта
осушенных уч астков, является толщина снеж ного покрова, п о -
а
И, см
40 -
го О
го
го
6
О
20
X I
X II
I
11
111
IV
Рис. 64. Т еом ои зоп л еты в супесчаном грунте в зимний период,
а - в 1969-1970 г г . ,
б - в 1970-1971 г г .
крывающего грунт. Как толщина сн еж ного покрова, так и вре­
мя е г о выпадения и стаивания сильно отличаются в разные г о ­
ды. Покрывая грунт, снежный покров, как и ледяной, препят­
ст в у е т промерзанию. Влияние сн еж ного покрова на степ ен ь про­
мерзания грунта прослежено на примере двух зим - 1969/70 и
1970/71 г г .
Т ерм оизоплеты в верхнем биологически активном сл о е су п е с­
чаного грунта (р и с. 64) получены в резул ьтате наблюдений на
одной и той же стационарной устан овке за два зимних периода,
одинаковых по су р ов ост и (в первом случае сум м а отрицатель­
ных температур за зим у состави л а 1140 , во втор ом - 1 07 0 °),
по продолжительности снеж ного покрова и отличающихся только
по е г о толщине.
В первом случае сн е г выпал 14 декабря, и всю зим у сохра ­
нялся устойчивый снежный покров толщиной более 40 см . Мороз­
ный период в о второй половине декабря с о среднесуточны м и
температурами воздуха от -9 до - 2 3 ° и в январе с минимальны­
ми среднесуточны м и температурами воздуха в середине и конце
месяца до - 2 7 - 3 0 ° вы звал промерзание грунта под глубоким
снежным покровом в с е г о на 30 с м с минимальной температурой
в середине января в поверхностном слое грунта - 2 - 3 ° , а на гл у­
бине 20 см от поверхности - 0 . 2 . В феврале среднедекадные
температуры воздуха в I, II и III декадах составили с о о т в е т с т ­
венно - 1 0 . 4 , - 1 2 . 1 , - 8 . 1 ° , а в м арте - - 3 . 5 , - 3 . 0 , - 2 . 7 ° . Не­
см отря на устойчивый морозный период без оттепелей с мини­
мальными среднесуточны м и температурами воздуха в конце ян­
варя до -3 0 ° , в феврале - 1 7 -2 2 ° , в середине марта -1 2 ° , даль­
нейшего промерзания грунта под тол сты м снежным покровом во
второй половине зимы не происходило. Тем пература в п оверхност1 Я/1
Р ис. 65. Годовые изменения
температуры в 2 -м етр ов ом
слое грунта осушной
зоны
по среднемесячны м величи­
нам.
т/а ш к
х iv
IX v
via vi Vi
ных слоях грунта даже по­
вы силась от середины янва­
ря к концу месяца на 0 .8 ° ,
а к концу февраля - еще
на 0 .3 за сч е т тепла, по­
ступаю щ его из нижних сл о­
ев, которы е в э т о т период
продолжали охлаждаться.
Зимой 1970/71 г.
в отличие от предыдущего наблюдалась
небольшая толщина снеж ного покрова. Выпавший в I декаде де­
кабря 1970 г . сн ег к концу месяца дости г толщины 10 см , за ­
тем в январе 1971 г .
его частично сн есл о ветр ом , а оставший­
ся в резул ьтате наступившей в III декаде оттепели растаял.
Морозный период в I декаде января с температурами воздуха
до - 2 1 ° при толщине сн ега в 5 -8 см вы звал промерзание грун ­
та в конце декады до - 4 . 5 ° на поверхности и - 4 ° в 5 см от
поверхности грунта (р и с. 6 4 ). В о время оттепели в конце ян­
варя поверхностный слой грунта в 3 -5 см оттаял. Выпавший
затем в первых числах февраля сн е г в последующ ее время
держался сл оем в с е г о в 4 -6 см . Т акой слой сн ега не с м о г пре­
дохранить грунт от промерзания, а наступившие холода до - 2 3 °
в I и до - 1 8 ° в о II декаде февраля сп особ ствова л и понижению
температуры грунта в середине февраля до -11 на поверхности,
- 1 0 ° - в 5 см , - 9 . 2 ° - в 10 см , - 8 ° - в 20 см о т поверхнос­
ти грунта. Грунт в э т о т период промерз до глубины 70 см , ин­
тенсивность понижения температуры в поверхностном сл ое грун­
та составила 0 . 7 ° в сутки.
Таким образом , при одинаковых температурных условиях, но
при разной глубине сн еж ного покрова в 1970 г . грунт промерз
на глубину 30 см . Минимальные температуры достигали в п о­
верхностны х слоях - 2 . 3 ° , а зимой 1970/71 г .
грунт промерз
до глубины 70 см , минимальные температуры д о ст и г а л и -1 0 -1 1 ° .
Из приведенных эпюр (р и с. 65) сл еду ет, что в апреле-июле
происходит прогрев грунта во всей 2 -м етр ов ой толще, в а в гу сте в
верхнем полуметровом сл ое температура понижается, а в сл ое 1 .5 ­
2 м продолжает повыш аться. В сен тябре выхолаживание распростра­
няется на глубину 1 .2 м, а в период с октября по март охваты ва­
е т всю 2 -м етр ов у ю толщу грунта.
Годовая амплитуда температуры грунта с глубиной резко убы ­
ва ет. Если в поверхностны х слоях она 20 , т о на глубине 1 м - 6 °,
а на 2 м - в с е г о 2 °. Изменение теплозапаса в верхнем 2 -м е тр о в о м
сл ое ила от в с е г о г о д о в о г о сост а в л я ет около 85%.
ТЕПЛОЗАПАС ГРУНТОВ И ЕГО ИЗМЕНЕНИЯ
Теплообмен водной м а ссы с грунтами - составная ч асть теп ­
лового баланса водоем а. Влияние донных отложений на терм иче­
ский режим оценивается обычно путем подсчета изменения за
год удельного теплосодержания в донных отложениях и сравне­
ния е г о с теплосодерж анием в в од е. Либо э т о делается путем
расчета теп л ового потока, проходящ его ч ерез единицу площади
дна за единицу времени, и анализа изменения интенсивности и
направленности теп л ового потока за т о т или иной период
вр е­
мени.
Л. Л. Р оссоп и м о (1932) получил картину тер м и ч еск ого режи­
ма в м етр овом сл ое иловых отложений за г о д в о з . Белом
в
Косине и подсчитал изменение теплозапаса в 5 -м е тр о в о м сл ое
иловых отложений. Он оказался равным 24% от изменения о б ­
щ его теплозапаса вод оем а за год . Тем пература измерялась при­
способленным для этой цели опрокидывающимся тер м ом етр ом
непосредственно в иле на глубине до 1 м. Теплозапас был вы ­
ражен в калориях на ст о л б сечением 1 см^ и вы сотой для воды,
равной средней глубине водоем а, а для грунта - глубине про­
мера. Т еп л оем кость ила и воды была принята равной.
Н .Н . Корытникова (1940) при изучении терм и ч еск ого взаи ­
модействия дна и водных м а сс Байкала, пользуясь формулами
линейного распространения температурных волн, рассчитала р а с­
пределение температуры в 5 -м е т р о в о м сл ое ила по шести т о ч ­
кам, соответствую щ и м разным глубинным зонам водоем а, ход
изотерм в донных отложениях, тепловой поток, проходящий че­
рез 1 см^ дна в 1 с на первое число каж дого месяца, сум м ар­
ный за месяц и за в е с ь летний период. За исходные данные
для расчета была принята наблюденная температура поверхности
дна в исходных точках, а значения коэффициентов теплопровод­
ности и тем пературопроводности выбраны исходя из предпосы­
лок, ч то в е сь изученный слой с о с т о и т из иловых отложений.
К. И. Российский (п о : Крицкий и д р ., 1947), пользуясь урав­
нениями теплопроводности, рассчитал тепловой п оток, проходя­
щий ч ерез 1 м дна за сутки зимой в Иваньковском и А к ул овском водохранилищах и о з . Зюрат-К уль. За исходные данные
была принята измеренная температура поверхности дна, а вели­
чины теплофизических параметров грунта определены путем под­
бора, исходя из зарегистрированной наблюдениями ск ор ости на­
гревания водной топши после ледостава.
Г .Х . Цейтин (1953) предложил формулу для р асчета тепл ово­
го потока в почву по наблюденным синхронно температурам на
нескольких гори зон тах. Л. В . Несина (1 9 5 6 ), применив э т у фор­
мулу, рассчитала поток тепла в грунт прибрежных
участков
Цимлянского водохранилища и о з . С еван, причем в последнем
случае необходимые температуры в грунте и е г о теплофизичес­
кие характеристики были определены непосредственны м измерением
136
Т а б л и ц а
55
К оли чество данных,
теплозапаса
использованных при расчете
К оличество тем ператур­
ных вертикалей
Уровень вод ох р а Дата
19
3
28
1
И 1961
УШ 1961
II 1964
УШ 1964
в
9 9 .8
102.0
9 8 .2
100.2
воде
40
63
26
60
в грунте
34
13
26
15
В работах, посвященных термине донных отпожений, распре­
деление температуры в грунте обычно получают р асчетом . Ра­
бот, гд е распределение температуры в грунте и е г о теплофизи­
ческие характеристики определены непосредственны ми наблюде­
ниями, очень мало.
Е стествен н о предположить, ч то на крупных озерах и особенно
на больших водохранилищах теплозапас в донных отложениях в
разных частях водоем а будет неодинаков, так как степень вли­
яния различных факторов (глубины и проточности участка, с о ­
става донных отпожений и вы хода грунтовы х вод) на величину
теплозапаса разная. Исходя из э т о г о , при п одсч ете теплозапа­
са в донных отложениях Ры бинского водохранилища предпринята
попытка найти величину, выяснить характер распределения т е м ­
пературы в воде и в грунте по всей площади водоем а для м о­
ментов, близких к максимальному и минимальному прогреву,
чтобы за тем п огсчитать изменение теплозапаса в донных отло­
жениях за год и сравнить е г о с таковы м в воде.
Дпя решения поставленной задачи использованы материалы
непосредственны х измерений температуры воды и грунтов (табл .
5 5 ) . Для расчета теплозапаса в грунте и е г о изменений исход­
ными материалами служат данные о распределении тем перату­
ры в грунте и е г о теплофизические характеристики. Определение
этих величин связан о с рядом методических трудностей, п о эт о ­
му до сих пор роль донных отпожений в тепловом балансе водо­
емов изучена н едостаточно.
При расчетах теплозапаса в донных отложениях или тепл ооб­
мена их с водной м а ссой через единицу площади дна в .р асч ет­
ные формулы входят теплофизические характеристики - коэффи­
циенты объемной тепл оем кости, теплопроводности и тем п ерату­
ропроводности. Конечные результаты находятся в прямой зави­
си м ости о т принятых теплофизических коэффициентов, п оэтом у
правильное определение их величины имеет важное значение.
К. И. Россинский (п о: Крицкий и д р ., 1947) определял величину
теплопроводности грунта для И ваньковского водохранилища путем
187
подбора, исходя из наблюдений ск ор ости нагревания водной тол ­
щи при закры том русле. Н .В . С ерова (п о: М етеорол. р еж и м .. . ,
1980) нашла теплофизические коэффициенты для о з . Севан путем
их н епосредствен н ого измерения и использовала эти же коэффи­
циенты для Цимлянского водохранилища.
Обычно величина теплофизических коэффициентов принимается
однозначной для в с е г о водоем а. Такой прием допустим для с т а ­
рых озер , гд е м н оговековая толща донных отложений сравнитель­
но однородна по со с т а в у . Донные же отложения водохранилищ
обладают большим разнообразием , характер их определяется с о ­
ста вом залитых Яри затоплении почв и образованием вторичных
отложений, вызванных деятельностью водоем а. Е стествен н о
предположить, что грунты, обладающие разным со с т а в о м , будут
иметь разные теплофизические св ой ств а . Для выяснения э т о г о
вопроса для Ры би нского водохранилища выполнено определение
коэффициентов теплопроводности, тем пературопроводности
и
объемной теплоем кости для в с е х основных типов затопленных
грунтов. Сюда вошли наиболее распространенные грунты верхне­
го слоя донных отложений: п есок, илистый песок, песчаная и
супесчаная почвы, серы й, переходный и торфянистый илы, торф,
разбухшие почвы и отложения из макрофитов.
Теплофизические коэффициенты определялись нестационарным
импульсным м етодом , сущ ность к отор ого заклю чается в изме­
рении параметров неустановивш егося тем п ературн ого поля внут­
ри и ссл ед уем ого образца грунта, изолированного о т внешних
температурных влияний. Определение коэффициентов в большом
количестве проб показало, что в грунтах разн ого со с т а в а вели­
чина их колеблется весьм а значительно - от 3 до 5 раз.
С
целью выяснения зави си м ости величины теплофизических коэффи­
циентов о т других физических св ой ств грунта в отобранных про­
бах были определены объемный в е с , гранулометрический со с т а в ,
содержание органики и максимальная молекулярная вл а го е м к о сть .
С опоставление их показало, что за ви си м ость теплофизических
коэффициентов от каждой из указанных характеристик весьм а
определенна и мож ет бы ть выражена графически в виде кривой.
Основной характеристикой грунта, влияющей на е г о теплофизи­
ческие св ой ств а , является общ ее содержание в нем органичес­
кого вещ ества, учиты ваемое потерей в в е с е при прокаливании.
Содержание органики в грунте определяет также и другие его
св ой ств а : объемный в е с , влаж ность, максимальную молекуляр­
ную в л агоем кость.
Кривая зави си м ости коэффициентов тем пературопроводности
грунта (К ) от содержания органики в нем имеет вид гиперболы
(р и с. 66)
с приближающимися к осям координат ветвям и горизонтальной и вертикальной. Вертикальная ветвь обр азуется
точками, принадлежащими пробам из песка, илистого песка и
песчанистой почвы. Для этой части кривой характерна большая
степень зави си м ости величины коэффициента
от содержания
188
K-fO'3
Л -«Г3
б
Песок
---------------------------- ----------
i
Илистый
песок
>
<
----------------------------
Песчаная
пачВа
Супесчта
°\°
почВа
V
Ил
___ ЗЬцал°°_о°____ о _ ----------5 и 0
Торф
т---------------- 1
1
О
50
100%
Рис. 86. Кривые зависим ости коэффициентов тем п ературоп роводв
ности (а ) и теплопроводности [ б) от содержания органики
грунте.
органики. При увеличении органики в грунте от 0 .6 до 10% в е ­
личина К ум еньш ается с 5 .5 до 2 .2 * 1 0 “ 3 с м 2/ с , т . е . в 2 . 5 ра­
за. Верхняя точка кривой отн оси тся к пробе песка с содержани­
ем органики 0 .6 % и К 5 .4 2 , 10“ 3 с м 2/ с . С увеличением содержания
органики в песке до 3% К уменьш ается до 4 . 3*10“ 3 с м 2 / с> q появ_
пением в п еске ила ( илистый песок) и с увеличением в связи с этим
содержания органики до 5% величина К уменьш ается до 3 .2 «1 0 - 3
с м ^ /с . Нижняя ч асть вертикальной ветви обр а зуется точками, при­
надлежащими пробам из песчаных почв. Органика в пределах этой
группы увеличивается от 5 до 10%, а вепичина К уменьш ается
. с 3 .2 до 2 .2 • 10” ® с м 2/ с . Вертикальная и горизонтальная в е т ­
ви кривой соединяю тся переходной частью - вершиной гиперболы,
образованной точками, относящ имися к пробам из супесчаны х
почв. Органика в пределах этой группы увеличивается о т 10
до 20%, а величина К уменьш ается с 2 .2 до 1 .6 * 1 0 -3 с м 2 / с .
Горизонтальная ветвь кривой характерна тем , ч то при боль­
шом изменении содержания органики в пробах - о т 20 до 88% величина К м ен яется незначительно - в пределах 1 .6 -1 .1 * 1 0 “
см 2/ с . Она обр азуется точками, принадлежащими пробам, в зя ­
тым из и лов и торфа. В группу илов входят серы й, переходный
и торфянистый илы. Н есм отря на их большое различие по со д е р ­
жанию органики с колебаниями от 20 до 60%, вепичина К о б ­
ладает удивительным п остоя н ством - 1 .6 - 1 .3 * 1 0 ” ® с м ^ /с . Она
не м ен яется в пределах этой группы и с различием плотности
189
ила. Т ак, К оказался однозначным в пробах, отобранных в
одном м е с т е из верхн его слоя с полужидким илом и из нижнего
на глубине 1 м с илом пластичной консистенции.
В пробах,
отобранных из торфа, содержание органики увеличивается до 60­
88%, а величина К уменьш ается до 1 .3 - 1 .1 * 1 0 ” ^ с м 2 /с .
Кривая зави си м ости коэффициентов теплопроводности от с о ­
держания органики в грунте (р и с. 66) аналогична таковой те м ­
пературопроводности. Значения коэффициентов теплопроводности
резко уменьш аются с небольшим увеличением содержания ор га ­
нического вещ ества в пробах песка, илистого песка и песчаных
почв и изменяются незначительно в пробах ила и торфа.
Н есмотря на сх о д ст в о кривых зави си м ости К и 7 . от сод ер ­
жания органики в грунте, между этими коэффициентами стр огой
зави си м ости не наблюдается, так как они имеют разную физи­
ческую сущ ность: К характеризует с к о р о с т ь рассеивания тем п е­
ратуры в грунте, Д. - ск о р о сть проникновения тепла.
Теплофизические коэффициенты имеют тесную св я зь и с неко­
торыми другими физическими характеристиками грунта - объем ­
ным в е с о м и максимальной молекулярной вл а гоем к остью грунта.
Более или менее тесн ой связи теплофизических коэффициентов
с гранулометрическим со с т а в о м не обнаружено. Коэффициент
теплопроводности Л- находится в прямой зави си м ости о т объ ем ­
ного в еса грунта (р и с. 6 7 ). С увеличением объем ного в е са от
1 .0 до 1 .9 г /с м ^ значение Л. в о з р а ст а е т от 1.1 до 3 .5 '1 0 - ^
к а л /с м « с «град. В нижней части кривой группа точек с объ ем ­
ным в е со м 1 .1 - 1 .2 г /с м ^ и величиной Л. 1 .1 - 1 . 4 * Ю - ^ к а л /см .
с-гр ад, относится к илам и торфам. С появлением в илах и в почвах
примеси песка объемный вес и величина Л . возрастают, достигая
наибольшего значения в песках (точки в верхней части кривой).
Коэффициент теплопроводности находится в обратной зави си­
м ости от величины максимальной молекулярной вл агоем кости
грунта. При увеличении максимальной молекулярной вл агоем к о­
сти грунта о т 10 до 20% величина А
резко уменьш ается от 3 .5 до 1 .8 * 1 0 “ ^ к а л /см «с* г р а д . При дальнейшем увеличении
вл агоем кости в пробах грунта изменение значений Д. менее
значительно. Р езкое изменение значений
Л. с увеличением
максимальной молекулярной вл агоем кости происходит в пробах
песка, песчаных и супесчаных почвах. Это хорошо видно на верхней
части кривой. В илах и торфе с большим диапазоном изменения мак­
симальной молекулярной влагоемкости величина Л. колеблется в
малых пределах - нижняя часть кривой (рис. 6 7 ).
Кривые зави си м ости коэффициента тем пературопроводности
(К ) о т объемного' веса и максимальной молекулярной в л а го е м кости грунта (р и с. 68) по св о е м у характеру схожи с кривыми
зави си м ости значений Л» о т эти х же характеристик грунта.
При увеличении объем ного в е са грунта от 1 .0 до 1 .9 г /с м ^ зна­
чение К увеличивается от 1.1 до 5 .5 * 1 0 -3 с м 2 / с . В нижней
части кривой точки, относящиеся к пробам ила и торфа, обра­
зую т группу с небольшими колебаниями объем ного в еса - о т 1 .0
190
х -ю '3
Рис. 67. Кривые зави си м ости коэффициента теплопроводности
от объем ного в еса (а )
и максимальной молекулярной в л а го е м кости грунта ( б ) .
Рис. 68. Кривые зави си м ости коэффициента тем пературопровод­
ности о т объем ного в еса (а ) и максимальной молекулярной
вл агоем к ости грунта ( б ) .
я
—Я
9
до 1. 2 г / с м ° — и величину К в пределах 1.1 - 1 ,7 » 10
с м ^ /с ;
точки верхней части кривой отн ося тся к пробам песка и илис­
т о г о песка. При увеличении максимальной молекулярной вл а го­
ем кости от 10 до 20% значение К р езк о ум еньш ается о т 5 .5
191
до 2 .0 * 1 0 " 3 с м ^ /с , при дальнейшем ее увеличении о т 20 до 30%
происходит изменение степени зави си м ости , перелом кривой.
При увеличении максимальной молекулярной вл агоем кости выше
30% величина К изм еняется незначительно.
К ром е рассмотренны х групп грунта теплофизические коэффи­
циенты определены в разбухших почвах, глине и отложениях из
макрофитов. Разбухш ие почвы обр азую тся в резул ьтате пептизации затопленных почв с изменением плотности до пластической
консистенции. Они в стр еч а ю тся как на временно затопленных
площадях, так и на постоянно запитых и выделяются В .П . К урдиным (19 59 ) в сам остоятел ьны й тип грунта. Пробы глины о т о ­
браны из верхн его сл оя грунта. Сравнительно небольшой ее
объемный в е с св и д етел ьств у ет о т ом , ч то отложения образованы
переотложившимися частицами. Отложения из макрофитов пред­
ставляю т измельченные частицы отмершей расти тельности. Ниже
приведены характеристики этих видов грунтов и соответствую щ и е
коэффициенты (та бл . 5 6 ).
Определения величин теплофизических коэффициентов в о сн ов­
ных типах затопленных грунтов показали, ч то величина их ко­
леблется в значительных пределах и зависит о т со ст а в а грунта.
Графическое соп оставл ени е эти х величин с другими свойствам и
грунта позвол яет разбить в с е грунты на две основные группы.
К одной из них можно отн ести пески, глины, илистые пески,
супесчан ы е и песчаные почвы. В грунтах этой группы теплофи­
зические коэффициенты значительно меняю т св ою величину.-Тог­
да как объемный в е с , содерж ание органики и максимальная м о­
лекулярная в л агоем к ость изменяются мало. К другой группе
о тн ося тся серы й, переходный и торфянистый илы, торф, разбух­
шие почвы и отложения из макрофитов. С изменением св ой ств
этих грунтов величина их теплофизических коэффициентов колеб­
лется в незначительных пределах.
Различие в теплофизических характеристиках грунта в 2 -3
раза св и д ет ел ь ст в у ет о т ом , ч то при прочих равных условиях
проникновение тепла в илистые грунты происходит медленнее,
чем в песчаны е, а при одинаковой тем п ературе теплозапас в
илах в 2 -3 раза больше, чем в песчаных грунтах.
Установленная зави си м ость величины коэффициентов тепло­
проводности и тем п ературоп роводн ости, с одной сторон ы ,
и
объем ного в еса , содержания органики и максимальной молеку­
лярной в л а г о е м к о с т и - с другой - позволяет по одной, более лег­
ко определяемой характеристике грунта находить е го теплофизи­
ческие коэффициенты, не определяя их непосредственно.
Значения коэффициентов объемной тепл оем кости грунтов и
данные по распределению температуры в воде и м етровом сл ое
грунта позволили подсчитать теплозапас в них для периодов,
близких к максимальному и минимальному прогреву (Б а к а с­
т ов , 1 96 7),
192
Т а б л и ц а
56
Физические характеристики и теплофизические коэффициенты
для различных типов грунтов
Грунт
Объем­
ный
вес,
г/с м ®
Разбухшая почва
Желтая глина
Синеватая глина
Отложения из
макрофитов
1 .1 5
1.90
1.65
1 .0 5
М аксималь­
Орга­ ная молеку­
ника, лярная вл а %
г о е м к о ст ь ,
%
3 5 .2
6 .5
7 .7
5 0 .0
к * ю -з
с м 2 /с
4 1 .8
14.7
1 7 .6
5 1 .0
1 .5 0
3 .9 4
2 .9 4
1 .37
Л .Ч 0 " 3
кал
см«с* град.
1.28
3 .1 0
2 .1 9
1.25
Теплозапас в воде вычислен аналитическим сп о со б о м раздель­
но по сл оям между горизонтам и, на которы х измерялась тем п е­
ратура. Л етом э т о были горизон ты 0 .5 , 2, 5, 10, 15 и 20 м,
а зимой ч ерез 1 м глубины. Затем суммированием определялся
обший теплозапас для в с е г о водоем а.
