ОЗЕРА БЕЛАРУСИ Курсовая работа. МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ БЕЛАРУС1. Белорусский государственный университет географический факультет
 Скачать 5.41 Mb.
|
Таблица 1.3 - Основные лимнические характеристики озерного фонда Белорусского Поозерья по административным районам [16]
1.2 Происхождение озёрных котловин Котловины современных озер Беларуси относятся в значительной степени к группе ледникового происхождения, сформировавшиеся под влиянием деятельности ледника и его талых вод. Котловины этого типа сосредоточены на северо-западе Европы в районах Балтийских поозерий в пределах моренных возвышенностей и равнин последнего оледенения. Многочисленные озера в пределах поозерий отличаются определенными чертами геоморфологической молодости и сохранности признаков ледниковой деятельности. Это выражается в значительных глубинах, распространении форм ледникового выпахивания, экзарации, выдавливания, эворзии, термокарста, заметном переуглублении котловин по сравнению с соединяющими их протоками. По количеству озер в Беларуси преобладают котловины гидрогенного происхождения, широко представленные в Полесье. Кроме перечисленных встречаются котловины карстового, суффозионного, остаточного генезиса. История вопроса о генезисе ледниковых озерных котловин имеет свое начало со второй половины Х1Х в. Один из основателей русской лимнологии Д. Н. Анучин в своих работах неоднократно ссылается на классификацию немецкого ученого В. Пенка, построенную на основе исследования озер Северо-Германской низменности и американских Кордильер. Пенк выделил три основных типа озерных ванн (котловин): неправильно ограниченные лопастные широкие и плоские впадины со слабоволнистым дном и отдельными глубокими ямами; длинные узкие вытянутые ложа в виде более или менее глубоких борозд или рытвин; округлые котлообразные углубления или ямы – результат эворзионной деятельности воды [25]. В ХХ в. в географической литературе появляются работы, посвященные генезису ледниковых озерных котловин. Признанием пользовалась классификация немецкого ученого П. Вальдштедта, которая объединяла котловины подпрудные, рытвинные, эворзионные, донно-моренные, выдавленные, реликтовые, озовые, термокарстовые, друмлиновые и озера «очки». Определенный интерес представляет классификация польского ученого С. Майдановского. В типе рытвинных котловин он выделяет субгляциальные, субаэральные и интергляциальные. В середине 1950-х гг. ряд работ, связанных с изучением ледниковых котловин, выполнен в Литве. В 1960 г. появилась публикация, в которой все ледниковые котловины Литвы делятся на подпорные (подпруженные), глыбы мертвого льда и термокарстовые, куда включаются ложбинные, эворзионные, сложные. В особую группу объединены речные и карстовые котловины. В Белорусском Поозерье каждый тип ледниковых котловин приурочен к определенной части ледникового геоморфологического комплекса и сформировался при участии ледника, его талых вод и термокарстовых процессов. В соответствии с этим выделяются следующие типы ледниковых ванн: подпрудные, ложбинные, эворзионные, термокарстовые, сложные, остаточные. Б. Б. Богословский разделил котловины ледникового происхождения на эрозионные и аккумулятивные [25]. К югу от границы валдайского оледенения озерные котловины разделяются на типы: «полесские» (озера-разливы), суффозионные, карстовые и пойменные, или гидрогенные (старицы). Каждый тип отличается вполне определенными внешними и генетическими характеристиками. Что касается немногочисленных водоемов центральной части Беларуси, расположенных в зоне московского оледенения, то их котловины относятся к типу суффозионно-карстовых, пойменных и остаточных. Подпрудные озерные котловины Белорусского Поозерья связаны со скоплением ледниковых вод в понижениях между моренными грядами и в гляциодепрессиях. Наиболее значительные из них располагаются в краевой зоне ледникового комплекса, небольшие котловины образуются на участках неравномерной аккумуляции моренного материала. При общих небольших и малых глубинах ложе таких озер представляет сочетание поднятий и впадин, в наиболее глубокой части нередко хорошо выражена древняя ложбина стока. Подпрудные котловины обычно асимметричны, а склоны их осложнены террасами. К котловинам такого типа относятся котловины озер Нарочь, Дривяты, Освея, Лукомское. Ложбинные