Теппозапас каждого слоя вы числяется по формуле
1 f a , + ад
'п
^
+ ...аг
71
+
ь* + ъ, + ... ьп\
—
К
’
где Тд - теплозапас сл оя воды меж ду соседними гори зон та­
ми, (1у + а г + . . . Яц “ сум м а тем ператур, измеренных на
одном гори зон те,
+ Ъг + . . . Ьл - сум м а тем ператур на дру­
гом гори зон те, 71 - число измерений на гори зон те, Vn - объем
слоя воды между горизонтам и.
Теплозапас в сл ое воды зависит о т объем а э т о г о слоя и его
средней температуры . Л етом максимальный теплозапас наблю­
дается в поверхностном сл ое, а с глубиной он зам етн о умень­
шается, ч ем у сп о со б ст в у е т главным образом уменьшение объе­
ма нижних сл оев . Зимой максимальный теплозапас наблюдается
в сл о е 4 -5 м от поверхности. Вверх и вниз от э т о г о слоя теп ­
лозапас уменьш ается, дости гая нулевого значения у нижней
поверхности льда и в точке, соответствую щ ей максимальной
глубине.
В грунте сначала подсчитывался элементарный теплозапас в
калориях на столбик грунта сечением 1 см 2 и вы сотой 1 м для
каждой вертикали по измеренным температурам и с о о т в е т с т в у ю ­
щим данному грунту коэффициентам объемной тепл оем кости. За­
тем определяли общий теплозапас в м етр овом сл ое грунта путем
умножения ср ед н его элем ентарного теплозапаса на площадь дна,
соотв етств ую щ ую данной съ ем ке. Изменение величины теп л оза193
Т а б л и ц а
57
Величина теплозапаса водохранилища в период
минимального и максимального прогрева ( к к а л *10^2)
Теплозапас
Изменение теплозапаса
Дата
в
в воде
19
3
28
1
11 1961
УН1 1961
II 1964
УН1 1964
9 .7
5 2 7 .6
6 .0
3 58 .9
в грунте в воде
8 .4
5 9 .0
6 .2
4 5 .0
грунте
в сл ое 1 м
общий
5 17 .9
5 0 .6
126.5
3 52 .9
3 8 .8
9 7 .0
паса в м етровом слое грунта за период меж ду е г о минимальным
и максимальным прогревом в 1961 и 1964 г г . состави л о с о о т ­
ветствен н о 5 0.6 *10
и 3 8 .8 * 1 0 * 2 ккал.
Е стеств ен н о, что полученная нами величина со ст а в л я е т неко­
торую ч асть общ его изменения теплозапаса в грунте, так как
годовы е колебания температуры на глубине 1 м еще значитель­
ны. Л. Л. Р оссоп и м о (19 32 ) принял для оз. Белого по аналогии
с о з . М ендота, что изменение теплозапаса м етр ового слоя грун­
та со ст а в л я ет 50% от общ его изменения теплозапаса в грунте.
По температурны м разрезам в грунте, полученным расчетом
для И ваньковского водохранилища, К. И. Россинским (п о : Крицкий и д р ., 1947) эта же величина для периода ф евраль-август
определена в 36%. Д опускаем, что полученная нами величина
изменения теплозапаса в м етр овом слое соста в л я е т 40% общ его
изменения теплозапаса в грун те. Ниже представлены результа­
ты расчета теплозапаса в периоды минимального *и максималь­
ного прогрева водохранилища для двух различных по режиму лет
(та бл . 5 7 ).
Таким образом , имеющиеся сведения позволяют получить
представление о распределении температуры грунтов по аквато­
рии водоем а и ее сезонны х изменениях, определить значения
теплофизических коэффициентов в разных по с о с т а в у грунтах,
установить различия между ними, рассчитать теплозапас в м е т ­
ровом сл ое грунта и оценить роль донных отложений в тепло­
вом балансе водоем а.
104
Г л а в а
УП
МНОГОЛЕТНИЕ КОЛЕБАНИЯ ТЕМ ПЕРАТУРЫ ВОДЫ
И ТЕПЛОЗАПАС ВОДОЕМА
Территория водосбор а Ры бинского водохранилища находится
под периодическим воздействием воздуш ных м а сс различного
происхождения. При разных типах атмосферной циркуляции коли­
ч е ст в о солнечной энергии, поступающей на земную поверхность,
сущ ественно изменяется. По данным гидром етеорологических
станций Торж ок, в м ае-ию л е наибольшие значения месячной
сум м ы радиации превышают наименьшие в бассейне Верхней Вол­
ги за 1956-1968 г г . на 35-45% , а у мы са Р ож н овск ого за 1954­
1963 г г . на 45-70% и даже на 85% (Климатол. справочник,
1972). Наибольшие и наименьшие значения среднемесячной т е м ­
пературы воздуха весной и в начале осени различаются на 4 -5 ° ,
летом и в конце осени - на 6 -8 ° . Число дней с положительной
температурой воздуха, о т 0 .1 до 5 , в декабре-ф еврале 4 -9 , в
ноябре и марте - до 12. Колебания климатических факторов вы­
зывают изменения теплосодержания вод и определяют м н огол ет­
ний ход температуры в водоем е, который прежде в с е г о проявля­
ется в ее сезонной изменчивости.
Х А Р А К Т Е Р МНОГОЛЕТНИХ СЕЗОННЫХ КОЛЕБАНИЙ
ТЕМ ПЕРАТУРЫ ВОДЫ
Экстремальные величины температуры в середине зимы пред­
ставлены ниже (та бл . 5 8 ).
В Главном плесе водохранилища в 1961-1964 г г . подледный
слой большую ч асть зимы имел тем пературу, близкую к 0 . 1 ­
0 . 2 ° . В придонном сл ое колебания температуры оказались более
сущ ественными (та бл . 5 9 ).
На русловых участках водоем а
разн ость крайних значений температуры в феврале составляла
1 .4 - 2 . 2 ° , а на остальной части акватории плеса преимущ ествен­
но около 1 °. В декабре величины температуры более однород­
ны, а в конце зимы различаются более сущ ественно, чем в фев­
рале, ч то хорошо прослеж ивается по ходу изотерм (р и с. 1 5 ).
М ноголетние температурны е съемки, выполненные при раз­
ных ги дром етеорологи ческих ситуациях, показали практически
сходный характер изменения температуры в течение сезон а и от
года к г о д у по всей акватории водоем а, включая прибрежье.
195
Т а б л и ц а
58
Э кстремальны е значения температуры воды (° С )
на рейдовых вертикалях в середине зимы
за многолетний период
М е сто наблюдений
и период
Глубина, м
Пределы колебаний
температуры
П ереборский запив
1949-1967
2 .0
5 .0
1 0 ,0
0 .5 выше дна
0 .1 - 2 . 0
0 .2 - 2 . 0
0 .2 - 2 . 0
1 .1 - 5 .0
Брейтово 1960-1967
2 .0
6 .0
0. 5 выше дна
0 .2 - 0 . 5
0 .7 - 1 .2
1 .5 - 3 .0
М ыс Рожновский
0 .5
2 .0
0 . 5 выше дна
0 .1 - 0 . 5
0 .1 - 0 . 5
0 .2 -1 .3
М ноголетние изменения температурны х условий водоем а во
время очищения о т о льда приближенно можно охарактеризовать
величиной наибольших и наименьших декадных температур у во­
домерных п остов . При средней многолетней величине тем пера­
туры в о второй декаде апреля, равной 0 . 5 - 0 . 7 ° , наибольшие
значения ее достигали 1 .5 - 2 ° , а срочные даже 5 °. Наименьшая
вепичина, равная 0 ° , наблюдалась в 30-70% случаев измерений.
В конце апреля минимальные значения среднедекадных тем пера­
тур равны 0 . 1 - 0 , 2 , максимальные - 6-8 при колебаниях ср оч ­
ных значений 1 0 -1 2 ° и 0 ° в 15-35% случаев измерений. Ближе
к откры той части водоем а, у м ы са Р ож н овск ого, во вторую
декаду апреля средняя величина температуры воды в 50% случа­
ев равнялась 0 , а в последней декаде изменилась о т 0 до 5 .5 °
(Р е су р сы п овер х н остн ы х.. . , 1967).
Сроки повышения температуры воды до определенных вели­
чин варьируют по ^одам довольно широко. П ереход температуры
ч ерез 4 ° мож ет наблюдаться на две недели раньше и позже
м н огол етн его срока. В . И. Рутковский (1 9 6 3 ), анализируя ход
температуры верхн его слоя воды у мы са Р ож н овск ого, отм еч ал ,
ч то за 5 лет (1954-1958 г г . ) одинаковые температуры в интер­
вале 1 -1 5 ° в холодную в есн у наступали на 18-21
день позж е,
чем в теплую.
В безледный период при непосредственном поглощении водой
солнечной радиации и тепла атмосферы св я зь температуры вод
с погодными условиями еще т есн ее, чем зимой. С татистическая
обработка данных за время нормальной эксплуатации водохрани­
лища (та бл . 60) показала соотнош ение величин ср ед н ем н огол ет-
1
2
ф
и
и
ь
л
ь а
о х
о н
X 53
со а
<0
ф
05СМоО«-^СООСО^
о
и
о
33
зз
о
• • • • • • • •
О О О * - 1 —' ^ н —
СL е ч
3
05
со
05
Ю
СОСО со 05
О
^
♦
• • • •
« СМ —«
о о ю
ООСОСЧЮ ООЮ ^СО
« • • • • • • •
О О CM i n О
О *>м
05 ^ СО
• • •
- ■ СМ
h o O O C O ^ l O O O
<3
а
со
&
№
СО
3
€
Ю
Я
ю
ф
о
ф
с;
п
5
о
и
СО 00 ^
СМ 00
• • • • • • • •
^ОСОСМСМСМСМСО
см
CM СМ СО со СМ
33
с;
и
;о
4 -Ч О -ч
н • • •
<0 О О О
л
н
о
<0
«
03
33
«
<3
X
« •
03
Е
<0
3
ft
а
h
я
ф
«
ф
ф
о
а
а
см ^
• • •
ООО
ф
в
5
ф
н
№
о* о* о о о о* о* о
СО
а
со
<0
о о с м ^ о ^ ^ о
о
V
л
4
о
со
д
н
о
<0
н осо^ осоою
о о о о* о о о о
S
S
<0
ю
ф
3
о
*
ф
S
ю
X
ь
ф
к
о
00 о ю
ф
я
я
ю
>>
«
U
• • •
T f со СО
I I
о ю
СО 1 4
•
t4*
•
5 < т со
00 to
• •ю
t-i t-i h*
со
ю
~
to смto to •о о .
• • • • Г*“ • •^
(П to Ю
I
I I I I I I I
to to to to o ^ * to o 5
i—i CM CO
со ю
Tf СО о
о ^ о о с о с м с о ^
• • •
f
СО
СМ Тр .
Г - Г - Ю Г ,,- * - « 0 5 С 0 » —I
со to г-*
см
ц
о
33
2
CM CM со
'tMCOCOCOrf1^
1r\n
них и характерных тем ператур воды по декадам и месяцам в раз­
ных частях водоем а. В начале весны более вы сокая тем п ерату­
ра характерна для М олож ского плеса, с июня до ледостава для В ол ж ского. Наиболее низкая температура весной и летом
за многолетний период отм еч а ется в Главном плесе, с конца
лета до ледостава - в Ш екснинском.
Р а зн ость крайних значений среднемесячны х тем ператур в
м ае-ию л е колеблется от 4 .5 до 8 °, осен ью - от 4 .5 до 6 ° . В
Волжском плесе она уменьш ается до 3 . 5 - 5 . 5 ° . Диапазон коле­
бания с ре дне декадных температур больше, чем среднемесячны х,
и со ста в л я ет в м ае-ию л е 7 -1 3 ° и только в Волжском плесе у
с . Коприно - 6 -8 ° . В а в гу ст е -о к т я б р е на мелководных и защи­
щенных участках Ш екснинского и М олож ского плесов эти коле­
бания соста в л я ю т 5. 5 -9 .5 , а у Коприна и м ы са Р о ж н о в с к о г о преимущественно от 4 .5 до 6 .5 ° .
Х од изменения величины температуры для в се х пунктов из­
мерений о т мая к а в гу ст у ум еньш ается, а затем увеличивается,
достигая наибольших значений в октябре.
По амплитуде колебаний величин среднемесячны х температур
воды Ры бинское водохранилище занимает промеж уточное поло­
жение между озерами Селигер и С ен еж ское, с одной стороны ,
и Белое и Плещеево - с другой. В первых двух амплитуды ко­
лебаний меньше ( 4 - 7 ° ) , в о вторы х - больше ( 5 - 9 ° ) .
Ноябрь - переходный месяц от осени к зиме, температурны е
условия водоем а в э т о время так же неустойчивы, как и ран­
ней весной. В одни годы удерж ивается теплая погода, и т е м п е пО
ратура в первую декаду
превышает 5 , в другие - с конца
октября в водоем е интенсивно развивается ледообразование, а
в ноябре декадная температура воды не превышает 0 .5 . Э то
подтверж дается многолетними характеристиками температуры
воды по декадам за ноябрь у мы са Р ож н овск ого (1948-1972 г г . ) .
1
II
III
Среднемноголетняя
Наибольшая
Наименьшая
1 .6
0 .5
-
5 .4
2 .2
0 .9
0(25% )
0(42% )
0(92% )
За время сущ ествования водохранилища прослеж иваются годы
с различными температурными условиями (р и с. 6 9 ). Т ак,
в
1952 г . с мая по октябрь среднемесячная температура
была
ниже нормы. Но наибольшее отклонение в стор он у понижения
наблюдалось в 1956 г . , когда в летнем сез о н е она была наи­
меньшей за годы сущ ествования водоем а.
Особенно теплым оказалось лето 1972 г . , за и ю н ь-август
температура воды превышала норму на 2. 5 - 4 .5 ° . Однако в ре­
зул ьтате низких осенних температур сум м а их за м ай-октябрь
в эт о м г о д у оказалась равной
обычному теплом у год у, напри-
U
L
СМ
гGD
со 00
см
** со
cd
о
о
1
$
05
^ч
в
S
к
о
о
о
X
ю
cd
р - CD
2
о
о
г - СО
х
оз
*5
2,
л
о
о
см р -
со со CN CN
00 CM to
ю to CD
со ю со to
<N GD Р- О
CN о
•
ф
о
ф
о
о
О
О
CM
CD
00 to см
О
СО г - О
со СО
GD
t— 05 Р - 00
Г-
00 05 а> 00
00 Р- CD 1 -
ф
со О о
со см CM см
о
ГГ
о
Г - <N
О
<N
CD о
р - 05 05 О
о
—н
a
о
к
<Q
2
ф
CD 00 со
о
о
о
CN (О
a
см
CD г - CD
СО со О
*-* «-Ч *-* *-*
«
о
ф
о
о
00 о
Ф
ф
о
см CD CN р —н о
to 00
—Н t-Ч
о
о
—н О
ф
ю GD
<N
to
to
со to
г* CO
CM 05 CM
•
О
О
о
•
гCN
to
—H
Ф
•
о
о
о
00 CD
00 to r -
CM CD
p - to co to
00 О
CM
r - 05
to CM
о
о
о
05 00 о
to 00
Р-
00
CO
г - Р-
CD
о
ф
t-ч
О
05
•
о
t-ч
X
I - СО
05
X
о
05 05 CD CD
a
ф ф
,-н 05
см см см
см Р - CD
со CD СО CO
см CN CN CM
CM о 05 о
см
CN <N
а> to см
ю 00 05 О
4f CD CN
05 to t— V
00 GD 00 CD
•—1
00 Р - CD р *“ 1
*“ 1 *“ 1
СО t-ч 00
*“ 1
О г*
00
СМ CN см
(О со см о
со CO CN О
•и О
О
о
о
X
cd
О
00 CD
2
см Р - CD CD
со о
см 00
о
о
к
43
2
#
г-
СО 00 <N CD
to
со
со Ю to CD
*“•
to *<г СО to
CN см о
О t-ч со 05
см см см
ю CD СО
см CM CM CM
со CN ю О
о
ю
05 05 05 CD
*■“>
со
'
|
ф
ф
00
со О
00
со 00 со CD
^ч
со
#
.
о
о
о
О
05 о
05
см см
ю р-
X
to CD 00
о
о
г* г -
•“ 1
S
о
О
г*
00
г-
см а > 05
о О
1-4 t-ч
.
ф
о
о
о
о
CD to
ю о
r-
,05
00
о
о
to
«
О
О
О
О
о
ф
t-ч
to CD CD to
—4
CD * r CN
ТГ
CD 96
S2
CM 05
CM
о
см
to
to
00 to CD
ф
о
О О
о
CD
о
О
о
X
о
О
ф
<N _
О
(О р - 00 СО
-4 •
—1
ю
05
О
X
05 CN 05 to
CD а> CN а>
О
X
о
О
00 О
О
о
CN о
00 to 00
CO CN О
CN
ю to CO
CD P - P - CO
*■*
CM
со
ф
ф
CM —н о t-ч
CM см см см
о to CN
CN *■*
I - 00 00 00
00 со 00 CO
со р -
CM GD CM
t—
со
CN
CD
о
О
00
г-
00 00 05 CD
О о
£
О
о о
о
о
о
О
о
—н
•
о
.
о
t-4 t-4
Ф
о
00 to p -
О
CO 4f
to CO to
CM
CM CO CM
.
о
о
о
х
S
2
о
со
00 О
х
cd
о
X
р** см
со V
—н t-Ч
о
CD to 00 p -
00 аэ
(\
см
QD
05
|
Р-
о
со
о
05 со v
о
т
00
К
у
3S
Q
L
Ф
J3
О
ф
СО
О
О о CD о
см <N
см
S
я
2
Г05
05
о
о
о
г - см CD CD
-4
£,
о
(
ф
со ю CN CO
см <N CM CM
a
гг.
водохранилища
в ряде пунктов
(°С)
температур
экстремальных
изменения
<
со
00 t-ч 00
fЛ
S
■1
в
о
*
ф
<N t-ч p - CD
CM
CN CO
О
05 00 GD со
О о О о
о
CD а>
X
р—
а>
а
чг
—4
—4
Ф
о
см <N о
—н
t-ч О
о
ф
о
GD см ,-4 00
см <N
ф
cd
1
ф
о
о
CD t-ч
Р - CD CD со
•
ф
CD со со р 00
X
а
и
•О
<-ч о
(О
о
X
о
X
X
о
00
см
со 05
о
CD to
см 00
^ч
о
см
(О
ю CD CD p -
р - to ю to
со
t-ч
•
p - to
.
00
*■*
к
03
2
X
о
о
1-
со см
о
ю со ю СМ
со CO to CD
05
CO CM
см
q <N CM CM
ф
cd t-Ч
.
CN см
—4
p - CN
.
to CN
^4
CO
*■*
t-ч
05 GD CO 05
p - 00 CM 00
О 0D о
см см
<N
00 CD CO Ю
*■*
*■*
CD 00
to CN CD
ф
t-ч
Ф
t-ч CD
S
а
с
о
10
X
я £а.
К (0
8 *
2 a
р-*
о
_
со
со*
о
к
г* ю СМ
ю* Р-* 00*
*-■ *-■
05
00*
№
к
№
S
н 53 Я
CJ hH- 5 а
ф
ф
»-ч
а
а
>- О
О
о 00
оCM 05
to
со CD СО
to to CM
CD*
GD 00 р^ 00
to со
№
№
я = Xа и- - S
ф
н=н
а
>
О
№
00 CD to CD
co
№
00* CD*
ts
№
S
Чt= В
1 Z2 Sct И
а 1—
ф
Ф
а
а
X
X
О
О
CD
ts
ts
s
cj
а
О
Ф
199
°с
Р ис. 69. Кривые отклонения от нормы среднемесячны х тем п е­
ратур воды за 1947-1977 г г .
мер 1967 г . , ко 1*да с апреля по октябрь среднемесячная тем п е­
ратура отклонялась от нормы только до 2 .5 ° .
С .Н . Тачаловы м (1965) рассчитаны среднедекадные те м п е ­
ратуры по акватории и глубине водоем а за 1947-1963 г г . Ока­
зал ось, что в третьей декаде июня наибольшее значение тем п е­
ратуры воды на поверхности ( 2 1 .7 ° ) и по глубине ( 1 9 .8 ° ) бы­
ло в 1954 г . В первой и второй декадах июля т о г о же года
тем пература повы силась до 2 3 .6 ° по акватории и 2 2 .3 ° по глу­
бине. Т ол ько на 0 . 1 ° выше оказалась тем пература в о второй
декаде июля
1960 г . В июле 1972 г . среднемесячная тем пера­
200
т у р а п оверхн остн ого слоя вод
водохранилища состави л а 2 4 .2 ° ,
ч то на 0 .5 выше, чем в 1960 г . Для сравнения укажем, что в
э т о же время температура вод И ваньковского водохранилища
была 2 4 .4 ° , У гличского - 2 3 .8 ° (М а тер , н а б л ю д е н и й ..., 1974).
Наибольшая срочная тем пература воды со ст а в л я е т 2 0 -2 2 °
прохладным летом и 2 5 -2 8 ° при бол ее теплой п огоде и наблю­
дается обычно в годы с низким уровнем. На прибрежных участ­
ках, имеющих малый водообм ен с водохранилищем, величина ее
приближается к 3 0 ° или несколько превышает э т о значение. Так,
9 VII 1954 у с.М я к с а замерена тем пература 3 0 .9 ° , а 17 УП
1960 у д. Большая Луха - 3 0 .1 ° ( Гидроп. еж егодник, 1 96 5). В
середине июля 1972 г . в речных районах водохранилища наиболь­
шие значения температуры в Волжском плесе достигали 2 5 .9 ° ,
в Ш екснинском - 2 7 .6 ° , а в М олож ском у В есьегон ск а - до
2 8 .5 . В прибрежных районах Главного плеса тем пература зоды
была 2 8 .1 ° у мы са Р ож н овск ого, 2 9 .7 ° - у с . Б рейтово. На
проточных участках М ол ож ского и Ш екснинского плесов наиболь­
шая тем пература в июле 1972 г . оказалась примерно на 1° ни­
же м н огол етн его максимума, равного 2 6 .9 и 2 8 .4 ° в июле 1 96 0г.
Наиболее низкие температуры воды летом отмечены в июле
1950 г . По всей глубине водохранилища во второй половине м е­
сяца тем пература колебалась от 1 6.2 до 1 6 .9 °.
Приведенные величины декадных и срочных максимальных и
минимальных тем ператур подтверж дают т о т факт, ч то даже при
устойчивой и однообразной погоде над всей территорией б а ссей ­
на водохранилища величина и тенденция изменения температуры
воды различны. Различия эти увеличиваются при разнообразных
погодных условиях на в од осбор е.
Наглядное представление о м ноголетнем изменении тем п ера­
турных условий водоем а в безледный период дают кривые откло­
нения среднемесячны х тем ператур воды от нормы (р и с. 6 9 ).
При э т о м использованы данные за 1947-1972 г г . водомерны х
п остов г . М олога и м ы с Рожновский, за 1973-1977 г г .
П ереборы .
В п овторяем ости положительных и отрицательных отклонений
среднем есячной температуры воды о т нормы прослеж ивается
некоторая периодичность. В 1950-1959 г г . весной и летом т е м ­
пература воды была преимущ ественно ниже нормы. Отрицатель­
ные аномалии достигали 2 .5 - 3 , в м ае 1956 г . - даже 4 .8 .
В 1952 г . пониженная тем пература сохранялась с мая по ок ­
тябрь, а в 1956-1958 г г . - большую ч а сть э т о г о времени. По­
ложительные аномалии в э т о т период чаще наблюдались осенью
и не превышали 2 ° . В этой группе лет близкая к норме тем п е­
ратура отм ечалась лишь в 1953 и 1954 г г . С ум м а ср едн ем есяч­
ных тем ператур воды за м ай-октябрь, характеризующ ая тепло­
во е состоя н и е водоем а в безледный период с 1950 по 1959 г . ,
была преимущ ественно ниже нормы.
201
С 1960 по 1968 г . в тепловом состоянии вод прослеживалась
иная тенденция. В э т о т период температура воды была выше
нормы не менее чем в течение четы рех месяцев из ш ести. В
1966 г . повышенное теплосодерж ание вод отм ечал ось с мая по
а в гу ст , в 1967 г . - с мая по октябрь. Превышения ср едн ем е­
сячных температур над нормой достигали 3 .3 ° . В результате
сум м а тем ператур за безледоставны й период оказалась преиму­
щ ественно выше нормы.
В последующие годы ( с 1969 по 1977 г . )
отклонения ее име­
ли разный характер. В 1969 и 1976 г г . прослеживалась преиму­
щ ественно отрицательная аномалия температуры , в 1972 г . положительная. Близкие к норме значения температуры характер­
ны для 1970 и 1971 г г . , а в 1973-1975 г г . отмечались близкие
о т нормы колебания температуры .
Приведенные (р и с. 69) данные позволяю т проследить внутрисезон ны е различия температурны х условий водоем а в разные
год ы . Т ак, в 1951 и 1955 г г . весной и летом теплосодержание
вод было преимущ ественно ниже нормы. Теплая осен ь частично
компенсировала н едостаток тепла в вод е, в целом за безл ед о­
ставный период количество е г о приближалось к норме. В другие
годы , например 1960, 1966, 1972, 1973 г г . , весной и летом
воды интенсивно прогревались, температура их превышала нор­
му, а осенью за сч е т интенсивного выхолаживания значения
ее резко снижались. При резкой см ен е климатических условий
в 1949, 1953, 1961 г г . наблюдались кратковременные положи­
тельные и отрицательные аномалии тем пературы , а тем ператур­
ный режим в целом был неустойчивым.
Таким образом , в м н оголетн ем ходе изменений температуры
четко прослеж ивается фаза отрицательных отклонений о т нормы
(1949-1961 г г . ) и положительных аномалий (1962-1974 г г . ) .
Наиболее отчетливо э т о проявляется для первой половины лета.
При сохранении такой тенденции во второй половине лета а б со ­
лютные значения отклонений ее от нормы уменьш аются. Осенью
характер изменений температуры м ен яется на обратный,
при
это м продолж ительность аномалий одн ого знака уменьш ается, и
за в е с ь период наблюдений положительная и отрицательная тен­
денции повторяю тся. За период с 1950 по 1978 г . прослежива­
е тся два цикла колебания тем пературы , каждый из которы х
включает положительную и отрицательную аномалии.
М ноголетняя периодичность в отклонении среднемесячны х
тем ператур о т нормы подтверж дается ходом интегральных кри­
вых (р и с. 7 0 ), отражающих накопление отрицательных аномалий
в годы с преобладающей холодной погодой. В етвь спада кри­
вых, наиболее отчетливо прослеживающаяся в м ае-ию ле, пока­
зы вает проц есс нарастания отрицательных аномалий особенно
четко в мае 1949-1961 г г . и в июне-июле по 1959 г . До 1965 г .
на эт о м участке кривой прослеживалась неустойчивая тенденция
в колебаниях температуры , а с 1965 г . преобладала положительная
аномалия.
\
°с
Р ис. 70. Интегральные кривые отклонения от нормы средн ем е­
сячных температур воды за 1949-1978 г г .
Полный цикл многолетних изменений температуры воды
закончился в начале 7 0 -х год ов , когда кривая пересекла нуле­
вое значение и изменила отрицательную тенденцию на положи­
тельную.
За 30-летний период наблюдений наиболее значительные о т ­
клонения температуры воды от нормы (д о ^ 4 .8 ° ) отмечались
в м ае-и ю л е. В а в г у ст е температура наиболее стабильна. Осен­
ние аномалии меньше весенн е-летн их, однако, начиная с 1973 г . ,
амплитуда колебания температуры в эт о м сез о н е увеличилась.
П ериодичность в изменении знака отклонения ср ед н ем еся ч ­
ных тем ператур от нормы и распределение во времени макси­
мально-минимальных значений декадных и месячных температур
интересно соп оста ви ть с преобладающими типами атмосферной
циркуляции над северн ой частью Е Т С . О собенности циркуляции
атмосферы за 1949-1973 г г . характеризовались комбинацией
форм Е + С, имели несколько стадий, различающихся повторяе­
м остью развития атмосферных п роц ессов основных форм (Гире,
1971).
По данным А .Ф . И зотовой (1 9 7 7 ), в районе озер Лача, В о же, К убенское, граничащем с северн ой частью бассейна Рыбин­
ск о г о водохранилища, в период 1951-1962 г г . , представляющий
многоводную фазу полного цикла изменения увлажненности с е 203
%
Р и с. 71. Отклонения (дни) от нормы процессов, форм Е, С , W
за м ай -октябрь (п о: Гире, 1971),
верной части Е ТС , п овторяем ость форм
VV, Е, С равнялась
со о т в е тств ен н о 28, 43, 29%, а в 1963-1973 г г . маловодной фа­
зы - 19, 53, 28% (р и с. 7 1 ).
Перераспределение повторяем ости западной и восточн ой форм
циркуляции должно было отрази ться на ряде характеристик ат­
мосферы, а затем и на прогреве вод, поскольку для мелковод­
ных водоем ов характерна прямая св я зь меж ду температурой во­
ды и воздуха . Расчеты показали, ч то в 1963-1973 г г . средне­
месячный объем притока в водохранилище состави л весной 60­
80%, летом и осен ью - 40-60% от величины тех же характерис­
тик сток а в период 1949-1962 г г . (та бп . 6 1 ). С реднемесячны е
температуры воды за указанные периоды имели небольшую по
величине, но устойчивую по знаку разн ость в о в с е месяцы,
кроме октября, В октябре с началом внутригодовы х п реобразо­
ваний циркуляции р азн ость величин температуры м ен яет знак.
В отдельные годы в теплое время наблюдалось преимущ ест­
венное развитие в ост оч н ого (1 9 53 -1 95 5 , 1960, 1961 г г . и д р .)
или меридионального переноса (1952, 1956, 1959 г г . и д р .) ,
ч то также отразилось на отклонении среднемесячны х величин
температуры воды и их су м м о т нормы.. Положительные анома­
лии тем пературы , как правило, приходятся на годы , когда в
теплое время активизировалась восточн ая форма, отрицательны епри усилении меридионального переноса.
Неоднократная повышенная активность п роц ессов формы цир­
куляции типа С, наблюдавшаяся в 1949-1962 г г . , вызывала не
только более низкую тем п ературу воды , но и наиболее частую
п овторя ем ость минимальных значений декадных и месячных т е м ­
ператур, а также меньшую яродолжительность сохранения т е м ­
пературы в определенных интервалах значений. Н аоборот, акти­
визация п роц ессов циркуляции формы Е в 6 0 -х и начале 7 0 -х
годов соп утствовал а максимальным значениям тех же темпера­
турных характеристик и более продолжительному времени со х р а ­
нения среднедекадных тем ператур свыш е 10, 15, 2 0 °. Э то под­
тверж дается и данными по о з . Пено. Здесь на период циркуля­
ции типа С приходится 18 случаев
минимальных значений
204
\
\ Т а б л и ц а
\
61
Средние величины объема притока в водохранилище
и средние температуры воды за период циркуляции
атмосферы типа С (1949-1962 г г . ) и типа Е (1969-1973 г г . )
М есяц
Объем
притока,
км®
С
Май
Июнь
Июль
А вгуст
С ентябрь
Октябрь
7 .5 4
3 .0 7
2 .3 6
2 .1 3
2 .0 7
2 .9 5
Е
5 .3 4
2 .1 2
1 .3 4
0 .9 3
0 .8 5
1 .40
Тем пература воды
В есь егон ск
Мякса
С
Е
С
1 0 .4
1 6 .6
19.1
1 7 .6
12.1
5 .5
1 1 .6
17.4
1 9 .6
1 8.2
12.4
5 .0
8 .9
1 6 .3
1 8 .5
1 6.9
1 1.0
4 .4
Е
1 0.3
17.2
1 9 .6
18.1
11.8
4 .4
мы с Р ож н овский
С
7 .5
1 6.2
1 8 .6
1 7 .6
12.0
5 .5
.
Е
9 .3
16.8
1 9 .6
18.2
12.4
5 .0
температуры и 7 максимальных, а на восточн ой перенос типа
Е - 18 максимальных и 5 минимальных.
Таким обр азом , общая циркуляция атмосферы Чырез измене­
ние характеристик воздуш ных м а сс обеспечивает различную тен­
денцию отклонения от нормы среднедекадных и месячны х тем п е­
ратур воды , продолж ительность периодов с температурами опре­
деленных величин и их время наступления в водоем ах.
Х арактер многолетних колебаний тем ператур воды определя­
ется не только крупномасштабными процессам и атмосферной
циркуляции, но и рядом причин м е ст н о го значения. На огромной
территории бассейна водохранилища погодны е условия, как пра­
вило, неодинаковы, п оэт ом у прогрев 'речных вод и вод, запол­
няющих отдельные части водоем а, развивается п о-р азн ом у. Э тот
факт неоднократно отм ечался нами при анализе внутрисезонного
хода температуры вопы в разных районах водоем а.
Еще отчетливее влияние м естны х условий на теплосодерж а­
ние вод видно при сопоставлении сроков наступления экстр ем ал ь­
ных и близких к ним тем ператур за многолетний период. В реч­
ных районах всл едстви е малых глубин, меньш его объема вод,
больш его водообм ен а разброс по годам сроков минимальных и
максимальных декадных и месячных тем ператур гор а зд о шире,
чем в откры той ч асти водоем а, например у мы са Р ож н овск ого.
Аналогичная картина наблюдается в Иваньковском и Угличском
водохранилищах.
Таким обр азом , в Рыбинском водохранилище четк о прослежи­
ваю тся многолетние изменения температуры воды . За годы с у ­
щ ествования водоем а в м ноголетнем ходе температуры вы явле­
ны две фазы ее изменений. Одна из них характеризуется поло­
жительной аномалией отклонения температуры от нормы и связана
205
с восточны м типом циркуляции атмосферы, другая фаза находит­
ся в тесной связи с отрицательной аномалией отклонения от
нормы и обусловлена преимущ ественно меридиональным типом
циркуляции атмосферы. М ноголетние изменения температуры
водохранилища хорош о согл а су ю тся с таковыми мелководных
озер данной климатической зоны.
ТЕПЛОЗАПАС И ТЕПЛОСОДЕРЖАНИЕ ВОД
Тепловой режим водоем а мож ет быть охарактеризован коли­
ч еств ом тепла в его водной м а ссе - теплозапасом , или количе­
ст в о м тепла в единице объема или под единицей площади теплосодерж анием вод. Как элем ент теп л ового баланса теп л осо­
держание вод дает представление не только о терм ическом ре­
жиме, но и о процессах т еп л о- и влагообм ена водоем а с а т ­
мосферой.
Р а сч е т теплозапаса Ры бинского водохранилища впервые был
выполнен С .Н . Тачаловым (1 9 6 5 ). Полученные им данные ха­
рактеризуют среднедекадный запас тепла в водоем е с третьей
декады апреля по вторую декаду ноября за период 1947-1963 г г .
Им же подсчитано количество тепла на последний день месяца
при л едоставе.
О. Ф. Кондрацова (1965) рассм отрел а годовой ход теплозапаса,
определив послойное и средн ее по вод оем у теплосодержание вод.
Сведения об изменении количества тепла, содерж ащ егося под
единицей поверхности (с м ^ ), приводятся также в работах Е. А.
Зайцевой (1965, 1 96 8), в которы х рассм атри вается
тепловой
баланс Ры бинского водохранилища.
Анализируя год овое изменение теплозапаса водохранилища
С .Н . Тачалов установил, ч то е г о минимум падает на дату ле­
достава. В течение п ервого месяца после ледостава увеличение
теплозапаса идет наиболее интенсивно, и количество
тепла
во зр а ст а е т от значений, близких к нулю, до 10-12*10® ткал
(т а б л . 6 2 ). В последующие месяцы прирост тепла идет гораздо
медленнее, так как одновременно с прогревом вод происходит
сработка объем а, и зимой наибольшее количество тепла прихо­
дится на январь-февраль. Однако в отдельные годы вн утр и сезонные колебания *гемпературы и количества тепла в воде
значительно отклоняются от обы чного хода.
По расчетам О. Ф. Кондрацовой (1 9 6 5 ), в феврале 1961 г .
теплосодержание эп и -, м е т а - и гиполимниона составлял о 20,
100 и 220% от ср едн его по водоем у, а в марте оно равнялось
со о т в е тств ен н о 25, 120 и 180%. Наибольший теплозапас в о д о ­
хранилища при л едоставе соста в л я ет не более 5% е г о наиболь­
шей годовой величины.
В безледный периоа меж годовы е различия теплозапаса опре­
деляются разной интенсивностью аккумуляции тепла и объем ом
водоем а. В есной и в начале лета ведущая роль в изменении
206
\
^ а б л и ц а
^32
Теплосодержание вод Ры бинского водохранилища
за период ледостава на последний день месяца
( по
Тачалов, 1965)
Год
1960
1961
Месяц
I
II
III
XI
XII
I
II
ш
1962
XI
XII
I
II
III
1963
XII
I
II
ш
Объем
Средняя т е м ­
пература в о ­
ды,
С
13.34
10.52
8 .3 7
15.10
13.42
1 6.0 5
14.7 0
1 4.10
1 9.36
16.1 5
16.18
12.08
1 0.02
18.41
14.60
1 2.46
1 0.52
0 .9
1 .2
0 .9
0 .6
0 .7
0 .7
0 .7
1 .4
0 .6
0 .8
0 .9
1.1
1.0
0 .4
1.1
0 .8
0 .7
Т еп лосодерж ание
вод
(10® тк а л )
12.0
1 2 .6
7 .5 3
9 .0 6
9 .3 9
11.2
10.3
1 9.8
1 1 .6
1 2.9
1 4 .6
1 3.3
1 0.0
7 .3 6
16.1
10.0
7 .3 6
.
теплозапаса принадлежит тем п ературе, как более бы стр о меняю­
щ емуся фактору, летом - относительно устойчивой величине
температуры - изменению объема вод.
Изменения объема водохранилища, накладываясь на сезонную
изменчивость тем пературы , вы зы ваю т сущ ественны е вн утр и сезонные и меж сезонны е колебания теплозапаса. Т ак, увеличение
тепла в вод оем е от весны к лету в прохладном и многоводном
1961 г . шло интенсивнее, чем в теплом и маловодном 1960 г . ,
и к концу июля суммарная величина е г о в первый год была
больше, чем во второй (Кондрацова, 1 96 5).
В есен нее накопление тепла и осенняя теплоотдача при г о м о термии вод происходят одновременно по всей глубине вод оем а.
При вертикальной неоднородности температуры летом количест­
во тепла с глубиной уменьш ается, зимой, наоборот, увеличива­
е т ся . Наибольшая разн ость послойного теплосодерж ания
вод
наблюдается в начале июня. Х отя объем эпипимниона (0 -2 м)
в э т о время, как и в течение год а, меньше объема метапимниона ( 2 - 5 м ), е г о июньский теплозапас превышает теплозапас
ср ед н его слоя от 12 (1960 г . ) до 19% (1961 г .-).
207
Удельное теплосодерж ание вод элилимниона в э т о время боль­
ше ср ед н его по водохранилищу на 10-20% . Теплосодержание вод
металимниона близко к среднем у, гиполимниона - меньше ср е д ­
него на 15-20% . И з-за разного объема вод термических слоев
их теплозапас изменяется весьм а сущ ественно. Так, в конце
июля-начале а вгуста 1961 г . в водах гиполимниона запас тепла
был больше, чем в то же время в 1960 г . , на 72*10® ткал.
В эп и - jji металимнионе запасы тепла различались на 2 1 .4 и
2 8.4 *10 ткал. В сен тя бр е-ок тя б р е, как и в первой половине
мая, теплосодерж ание вод по глубине практически одинаково и
близко к среднем у по водохранилищу.
За период с 1947 по 1963 г . наибольшая разница декадных
и месячных величин теплозапаса в с е г о водоем а наблюдалась
весной в конце апреля-начале мая и осенью в конце октябряначале ноября. В э т о время отношение наибольших значений теп ­
лозапаса к наименьшим составлял о 6 -1 6 ,
в середине мая и ок­
тября оно равно 3 -4 , в остальн ое время
- примерно 2.
Расчеты тепловы х балансов Ры бинского и И ваньковского во­
дохранилищ позволили оценить изменение теплосодержания вод
в теплое время года под единицей площади водоем а (с м ^ ) . В
Рыбинском водохранилище по средним многолетним данным (Зай­
цева, 1965) увеличение теплосодержания вод начинается в апре­
ле, наиболее интенсивно развивается в мае и заканчивается в
июле. М есячные величины прироста тепла с апреля по июль
равны со о тв етств ен н о около 1, 5, 2 .3 , 0 .4 кк а л /см . В конкрет­
ные годы при резком понижении температуры воздуха уменьш е­
ние теплосодержания з о д мож ет быть в июне и июле. С и стем а ­
ти ч еское
уменьшение количества тепла в воде начинается с
а в гу ста
- примерно на 2 ккал/см ^ в м есяц. В сен тябре и ок­
тябре водоем теряет уже по 3 .5 ккал /см ^ в месяц.
В Иваньковском водохранилище еж емесячное увеличение и
потери количества тепла меньше, чем в Рыбинском. В м ае-ию ле
при средних многолетних погодных условиях прирост тепла с о ­
ставл яет соот в етств ен н о 3, 1 и 0 .2 кк а л /см . В а в г у с т е -о к ­
тябре водоем тер я ет соот в етств ен н о 1, 3.1 и 2 .2 ккал/см ^.
Причина этих различий заключается в более вы соком вод о о б м е ­
не И ваньковского водохранилища и сущ ественной роли в тепло­
вом балансе прихода и вы носа тепла с речными и сбрасы ваем ы ­
ми водами из водохранилища. По этой же причине в апреле теп ­
лосодержание вод в нем
выше, чем в Ры бинском,
примерно
в полтора раза.
Обширные сведения о тем пературе воды Ры бинского водохра­
нилища позволяют не только выявить основные особен н ости ее
распределения по акватории и глубине водоем а, показать се з о н ­
ную и многолетнюю динамику температурны х условий, рассчи­
тать теплозапас, но и, используя необходимы е м етеор ол оги ч ес­
кие наблюдения и данные о радиационном балансе водной по­
верхности, сост а в и т ь тепловой баланс.
Р езул ьтаты расчета
208
<0
2
СО СО 05
00 о ю
со
со о
2
>>
О
ю
со
СМ
О СО со
со
ю
ГСМ
• I •
со
03
период
со о
безледный
I I
Г - СМ О ^
OJ
СО
I
г - см
• •
I I
ю о
гО
I
со
со
Г-
<Г> 03 СО
со
—■
CD
О
' О
г?
^ О) Tf
(М О
СО ^
t- О
во О
•
•
• #
со
05 О
•I
• • •
• • • • •
О
I I
СМ
OJ о
Тепловой
1948-1964
л
с
2
К
ч
л
со
Ь
о
о
о
п
о
X
X
а
п
03 CN
О
СО О
• • • • •
— I
<33
о
S
ю
CD О
со со о t4 ^
СМ Ю 1—1 см о
1
0
t ю
со о
I I
а
ф
<а
о
X
<3
к
<с
ю
0)
h - 00
• •
к
2
баланс (ккал/см
• месяц) водохранилища
гг.
( Гидрометеоро л. р е ж и м ...,
1975)
за
со
03
• •• • •
03 00со г- ^
ю
со
CD
СМ
СМ о
оз* со
X
«
<8
К
О
X
2
п
о « « сна
л о о X
х >>
>> а
О) а а
и -©
*
* о л ь ои
ф о
2
л о оh
X
ф 5 ф ф
2 к 2 5
VO ю
фю
Э о 2 0 о
о
с
с
ф
П Н яЬ Н
й§
в§
о
X
о
аз
Он
1
X
а
ф
л
о
с
«
о
к
и
S'
>»
и
56'
ф
2
X
ф
2
а \о
Ь О
* о
ф к
в
-в* ф
(Г) Н
ф
К
X
ф
а
са
с
о
5
<33
ф
<33
о X
а и
<33
2 Я
2
« аз
О Н
X X
СЗ >>
0 а
X л £СО л О
К
ц X X
ф ф ф
н 2 2
O
ю V
Я о 0
а о о
ф к к
0
в
ф
C h h
с
ф
аз
о
X
аЗ
С
аз
ю
о
и
о
л
о
с
а
ф
ь
<33
*
(О
к
Ш
ф
X
теп л ового баланса, выполненные в Рыбинской гидром етеорологи­
ческой обсерватории, представлены выше (та б л . 6 3 ).
Приведенные данные показы ваю т, ч то основной приходной
составляю щ ей теп л ового баланса является поглощенная
водой
солнечная радиация. На ее долю приходится около 99% общ его
поступления тепла за безледный период. Главный расходный ком­
понент баланса - испарение, на которое р асход уется около 50%,
и эффективное излучение, составляю щ ее примерно 30% общ его
расхода тепла. О стальное тепло р асход уется на изменение теп ­
лосодержания в водной м а с с е и грунтах, а также на турбулент­
ный обм ен (Гидром етеорол . р е ж и м ..., 1 9 7 5 ).
Анализ элем ентов теп л ового баланса св и д етел ьствует о том ,
что основная ч а сть тепла, поступаю щ его в водоем , р асход уется
е г о поверхностью и лишь небольшая ч а сть , порядка 12% е г о о б ­
щего количества, уч а ствует в нагреве водной толщи. При м ел ководности водохранилища прогрев водной толщи практически
идет синхронно с поступлением солнечной радиации, при умень­
шении ее бы стр о начинается охлаждение водоем а. К крнцу о с е ­
ни теплозапас практически р асход уется полностью, средняя т е м ­
пература приближается к нулю, созда вая условия для процесса
ледообразования. Таким образом заверш ается термический цикл
от весен н его нагревания до осен н его охлаждения вод оем а.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Анализ многолетних материалов наблюдений выявил ряд ха­
рактерных особен н остей тем п ературн ого режима воды и грунтов
Ры бинского водохранилища, являющ егося в настоящ ее
время
в эт о м отношении наиболее изученным сроди подобных водоем ов
С о в е т ск о г о С ою за,
Прежде в с е г о он подтвердил, ч то тем п е­
ратура воды в поверхностном сл ое до 0 .5 м глубины довольно
однородна по акватории водоем а и тол ьк о на мелководных уча­
стк а х зоны временного затопления отличается по величине и
срокам наступления в есен н е-л етн его прогрева и осен н его охлаж­
дения.
В зоне врем енного затопления весен н ее повышение тем пера­
туры воды происходит раньше, чем в Главном п лесе, и начина­
е тся с поступления талых и речных вод. Э то характерно и для
речных плесов водохранилища. О собен н остью температурны х у с ­
ловий откры ты х глубоководны х участков водоем а является по­
вышение температуры п оверхн остн ого сл оя воды под ледяным
покровом . Обычно весенний прогрев вод в прибрежных участках
и в речных плесах протекает бол ее интенсивно, чем в Главном.
Сдвиг в переходе температуры воды через 0 . 2 ° меж ду этими
районами сост а в л я ет около двух недель и наблюдается в апреле.
Аналогичный сдвиг во времени происходит при дальнейшем про­
греве вод водохранилища.
С воеобразны м и температурны ми условиями характеризуется
зона врем ен ного затопления. Локальные факторы, влияющие на
распределение температуры воды на мелководьях, практически
не проявляются в Главном плесе, температурны е условия кото­
р ого формируются под воздей стви ем поступления тепла из а т­
мосферы и расхода е г о водной поверхностью . В сл едстви е э т о г о
отм еч а ется терм ическая неоднородность отдельных участков
мелководий, особенн о весной и осен ью .
Период наибольшего прогрева вод водохранилища продолжи­
тел ьн остью около 2 .5 - 3 месяцев при относительной устой ч и вос­
ти температуры воды характеризуется отдельными кратковре­
менными колебаниями, связанными с изменением погодных
условий,
В э т о т период в Главном плесе возм ож но возник­
новение горизонтальных градиентов тем пературы .
211
Помимо изменения тем пературы воды по акватории водоем а
имеют м е с т о и внутрисуточны е колебания, характеризующ иеся
значительной амплитудой в летнее время и слабовыраженные
осен ью . В подавляющем большинстве случаев амплитуда су т о ч ­
ных колебаний тем пературы воды не превышает 2 -3 ° , но иногда
д о сти га е т 10°.
В сл едстви е мелководности для водохранилища характерно од­
нородное распределение температуры по глубине с непродолжи­
тельными периодами, но иногда весьм а устойчивой прямой стра­
тификацией. Градиенты тем пературы в сл ое скачка м о г у т дости­
га ть 7 - 8 ° на 1 м глубины.
Осеннее охлаждение водохранилища на прибрежных мелковод­
ных участках и в Главном плесе происходит с различной интен­
си вн остью и с некоторы м сдвигом по времени, причем особенно
резко на конечном эта п е выхолаживания водоем а.
Анализ изменений тем п ературы воды водохранилища за б е з ледный период показал, ч то, как и в о в с е х крупных м елковод­
ных вод оем ах умеренной зоны, температурный цикл протекает
синхронно с поступлением солнечной радиации от весен н его про­
грева до осен н его выхолаживания и заверш ается полностью в
период с апреля по октябрь. Теплозапас водоем а к концу октяб­
ря практически р а сх од у ется полностью , и средняя тем пература
воды
приближается к нулю.