котловины (гляцигенные рытвины, ринны) размещаются в зоне ледниковых языков на границе с дистальным склоном краевых образований. Расположение и строение рытвин свидетельствует об участии в их возникновении эрозионных процессов. К этому типу относятся наиболее глубокие озера Беларуси. Однако существуют различия в определении основного фактора эрозии. Многие ученые считают их водно-эрозионными, другие доказывают возможность проявления в этом случае ледниковой экзарации. Водоемы этого типа следует отнести к котловинам полигенетического типа (Долгое, Гиньково, Сарро, Болдук, Лесковское; А. Новик, 2004). Один из ярких внешних признаков ложбинных котловин – вытянутость в направлении движения ледника. Эта конфигурация может в одинаковой степени отражать деятельность ледника и его талых вод Для решения вопроса о преобладании того или иного фактора интерес представляет форма продольного и поперечного профилей ринновых котловин. В линии продольного профиля бросается в глаза частая смена впадин, занятых озерами, и перешейков между ними. Такая особенность проявляется не только в общей ложбине, но и в отдельных озерах. Форма поперечного профиля также скорее напоминает трог, чем речную долину. Для него характерны плоское широкое днище, крутые выпуклые склоны, хорошо выраженная линия перегиба – бровка. В некоторых случаях (оз. Будовичи) на дне прослеживается продольная ложбина, напоминающая форватер речного русла [25]. Показательным признаком ринновых котловин может служить их выровненность в плане и сужение к югу, что не свойственно речным долинам. Следует отметить также размещение максимальных глубин в частях ложбин, что типично для депрессий ледникового выпахивания. Многие котловины ложбинного типа имеют характер глубоких врезов в толщину тяжелых водонепроницаемых суглинков (озера Долгое, Сарро, Гиньково). В других случаях (Свирская ложбина) они окружены песчаными отложениями типа водно-ледниковых. Ложбинные озера в гляцигенных рытвинах имеют важное значение в палеогеографии и геоморфологии Поозерий Европы и Северной Америки, что о них следует сказать более подробно. Эти озера и их котловины на плоско-волнистой поверхности моренных равнин создают необыкновенное сочетание молодых форм рельефа, созданных деятельностью последнего оледенения. Вытянутые в субмеридиональном направлении, узкие, как правило, глубокие водоемы занимают понижения (ринны) и объединяются гляцигенной рытвиной. В пределах Белорусского Поозерья таких рытвин насчитывается 60, а число озер, заключенных в них, насчитывается около 330. Наиболее значительные рытвенные системы: Долгинская (озера Долгое, Гиньково, Свядово, Псуя, Ивесь, Белое, Шо), Будовичская (7 озер), Сорочанская (8 озер), Сарро (8 озер), Ушачская (6 озер), Браславская (9 озер) и др. [25]. Гляцигенные рытвины, как правило, врезаны в тяжелые моренные суглинки. Отношение их ширины к длине составляет 20: 1. Длина самой длинной Будовичско-Лесковской рытвины достигает 40 км при средней ширине 800 м. Глубина эрозионного вреза достигает 60–80 м, а крутизна склонов около 25–36. Влияние ледниковой экзарации и подледниковых потоков в создании гляцигенных рытвин несомненно. Об этом свидетельствуют формы продольного и поперечного профилей и их отличия от речных долин. Известно, что развитие речной долины зависит от скорости течения и положения или изменения базиса эрозии. В результате водоток стремится выработать продольный профиль параболической кривой (профиль равновесия). В медленно двигающемся ледниковом «потоке» проявление эрозии связано не со скоростью, а с массой тела ледника. Поэтому в понижениях профиля ледяные массы выпахивают глубокие впадины, разделенные поднятиями – ригелями, а рисунок продольного профиля остается сложным. Что касается поперечного профиля, то он также характерен для ледниковых долин-трогов (фиордов), широко представленных на северо-западе Европы. Гляцигенные рытвины и включенные в них ложбинные озера оказались генетически связанными с ложбинами ледникового выпахивания и 57 размыва, учение о которых разработано Г. И. Гарецким (1980). Расположение древних ложбин, образованных в эпохи днепровского и сожского оледенений на больших глубинах и заполненных мощными ледниковыми и озерно-ледниковыми отложениями, нередко совпадает с длинными осями современных гляцигенных рытвин, что является