Установление особ ен н остей охлаждения водной м а ссы до 0 °,
сроков появления льда и последующ его замерзания водохранили­
ща при различных ги дром етеорологи чески х ситуациях позволило
охарактеризовать этап наиболее интенсивного изменения тем п е­
ратуры в э т о т переходный период, выявить особен н ости процес­
со в охлаждения и зам ерзания водоем а в отдельные годы .
Водохранилище характеризуется неоднородным распределением
температуры воды по площади, особенн о в придонных слоях,
в зимний период. На участках, примыкающих к гидротехн ичес­
ким сооруж ениям, тем п ература в придонном сл о е воды не пре­
вышает 0 . 2 - 0 . 4 ° , в русл овы х участках Главного плеса д ости га ­
е т 2 - 3 ° , а в гл убоком П ереборском заливе повыш ается до 5 ° .
Характерной особ ен н ость ю зим н его периода является наличие
обратной стратификации тем пературы по глубине.
Анализ обширных сведений позволил выявить особен н ости
распределения тем пературы воды водохранилища по акватории
и глубине в год овом цикле, а такж е показать наличие м н ого­
летней динамики в ход е е е изменений. Х арактер многолетних
колебаний температуры воды определяется прежде в с е г о крупно­
масш табными п роцессам и атмосферной циркуляции. За годы
сущ ествования водоем а в со о т в е тств и и с особен н остям и в мно­
голетн ем ходе температуры четко прослеж иваются две фазы ее
изменений. Одна из ьих характеризуется положительной анома­
лией отклонений тем пературы от нормы и связана с в о с ­
точным переносом воздуш ных м а сс , другая - отрицательной
212
а н о м а л и э й отклонения ее о т нормы и обусловлена преимущ ест­
венно меридиональным перен осом воздушных м а сс .
В резул ьтате изучения распределения температуры в донных
отложениях по акватории водоем а, ее сезонны х изменений, ди­
намики тепла в толще грунтов и амплитуды годовы х колебаний
грунта установлено, что наиболее активным в тепловом отноше­
нии является слой грунта мощ ностью 0 . 1 - 0 . 3 м, расположенный
на границе раздела вод а -гр ун т.
Годовая амплитуда колебаний
температуры в эт о м сл ое близка к таковой воды в придонном
сл о е . В конце подледного периода наблюдается сущ ествен ное
различие в тем п ературе эти х сопредельных сред* достигаю щ ее
иногда 4 - 8 ° .
Колебания температуры постепенно уменьш аются
с глубиной, уже на 1 м амплитуда обычно не превышает 10 .
В п роц ессе изучения взаим одействия донных отложений с вод ­
ной м а ссой определены основны е теплофизические параметры
различных грунтов: коэффициенты теплопроводности, т е м п е р а т у ­
ропроводности и объемной теп л оем кости . О казалось, что в
грунтах разного со с т а в а величина их колеблется весьм а значи­
тельно и зависит о т содержания органики, максимальной моле­
кулярной вл агоем кости и объем ного в еса грунта.
Общие сведения о тем пературе грун тов, их теппофизических
коэффициентах в м е ст е с данными о тем пературе воды позволили
рассчи тать теплозапас и сост а в и т ь тепловой баланс водоем а.
Установлено, ч то основной приходной составляю щ ей тепл ового
баланса является поглощенная солнечная радиация, а главные
расходные компоненты - испарение и эффективное излучение.
Годовой ход температуры воды и грунтов водохранилища ти­
пичен для водохранилищ В ерхневолж ского каскада
и других
крупных мелководных водоем ов умеренной зоны. С ледовательно,
тепловы е ресурсы этих водоем ов и их изменение в год овом цик­
ле в первом приближении можно оценивать по аналогии с Рыбин­
ским водохранилищем.
213
ЛИТЕРАТУРА
Б а к а с т о в
С . С . Некоторые данные по донным температурам Ры­
бинского водохранилища в подледный период. - Бюл. Ин-та биоп.
водохр. АН СССР, I960, № 8 -9 , с . 62-66.
Б а к а с т о в С . С. Влияние сбросных вод Череповца на температуру
прилежащей части Рыбинского водохранилища. - Бюл. Ин-та биол.
водохр. АН С С СР, 1961, № 11, с . 57-60.
Б а к а с т о в С . С . Донный термощуп. - Матер. I науч. -техн . совещ.
по изуч. Куйбышевск. водохр., Куйбышев, 1963, вып. 1, с . 11-15.
Б а к а с т о в
С . С . Теплозапас в грунтах водоемов и методы его
определения. - Т е з . докл. Совещ. по круговороту вещества и энергии
в озерных водоем ах. Лимноп. ин-т АН СССР, 1964, с . 41-42.
Б а к а с т о в С .С . Распределение и динамика температуры дна Ры­
бинского водохранилища в зимний период. - В кн.: Динамика водных
м асс водохранилищ. М .; Л ., 1965, с . 70-78.
Б а к а с т о в С .С . Теплофизнческие характеристики грунтов. - В кн.:
Продуцирование и круговорот органического вещества во внутренних
водоемах. М .; Л ., 1966, с . 89-94,
Б а к а с т о в С. С . Теплозапас в грунтах водоемов и методы его
.
определения. - В к н .: Круговорот вещества и энергии в озерных во­
доемах. М ., 1967, с . 65-72.
Б а к а с т о в С . С. Сезонные изменения температуры дна Рыбинского
водохранилища. - В кн .: Химизм внутренних водоемов и факторы их
загрязнения и самоочищения. Л ., 1968, с . 129-141.
Б а к а с т о в С . С . Изменение площадей и объемов мелководий Рыбин­
ск ого водохранилища в зависимости от его наполнения. - В кн .: Гид­
робиологический режим прибрежных мелководий верхневолжских водо­
хранилищ. Ярославль, 1976а, с. 13-22.
Б а к а с т о в С . С . Температурный режим осушной зоны Рыбинского
водохранилища. - В к н .: Гидробиологический режим прибрежных мел­
ководий верхневолжских водохранилищ. Ярославль, 19766, с . 42-56.
Б а к у л и н К .А . Некоторые данные о вертикальном распределении
температуры воды яа открытых мелководьях Рыбинского водохран' ;.иша. - Информ. бюл. „Биол. внутр. в о д ', 1972, № 16, с. 41-44.
Б р а с л а в с к и й А. П. , В и к у л и н а
З.А . Нормы испарения
с поверхности водохранилищ. Л ., 1954. 212 с.
214
Б у т о р и н Н .В. О температурном расслоении водной массы Р ы б и н ­
ского водохранилища. - Бюл. Ин-та биол. водохр. АН С С С Р , 1962,
№ 12, с. 56-59.
Б у т о р и н Н .В. Уровень Рыбинского водохранилища и его коле­
бания. - Тр. Ин-та биол. водохр. АН СССР, 1963, вып. 5 ( 8 ) ,
с . 303-321.
Б у т о р и н Н .В . К изучению водных масс Рыбинского водохранили­
ща. - В кн.: Динамика водных масс водохранилищ. М. ; Л ., 1965,
с . 10-24.
Б у т о р и н Н .В ., Б а к а с т о в С .С . Расчет теплозапаса Рыбин­
ского водохранилища. - В кн.: Динамика водных масс водохранилищ.
М .; Л ., 1965, с . 9-82.
Б у т о р и н Н .В ., К у р д и н а Т .Н . Характеристики гидрологичес­
ких сезонов Рыбинского водохранилища. - В кн. : Биологические про­
цессы во внутренних водоемах. М .; Л ., 1965, с . 300-316.
Б у т о р и н Н .В ., К у р д и н а Т .Н . Особенности температурного
режима Иваньковского водохранилища в условиях искусственного по­
догрева. - В кн.: Экология организмов водохранилищ-охладителей.
Л ., 1975, с . 70-142.
Б у т о р и н Н .В ., З и м и н о в а Н .А ., К у р д и н В. П. Донные
отложения Верхневолжских водохранилищ. Л ., 1975. 158 с.
Б у т о р и н Н .В ., Л и т в и н о в А . С. О течениях в Рыбинском
водохранилище. - В кн.: Биологические аспекты изучения водохрани­
лищ. М .; Л ., 1963, с . 270-302.
Б у т о р и н Н .В ., Л и т в и н о в А .С . , Ф о м и ч е в И .Ф .,
П о д д у б н ы й С . А. Горизонтальная циркуляция вод в Рыбинском
водохранилище и возможные ее изменения при перераспределении с т о ­
ка. - В кн.: Экологические исследования водоемов Волго-Балтийской
и Северо-Двинской водных систем . Л ., 1982, с . 150-167.
Г и д р о л о г и ч е с к и й
ежегодник, т. 4, вып. 1-3, 1956-197.5.
Горький, 1960-1977.
Г и д р о м е т е о р о л о г и ч е с к и й
режим озер и водохра­
нилищ СССР. Водохранилища Верхней Волги. Л ., 1975. 921 с.
Г и р е А .А . Многолетние колебания атмосферной циркуляции и долго­
срочные гидрометеорологические прогнозы. Л ., 1971. 280 с .
Г о р ш у н о в а Т . А. Термический режим Рыбинского водохранилища. Тр. ГГИ, Л ., 1951, с . 20-25.
Г у щ и н а Л.А. Распределение осадков в районе Рыбинского водохра­
нилища. - В кн.: Гидрометеорологический режим верхневолжских в о­
дохранилищ. Л ., 1966а, с . 167-180.
Г у щ и н а Л .А . Ветровой режим Рыбинского водохранилища. - В кн.
Гидрометеорологический режим верхневолжских водохранилищ. Л .,
19666, с. 109-159.
Д о в г и й Т . Н. Подводная солнечная радиация на Байкале. Новоси­
бирск, 1977. 103 с.
Д р а ч е в С. М. Водохранилища и каналы как источники хозяйственно­
питьевого водоснабжения. М ., 1956. 256 с.
Е р ш о в а М. Г. О распространении талых вод в Р ы б и н с к о м водохра­
нилище перед его вскрытием. - Бюл. Ин-та биол. водохр.
■
1962, № 13, с. 54-57.
215
П р ш о в а М. Г. Распределение вод различного происхождения в Ры­
бинском водохранилище в весенний период. - В кн.: Динамика вод­
ных масс водохранилищ. М .; Л ., 1965, с. 45-55.
З а й ц е в а Е .А . Тепловой баланс Рыбинского водохранилища. - Сб.
работ Рыбинской ГМО. Л ., 1965, вып. 2, с. 72-91.
З а й ц е в а Е .А . Уточнение составляющих теплового баланса Рыбин­
ского водохранилища. - Сб. работ Рыбинской ГМО. Л ., 1968, вы п.4,
с. 11- 2 1.
З а к о н н о е В. В. Распределение донных отложений в Рыбинском во­
дохранилище. - Информ. бюл. ,Биол. внутр. в о д ', 1981, № 51,
с . 68-72.
З а х а р о в а Л. К. Распределение нерестилищ промысловых рыб в
Рыбинском водохранилище. - Тр. Биол. с т . „Б орок", 1958, вып. 3,
с . 304-320.
З и м и н о в а Н .А . Количественная характеристика взвесей Рыбинско­
г о водохранилища. - В к н .: Биологические аспекты изучения водо­
хранилищ. Л ., 1963, с . 230-249.
З и м и н о в а Н .А . С остаз взвесей Рыбинского водохранилища. - В
кн.: Динамика водных масс водохранилищ. М .; Л ., 1965, с . 100-112.
З и м и н о в а Н .А ., К у р д и н В. П. Накопление донных отложений
в Рыбинском водохранилище. - В кн .: Химизм внутренних водоемов
и факторы их загрязнения и самоочищения. М .; Л ., 1968, с . 142-151.
З и м и н о в а Н .А ., К у р д и н В. П. Баланс взвешенных веществ
в Рыбинском водохранилище. - В к н .: Органическое вещ ество и эле­
менты гидрологического режима волжских водохранилищ. Л ., 1972,
с . 199-210.
И в а н о в B .C . Прогноз переформирования берегов Рыбинского водо­
хранилища. - С б. работ Рыбинской ГМО, Л ., 1965, вып. 2, с . 33-60.
И з о т о в а
А .Ф . Озеро Кубенское. Л .,
К л и
ч.
К л и
ч.
л о г и ч е с к и й
257 с.
л о г и ч е с к и й
164 с.
м
4,
м
1,
а т о
1971.
а т о
1972.
1977. 306 с.
справочник СССР. Горький,
вы п.8 ,
справочник СССР. Горький, вып. 8 ,
К о л к у т и н В. И. Интенсивность нарастания и особенности распре­
деления толщины льда на Рыбинском водохранилище. - С б. работ
Рыбинской ГМО. Л ., 1968, вып. 4, с . 72-82.
К о л к у т и н В. И. Исследования и расчеты характеристик ледового
режима Рыбинского водохранилища. - Сб. работ Горьковской, Волж­
ской и Рыбинской гидрометеорологических обсерваторий. Л ., 1973,
вып. 10, с . 42-123.
К о л к у т и н В. И. , Т а ч а л о в С .Н , Некоторые характеристики
ледово-термичёского режима Рыбинского водохранилища з переходные
периоды. - С б. работ Рыбинской ГМО. Л ., 1968, вып. 4, с . 51-71.
К о л к у т и н В. И. , Т а ч а л о в С .Н . Тепловой баланс Рыбинско­
го водохранилища в весенний переходный период. - Сб. работ Рыбин­
ской ГМО. Л ., 1970, вып. 5, с . 18-26.
216
К о л к у т и н В. И ., Т а ч а л о в С .Н . Тепловой баланс Рыбинско­
го водохранилища в осенний период. - Сб. работ Горьковской, Волж­
ской и Рыбинской гидрометеорологических обсерваторий. Л ., 1973,
вып. 10, с . 36-42.
К о н д р а ц о в а О. Ф. Теплозапас Рыбинского водохранилища и его
сезонные изменения. - В кн.: Динамика водных м асс водохранилищ.
М .; Л ., 1965, с . 83-89.
К о р ы т н и к о в а Н.Н. Термическое взаимодействие дна и водных
масс Байкала. - Изв. АН СССР, сер. геогр. и ге о ф ., 1940, № 3,
с . 393-400.
К р и и к и й С .Н ., М е н к е л ь М .Ф ., Р о с с и н с к и й К.И .
Зимний термический режим водохранилищ, рек и каналов. М .; Л.,
1947. 155 с.
К у р д и н а Т .Н . Температура воды в Рыбинском водохранилище и ее
динамика. - Тр. Биол. ст . „Б орок", 1958, вып. 3, с . 35-51.
К у р д и н а Т .Н ., Б у т о р и н Н .В . Гидрологические условия и
зимние уповЫ в Рыбинском водохранилище. - В кн.: Биологические
и гидрологические факторы местных перемещений рыб в водохранили­
щах. Л ., 1968, с . 92-107.
К у р д и н В. П. Классификация и распределение грунтов Рыбинского
водохранилища. - Тр. Ин-та биол. водохр. АН СССР, 1959, вып. 1
( 4 ) , с . 25-38.
К у р д и н В. П. Формирование рельефа и грунтов банок расширенной
части Волжского плеса Рыбинского водохранилища. - В кн.: Динами­
ка водных масс водохранилищ. М .; Л ., 1965, с . 112-118.
К у р д и н В .П ., З и м и н о в а Н .А . Формирование рельефа и грун­
тов мелководий Рыбинского водохранилища. - В кн.: Биологические
и гидрологические факторы местных перемещений рыб в водохранили­
щах. Л ., 1968, с . 56-72.
К у р д и н В. П ., З и м и н о в а Н .А. Пути формирования грунтово­
го комплекса Рыбинского водохранилища. - В к н .: Комплексные ис­
следования водохранилищ. М .,
1 9 7 1 , с . 104-111.
Л и т в и н о в А. С . Некоторые данные о ветровых течениях в Рыбин­
ском водохранилище. - С б. работ Рыбинской ГМО, Л ., 1966, вып. 3,
с . 50-60.
Л и т в и н о в А. С . О распространении волн попусков в нижнем бьефе
Угличской ГЭС. - Информ. бюл. „Биол. внутр. водг, 1968, № 2,
с . 26-30.
Л и т в и н о в А. С . , Б у т о р и н Н .В . О течениях и турбулентном
обмене вод в водохранилищах. - A c t a H y d r o p h y s ic a , B e rlin ,
1980, B d 25, H. 1-2, S . 61-77.
М а т е р и а л ы
наблюдений на озерах и водохранилищах, т. 4,
вып. 1-3, 1956-1964. М ., 1967.
.
М а т е р и а л ы
наблюдений на озерах и водохранилищах, т . 4,
вып. 1-3, 1965-1974. Горький, 1969-1975.
М е т е о р о л о г и ч е с к и й
режим озера Севан. Под ред. М ,П .
Тимофеева. Л ., 1960. 311 с.
Н е с и н а Л. В. О расчете теплообмена в водоемах. - Тр. ГГО, 1958,
вып. 59, с . 29-36.
217
О в ч и н н и к о в
И. Ф. Краткий очерк Рыбинского водохранилища. Тр. Биол. ст . „Б орок", 1950, вып. 1, с. 105-138.
Р е с у р с ы
поверхностных вод СССР. Основные гидрологические
характеристики. Л ., 1967, т. 10. 768 с.
Р о с с о п и м о Л. Л. Термика Косинских озер. - Тр. Биол. с т . в
Косино, Л ., 1930, вып. 10, с . 20-96.
Р о с с о п и м о Л. Л. Термика донных отпожений Белого озера в Ко­
сино. - Тр. Лимноп. ст. в Косино, Л ., 1932, вып. 15, с . 44-66.
Р у т к о в с к и й В. И. Предварительные итоги первой гидропогогидрохимической синхронной съемки Рыбинского водохранилища. Бюл. Ин-та биоп. водохр. АН СССР, 1958, № 2, с . 44-48.
Р у т к о в с к и й В. И. Температурный режим Рыбинского водохра­
нилища. - Тр. Ин-та биоп. водохр. АН СССР, 1963, вып. 5 (8 ),
с . 132-238.
Р ы б и н с к о е
водохранилище и его жизнь. Л ., 1972. 363 с.
Р ы б о п р о м ы с л о в ы й
атлас Рыбинского водохранилища. Яро­
славль, 1963.
С е р о в а Н .В ., З и н ч е н к о Г. 3. , С е м е н о в Ё .Ф . Экспе­
риментальная оценка величин теплообмена в грунте водоема. - Тр.
ГГО, Л ., 1966, вып. 187, с . 159-162.
С п р а в о ч н и к
по климату СССР. М ., 1964-1966, вып. 8 , ч. I-1II,
79, 354, 183 с.
Т а ч а л о в С .Н . Методика прогноза ледовых затруднений на Щерба­
ковской ГЭС. - Тр. ГГИ, 1957, вып. 66 , с . 75-92.
Т а ч а л о в С .Н . Термический режим Рыбинского водохранилища. Сб. работ Рыбинской ГМО, Л ., 1959, вып. 1, с. 106-130.
Т а ч а л о в С .Н . Расчет средней температуры воды и теплосодержа­
ния Рыбинского водохранилища. - Сб. работ Рыбинской ГМО, Л.,
1965, вып. 2, с. 61-72.
Т а ч а л о в С .Н . Методика и результаты наблюдений над температу­
рой грунтов дна Рыбинского водохранилища. - В кн.: Гидрометеороло­
гический режим верхневолжских водохранилищ. Л ., 1966, с . 3-23.
Т а ч а л о в С .Н . Теплообмен воды с грунтами дна Рыбинского водо­
хранилища. - С б. работ Рыбинской ГМО, Л ., 1968, вып. 4, с . 3-10.
Т и х о м и р о в А . И. .'О термическом баре в Якимварском заливе
Ладожского озера. - Изв. ВГО, 1959, т. 91, с . 424-438.
Т и х о м и р о в А. И. Некоторые особенности термического режима
Якимварского залива. - Тр. Лабор. озеровед. АН СССР, М .; Л .,
1961, т. 12, с . 79-110;
Т и х о м и р о в А. И. Температурный режим и запасы тепла Ладож­
ского озера. - В кн.: Тепловой режим Ладожского озера. Л ., 1968,
с . 144-217.
Ф о р т у н а т о в
М. А. Цветность и прозрачность вод Рыбинского
водохранилища как показатели его режима. - Тр. Ин-та биол. водохр.
АН СССР, 1959, вып. 2 (5 ), с . 246-357.
Ф о р ш Л. Ф. Роль иловой толщи в формировании теплового режима
оз. Великого. - Изв. ВГО, 1965, т. 97, вып. 4, с. 358-364.
218
Ф о р ш Л.Ф. Термический режим, тепловой баланс озер и роль иловой
толщи в их тепловом бюджете. - В к н .: Озера различных ландшаф­
тов Северо-Запада СССР. Л ., 1968, с . 166-208.
Ц е й т и н Г. X. К вопросу об определении некоторых тепловых свойств
почвы. - Тр. ГГО, 1953, вып. 39, с . 201-213.
Ч е б о т а р е в
А. И. Гидрологический
словарь.
Л .,
1978. 221 с.
Ш н и т н и к о в А. В. Водный и тепловой балансы пруда Поливного
в период осеннего охлаждения. - Тр. Комплесн. науч. экспед. по
вопр. полезащитного лесоразведения, 1952, т. 2, вып. 1, с . 64-68.
Э д е л ь ш т е й н К . К. О влиянии уровня Рыбинского водохранилища
на стоковые течения Моложского плеса. - Бюл. Ин-та биол. водохр.
АН СССР, 1961, №1 1 , е. 61-64.
Э д е л ь ш т е й н К . К. О слое температурного скачка и его дина­
мике в Рыбинском водохранилище. - В к н .: Биологические аспекты
изучения водохранилищ. М .; Л ., 1963, с . 250-257.
Э д е л ь ш т е й н К. К. Формирование водных масс водохранилищ в
весенний период. - Информ. бюл. ,Биол. внутр. в о д ', 1968, № 2,
с . 5-7 .
219
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
П редисловие..............................................................................................
Введение ...............................................................................................................
Глава I. Географическое положение и физико-географические усло­
вия .........................................................................................................
Географическое полож ение.....................................................................
К л и м а т ...........................................................................................................
Некоторые особенности морфометрии и рельефа д н а .................
Зона временного затоп л ен и я............................................................
Донные отлож ени я.....................................................................................
Глава II, Особенности гидрологического р еж и м а ................. ....
Характеристика водного питания и водный б а л а н с ......................
Колебания уровня .................................................................... ....
Ветровое вол н ен и е.................................................................................
Т е ч е н и я ................................................................ .........................................
Прозрачность и цветность воды ..........................................................
Глава Ш. Краткая характеристика гидрологических сезонов . . .
Гидрологическая з и м а ...................................... .... .................................
Гидрологическая в е с н а ............................................................................
Гидрологическое л е т о .............................................................................
Гидрологическая о с е н ь .................................................................. .... .
Глава 1У. Температурный режим водной т о л ш и ..................................
Зимний температурный режим водной толщи .................................
Ледяной и снежный п о к р о в ............................................................
Температура воды в зимний п е р и о д ..........................................
О теплообмене восы с д н о м ..........................................................
Весенний температурный режим водной тол ш и .............................
Особенности температурных условий весеннего переходно-
г4о
периода • • • • • • • • • « • • • • • • • • • • • •
3
g
Ю
Ю
10
14
17
26
gg
gg
34
35
$0
45
49
50
52
54
53
59
59
62
33
gl
gg
§0
Температурные условия в период интенсивного прогрева . .
94
Летний температурный режим водной толщ и..................................Ю 6
О вертикальной неоднородности водной толши ........................ 107
Летний прогрев водной толши ........................................................ 108
Осенний температурный режим водной т о л ш и ..............................
125
Осеннее охлаждение водной толш и.............................................. j 26
Период ледообразования ..................................................................
133
Глава У. Температурный режим зоны временного затопления . . . 140
Зимний температурный режим и его предвесенние изменения . 140
Суточный ход температуры подледных мелководий и ее
внутрисезонные изменения ............................................................ 141
Особенности распределения температуры мелководий по
акватории водохранилища.............................................................. . 14 5
220
Стр.
Предвесенние изменения зимнего температурного режима
м ел ководи й..............................................................................................148
Температурный режим мелководий в безледоставный период. . 151
Температурные условия в начале затоплениямелководий . . 152
Суточный ход температуры и ее распределение по верти­
кали ...........................................................................................................154
Вертикальное распределение температуры на зарастаемых
и открытых мелководьях и их внутрисезонные изменения
157
Распределение температуры на мелководьях по акватории
158
водохранилища в летний период ...................................................
Глава У1. Температурный режим донных отлож ени й.......................... 167
Пространственное распределение температуры в донных отло­
жениях и ее сезонные изм енения....................................................... 169
Весенний п е р и о д .................................................................................
168
Летний п е р и о д ........................................................................ .......
173
Осенний период . ................................................................................. 174
Зимний п е р и о д ..................................................................................... 176
Особенности температурного режима грунтов зоны временного
затопления......................................................................................................180
Тепгозапас грунтов и его изменения................................................ 186
Глава УП.
Многолетние колебания температуры воды и теплозапас
в о д о е м а ......................................................................................... 195
Характер многолетних сезонных колебаний температуры воды
195
Теплозапас и теплосодержание в о д ................................................... 206
Заключение..........................................................................................................
211
Л итература...........................................................................................................4214
221
АКАДЕМИЯ
НАУК
СССР
ИНСТИТУТ БИОЛОГИИ ВНУТРЕННИХ в о д
Н. В. БУТОРИН, Т. Н. КУРДИНА, С. С. БАКАСТОВ
ТЕМПЕРАТУРА
ВОДЫ И ГРУНТОВ
РЫБИНСКОГО
ВОДОХРАНИЛИЩА
ЛЕНИНГРА
«Н А У К А »
ЛЕНИНГРАДСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ
1982
ПРЕДИСЛОВИЕ
Интенсивное гидротехническое- стр ои т ел ьст во в нашей стране
привело к созданию большого количества водохранилищ. Некото­
рые из них по своим размерам оказались соизмеримы с крупней­
шими озерами. Образование водохранилищ вызвало необходимость
изучения характера вносимых ими изменений в природную среду,
прежде в с е г о в режим рек, ст о к которых регулируется водохра­
нилищами. Наиболее ярко и бы стр о э т о проявляется в темпера­
турном режиме. Большое общелимнологическое значение имеет
и изучение особенн остей температурного режима водохранилищ.
Температура является одним из уникальных физических свойств
воды. Она определяет в основном плотность воды. Пресная в о ­
да представляет со б о й одно из немногих жидких тел, которое
имеет наибольшую плотность при 4 ° . Благодаря э т о м у св о й с тв у
в пресных водоемах вода обладает наименьшей плотностью при
наивысших летних температурах. Осенью по мере охлаждения
плотность воды в о з р а с т а е т пока температура ее уменьшается
до 4 ° , а при дальнейшем ее понижении плотность начинает
уменьшаться до превращения воды в лед. Изменения плотности
воды определяют характерные особенности циркуляции вод, ко­
торые сильно влияют на жизнь в водоем е.
Вода имеет высокую удельную теплоемкость.и для изменения
ее температуры треб уется большое количество тепла. В т о же
время вода обладает большой скрытой теплотой плавления и вы­
сокой скрытой теплотой парообразования. Последнее приводит
к том у, что значительная ч асть поступающей солнечной энергии
расходуется на испарение воды. Э т о т поток энергии см ягча ет
климатические условия не только в водоем е, но и в е г о окр е ст­
ностях и делает их более благоприятными для жизни.
Перечисленные св о й ств а воды приводят к тому, что при од­
них и тех же условиях широта изменения физических характерис­
тик воды меньше, и изменяются они медленнее по сравнению с
в оздухом . Несмотря на э т о , температура воды является важным
лимитирующим фактором жизни в водоемах, так как многие ви­
ды водных животных обладают узким диапазоном приспособляе­
м ости к температуре воды, и на определенных этапах жизни
даже умеренные изменения ее м о г у т повлечь гибель их или
ухудшение условий существования.
При в с е м т о м , ч то основные физические свойства пресных
вод, наполняющих водохранилища, одинаковы, температурный
режим в каждом из них имеет свои особенности. Он связан с
типом водоем а, с е г о географическим положением, вы сотой над
уровнем моря, морфометрией водоем а, условиями инсоляции и
особенностями ве т р о в о г о режима, температурой воды, ее при­
током и химизмом, наконец, с влиянием хозяйственной деятель­
ности.
В настоящей монографии собраны и обобщены материалы ис­
следований температурного режима Рыбинского водохранилища
с о времени его образования в 1941 г. В основу работы положе­
ны материалы специальных исследований, проводившихся на в о ­
дохранилище Институтом биологии внутренних вод АН С С С Р ,
Государственным гидрологическим институтом, Рыбинской гидро­
метеорологической обсерваторией и другими организациями, а
также данные наблюдений сети гидрометеорологических станций
и постов Государственного комитета по гидрометеорологии и
охране окружающей среды.
За годы существования водохранилища по е г о температурному
режиму накоплен большой материал наблюдений. Отдельные по­
пытки обобщения имеющихся данных, несмотря на св ою ценность,
носят фрагментарный характер, и на их основании трудно полу­
чить общее представление об особенн остях температурного ре­
жима э т о г о с в о еоб р а з н ог о водоем а, имеющего большое народно­
хозяйственное значение.
Давно возникла необходимость в подготовке сводной работы
по термике водохранилища, содержащей обзор накопленных
знаний о важнейшем экологическом факторе, - температуре в о ­
ды и донных отложений. Объективный анализ данных о темпера­
турном режиме водохранилища будет с п о со б ст в о в а т ь выявлению
сложных связей естественн ы х и антропогенных процессов в фор­
мировании температурных условий э т о г о в одоем а,ч то имеет с у ­
щественное значение для разработки принципов прогнозирования
данного экол огич еского фактора, особенно в преддверии гранди­
озных работ по территориальному перераспределению водных
ресурсов и наиболее рациональному и эффективному хозяйственно­
му использованию водоем а.
ВВЕДЕНИЕ
Первые сведения о температурных условиях Рыбинского в о ­
дохранилища относятся к 1950 г. И. Ф. Овчинников (1950) в
кратком очерке о водохранилище подвел итоги эпизодическим
измерениям температуры воды, произведенным в разное время
и в различных частях водоема с о времени е г о заполнения до
1948 г. Оказалось, что температурный режим искусственного
водоема существенно отличается от так ов ого озера. Регулиро­
вание объема водохранилища сопровож дается осыханием прибреж­
ной зоны, обмелением междуречья и сохранением значительных
глубин на русловых участках. Уже одно э т о о б с т о я т е л ь ст в о с о ­
здает различные условия прогрева и охлаждения вод по аквато­
рии и глубине водоем а. Было показано, что на специфику т ем п е­
ратурных условий водоема влияют географическое положение бас­
сейнов питающих его рек, а также различие морфометрии речных
районов и центральной части водохранилища. Таким образом,
уже первые наблюдения выявили сложный характер распределения
температуры в водоем е и влияние на э т о т процесс антропогенно­
г о фактора - регулирования объема.
В последующие годы исследования велись главным образом
с целью решения ряда практических вопросов. Так, летом 1946
и 1947 г г .
Государственный гидрологический институт с о в м е с т ­
но с Рыбинской гидрометеоропогической обсерваторией (РГМО)
выполнили измерения температуры воды с целью получения дан­
ных для расчета испарения
с поверхности водохранилища. Ма­
териалы экспедиционных и стационарных измерений температуры
на береговы х водомерных постах позволили Т . А . Горшуновой
(1951) дополнить сведения И. Ф. Овчинникова (1950) о темпера­
турных условиях водохранилища и проследить многолетние изме­
нения температуры воды относительно условий эксплуатации
водоема, принятых в 1947 г. Ее выводы об однородном распре­
делении температуры по глубине и акватории водохранилища в
течение большей части безледного периода при правильной оцен­
ке роли в е т р о в о г о волнения в перераспределении тепла в даль­
нейшем не подтвердились. Однако, располагая весьм а скудными
данными о зимних температурах, автор справедливо отметила
ведущую роль турбулентного переноса тепла в формировании
температурных условий водоема при ледоставе.
Повышенный интерес к изучению ледово-тер м и ч еского режима
водохранилища вызвал затруднения в эксплуатации Рыбинской
ГЭС, возникавшие и з -за образования и оседания внутриводного
льда на конструкциях гидроузла. С целью объяснения переохлаж­
дения воды в приплотинном
участке и поиска путей направлен­
ного ускорения ледостава был выполнен обширный цикл наблюде­
ний, результаты которых обобщены С .Н . Тачаловым ( 1 9 5 7 ).
Многочисленными измерениями температуры воды сопровож ­
дались биологические исследования, интенсивно развернувшиеся
на в одоем е в о второй половине 5 0 -х годов. Существенную цен­
ность при этом представляют наблюдения на станциях стандартных
рейсов, выполняемых 2 -3 раза в месяц в течение одн ого-двух
дней и по настоящее время. Эти данные, дополненные и з м е р е ­
ниями температуры по ходу судна на специальных гидрологиче­
ских разрезах, позволили Т . Н . Курдиной (1958) сост а в и т ь с х е ­
му пространственного распределения температуры в поверхност­
ном и придонном слоях воды в условиях интенсивного их прогре­
ва, а также показать перенос вод с разной температурой по
акватории и глубине водоем а сгонно-нагонными течениями.
Впервые были приведены величины вертикальных температурных
градиентов и указаны районы с наиболее высокими и низкими
придонными температурами в конце зимнего сезон а.
В 1957-1959 г г . В. И. Рутковский (1963) провел серию син­
хронных наблюдений по изучению суточной динамики темпера­
туры воды. Их результаты показали, что для изучения характе­
ра распределения вод с разной температурой, динамики ее в
эт о м своеобр азном водоем е необходимо совершенствование м е т о ­
дов сбора информации. В связи с этим были организованы с к о ­
ростные маршрутные съемки водохранилища (Рутковский» 1958).
Они проводились с разной полнотой в 1957-1959 г г . , а в 1960г.
получили дальнейшее развитие в виде синхронных съемок ( р и с . 1 )
водоема, которые велись до 1964 г . (Буторин, 1965).
Материалы синхронных съемок представляют наибольшую цен­
ность в архиве данных о температурном режиме водохранилища.
На их основе выявлен ряд характерных особенностей распреде­
ления температуры воды в различные сезон ы , в частности в
период ледостава (Буторин, 1963), показана специфика измене­
ния ее с глубиной, рассчитан теплозапас водохранилища и е го
сезонные изменения.
В эти же годы получили дальнейшее углубление и расширение
исследования гидром етеорологи ческого режима Рыбинской гидро­
метеорологической обсерваторией, начатые в конце 5 0-х годов.
Наряду с продолжением регулярных измерений температуры воды
не только на существующих, но и на новых водомерных постах,
были организованы наблюдения на рейдовых вертикалях и гидро­
логических разрезах, расположенных в наиболее репрезентатив­
ных участках водохранилища. Обобщение полученных данных по­
зволило С .Н . Тачапову (1959) показать особенности г о д о в о г о
6
Jliyinm
о » Л уко м
v0 * » X O i e \ j M » « C i
1Xip«aMot»oa
Го*
J
I Ягарба
• З .т Х ^ С р А м р
Пр о т а м
*“ Пер«о*<вйскм« _
088
<х■Лем
Гм м м
Ь р Н то м
.
\Изм|(|«ои
Д иш иио
■
e Пуш ма
оГ
в» - 4
а - основные плесы и назва­
ния пунктов, б - расположе­
ние станций синхронных
съемок.
..
.
Ринмсм! №*т<>
В с р д о р к ») « э ,М м о г ,\ Х Т С
Рис. 1. С хем е Рыбинского
водохранилища.
* Лу м ё и * » Х « « -
Г
/М м в ш и и »
и се з о н н о г о хода температуры воды в разных частях прибрежной
зоны водоема, а для его центральной части дать типовой гра­
фик температуры по наблюдениям у постов Молога и мыс Р ож новский.
Несомненная заслуга С .Н . Тачалова - впервые предпринятая
попытка проследить характер теплообмена воды с грунтами дна.
Впоследствии эти работы получили методическую основу,дальней­
шее развитие и позволили установить роль климатических и
антропогенных факторов в процессе теплообмена (Тачалов, 1966).
Более полные исследования температурного режима грунтов
дна водохранилища были развернуты в ИБВВ АН С С С Р . Полу­
чены материалы по термике грунтов, дана схем а распределения
температуры в их придонном сл ое (Б ак а сто в, I960, 1965). Раз­
работана методика определения теплофизических характеристик
затопленных грунтов. Это позволило рассчитать теплозапас
грунтов с учетом сезонных изменений температуры дна и выя­
вить условия формирования температурного режима грунтов,
включая мелководья и осушную зону (Б ака стов, 1966, 19766).
Было установлено, что в период весеннего и летнего прогре­
ва ч асто наблюдается явление стратификации вод по глубине,
обычно непродолжительное по времени и приуроченное к тихой
погоде, определены различия температуры в поверхностных и
придонных слоях, рассчитаны градиенты ее изменения по глуби­
не (Буторин, 1962).
О собое внимание уделялось изучению формирования и дина­
мики слоя температурного скачка. К. К. Эдельштейну (1963)
удалось проследить условия и время появления слоя скачка, из­
менение глубины е г о границ, накопление тепла в эпи - и м е т а лимнионе
при определенных метеорологических условиях. Эти
исследования подтвердили возм ож н ость и показали сам процесс
расслоения водной толщи в мелководном водохранилище.
К 6 0 -м годам уже имелись обширные материалы по тем п е­
ратуре воды водохранилища, и В. И. Рутковский (1963) предпри­
нял попытку их обобщения с целью характеристики г о д о в о г о и
сез он н ог о хода температуры в условиях искусственного водоема.
Им установлено, что весной температурный режим водохранили­
ща обусловлен температурой аккумулированных паводочных вод,
в конце весны усиливается роль солнечной радиации.
Летом и
осенью в формировании температурного режима превалирует
теплообмен с атмосферой, а зимой - теплообмен с грунтами
и вынос тепла к нижней поверхности льда.
Дальнейшее изучение процессов накопления и расхода тепла
водной м ассой водохранилища требовало расчетов баланса тепла.
Это нашло отражение в работах С .Н . Тачалова ( 1 9 6 5 ), Н .В .
Буторина, С . С . Бакастова ( 1 9 6 5 ), О. Ф. Кондрацовой (1 9 6 5 ).
Наиболее полное представление о тепловом режиме водохранили­
ща в безледный период дано Е . А . Зайцевой (1965, 1968). А вто­
ром приведены результаты расчета составляющих годовы х и
8
месячных тепловых балансов водоем а за ряд лет, которые на­
глядно отражают картину прихода и расхода тепла, показывают
роль отдельных компонентов в сезонном и годовом изменении
теплозапаса водохранилища.
Несколько позднее В. И. Колкутин и С .Н . Тачалов (1970,
1973) рассчитали баланс тепла в весенний и осенний переходные
периоды, что имеет важное значение для выявления особ ен н ос­
тей температурного режима водоем а. Исходя из полученных
результатов, В. И. Колкутиным предложен с п о с о б расчета сред­
ней температуры водоема в переходные периоды м етодом тепло­
во г о баланса.
Современный уровень развития производительных сил вызы­
вает не только глубокие изменения в режиме водоем ов, но и
приводит к перестройке их экологических си ст ем . П о эт о м у при
комплексных биологических исспедованиях детально изучаются
в с е основные физические и химические параметры состояния и
изменения водной среды и прежде в с е г о температурные условия.
С цепью выявления причинных связей и ответных реакций эко­
си стем ы в цепом и отдельных ее звеньев на т е или иные в о з ­
действия температуры ИБВВ АН С С С Р си стематически углуб­
ляется изучение особенностей и специфических черт температур­
ного режима водохранилища. Первичные данные по температуре
воды и донным отложениям соп оставл яю тся и анализируются с
ходом биологических процессов (Рыбопромысловы й а т л а с . . . ,
1963; Курдина, Буторин, 1968; Рыбинское водох ра н и л и щ е...,
1972 ).
Результаты исследований температурного режима как эколо­
гич еск ого фактора показывают важную роль температуры воды
и грунтов, сезонной и многолетней изменчивости ее для видо­
в о г о со с т а в а , распределения, размножения, питания,
роста,
динамики численности водного населения.
Температурные данные наблюдений сети стаций и постов по
1972 г . включительно и экспедиционных работ обобщены С .Н .
Тачаловым и Е .А . Зайцевой ( Гидрометеорол. режим.
, 1975).
Г л а в а
I
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
И ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Д остаточно полное физико-географическое описание водохра­
нилища и основные сведения о б отдельных элементах гидроме­
теорол оги ч еского режима приведены в монографиях , Рыбинское
водохранилище и е г о жизнь' (1972) и , Гидрометеорологический
режим озер и водохранилищ С С С Р ' ( 1 9 7 5 ). Здесь мы отметим
лишь те особенности, которые определяют формирование т ем п е­
ратурного режима воды и грунтов и е г о изменения.
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
Бассейн Рыбинского водохранилища расположен на с е в е р о в о с т ок е европейской части С С С Р в пределах лесной зоны. Ббльшая ч асть е г о и водохранилище находятся в подзоне южной тайги.
Под воздействием хозяйственной деятельности на е г о террито­
рии значительное распространение имеют ,о п о л ь я ' - искусствен­
ная л есостепь с преобладанием распаханных угодий. Такой тип
ландшафта наиболее характерен для бассейнов Волги и Мологи.
В бассейне Шексны он в стреч ается реже, главным образом
вблизи с е в е р о - в о с т о ч н о г о берега водохранилища. На остальной
части шекснинского бассейна преобладают темнохвойные еловые
и сосн ов ы е леса, а по правому притоку Шексны - Суде - боль­
шие площади болот.
В заболоченной части шекснинского бассейна наименьшая г у с ­
тота речной сети - от 0.31 до 0 .3 5 км/км^. В менее заболочен­
ной восточной части она со ст а в л я ет 0 . 3 6 - 0 . 4 0 км /км^. В бас­
сейнах Мологи и Волги г у с т о т а речной сети увеличивается до
0 . 4 1 - 0 . 4 5 , а местам и по правобережью Волги до 0 .5 0 км/км^.
Отсюда видно, что условия для поступления дождевых и сн е г о ­
вых вод в русла рек, а затем в водохранилище на бассейнах
главных питающих е г о рек различны.
‘ КЛИМАТ
•
Климат бассейна формируется под воздействием морских и
континентальных воздушных м а сс и характеризуется умеренно
теплым летом и умеренно холодной зимой. Период положительных
1Г\
Т а б л и ц а
1
Максимальные и минимальные температуры воздуха ( ° С )
(Рыбинское в одох ра н и л и щ е..., 1972)
Колебания
Углич
Минимум
Максимум
-48
36
84
Амплитуда
Рыбинск
-46
36
82
ПошехоньеВолодарск
-49
35
84
В есьеЧереповец
гонск
-48
35
83
-49
34
83
температур воздуха продолжается около 7 месяцев. Весенний и
осенний периоды затяжные, с чередованием теплых и холодных
дней. Зимний период с отрицательной температурой длится б о ­
лее 3 месяцев. Поступление теплых воздушных м а сс атлантичес­
кого происхождения вы зывает зимой продолжительные оттепели,
а вторжение холодных континентальных м а с с воздуха - резкое
похолодание.
Самый холодный месяц - февраль, самый теплый - июль.
Устойчивый переход температуры воздуха через 0 ° весной про­
исходит чаще в с е г о в первой декаде апреля, осенью - в послед­
них числах октября.
Наиболее теплая ч асть пета с о среднесуточной температурой
воздуха выше 15° продолжается 50-70 дней ( с о второй декады
июня по вторую декаду августа). Значения температуры воздуха в
районе водохранилища за 70 лет наблюдений приведены выше (табл. 1 ).
Многолетняя среднегодовая температура воздуха на побережье во­
дохранилища изменяется от 2. 7 ° в северной части до 3 . 4 ° в южной
(табл. 2 ) .
Над акваторией водохранилища в го д о в о м ходе температуры
воздуха прослеживаются некоторые отличия от так ов о го над
сушей. В мае над водной поверхностью среднемесячная тем п е­
ратура на 0 . 5 - 1 . 6 ° ниже, чем над прилегающей к водоем у с у ­
шей, а в сен тябр е-октябре примерно на 0 . 5 ° выше. Наблюдаются
различия и в суточном ходе температуры воздуха над водоем ом
и берегом. После вскрытия водохранилища в дневные часы над
водой температура на 1 . 0 - 4 . 0 ° ниже, а с июня по октябрь в ноч­
ные часы на несколько градусов выше, чем над сушей (табл. 3 ) .
В районе водохранилища ч а сто повторяются годы с избыточ­
ным увлажнением, однако осадков на зеркало водоем а выпадает
меньше, чем на прилегающую сушу (Гущина, 1966а). Если над
центральной частью водохранилища го д овое количество их менее
500 мм, т о на побережье колеблется от 510 до 660 мм. Около
70% годовой суммы осадков приходится на теплое время года
(Справочник по климату С СС Р, 1966), Количество осадков по
годам варьирует в широких пределах. В дождливые годы с у м ­
ма их мож ет превысить норму в 1.5 раза, а в засушливые
11
Т а б л и ц а
2
Среднемесячная и годовая температуры воздуха ( ° С ) по данным гидрометеорологических станций
(Гидрометеорол. режим..., 1 9 7 5 )
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Год
1 5 .1
1 7 .6
1 5 .7
1 0 .1
3 .8
-2 .5
- 8 .0
3 .3
1 0 .5
1 5 .7
1 7 .8
1 6 .4
1 0 .5
4 .3
- 2 .8
-7 .4
3 .4
1 .5
9.5
1 5 .6
1 8 .0
1 6 .6
1 0 .9
4 .3
-2 .5
- 8 .1
3.0
2 .7
9 .9
1 5 .3
1 7 .2
1 5 .9
1 0 .0
4.1
-2 .9
-7 .3
3 .1
—
—
1 5 .0
1 8 .2
1 6 .3
1 0 .6
3 .7
-
-
—
Пункт
I
П
III
IV
V
Углич
- 1 1 .1
-1 0 .5
-5 .3
3 .4
1 0 .9
Переборы
-1 1 .3
- 1 1 .0
-5 .7
3 .2
Мыс Рожновский
-1 1 .5
-1 1 .4
-6 .5
Брейтово
- 1 1 .2
- 1 1 .1
-5 .8
Пункт от­
крытого
моря (ПОМ)
—
—
—
VI
Молога
-1 0 .9
- 1 1 .0
-6 .7
0 .9
9.4
1 4 .9
1 8 .2
1 6 .2
1 1 .0
3 .9
-2 .7
- 8 .0
2 .9
ПошехоиьеВолодарок
-1 1 .9
-1 1 .4
- 6 .2
2 .4
1 0 .0
1 4 .6
1 7 .0
1 5 .2
9 .4
3 .1
-3 .1
-8 .7
2 .5
Череповец
-1 1 .9
-1 1 .3
- 6 .2
2 .1
9.6
1 5 .1
1 7 .2
1 5 .6
9 .9
3 .2
-3 .4
- 8 .0
2 .7
1
1
Т а б л и ц а
3
Изменение температуры воздуха над водной поверхностью ( Гидрометеорол. режим..., 1 9 7 5 )
Число
наблю­
дений
Дата
24 У 1964
2 5 У1 1 9 6 4
2 5 УП 1 9 6 4
8
6
в
Расстояние
от подвет­
ренного бе­
рега, км
Урез
17
25
35
43
Урез
17
25
35
Урез
Температура, °С
поверхности
воды
1 1 .4
1 6 .6
1 3 .9
1 3 .2
1 9 .3
1 0 .9
1 7 .2
1 8 .6
1 8 .6
1 4 .8
1 8 .5
1 8 .5
1 8 .6
1 8 .6
1 8 .3
1 7 .0
1 4 .9
1 7 .3
1 9 .8
1 8 .9
25 У 1966
29 Y I
1966
14
В
1 1 .1
2 0 .2
•
2 0 .2
Изменение температуры
воздуха по профилю, °С
между со­
седними
станциями
на всем
профиле
-5 .2
-2 .7
-0 .7
- 0 .6
1 2 .6
1 2 .6
8
18
28
43
Урез
17
25
Урез
17
25
в оздуха
Разность
температуры
поверхности
воды и воз­
духа на
урезе, °С
-4 .0
0 .0
8 .4
6 .3
1 .4
7 .7
0 .0
4 .1
3 .7
3 .8
0 .0
0 .1
0 .0
-7 .2
-1 .3
- 2 .1
-3 .4
2 .5
0 .4
2 .9
1 7 .3
годы бы вает вдвое меньше нормы. Наименьшая влажность в о з ­
духа характерна для конца весны и начала пета, когда средне­
месячная величина ее колеблется от 69 до 74%.
Влияние обширного Рыбинского водохранилища прослеживает­
ся и на изменении облачности. В теплые
месяцы года количе­
с т в о ее над водоем ом в дневные часы меньше, а в ночные и
утренние - больше, чем над сушей.
Большое влияние на в е с ь комплекс процессов, протекающих
в водоем е, оказы вает тепловой баланс. В весенний переходный
период основной приходной составляющей теплового баланса
является проникающая радиация, которая в среднем состав л яет
72% су м м а р н ого тепла. За с ч е т теплообмена с атмосферой водо­
ем получает 27% тепла, и только 1% приходится на тепловой
ст ок рек, конденсацию и осадки. Из поступившего тепла 46%
расходуется на таяние льда и на прогрев водной м ассы , 2 % на прогрев грунтов дна. Оставш ееся тепло уходит на излучение
и испарение (Колкутин, Тачалов, 1970).
В. мае величина поглощенной солнечной радиации со став л яе т
в среднем 12. 2 к к а л /см ^ .в июне-июле - порядка 1 3 .2 -1 3 . 7 ккал/см^
(максимальные значения), с а вгуста по октябрь она снижается
от 9 . 7 до 2 . 3 ккал /см ^. В отдельные годы в са м ы е теплые месяцы
водоем поглощает от 11.7 до 15.4 ккал/см^ (Зайцева, 1968).
По данным измерений на гидрометеорологической станции
мыс Рожновский на побережье водохранилища положительный
тепловой баланс устанавливается в апреле - 3 . 5 ккал/см^, в
мае-июле величина е г о увеличивается до 8 . 2 - 8 . 4 ккал/см^, а
от а вгуста к октябрю уменьшается с 5 .7 до 0 . 3 ккал/см^.
С ноября по февраль радиационный баланс отрицательный, а в
марте - нулевой (Справочник по климату С С С Р , 1966),
Для значительной части побережья и акватории водохранилища
характерно преобладание ветров ю го-за п а дн ого и западного на­
правлений. Однако на отдельных участках побережья в течение
т еплого периода наряду с западными и юго-западными ветрами
ч асто повторяются северо-зап адн ы е (ри с. 2 ) . В отдельные годы
наблюдается увеличение повторяем ости ветров северной четвер­
ти. Штилевая погода в районе водохранилища бывает очень
редко, наоборот, ветры с о с к о р о с т ь ю свыше 8 м / с - обычное
явление. В открытой части водоема число дней
с таким ветром
в среднем сост а в л я ет 203 в год, а в отдельные годы - 223.
Зарегистрированы случаи, когда при отдельных
порывах с к о ­
р ость ветра дости гает 40 м / с (та бл . 4 ) .
НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ МОРФОМЕТРИИ
И РЕЛЬЕФА ДНА
Ферма и полкрф дна водохранилища определились основными
чертами рельефа Молого-Шекснинской низины. Длина береговой
линии при нормальном подпорном уровне (НПУ) составляет
14
у- /H
R7
i• /1 />/
X
Ч/
1
Рис. 2.
Гущина,
\
-
1+гг
/
--------- 1 --------- 2
П овторяем ость ветров различных направлений,
19666).
% (по:
а - мыс Рожновский, б - Переборы, в - Брейтово, г - Пошехонье-Володарск, д - Гаютино, е - Череповец. 1 - холодный
период ( Х 1 - Т У ) , 2 - теплый период (Ут-Х).
2150 км. Изрезанность берегов, за исключением М олого-Ш екснинского полуострова, незначительна. Площадь зеркала в од о­
хранилища при НПУ - 4550 км2 , а объем водной м а ссы - 25.4
км^. Средняя глубина е г о 5 .6 м. Глубины от 0 до 2 м занима­
ют около 21% площади. В результате зимней сработки акватория
водоема может уменьшаться на 48%, а объем - на 67%.
По распределению глубин и морфологическим особенностям
пожа в водохранилище выделяются четыре плеса: Волжский, М о пожский, Шекснинский, Главный (Фортунатов, 1959). Из них
первые три располагаются по долинам соответствую щ их рек и
представляют со б о й вытянутые, за исключением Шекснинского
плеса, сравнительно узкие участки. Они характеризуются нали­
чием извилистой полосы больших глубин по руслам рек, к к ото­
рой примыкают участки затопленных пойм с глубинами от 2 до
9м .
По конфигурации берегов и форме в плане, по распределению
глубин плесы водохранилища существенно различаются между
собой. Это относится и к рельефу дна. Наличие речек, ручьев
и озер в долинах основных водотоков особенно осложнило рельеф
дна Главного плеса (ри с. 3) и обусловило м естам и резкую с м е ­
ну глубин.
Рельеф дна водохранилища подвержен существенным измене­
ниям. Они происходят прежде в с е г о под влиянием действия
водных м а сс , которые размывают поже и берега. Общая длина
абразивных берегов водохранилища сост а в л я ет 152 км. Участки
1 С
Таблица
4
Среднемесячная и годовая скорости ветра (м /с ) на побережье
(Гидрометеорол. режим..., 1 9 7 5 )
I
Пункт
П
Ш
IV
V
У1 VII
3.6
3 .3 3.1
4 .0
Углич
3 .9
3 .8 3 .9
3 .6
Переборы
4 .3
4 .2 4 .1
3.7 4 .1
Мыс Рожновский
5 .8 5 .2 5 .5
4 .7
Брейтово
4 .4 4 .1
3 .9 4 .3 4.1
5 .6
Пункт
открытого
моря (ПОМ)
Череповец
4 .4
“
“
3 .7
У1П IX
XI
ХГ1
Год
3 .0
3 .5 4 .2 4 .1
4 .2
3.7
3 .6
4 .0 4 .7
5 .9 5 .5
3 .8
3 .8 4 .3 5 .0 4 .7
4 .7 4 .3
5 .4
5 .8 6 .6 6 .9
6 .1
'
5 .4 5 .4 5 .2 4 .7 4 .5 4 .3
4 .4 4 .4 4 .1
6 .8 6 .4
4 .8 4 .9 5 .0 5 .1
“
X
'
3 .9 4 .0 4 .4
5 .2
5 .4 5 .4 4 .8
абразии расположены в основном в речных плесах. Берега Глав­
ного плеса преимущественно пологие, на многих участках забол о­
ченные. П оэт о м у несмотря на то, что абразионные берега с л о ­
жены в большинстве случаев легкоразмываемыми породами, раз­
меры береговы х переформирований сравнительно невелики. По
данным Рыбинской гидрометеорологической обсерватории,
в
1947-1963 г г . береговая линия отступила на участках абразион­
ных берегов в Волжском плесе на 10-30 м, в Моложском - на
30-100 м, в Шекснинском - на 50-90 м, в П ереборском заливе на 2 0-25 м (Иванов, 1965). Объем переформирования грунта
на 1 пог. м берега составил за рассматриваемый период от
47 до 527 м3. Если принять условно средний объем береговых
переформирований на 1 пог. м абразионного берега равным
средней из наблюденных величин (около 190 м^ на пог. м ) ,
то общее поступление материала из э т о г о источника
равно
2 8.5 -1 0 ® м^, или около 4 6 -1 0 ® т, при средней пористости 40%
и удельном в е с е 2 .7 т /м ^ (Буторин и д р ., 1975).
Большая ч асть переработанного материала откладывается в
пределах узкой полосы береговой отмели, но часть его п о ст у ­
пает в глубоководные участки водоем а. Если учесть, что при
определенных динамических условиях ч асть продуктов размыва
б ерегов, слагающих береговую отмель, также уносится за ее
пределы, т о в целом фактор размыва берегов играет сущ ествен­
ную роль в изменении рельефа водохранилища.
При мелководности водохранилища гидродинамическое воздей­
ствие водной м а с с ы распространяется не только на прибрежную
мелководную зону, но и на районы подводных возвышенностей
16
Рис. 3. Поперечный профиль дна по разрезу Горькая С оль -Г р и горово (Главный п л ес).
дна в открытой части водоем а.
По своим размерам переработ­
ка подводных мелководных банок не уступает переработке бере­
гов. Обследования нескольких мелководных участков в Волж­
ском и Главном плесах водохранилища, включающие съемки и
повторные нивелировки постоянно закрепленных профилей, показа­
ли, что при размыве мелководий происходит нивелирование их
поверхности. Бугристый до затопления рельеф см ен я ется плос­
ким. Абсолютные вы соты обследованных мелководий за 25 лет
существования водохранилища уменьшились на 1 .5 м (Зиминова,
Курдин, 1968).
Только банка Лысая Гора в Волжском плесе водохранилища
за рассматриваемый период потеряла 14.7 т ы с. м грунта, или
13.7% с в о е г о первоначального объема. Объем грунта, вынесен­
ный в Главный плес водоема, составил 397 т ы с . м .
Таким
образом, в становлении подводного рельефа и е г о изменениях
решающая роль принадлежит водным взве сям .
Основная м а сс а взвешенного вещества Рыбинского водохра­
нилища обр азуется в основном за с ч е т абразионной деятельнос­
ти водоема и оценивается в 8 6 . 6 * 10 ® т, а также за с ч е т реч­
ных наносов - 19*10® т . Доля продукции фитопланктона и в ы с ­
шей водной растительности в образовании взвесей состав л яет
2 .9 * 10й т (Буторин и д р ., 1975).
Водные взвеси играют большую роль в формировании грунто­
в ог о комплекса водоем а. В Рыбинском водохранилище только
5% поступающих и образующихся в нем взвешенных веществ
выносятся в нижний бьеф гидроузла, а остальная ч асть их акку­
мулируется на дне водоема (Зиминова, Курдин, 1972). Помимо
э т о г о водные взвеси, изменяя прозрачность воды, лимитируют
проникновение в водную толщу солнечного света и т е м самым
оказывают непосредственное влияние на температурные условия
водоема.
ЗОНА ВРЕМЕННОГО ЗАТОПЛЕНИЯ
Характерной морфометрической о собенн остью Рыбинского во­
дохранилища является наличие обширной зоны временного затоп­
ления, образующейся в результате годовы х изменений уровня.
Зоной временного затопления мы считаем ч асть акватории в о ­
доема, ограниченную положением с а м о г о в ы с ок о г о и наиболее
низкого уровня водохранилища за многолетний период с момента
Рис. 4. Осушная зона (заштрихована).
Пунктирная линия - русла рек.
е г о наполнения до проектной отметки (1947 г . ) . Для Рыбинско­
го водохранилища эта зона расположена между отметками уров­
ня 102.4 и 96.1 м. Площадь ее сост а в л я е т 2780 км 2 ( с учетом
площади осев ш его на грунт льда), что сост а в л я ет 61% от пло­
щади водохранилища при НПУ и 57% от площади максимального
его наполнения за многолетний период. О бразуется она в резуль­
тате осушения не только прибрежных мелководий, но и мелко­
водных участков Глазного плеса (рис. 4 ) . П оэтом у в дальней­
шем мы будем называть ее осушной зоной водохранилища.
Осушная зона - новый и качественно своеобразный
ланд­
шафтный элемент, характерный особенно для равнинных водохра­
нилищ. Эта зона отличается св оеобр ази ем режимных характерис­
тик, г р у н тового комплекса, в ней происходит формирование
специфической флоры и фауны. Характерной особенностью ее
является промерзание осушенных грунтов в зимнее время. При
неблагоприятных условиях, в суровые и малоснежные
зимы,
отрицательные температуры в поверхностном слое грунта до­
ст и га ю т 1 0 -1 5 °, что приводит почти к полной гибели зимующих
18
Т а б л и ц а
П лощ ади
объ ем ы
Плес
5
осуш аем ы х
водной
м елководий
и
соответствую щ и е
им
м ассы
Изобата от НПУ, м
Характеристики
t
2
1
В ол ж ск и й
82
168
245
290
% от площади при НПУ
15
30
45
53
0 .0 9
0 .1 7
0 .3 6
0 .5 3
3
6
14
20
Площадь, км2
54
97
119
144
% от площади при НПУ
24
44
54
65
0 .0 3
0 .1 0
0 .1 5
0 .2 4
4
13
20
32
136
262
368
445
20
38
53
64
0 .0 1
0 .2 3
0 .5 0
0 .8 0
1
9
228
% от объема при НПУ
Объем зоны, км^
% от объема при НПУ
Шекснинский Площадь, км^
% от площади при НПУ
Объем зоны, км^
% от объема при НПУ
Главный
4
Площадь, км^
Объем зоны, км^
Моложский
3
Площадь,
км^
% от площади при НПУ
Объем зоны, км^
% от объема при НПУ
Площадь, км2
Водохрани­
лище в целом
% от площади при НПУ
О
Объем зоны, к м °
% от объема при НПУ
20
32
434
655
982
7
14
22
32
0 .1 2
0 .4 0
1 .0 4
2 .0 5
1
2
5
10
500
961
1416
1861
11
21
31
41
0 .2 3
0 .9 0
2 .0 4
3 .6 1
4
8
14
1
.
в нем водных животных. Зона временного затопления играет
большую роль не только в жизни водоема, h j и е значительной
степени определяет особенности е г о режима. Прежде в с е г о она
оказывает большое влияние на температурные условия водохра­
нилища. Сезонный ход температуры з д е сь ве сьм а динамичен.
19
Осуш ная зон а о т л и ч а е т ся о т гл у б о к о в о д н ы х ч а с т е й бо л е е ранни^,
п р о гр е в о м в в е се н н е е в р е м я , наи более вы сок и м и абсол ю тн ы м и
те м п е р а т у р а м и л е то м и ранним охл аж дением о с е н ь ю ,
причем
изм ен ение т ем п ер а ту р ы з а к о р о т к о е в р е м я о х в а т ы в а е т в с ю вод_
ную тол ш у и верхний сп ой донны х отлож ени й.
Особенности режима зоны временного затопления, своеобраз^
ной части акватории водоема, обусловливаются в основном ее
морфометрическими характеристиками, в частн ости положением
и размерами. В среднем за многолетний период при годовом
понижении уровня осушная зона распространяется до 4 -м етр овой
изобаты от уровня при НПУ. При э т о м осуш ается 1860 км мел­
ководий, или 41% от площади водоема при НПУ. Объем водной
массы соотв етств ую щ ей мелководной зоны с о с т а в л я ет 3 .6 км^,
или 14% от объема водохранилища при НПУ.
Для Рыбинского водохранилища обычны случаи осушения мел­
ководий ниже 4 -м етр ов ой изобаты. С 1947 до 1978 г. такое
год овое понижение уровня отмечалось 14 раз. Наинизший уровень
наблюдался в 1952 г. В этих условиях осушная зона составляла
54% акватории водоем а при НПУ с учетом площади осушения
под осевшим на грунт льдом.
С целью изучения динамики осушной зоны для разных плесов
приводятся (та бл . 5) абсолютные и относительные величины
их площадей и объемов водной м а сс ы между береговой линией
при НПУ и изобатами в 1-4 м. Оказалось, что по абсолютной вели­
чине площади осушенных мелководий плесы располагаются в следу­
ющей последовательности: Главный, Шекснинский, Волжский, М о ложский. По удельной же величине мелководных участков в раз­
мерах акватории каждого плеса картина иная: наиболее развиты
мелководья в Моложском плесе, где они от уреза при НПУ до
глубины 4 м состав л яю т 65% от акватории плеса, з атем следуют
Шекснинский и Волжский плесы, а последнее м е с т о занимает
Главный плес. Приведенные данные сви детел ьствую т о большом
удельном в е с е мелководий во всех плесах водохранилища.
Величина площади мелководий, затопляемых и осушаемых
ежегодно, время начала и конца осушения или затопления сильно
колеблются в зависимости от особенн остей годовы х колебаний
уровня.
Учитывая, что продолжительность затопления и осуше­
ния рассматриваемой зоны имеет большое значение в жизни
водоем а, этим процессам уделяется о с о б о е внимание.
При определении времени начала и конца как затопления,
так и осушения мелководных территорий принимался момент,
когда уровень начинал устойчиво повышаться или понижаться.
Временные изменения уровня в результате сгонно-нагонны х ко­
лебаний не учитывались, п о эт о м у даты и значения максимальных
и минимальных годовы х значений уровня в данном случае м ог у т
отличаться в отдельные годы от сведений, публикуемых Гидро­
метеослужбой.
20
Т а б л и ц а
6
Продолжительность повышения уровня и величина затоп ­
ленных мелководных территорий за 1947-1980 г г .
Период повышения
уровня
1У-21 VI 1947
i y _6 VI 1948
ТУ-29 V 1949
I у _3 VI 1950
29 Ш-16 VI 1951
15 I У - 5 VI 1952
2 1У-18 VI 1953
30 ИМ VI 1954
18 IУ -2 0 У1 1955
17 1 у _ 7 VI 1956
11 1У-14 V 1957
17 1У-27 V 1958
10 IV -19 V 1959
12 I V - 2 VI I960
2 I У-20 У 1961
7 1У-31 V 1962
14 1У-30 V 1963
9 1У- 8 VI 1964
10 ГУ-20 VI 1965
3 I V - 1 3 У1 1966
29 L1I-20 У 1967
27 III—22 У 1968
12 ТУ-21 У1 1969
4 I V - 1 5 У 1970
5 Ш-30 у 1971
25 III—
8 У1 1972
26 III—15 У 1973
5 Ш-16 У1 1974
7 И1-4 У 1975
26 III- 6 УИ 1976
3 1У-15 У1 1977
31 Ш-20 УИ 1978
5 IV-19 у 1979
22 III—18 У 1980
Максимум
Минимум
Средний
1
4
3
4
Повышение
уровня, м
5 .0 5
3 .2 5
2 .3 8
2 .9 6
3 .3 6
3 .3 2
3 .2 3
1.72
5 .2 6
4 .7 0
3 .3 8
4 .9 0
4 .0 4
3.21
2 .8 6
4 .1 6
2 .7 2
3 .1 2
3.5 9
4 .7 4
3 .4 9
4 .1 2
3 .6 8
3 .7 0
2 .6 5
2.91
2 .3 0
3 .8 4
2 .5 7
3 .7 8
4.31
4 .6 4
2 .9 3
4 .8 6
5 .2 6
1.72
3 .5 8
Продолжитель­ Затопленная
ность затоп­
ппошадь,
ления, с у т
км^2
81
63
56
60
79
51
78
63
63
51
33
40
39
51
48
54
46
60
71
71
52
56
70
41
86
75
50
103
58
102
73
111
44
57
111
33
62
2212
1479
1140
1343
1579
1367
1513
776
2377
2050
1589
'
2222
1884
1402
1380
1928
1222
1397
1659
2191
1627
1902
1690
1732
1218
1334
1027
1772
1161
2142
1942
2087
1399
2201
2377
776
1645
21
Т а б л и ц а
7
П о в т о р я е м о с т ь и о бесп ечен н ость разм еров
за то п л я е м ы х площадей и сроков их за то п л ен и я
И нтервалы
зато п ляем ы х
площадей,
км
2499-2000
1999-1500
1499-1000
999-500
Ч астота
О бесп е­
( п о вто ­
че н н о сть
р яем ость)
годы
8
12
13
1
%
2 3 .5
35.3
3 8.3
. 2.9
годы
8
20
33
34
%
2 3.5
58.8
97.1
100.0
И нтервалы
сроков н а­
полнения,
дни
119-100
99-80
79-60
59-40
39-20
19.0
Частота
( п о вто ­
р я е м о с ть )
О бесп е­
ч е н н о сть
годы
%
годы
3
2
12
13
3
1
8 .8
5 .9
35.3
38.3
8 .8
2 .9
3
5
17
30
33
34
%
8 .8
14.7
50.0
8 8.3
97.1
100
Начало затопления осушной зоны совпадает с началом напол­
нения водохранилища водами весенн его половодья. Средняя дата
начала повышения уровня, по многолетним данным, 5 апреля
при среднем уровне водоема 98.1 м. В зависимости от климати­
ческих условий года начало и конец повышения уровня в водо­
хранилище м о г у т сдвинуться от средней даты до одного месяца.
Так, наиболее раннее начало повышения уровня за исследуемый
период наблюдалось 5 марта (1974 г . ) ,
наиболее позднее 18 апреля (1955 г . ) . Окончание затопления мелководий совпада­
ет по срокам с наступлением максимального уровня в конце
наполнения водоема. Наиболее ранняя дата окончания затопления
мелководий относится к 4 мая (1975 г . ) , а наиболее поздняя к 20 июля (1978 г . ) . Среднемноголетняя дата окончания
затопления мелководий водохранилища приходится на 3 июня при
отметке уровня 1 0 1 .6 м (та бл . 6 ).
Таким образом, продолжительность процесса затопления мел­
ководий водохранилища колеблется от 33 (1957 г . ) до 111 су т ок
(1978 г . ) при среднем времени, равном 62 су ткам . При среднем
повышении уровня за многолетний период 3.58 м затопляется
1645 км^ мелководных территорий. В 1954 г . при минимальном
повышении уровня 1.72 м оказались затопленными 776 км2, а
при максимальном подъеме е г о в 1955 г . , равном 5 .2 6 м, за­
топлению подвергалось 2377 км^, т. е. в 3 раза больше.
В отдельные годы как сроки начала и конца затопления мел­
ководий, так и величины затопляемых площадей сильно отклоня­
ются от средних значений (табл. 6 ). В связи с этим о б с т о я ­
тельством были подсчитаны п о вторяем ость и обеспеченность
величины затопляемых площадей и сроков затопления (табл. 7 ) .
Полученные данные показывают, что если за исследуемый
период величина затопляемых площадей изменялась от 776 до
2377 к м 2 , а продолжительность затопления от 33 до 111 суток,
22
Т а б л и ц а
8
Продолжительность понижения уровня и величина
осушенных мелководных территорий за 1947-1980 г г .
Период осушения
21 УГ 1947-4 1У 1948
6 УГ 1948-3 1У 1949
28 У 1949-4 1У 1950
3 У1 1950-29 111 1951
16 У1 1951-15 1У 1952
5 У1 1952-2 IУ 1953
18 У1 1953-30 III 1954
1 У1 1954-18 ГУ 1955
20 УГ 1955-17 ГУ 1956
7 УГ 1956-11 ТУ 1957
14 У 1957-17 1У 1958
27 У 1958-10 ГУ 1959
19 У 1959-12 ГУ 1960
2 УГ 1960-2 IV 1961
20 У 1961-7 ГУ 1962
31 У 1962-14 1У 1963
30 У 1963-9 ГУ 1964
8 УГ 1964-10 ТУ 1965
20 УТ 1965-3 ГУ 1966
13 УТ 1966-29 JII 1967
20 У 1967-27 III 1968
22 У 1968-12 ТУ 1969
21 УТ 1969-4 1У 1970
15 У 1970-5 III 1971
30 У 1971-25 III 1972
8 УГ 1972-26 111 1973
15 У 1973-5 III 1974
16 У1 1974-7 IU 1975
4 У 1975-26 Ш 1976
6 УП 1976-3 1У 1977
15 УГ 1977-31 III 1978
20 УН 1978-5 У 1979
19 У 1979-22 1U 1980
Максимум
Минимум
Средний
Понижение
уровня, м
3 .5 4
1.98
3 .5 0
2.61
5 .5 2
2 . 11
3 .2 4
3 .4 0
5. 55
2.71
4.91
3 .9 3
4 .9 6
1.14
4 .2 9
3 .9 0
3 .1 2
2.71
4. 15
3 .8 8
4 .1 5
3 .9 6
3. 19
3 .4 0
2 .8 8
3 .68
2 .1 0
3 .3 5
3 .9 6
4.51
4 .4 7
1.71
3 .8 4
5. 55
1.14
3 .5 0
Продолжитель­ Осушен­
ность осуш е­
ная пло­
ния,
сут
щадь, км 2
287
301
312
299
303
301
285
321
301
308
338
318
328
304
322
318
314
306
287
289
311
325
287
295
299
291
266
255
327
271
289
289
307
338
255
302
1633
934
1623
1189
2413
1249
1518
1467
2481
1249
2227
1830
2259
538
1992
1813
1398
1217
1885
1822
1917
1832
1474
1599
1319
1680
936
1556
1727
2044
2000
1289
2191
2481
538
1647
Т а б л и ц а
9
П родолжительность понижения уровня и осушенная площадь
в петний и зимний периоды за 1947-1980 г г .
Летний
год
1947
1948
1949
1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1957
1958
1959
1960
1961
1962
продолжи­
тельность
периода,
сут
215
232
179
236
209
234
230
240
216
215
197
194
179
225
190
186
нериод
пониже­
осушеннан
ние уров­ п лошадь,
км^
ня, м
1.51
1. 17
1 .3 3
0 .5 7
1 .7 6
721
547
648
271
851
0
0
220
0 .4 3
1 .0 3
2 .8 3
0 .2 8
1.11
1.31
1.48
1 .0 0
1 .5 7
0 .8 7
484
1365
142
560
856
747
468
776
443
Зимний период
% от о с у ­
шенной
за г од
4 4 .2
58. 6
3 9 .9
2 2 .8
3 5 .3
0
14. 5
3 3 .0
5 5 .0
11.4
25.1
3 5 .8
33. 1
8 7 .0
3 9 .0
24 .4
годы
1947-1948
1948-1949
1949-1950
1950-1951
1951-1952
1952-1953
1953-1954
1954-1955
1955-1956
1956-1957
1957-1958
1958-1959
1959-1960
1960-1961
1961-1962
1962-1963
продолжи-. пониже­
осушенная % от о с у ­
шенной
тельность ние уров­ площадь,
ня, м
км
за год
периода,
сут
133
130
131
124
155
128
126
142
146
154
141
134
149
140
132
132
2 .0 3
0.81
2. 17
2 .0 4
3 .7 6
2 .4 8
2.81
2 .3 7
2 .7 2
2 .4 7
3 .0 8
2 .6 2
3.48
0. 14
2 .7 2
3 .0 3
912
386
975
918
1562
1249
1297
982
1116
1106
1667
1174
1512
70
1216
1370
5 5.8
4 1 .4
60. 1
7 7 .2
6 4.7
10 0 .0
8 5 .5
6 7 .0
4 5 .0
8 8 .6
7 4 .9
6 4 .2
6 6 .9
13.0
6 1 .0
7 5 .6
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
1980
М аксимум
Минимум
Среднее
to
сл
181
197
207
241
197
172
208
192
174
148
172
162
191
105
168
134
141
165
241
105
192
1 .7 3
2 .1 0
1 .3 0
2 .4 5
2 .3 2
1 .8 7
1.91
2 .6 9
1.81
3 .3 6
1 .8 0
2 .2 9
2 .7 3
1.98
1 .7 0
0 .1 0
2 .0 6
3 .2 2
3 .3 6
0
1.64
801
949
620
1180
1110
896
913
1295
848
1531
808
1095
1231
944
805
51
989
1517
1531
0
779
5 7 .3
7 8 .0
3 2 .9
6 4 .8
5 7 .9
4 8 .9
6 1 .9
8 0 .9
6 4 .3
91. 1
8 6 .3
7 0 .4
7 1 .3
4 6 .2
4 0 .2
4 .0
45. 1
1963-1964
1964-1965
1965-1966
1966-1967
1967-1968
1968-1969
1969-1970
1970-1971
1971-1972
1972-1973
1973-1974
1974-1975
1975-1976
1976-1977
1977-1978
1978-1979
1979 -1 9 8 0
134
140
141
119
114
153
140
1.39
0.61
2 .8 5
1.09
1.83
2 .0 1
155
166
1.28
0.71
1 .0 7
0 .3 2
0 .3 0
1 .0 6
1.23
2 .5 3
2 .7 7
1.61
1. 78
166
93
135
3 .7 6
0 .1 4
1.91
102
126
143
94
93
136
166
121
597
268
1265
642
807
936
561
305
471
149
128
461
496
1100
1195
1238
1202
4 2 .7
2 2 .0
67.1
3 5 .2
42.1
51.1
38.1
19.1
3 5 .7
8 .9
13.7
2 9 .6
2 8 .7
53.8
5 9 .8
9 6 .0
5 4.0
-
9 1.1
0
4 7 .3
__
—
-
1667
70
885
10 0 .0
8 .9
5 2 .7
то затопление площадей о т 1000 до 2000 км 2 имеет обеспечен­
ность 74%, а площадей от 1000 до 1500 км 2 - 38%.
Аналогичные расчеты выполнены и для периода осушения мел­
ководий. Из приведенных данных (табл. 8 ) следует, что в
среднем за г о д осуш ается 1645 км2. Минимальное понижение
уровня, равное 1 ,14 м, наблюдалось в 1960-1961 г г . , при этом
было осушено 538 км^ мелководных территорий, а максимальное 5 ,5 5 м в 1955-1956 г г . повлекло осушение 2469 км^ мелковод­
ных территорий, т. е. почтд в 5 раз больше. Продолжительность
осушения изменялась от 255 до 338 су т о к при средней продол­
жительности осушения за многолетний период 302 суток,
т .* .
осушение мелководных территорий происходит в 5 раз медленнее,
чем их затопление.
Поскольку температурный режим в осушной зоне летом и зи­
мой резко различен, представляет интерес уточнить величины
площадей ее для каждого из этих с е з он ов . По многолетним
данным в летний период осу ш ается в среднем 694 км2 мелково­
дий, а в зимний - 1187 км‘ , что с о с т а в л я ет со отв етств ен н о
3 7 .6 и 62.4% о т средней площади зоны временного затопления.
Е стественн о, что в отдельные годы величины площадей, осушае­
мых как зимой, так и л ет ом , и их соотношение существенно
варьируют (табл. 9 ) .
Наименьшая величина осушаемых в летний период площадей
отм еч ается в годы с низким весенним наполнением водохрани­
лища (1950, 1952, 1956, 1960, 1962). Максимальный уровень
наполнения водоема в эти годы был на 1 -2 м ниже НПУ. Самый
низкий уровень весенн его наполнения водохранилища был в
1952 г . и составил 1 ,9 3 м ниже НПУ. Но в э т о т аномальный
год в результате обильных дождей в летне-осенний период после
незначительного понижения наблюдалось повторное повышение
уровня, что привело к дополнительному затоплению 620 км 2
мелководий. В отличие от других лет в э т о т г о д вся площадь
осушения приходилась на зимний период.
Такая сложная динамика зоны временного затопления, боль­
шая изменчивость продолжительности процессов затопления и
осушения мелководий несомненно оказывают большое влияние
на температурные условия как прибрежья, так и в с е г о водоема.
ДОННЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Донные отложения водоем ов помимо общелимнолбгического
значения играют большую роль в их тепловом балансе. Накап­
ливая тепло за теплое время года, они отдают е г о в зимний
период водной м а с с е и тем са м ы м влияют на температурный
режим водоем а. Вопрос о распределении температуры в донных
отложениях и теплообмена между дном и водной толщей о с т а е т ­
ся слабо изученным. Для понимания е г о и раскрытия закономер­
ностей процесса теплообмена между донными отложениями
26
и водой сущ ественное значение имеет характеристика особ ен н ос­
тей г р у н тового комплекса водоема.
Началом формирования г ру н тового комплекса водохранилища
сл едует считать е г о заполнение, а исходным материалом - поч­
венный покров затопленной территории. Под воздействием физи­
ческих и биохимических процессов из первичных грунтов, п о с т у ­
пающих в водоем , и образующихся в нем взвесей формируются
донные отложения водоем а,
В Рыбинском водохранилище раз­
витие э т о г о процесса прослежено достаточно хорошо (Курдин,
1959, 1965; Курдин, Зиминова, 1968, 1971; Буторин и д р .,
1975). В ходе этих исследований должное внимание уделялось
и изучению г р у н т ового комплекса зоны временного затопления.
Оказалось, что за годы существования водохранилища перво­
начально затопленные почвы как в с е г о ложа, так особенно при­
брежных мелководных частей, подвергались значительным изме­
нениям. К 1965 г . почти полностью завершилось самоочищение
ложа Ры бинского водохранилища от затопленной растительности
и произошло разрушение основного количества торфяных сплавин
(Тачалов, 1965). Возросшая в. связи с этим интенсивность
размыва донных грунтов привела к ускорению процесса форми­
рования ложа водохранилища, в том числе и е г о мелководий,
и выравниванию береговой линии в результате отчленения от
водоема мелких заливов путем образования пересыпей и бер его­
во г о вала из оста тков древесной растительности, торфяной
крошки и песка.
В результате перестройки первичного рельефа мелководий
под воздействием ветровы х волн произошло нивелирование их
поверхности.
Основная площадь мелководий оказалась занятой
обнаженными песчаными и супесчаными почвами и вторичными
мелкими и пылеватыми песками. Бывшие понижения рельефа
мелководий (русла водотоков, овраги, озерца и т . д . ) заполня­
лись песчанистым илом и илом. Эти отложения богаты органи­
ческим вещ еством, потеря в в е с е при их прокаливании более
15%, тогд а как у песчаных грунтов и у обнаженных почв она
не превышает 3%. Обычны для мелководий водохранилища участ­
ки дна, занятые хаотическим нагромождением древесных о с т а т ­
ков или группами пней, а также торфянистыми включениями в
грунты в виде торфянистых кочек; основная же часть осушных
мелководий теперь выглядит как плоская равнина с небольшими
уклонами поверхности дна.
Исследованиями установлено, что грунты водохранилища
подразделяются на три основные группы: первичные - сохранив­
шиеся после затопления почвы и торфа; трансформированные оставшиеся после затопления почвы с существенным изменени­
ем их св ой ств ; вторичные - образовавшиеся в водохранилище.
Особенности морфометрии и гидрологического режима о б у с ­
ловили различия в распределении донных отложений по аквато­
рии водохранилища. В Волжском, Мопожском и Шекснинском
97
(Череповец
Рыбинск
Рис. 5. Схема распределения донных отложений по материалам
грунтовой съемки 1978 г.
1 - торф, 2 - почвы, 3 - песок, илистый песок, 4 - песчанис­
тый серый и серый илы, 5 - переходный ил, 6 - торфянистый т
плесах значительные площади дна заняты почвами. Серый ил,
образовавшийся за с ч е т аллювиальных наносов, расположен
на глубинах больше 6 м. В верховьях плесов он встреч ается
и на меньших глубинах, так как волнение в этих районах раз­
вито слабо. Площади, занятые переходным и торфянистым илами, в речных плесах незначительны (рис. 5 ) .
По характеру грунтов Главный плес делится на восточную
и западную части. В восточной части илистые отложения пред­
ставлены главным образом торфянистым илом и зал егаю т ниже
изобаты 10 м.
Исключение с ос т а в л я ет район Центрального
мыса и заостр овн ы е пространства у во с т о ч н о г о берега, где тор
фянистые ипы встречаю тся и на меньших глубинах.
Пески
располагаются до глубины 5 -6 м и лишь у вост оч н ого берега
они распространяются на большие глубины.
9Я
Т а б л и ц а
10
Площади грунтов водохранилища (%)
Т ип
Законное, 1981)
Год
грунта
Почва
Песок и илистый песок
Песчанистый серый и серый илы
Переходный ил
Торфянистый ил
Торф и отложения из макрофитов
(по:
1955
1965
1978
55
15
37
35
5
5
42
40
5
8
<1
8
<1
20
8
4
13
<1
В западной части Главного плеса в отличие от восточной
преобладают серы е илы. Торфянистые илы в э т о м районе о т с у т ­
ст в ую т , значительные площади дна заняты песками и почвами.
Так выглядел грунтовый комплекс водохранилища через 10 лет
после его образования.
С течением времени в характере распределения грунтов на­
блюдаются сущ ественные изменения. Э то убедительно показали
данные грунтовой съемки 1965 г . , на основании которых о т м е ­
чено продвижение песчанистых отложений в глубину водоем а.
Наблюдается замещение незаиленных ранее почв пылеватым п ес­
ком или песчанистым ипом. Одновременно с распространением
песков в глубь водоема в Главном плесе отмечены сокращение
площадей, занимаемых торфянистым и переходным илами,
и
постепенное замещение их серым илом.
Дальнейшие исследования показали, что перестройка грунто­
во г о комплекса водохранилища продолжается, хотя темпы э т о г о
процесса замедлились. Это хорошо видно по динамике площадей
различных типов грунтов (табл. 10). Произошли изменения пло­
щадей, занимаемых всеми типами грунтов. Площади под почва­
ми уменьшились в 10 раз. За с ч е т их произошло увеличение
площадей песка различной крупности в 2 раза, а также с е р о г о
и п есчан истого с е р о г о ила в 5 раз. Обшая площадь переходного
ила практически не изменилась, а торфянистого уменьшилась
в 1 .5 раза.
Наличие различных по происхождению грунтов, особенности
их распределения и специфичность режима водохранилища о б у с ­
ловливают различие физических и химических свойств донных
отложений. Характерной особ ен н ост ь ю механического со с т а в а
донных отложений водохранилища является почти полное о т с у т ­
ствие частиц больше 0 . 5 мм. Исключение со став л я ю т русловые
участки плесов, где на промываемых в весеннее время участ­
ках русел сохраняются средние пески, и участки мелководий
водоема, на которых образовался плащ песчаных
наносов.
29
Т а б л и ц а
11
Н екоторы е физические и теплофизические характеристики грунтов
Органическая
с о с т а в ляю—
щая,
%
0 .1 6
0 .8 4
1 .8 6
2 .3 5
2 .4 0
2 .6 0
.3 .0 0
3 .0 0
3 .3 3
4 .0 0
4 .2 0
4 .2 0
4 .2 5
4 .5 0
5 .1 0
5 .4 7
6 .4 3
6 . 52
6 . 63
7 .1 0
7’
г /с м З
1 .92
1 .9 0
1.79
1 .7 6
1 .8 8
1 .8 0
1 .1 7
1 .8 5
1 .7 7
1 .7 0
1 .8 2
1 .9 0
1 .8 0
1 .6 7
1 .8 0
1 .6 4
1 .1 0
1 .9 0
1 .6 0
1.51
М аксималь­
ная м о л е ­
кулярная
влагоем ко с ть , %
5. 30
8 . 68
8 .5 4
1 1.11
13.24
1 1.40
35. 19
1 1.80
1 7 .8 5
1 3.8 0
16.31
1 5.8 0
1 4.72
1 2 .8 0
1 5 .1 0
1 5 .8 6
5 2 .0 8
1 4.68
1 7 .4 5
6 3 .6 0
Коэффициенты
К * 10 " 3 ,
см2 / с
-5. 42
4 .3 4
4 .3 4
3 .2 3
5. 30
4 .6 1
1.81
3 .8 0
3. 02
2 .9 2
3 .2 3
4 .3 3
3 .7 0
3 .3 9
3 .6 9
3 .2 3
1 .1 3
3 .9 4
2 .9 0
2 . 61
А • 10 “ 3 ,
кал
с м « с «град
кап
см З . град
Грунт
Курдин,
(пр:
1959 )
2 .2 4
3. 53
3. 18
2 .2 8
5 .6 0
3 .1 4
0.41
0.81
0 .7 3
0.71
1 .0 6
П есок
0 .6 8
1 .2 2
0 .7 6
0 .7 3
0 .8 5
0 .7 2
1 .0 3
0 .7 3
Илистый песок
Обнаженная почва
Г лина
Илистый песок
Пеочаная почва
Илиотый песок
2 .7 6
2 .5 6
2 .1 1
3 .3 3
3 .2 4
4.11
1 .8 0
2 .5 8
2 .0 5
1 .0 5
3.1 0
2 .9 3
2 .0 2
1.11
0. 53
0 .7 0
0. 63
0 .9 3
0 .7 9
1.01
0 .7 7
Песчаная
Илистый
Песчаная
Песчаная
почва
песок
почва
почва
Г лина
Пеочаная почва
Илистый песок
7 .1 0
7 .7 0
8 .4 7
9 .1 6
12.04
1 2.9 4
1 3.2 3
1 8.5 6
1 9.3 5
1 .7 3
1 .6 0
1 .5 5
1 .3 6
1 .4 2
1 .48
1 .6 3
1 .3 3
2 0 .2 0
2 1 .2 0
2 2 .0 0
1 .1 6
1 .1 5
1 .2 3
2 3 .0 0
3 1 .7 0
3 2 .7 0
3 6 .3 2
3 7 .5 0
3 7 .6 0
4 0 .0 0
4 1 .4 3
42. 60
4 6 .6 0
5 1 .9 0
55. 62
6 2 .0 0
1 .1 2
6 8 .0 0
8 3 .7 0
8 8 .0 3
1 0 0 .0 0
1 .1 2
1 .1 7
1 .04
1 .1 7
1 .0 4
1. 13
1 .0 2
1.08
1 .2 3
1 .08
1 .1 3
1 .1 3
1 .03
1 .0 6
1 .0 5
1 .07
1.04
2 1 .7 0
1 7 .6 0
1 8.63
2 0 .5 5
2 3 .1 6
2 4 .3 6
17.48
2 9 .1 0
38.71
2 9 .1 0
3 1 .7 0
4 1 .1 0
3 4 .0 0
40. 70
5 1 .3 0
4 1 .3 5
4 7 .0 0
4 3 .0 0
4 8 .7 0
4 9 .4 2
4 4 .8 0
4 8 .1 0
5 9 .1 0
6 4.6 8
5 1 .3 0
6 6 .4 0
4 8 .1 0
6 2 .4 5
8 8 .7 0
3 .3 6
2 .9 4
2 .0 8
2 .2 1
1 .9 2
2 .7 7
2 .9 0
1 .9 2
1 .4 5
1 .58
1 .52
1.61
1 .5 5
1 .5 5
1 .3 8
1.61
1 .4 6
1 .4 4
1 .3 7
1 .2 5
1.71
1.42
1 .39
1 .5 2
1 .2 7
1 .1 6
1.33
1 .1 7
1 .1 3
2 .4 9
2 .1 9
2 .2 8
1 .9 0
1 .8 5
1 .8 4
2 .2 3
1.48
1.31
1.29
1 .3 0
1.71
1.31
1 .29
1 .19
1 .27
1 .3 6
1 .28
1 .2 5
1 .3 5
1 .8 3
1 .3 0
1.09
1 .2 5
1 .2 5
1 .1 5
1 .1 3
1 .3 0
1 .1 9
0 .7 4
9 .7 4
1 . 10
Песчаная почва
Г пина
Пеочаная почва
0 .8 6
0.81
Супесчаная почва
0 .6 6
0 .7 7
0 .7 7
0 .9 0
0.81
Серый ип
0 .8 6
1 .0 6
0 .8 4
0 .8 3
0 .8 6
0 .7 9
0 .9 3
0 .8 9
0.91
1.08
1 .07
0 .91
0 .7 8
0 .8 2
0.91
0 .9 8
0 .8 5
Разбухшая почва
Переходный ил
Торфянистый ил
Разбухшая почва
Отложения из макрофитов
Торфянистый ил
Отложения из макрофитов
Т орф
1.11
0 .9 8
Отложения из макрофитов
Сведения о валовом химическом с о с т а в е донных отложений не­
многочисленны. Отдельные анализы показывают большое с х о д ­
с т в о химического с о с т а в а песчанистых серых илов и подстила­
ющей почвы (Драчев, 1956).
Из литературных источников известно, что механический и
химический со с т а в донных отложений влияет на их теплофизичес­
кие св ой с тв а .
Так, исспедованиями С . С . Бакастова (1966)
установлено, что содержание органического вещ ества в донных
отпожениях является определяющей характеристикой, влияющей
на теплофизические св ой ств а грунта. Определение теплофизичес­
ких коэффициентов показало, что в грунтах разного состав а
величина их колеблется весьм а значительно (табл. 1 1). Мень­
шие значения коэффициентов теплопроводности и температуропро­
водности имеют ипы и торф, большие - пески и песчаные поч­
вы. Коэффициент объемной теплоемкости меньше в песчаных
грунтах и больше в илах. Эти данные важны при определении
теплообмена водной м а ссы с дном, а также при расчетах тепло­
во г о баланса водоем а. Помимо э т о г о они характеризуют терми­
ческий режим донных отложений и придонного слоя воды - э к о­
логического фактора жизни придонных и донных организмов.
Г л а в а
II
ОСОБЕННОСТИ ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА
На формирование температурных условий в водоеме су щ е ст ­
венное влияние оказывают особенности гидрологического ре­
жима. Основные сведения о гидрологическом режиме Рыбинско­
г о водохранилища приведены в монографиях „Рыбинское вод о ­
хранилище и его жизнь" ( 1 9 7 2 ), „Гидрометеорологический ре­
жим озер и водохранилищ С С С Р ”' (1975) и в специальных с т а т ь ­
ях. Здесь мы отметим лишь т е особенности, которые имеют
наиболее важное значение при формировании температурного ре­
жима водоем а.
ХАРАКТЕРИСТИКА ВОДНОГО ПИТАНИЯ
И ВОДНЫЙ БАЛАНС
Территория бассейна водохранилища характеризуется избы­
точным увлажнением и хорошо развитой речной се т ь ю . По харак­
теру
водного режима реки бассейна относятся к восточн оевр о­
пейскому типу. Основная роль в питании их принадлежит снеж­
ному покрову. Сток половодья составляет в среднем 54% г о д о ­
в ого, летне-осенний - 30%, зимний - 16%. Волга, Молога и
Шексна дают 2 /3 общ его притока в водохранилище. В е с т е с т ­
венных условиях внутригодовое распределение стока в них было
идентичным. После зарегулирования стока Волги и Шексны ха­
рактер внутригодового распределения его существенно изменился.
С ток Волги в ст в ор е Угличской ГЭС в период половодья и
летне-осенних паводков уменьшился, а зимой увеличился.
В
среднем весной через Угличский гидроузел поступает 44%, ле­
том - 15, осенью - 17% г о д о в о г о стока Волги. На зимний
период приходится 24%. Еще более неравномерное внутригодо­
вое распределение стока наблюдается у Шексны. Объем при­
тока Шексны за апрель-июнь сост а в л я ет 70%, за ию ль-август 3, за сен тябр ь-октябр ь - 6 %. В целом по водохранилищу ср е д ­
немноголетний приток в весенний период со с т а в л я е т 48% от г о ­
д ового, летний - 18, осенний - 11, зимний - около 23%. В
зависимости от климатических особенностей года э т о соотнош е­
ние внутригодового распределения стока мож ет существенно
меняться. Так, в многоводный 1955 г . во время половодья
3 935
33
У, см
Рис. 6 . Кривые г о д о в о г о х о­
да уровней.
Средняя: 1 - за 1948-1976 г г . ,
2 - за маловодную фазу, 3 за многоводную ^азу.
объем притока составил около
60% г о д о в о г о , а в маловод­
ный 1972 г. - менее 50%
( Гидрометеорол. режим^. . ,
1975). Р а сх од воды из водохранилища по сезон ам года харак­
теризуется следующими цифрами: ча весну приходится около
13.5%, на лето - 2 7 .5 , осень - 1 6 , на зиму - 43%. Исследова­
ния последних лет показывают, что меж годовы е различия осн ов­
ных компонентов водного баланса м о г у т дости гать 300%.
Водный баланс - один из основных факторов, обусловливаю­
щих динамику водных м а сс и особенности гидрологических про­
ц ессов в водохранилищах. Специфичность его ярко проявляется
в изменениях уровня.
КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ
Прослеживаются три характерных периода изменения уровня
в водохранилище: зимней сработки, весен н его наполнения и
летне-осенней сработки (рис. 6 ). Годовой ход е г о характеризу­
ется сравнительно быстрым подъемом в начале половодья, наи­
более высоким положением в конце половодья и. в течение лет­
н е -о сен н его периода, неодинаковой по продолжительности ср а ­
боткой, преимущественно зимой, а иногда и с о второй половины
лета, минимальными отметками в предполоводный период.
В сезон ном ходе уровня водохранилища из года в год проис­
ходят значительные изменения как в характере колебаний, так
и в величине амплитуды. Амплитуда сезонны х колебаний уровня
в отдельные годы м ож ет д ости гать 5 м. В широких пределах
изменяются и среднегодовы е значения уровня. В отдельных с л у ­
чаях величина колебаний их превышает 2 м.
Помимо колебаний уровня, связанных с изменением объема
водной м а ссы в водохранилище, наблюдаются изменения его,
вызванные воздействием ветра. Анализ многолетних данных
измерений уровня показывает, ч то горизонтальное положение
зеркала водохранилища от м еч а е т ся примерно
60-70 су т о к
за безледный период.
В 40% случаев расхождения в уров­
нях водомерных постов постигают 1-5 см , а в 20-25% - 1 0 -2 0 с м .
Перекосы уровня порядка 40-50 см имеют обеспеченность 2-3%
(Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975). В етровы е денивелляции уров­
ня появляются уже при устойчивом ветре 3 -4 м / с . Максималь­
ные перекосы водной поверхности бывают при северных ветрах.
ЧА
Отмеченные особенности в уровенном режиме водоема оказы­
вают прежде в с е г о большое влияние на размеры зоны временно­
г о затопления, а также на динамику вод. Положение уровня и
его отметки обусловливает весенне-летний прогрев водной толщи
и грунтов водохранилища, а изменения е г о с п о с о б с т в у ю т тепло­
обмену между мелководными и глубоководными участками во­
доема.
ВЕТРОВОЕ ВОЛНЕНИЕ
Морфометрические особенности водохранилища создаю т бла­
гоприятные условия для развития ве т р о в о г о волнения. Они о б е с ­
печивают значительные разгоны волн для большинства направле­
ний ветра, а повышенная ск о р о с ть ветра и частая е г о повторя­
ем о с т ь сп о с о б с т в у ю т возниковению и развитию волнения. Так,
длина разгона волн в направлении Шекснинского плеса превыша­
ет 100 км, а за период, свободный ото льда, ск о р о с ть ветра
более 6 м / с над акваторией водохранилища имеет
5 0 % -н у ю
обеспеченность.
Наиболее интенсивное волнение наблюдается в Главном плесе
и примыкающих к нему участках речных плесов. Расположение
изолиний в ы с о т волн (рис. 7) показывает, что на большей части
акватории Главного плеса и сопредельных участках речных пле­
сов при ветре одной и той же скорости , но различного направ­
ления преобладают вы соты волн 160-200 см , достигая значений
220 см . С приближением к берегам и мелководьям высота волн
уменьшается. Так, на обширных мелководьях бывшего между­
речья Шексны и Мологи вы сота волны не превышает 80 с м .
Уменьшение размеров волн происходит также при понижении
уровня воды в результате сработки водохранилища. Это связано
с уменьшением длины разгонов волн и глубины по пути разгона.
Особенно заметно э т о проявляется в прибрежье, где пологие
берега бы стро мелеют, и на мелководьях. Например,
у мыса
Рож новского, вокруг к от ор ог о располагаются обширные мелко­
водья, при понижении уровня на 1 м ниже НПУ при скорости
ветра 12 м / с вы сота волн уменьшается не более, чем на 5%,
а при понижении уровня на 2 м - уже на 25%, тогда как на
глубоководных участках э т о уменьшение не превышает 5-15%
(Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975). Поскольку волновые процессы
на Рыбинском водохранилище протекают на фоне значительных
сезонных и годовы х колебаний уровня, то величины элементов
волн существенно меняются и оказывают большое влияние на
теплообмен между мелководными и глубоководными участками
водоема, а также между водной толщей и донными отложениями.
Рис. 7. Картограммы изопиний в ы со т волн ( с м ) при ск орости
ветра 20 м / с ю го-за п а дн ого (а ) и сев ер о-з а п а д н ог о ( б ) направ­
лений.
ТЕЧЕНИЯ
Водная ма сса, наполняющая водохранилище, находится в с о ­
стоянии непрерывного движения. Одной из форм его являются
течения. Они переносят водные м а ссы в водоем е, с п о с о б с т в у ю т
перемешиванию вод, тем сам ы м оказывая влияние на все физи­
ко-химические св ой ств а их, включая температурный режим.
Искусственное регулирование объема водной м ассы , форма и
морфометрия водохранилища обусловливают сложную с и с т е м у
течений. Однако для многих е г о районов преобладающими явля­
ются ст ок о в ы е течения, особенно в зимний период.
Режим течений в зимний период обусловлен в основном: по­
ступлением вод из Угличского водохранилища в Волжский плес,
стоком Мологи и поступлением вод из Шекснинского водохра­
нилища, наконец, с б р о с о м их из Рыбинского через гидротехни­
ческие сооружения. Таким образом, каждый из главнейших при­
токов обр азует своеобразный поток в водоем е, характеристики
которого определяются степенью зарегулированности реки и
колебаниями водности потока.
В начале зимы в Волжском плесе постоянное ст о к о в о е т е ­
чение о т с у т с т в у е т , однако при сб р ос а х воды из Угличского в о ­
дохранилища периодически наблюдаются заметны е ск ор ости т е ­
чения. Максимальные значения их отмечаю тся в нижнем бьефе
ПО
V,cm!c
Рис. 8 . С корость течения у пос,
(2 ) 1-3 III 1962.
Мышкино (1)
и у с. Коприно
Угличской ГЭС. С удалением от нее и увеличением площади
водного сечения ск орости течения уменьшаются (рис. 8 ). Мак­
симальные ск орости на выходе волж ского потока в Главный
плес водохранилища (90 км от Угличской ГЭС) редко превышают
15 с м / с . В период предвесенней сработки Угличского водохра­
нилища при подготовке его к пропуску паводка интенсивность
течения у в е пачивается, а при пропуске весен н его половодья и
переходе работы Угличской ГЭС на вынужденный базисный режим
в Волжском плесе устанавливается постоянное с т о к о в о е течение.
В э т о время отм еч ается резкое увеличение скорости течения,
и даже в районе с . Коприно в отдельных случаях отмечалась
ск о р о с ть течения 89 с м / с .
На примере Волжского плеса установлен весьм а интересный
и важный для понимания особенностей динамики вод водохрани­
лищ факт возникновения обратных уклонов водной поверхности
и образования сейшеобразных колебаний водной м а ссы с перио­
дом около 6 ч. Изменения расходов
Угличской ГЭС вызывают
возникновение волн попусков и обусловливают неустановившийся
характер движения воды на протяжении плеса, проявляющийся
в периодических колебаниях уровня, изменениях уклонов водной
поверхности и элементов течения. Характер распространения
волн по плесу определяется е г о морфометрическими осо б е н н остя­
ми. При достаточно большой длине плеса волна попуска расплас­
ты вается как за сч ет влияния сил сопротивления, возникающих
при перемещении волны, так и вследствие увеличения площади
водного сечения. При наличии какого-л ибо препятствия на пу­
ти распространения волны или резкого изменения морфометричес­
ких характеристик участка происходит отражение ее, что при­
водит к изменению направления движения вод и ск орости теч е­
ния (Литвинов, 1968; Литвинов, Буторин, 1980). Периодические
изменения ск орости и направления течения приводят к тому,
37
что в течение су т ок частицы воды совершают в о з в р а т н о -п о с т у ­
пательное движение при генеральном направлении перемещения
в с о от в е тс тв и и с бытовым течением Волги.
Одна из важнейших характеристик динамики вод - средний
перенос за определенный промежуток времени, поскольку имен­
но он, а не мгновенные ск орости определяет характер движения
водных м а сс. Так как движение воды носит турбулентный ха­
рактер, направление переноса мож ет сущ ественно отличаться
от фиксированного в конкретный м ом ент времени направления
течения. За период осреднения в данном случае целесообразно
принять сутки, поскольку в э т о время, как правило, укладыва­
ются два полных цикла колебания попусковой волны. С о п о с т а в ­
ление величин среднесуточных ск ор остей течения с косвенными
характеристиками перемещения водных м а сс показало, что в
большинстве случаев среднесуточные ск орости совпадают с о с к о ­
р остью перемещения водных м а сс .
Наиболее простой сп о с о б вычисления результирующего пере­
носа вод с о с т о и т в разложении вектора ск орости на сос т а в л я ю ­
щие по координатным осям с последующим подсчетом их с р е д ­
них значений и обратном переходе к вектору переноса. Р езул ь ­
таты подобных вычислений характеристик с т о к о в о г о течения в
Волжском плесе для зимнего периода (табл. 12) подтверждают,
что скорость переноса в 3 -6 раз меньше „м гновенны х", изме­
ренных ск ор остей течения и непостоянна. Коэффициенты вариа­
ции обратно пропорциональны ск ор ости переноса, а направление
переноса м ож ет менять знак.
Наибольшие ск орости течения в Моложском плесе наблюдают­
ся выше выклинивания подпора, г д е сохраняются обычные реч­
ные условия. Средние ск ор ости в районе г. Устюжны в период
ледостава изменяются от 22 до 38 с м / с , а максимальные до­
ст и га ю т 57 с м / с . По мере продвижения моложских вод в во д о­
хранилище с к о р о с т ь течения заметно уменьшается и у Перво­
майских остр овов с ос т а в л я е т 6-8 с м / с , а у выхода в расширен­
ную ч асть водохранилища не превышает 3 -4 с м / с .
Интересно отметить, что по ходу молож ского потока в о т ­
дельные периоды наблюдается кратковременное увеличение с к о ­
рости потока. В отдельные периоды на выходе е г о в открытую
ч асть водохранилища она м ож ет увеличиваться до 8 - 1 2 с м / с ,
причем моменты увеличения ск орости совпадают по времени с
моментами пиковых с б р о с о в Угличской и Рыбинской ГЭС при
незначительном сдвиге фазы. Поскольку в волжском потоке и
в верхнем бьефе Рыбинской ГЭС ск о р ости течения имеют пуль­
сирующий характер и направление потока периодически меняется,
то и в зоне выхода моложских вод в открытую ч асть водоема
наблюдается подобное явление.
На примере мопож ского потока в зимний период хорошо об ­
наруживается влияние динамики потока на температурные усл о­
вия (табл. 1 3). Участки плеса с наибольшей проточностью
чя
Т а б л и ц а
12
С та т и с ти ч ес к и е характеристики течений в нодледный период
Составляю щ ая на параллель
Длина
ряда
ср едн ее
и.
N
ср едн еквад­ коэффици­
среднее
р атич еское ент вариа­
отклонение ции Си
V
а.
Поо.
3 .0 2
6 .0 4
1135
144
144
144
144
'144
144
127
4 .9 0
2 .6 9
3 .6 6
1.31
0.71
1135
144
144
144
144
144
144
144
127
-5 .0 8
- 7 . 38
-9 .8 6
- 7 . 76
-5 .3 0
-5 .9 3
-0 .0 9
-1 .3 0
-2 .7 6
6.01
Составляющая на меридиан
3 .8 6
6 .4 5
6 .4 5
6 .0 4
6 .2 3
6 .3 7
2 .3 6
4.61
8 .1 8
8 .6 4
9 .3 7
8 .2 1
9 .9 9
9 .0 4
2.01
2 .5 3
5 .7 0
средн еквад­ коэффици­
ратическое
ент вариа­
отклонение ции Су
V , см /с
а °
9.1
15.2
17. 1
13.8
9 .3
10.3
1 .3
4 .4
19
23
<ГИ
Мышкино
1.94
0 .9 4
1 .07
1 .2 3
2.31
1 .7 4
1 .8 0
6 .5 2
Пос. Волга
1.61
1 .1 7
0 .9 5
1 .0 6
1 .8 7
1.5 2
1 .1 5
1 .93
2 .0 6
8 .5 9
1 4.04
16. 65
13.02
8 .9 3
9 .6 5
- 0 .1 0
4 .2 9
1 3.20
13.67
15.30
12. 90
15.09
1 3.9 6
4 .2 2
9 .0 6
4.81
7. 59
9 .6 9
8 .1 7
5 .4 3
5 .7 6
-0 .8 5
0 .0 9
2 .3 0
8 .4 2
8 .5 8
9.41
8 .0 5
9 .9 4
9 .3 2
2 .0 6
2 .9 5
1. 53
0 .9 7
0 .91
0. 99
1 .69
1.44
42. 19
2 . 11
21
20
17
21
94
9
•
6 .0 0
1.75
1.13
0 .9 7
0 .9 8
1 .8 3
1 .6 2
2 .4 2
3 1 .2 6
2.61
7 .0
10 . 6
13.9
1 1.3
7.6
8 .3
0 .9
1 .3
3. 6
313
316
314
316
316
315
186
274
309
Т а б л и ц а
13
Температурные градиенты и толщина льда
по длине М олож ского плеса
Станция
Плоское
Противье
Против устья р. Себлы
Брейтово
Г ридино
Т емпературный
градиент, ° С / на
Толщина льда, см
29
71
85
0 .0 3
0 .0 6
0 .0 8
0 .1 9
88
0 .2 2
105
имеют наименьшие температурные градиенты и наименьшую
толщину льда.
Наибольшие скорости течения в Шекснинском плесе, как и
в Моложском, наблюдаются в зоне выклинивания подпора, где
средние ск ор о сти течения изменяются от 5 до 84 с м / с , а мак­
симальные дости гаю т 116 с м / с . С продвижением шекснинского
потока к ю гу ск орости бы стро уменьшаются: максимальные
значения 10-12 с м / с в районе с . Городище, а у с . Гаютино
3-4 с м / с .
Зимой наименьшей проточностью характеризуется Главный
плес, где с к о р о с т ь перемещения водных м а с с , как правило,
не превышает 3 -4 с м / с . Однако, учитывая значительную-сработ­
ку водохранилища в зимний период, вызывающую ст ок вод с
мелководий в русловые участки, можно утверждать, что и в
Главном плесе постоянные застойные зоны о т су т с т в у ю т .
С приближением к Рыбинской ГЭС с к о р о с т ь течения снова
постепенно увеличивается и дости гает максимальных значений,
превышающих 1 м / с , в подводящем канале ГЭС. Общее представ­
ление о перемещений вод в водохранилище в зимний период дает
схем а (ри с. 9 ) .
Основные речные потоки и при открытой водной поверхности
в общих чертах сохраняют свои особенн ости. Наибольшие с к о ­
рости сток о в ы х течений в них наблюдаются весной. При значи­
тельных расходах Угличской ГЭС максимальные ск о р ости т еч е­
ния в Волжском плесе достигают 100 с м / с . Даже на спаде по­
ловодья, во второй декаде мая, в отдельные годы зафиксирова­
на с к о р о с т ь течения 50-70 с м / с . С окончанием половодья и с
уменьшением расходов Угличской ГЭС постоянного с т о к о в о г о
течения в плесе не наблюдается. В летний период ск орость
течения в районе пос. Мышкино не превышает 10 с м / с , а у
с . Коприно обычно ниже 3 с м / с . Только с началом сработки
водохранилища и увеличением расходов Угличской ГЭС в о сен ­
ний период ск орости течения на волжском участке снова увели­
чиваются до 55-60 с м / с в нижнем бьефе Угличской ГЭС
и
10 с м / с у с. Коприно.
4Л
г
Рис. 9. Схема течений в зимний период.
1 - ст ок ов ое,
2 - обратное.
Цифры - с к о р о с т ь течения, с м / с .
Аналогичные изменения в ск оростн ом режиме при отсутствии
льда наблюдаются в Моложском .и Шекснинском плесах.
Как
на Мологе у г. Устюжна, так и на Шексне в период в е ­
сен н его половодья даже средние ск орости течения
выше
50 с м / с .
Значения же максимальных
ск оростей , особенно
на Мологе, часто превышают 100 с м / с . Е стественн о, что с
приближением к Главному плесу скорости течения в этих пото­
ках, как и в Волжском, уменьшаются, но даже в районе Перво­
майских остр овов по М ологе и у сел. Городище по Шексне в
период пика половодья они м о г у т дости гать 50-70 с м / с . Неко­
торое представление о ск ор остя х течения этих потоков в отдель­
ные годы дают приведенные данные (табл. 14).
Таким образом, ск ор ости с т о к о в о г о течения в речных плесах
Рыбинского водохранилища весной имеют величины, не только
обеспечивающие интенсивное перемешивание вод и тем самым
влияющие на формирование температурных условий в водной тол41
Т а б л и ц а
14
Средние и максимальные скорости течения в Мопоге
у г. Устюжны и в Шексне у д. Черная Гряда
Р. Шексна-д. Черная Гряда
Р. М о п о г а - г . Устюжна
расход _
ск ор ость т еч е­
воды, м3/ с
ния, с м / с
макси­
сред­
няя
мальная
дата
1961
23
11
3
16
ГУ
У
VI
УП
92
65
56
35
128
90
80
68
дата
скородть т еч е­ расход
воды, м 3
ния, с м / с
макси­
сред-_
мальная
няя
г.
984
360
246
86. 1
21 IV
8 V
3 vi
10 УП
41
75
57
36
24 IV
11 У
6 УГ
9 УП
72
64
54
31
23 I У
5 У
12 УТ
49
51
04
"
53
101
78
52
203
753
482
263
1962 г.
19 1У
10 V
10 VI
10 VII
107
70
51
39
142
90
80
74
1450
417
164
101
94
88
73
44
605
528
433
235
1963 г.
23 1 У
5 У
12 VI
83
67
39
107
89
70
727
407
8 8 .2
73
73
07
641
483
111
ще, но и превышающие критические значения размывающих
ск оростей и оказывающие существенное воздействие на формиро­
вание донных отложений, а следовательно, на температурный
режим грунтов.
Летом ск орости течения в речных плесах уменьшаются, а с
началом сработки водохранилища в осенний период и при значи­
тельных дождевых паводках вновь увеличиваются
(Буторин,
Литвинов, 1963;
Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975).
В Главном плесе и сопредельных с ним участках речных пле­
сов слабые ст ок ов ы е течения на протяжении в с е г о безледного
периода перекрываются ветровыми.
Для выяснения характера интегрального переноса вод в Ры­
бинском водохранилище для 6 месяцев безледного периода (м а й октябрь) рассчитань- схемы интегральной циркуляции вод (рис. 1 0 ).
Полученные схемы интегральной циркуляции показали, что в
мае в водоем е формируются две циркуляционные зоны, приуро42
Рис . 10. Схема интегральной циркуляции вод.
а - май, б - июнь, в - июль, г - а в г у ст , д - сентябрь, в - октябрь.
Т а б л и ц а
15
Расчетные характеристики преобладающего переноса
вод ( з а 1948-1976 г г . )
Горизонт
Средняя
ск орость ,
см /с
Диапазоны из­
Диапазоны из­
менения с к о р о с ­ менения направ­
ления течения,
ти течения,
град.
см /с
Р азброс
по направ­
лению тече­
ния, град.
Май
0
1
2
3
4
5
6
9 .2
4 .0
1.9
1.9
2 .6
2 .3
2 .0
4 .2 -3 0 .0
1 . 0 - 1 0 .0
0 . 1 - 6 .3
0 .1 -5 .0
0 .0 -5 .0
0. 1 - 4 . 6
0.0 -3 .1
104-166
39-222
209-200
257-230
287-136
209-34
303-354
62
183
351
333
209
95
51
40-111
284-201
215-208
71-46
186-289
217-282
236-278
71
277
353
335
103
65
42
94-166
15-319
225-201
151-36
2 66-346
284-336
287-331
72
304
336
245
80
52
44
40-148
284-214
223-218
126-295
230-278
228-274
231-269
108
290
355
109
48
46
38
Июнь
0
1
2
9 .8
4 .3
3
4
5
2 .4
3.1
3 .9
3 .6
6
2 .2
3 .7 -2 9 .4
0 .3 -9 .7
0 . 3 - 5 .8
0 .1 -5 .6
0 . 4 - 6 .2
0 .4 -5 .9
0. 6 - 4 . 3
Август
0
1
2 '
3
4
5
6
1 0 .6
5 .4 -4 3 .5
4.1
2 .3
3 .0
3 .6
3 .7
2 .3
0 . 1- 10.1
0 .2 -5 .1
0 .2 -5 .9
0 . 8 - 6.1
0 .6 -5 . 2
1 .2 -3 .0
Октябрь
0
1
2
3
4
5
6
44
14.0
4 .4
2 .5
3 .5
3 .5
3 .3
0 .7
4 .2 -4 0 .0
0 .3 - 1 3 .1
0 .5 -9 .0
0 .3 -8 .0
0 .4 -7 .7
0 .5 -5 .5
0 . 3 - 1 .1
ченные к открытым участкам западной и восточной частей Глав­
ного плеса. С уменьшением притока в водохранилище и сбросов
через гидроузел в июне в центральной части Главного плеса
формируется третье циркуляционное образование. Сложившаяся
си стема циркуляции, состоящ ая из трех крупных вихревых зон,
сохраняется на протяжении в с е г о безледного периода.
Расчеты параметров течений на отдельных горизонтах, под­
твержденные натурными измерениями, показали, что на большей
части акватории водоема наблюдается двуслойное т е ч е н и е .С м е ­
на направления течения на противоположное происходит на глу­
бине 2 -4 м (табп. 15) (Буторин и др ., 1981).
Схемы интегральной циркуляции, рассчитанные для мн оговод­
ного (1955) и маловодного (1972) годов, показали, что о т м е ­
ченные особенности переноса вод характерны и для экстрем аль­
ных по водности лет. Исключение сост а в л я ет лишь май м н ого­
водного года, когда наблюдается полный размыв циркуляцион­
ных образований и су щ ествует результирующий перенос вод от
речных плесов к сб р о с н о м у участку водохранилища.
Анализ данных температурных измерений синхронных съемок
за 1960-1964 г г . показал,
что наличием циркуляционных зон
определяется распределение температуры воды. Это особенно
хорошо прослеживается в весенний период. Весной в маловод­
ные и средние по водности годы в водохранилище формируются
три ядра холодных вод, положение которых приурочено к цирку­
ляционным образованиям в восточной, западной и центральных
частях Главного плеса. В мае температура воды в этих ядрах
ниже, чем на остальной акватории водоема на 3 - 4 ° , а по ср а в­
нению с речными плесами - на 6 °. На протяжении летних м е­
сяцев эта р азность с ос т а в л я е т 0 . 5 - 1 . 5 ° . При размыве циркуля­
ционных образований весной многоводного года поле темпера­
туры более однородно по всей акватории водохранилища, о т м е ­
ченных выше различий в температуре воды не наблюдается.
Относительно
подробное описание динамических процессов
в водохранилище, и прежде в с е г о режима течений, вызвано
тем об с то я те л ь ст в о м , что они оказывают не только непосред­
ственное влияние на накопление тепла в водной толще и грунтах
водоема, распределение и перенос его, но и обусловливают из­
менчивость многих элементов гидрологического режима,которые
косвенно в той или иной мере влияют на температурные условия
водохранилища. К таким элементам режима относится прозрачность
зоды. Имея тесную зависимость от мутности воды, она существенно ■
влияем на тепловое состояние водоема, особенно ь безледный период.
ПРОЗРАЧНОСТЬ И ЦВЕТНОСТЬ ВОДЫ
Относительная прозрачность воды, определяемая по глубине
видимости белого диска, в водохранилище невелика. В речных
плесах сезонные изменения ее характеризуются низкими значе­
45
ниями в весенний период, что связано с поступлением взвешен­
ных частиц в период половодья и началом интенсивного развития
планктона. По степени прозрачности воды Мопожский плес у с т у ­
пает Волжскому, а Шекснинский - Моложскому. Наименьшие
значения ее наблюдаются в верхней части Шекснинского плеса,
выше Леушенских отмелей, где она не превышает 1.7 м, а во
многих случаях менее 1 м. К осени прозрачность в речных пле­
сах увеличивается. Так, в Волжском плесе даже средние зна­
чения ее составляю т 1.7 м, а в Моложском - 1 .2 м. Макси­
мальные значения прозрачности наблюдаются после ледостава.
В отличие от речных в Главном плесе минимальная прозрач­
ность порядка 0 . 3 - 0 . 4 м наблюдается в период осенних штормов.
В октябре в центре водоема случаи, когда прозрачность менее
1 м, составляю т 50%, в восточной части Главного плеса - 65%,
а в шекснинской горловине - до 60% общего числа определений
(Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975), Максимальная прозрачность,
равная 3 .6 м, отмечена в Переборском заливе в январе 1961г.
Основным фактором, определяющим прозрачность воды и ее
сезонные изменения, , является количество взвесей. Максималь­
ное количество их в речных плесах содержится весной при по­
ступлении вод половодья и в Волжском плесе у с . Коприно м о ­
жет д ости гать 95 м г /л . Значительная залесенность и заболочен­
ность бассейна Мологи уменьшают эрозионные процессы на во­
досборе, и максимальное количество вз в ес ей в Моложском
плесе в 3 -4 раза меньше, чем в Волжском. В период половодья
выше впадения Мологи в водохранилище зарегистрировано мак­
симальное количество взвесей, равное 20 м г /л . В Шекснинском
плесе эта величина сост а в л я ет 10 м г /л .
В Главном плесе количество и распределение взвесей опре­
деляются степенью проникновения в него речных вод. Как пра­
вило, в переходной зоне от местных речных вод к водам централь­
ной части водохранилища количество взвесей весной незначи­
тельно превышает зимние величины и состав л яет 3 -4 м г /л .
Содержание и сезонная динамика взвесей в водах водохрани­
лища освещены в работах Н.А. Зиминовой (1963, 1965). Распре­
деление взвесей по глубине в большинстве случаев однородно.
Исключения бывают весной в речных плесах, когда в них наблю­
даются хорошо выраженные стоков ы е течения и повышенное
количество взвесей1, увеличивающееся с глубиной (рис. 11 ).
В зависимости от количества и с о с т а в а взвешенных частиц
может сильно искажаться цветовой тон поверхностного слоя в о­
ды. Искажение его вы зы вается также скоплением синезеленых
водорослей. Во время максимального их размножения отм ечается
бы строе снижение цветового тона воды водоема. В м е с т о ум е­
ренно бурых и бурых оттенков стандартной шкалы цветности
наблюдается грязно-зеленый тон поверхности воды.
Для большей части Рыбинского водохранилища характерно
преобладание умеренно бурых и бурых оттенков. Воды М олож ско-
Е3; Ш 2 Ш 3
Рис.
11.
Распределение взвесей (по:
Зиминова,
а - веска, б - лето, в - осень, г - зима.
2-4, 3 - 4 -6 ,
4 - 6 - 8 , 5 - 8 - 1 5 м г /л .
1963).
1 - 1-2 м г /п , 2
г о и Шекснинского плесов характеризуются преобладанием буро­
г о и т е м н о -б у р о г о оттенков. В этих плесах цветовой тон иног­
да выходит за пределы шкапы цветности. С вет л о -бу р ы е оттенки
чаше наблюдаются в Волжском плесе и в центральной части
водохранилища ( Гидрометеорол. р е ж и м . . . , 1975).
При характеристике цветовых особенн остей воды водоемов
наряду с цветовым фоном используется степень окрашенности,
или цветность воды. Для ее определения использовалась имита47