показателем преемственности геологических и геоморфологических процессов. Следующая особенность заключается в связи современных гляцигенных рытвин с линиями тектонических разломов. Котловина оз. Селява расположена на пересечении двух сходящихся разломов, что обусловило значительную его максимальную глубину. Характерным в этом отношении является Двинско-Днепровский разлом. Эта особенность проявилась в геологическом понятии недавно в антропогене и связана с изостатическими (гляциоизостатическими и гидроизостатическими) движениями земной коры и активизацией процессов в разломных зонах. По-видимому, в эпоху поозерского оледенения северная часть Беларуси испытывала гляциоизостатическое погружение, а южная часть (Полесье), лишенная ледяного покрова, наоборот – поднятие. Таяние ледников в позднеледниковье и в начале голоцена вызвало изостатическое поднятие севера и опускание Полесья. Последнее выразилось в подъеме уровня грунтовых вод, заболачивании и появлении мелководных озер-разливов в Полесье. Различные типичные связи гляцигенных рытвин с линейными тектоническими нарушениями демонстрируе (Долгое, Селявское, Белое, Сорочанские озера и др.) [25]. Эворзионные котловины весьма многочисленны в Белорусском Поозерье. Они распространены как в полосе краевых образований, так и в языковой части ледника. При очень небольшой площади озера этого типа отличаются значительными глубинами (20–30 м) и котлообразной формой. Происхождение озер связано с падением поверхностных ледниковых вод со значительной высоты по трещинам или с уступа ледника, подобно водопадам на реках. Эворзионные котловины могли возникать при активном движении ледника, но чаще – в стадии его омертвления. К северу от свенцянских краевых образований многочисленные озера этого типа разбросаны среди холмисто-моренного ландшафта (Рудаково, Воронец, Веркуды, Женно, Камайское, Светлое и др.). Термокарстовые котловины своим происхождением обязаны просадке рыхлых грунтов при оттаивании находящихся в их толще глыб погребенного льда. Озера этого типа, как правило, неглубокие, округлых очертаний. Особенности строения ложа зависят от неравномерного протаивания и оседания грунтов. Многие озера к настоящему времени спущены, однако котловины сохранили присущие им черты. Наибольшее распространение термокарстовые явления получили в эпоху дегляциации ледника. Термокарстовые котловины встречаются в разных частях ледникового комплекса, в их размещении отсутствует строгая закономерность, так как сохранение ледяных глыб и крупных ледяных линз в морене не имеет определенной закономерности. Сложные котловины формировались при участии эворзии, термокарста, эрозии в условиях неподвижного льда и проявления инверсии ледниковой поверхности. Неровное ложе ледника способствует образованию в его теле системы трещин, которые в начальные стадии таяния заполняются песчано-глинистым слоистым материалом. При дегляциации этот материал проектируется на ложе, образуя озовые и камовые формы. На месте же бывших участков цельного льда появляются глубокие плесы сложных озерных котловин, приуроченных чаще всего к зонам краевых образований (оз. Отолово, Кривое, Неспиш, Недрово). Котловины озер Полесского типа получили распространение среди заболоченных пространств Полесской низменности. Они занимают плоские понижения рельефа и носят характер мелководных разливов, возникающих в депрессиях поверхности вследствие поднятия уровня грунтовых вод в условиях изостатического погружения или увлажнения климата. Котловины этого типа выражены в рельефе не очень четко, хотя озера в них могут достигать значительных площадей (Червоное, Выгонощанское, Ореховское, Олтушское) при максимальных глубинах около 5–6 м. Карстовые котловины распространены главным образом в Брестском Полесье и связаны с близким залеганием меловых карстовых пород и длительным периодом изостатического погружения территории, стимулировавшего деятельность подземных вод в карстовых пустотах. Котловины этого типа заметно отличаются от озер полесского типа значительными глубинами (10–20 м), воронкообразной формой, повышенной минерализацией воды. Карстовое происхождение подтверждается их связью с линиями разломов в доантропогеновых породах (озера Сомино, Вулька, Луковское). Типичной котловиной карстового происхождения является котловина оз. Свитязь (центральная часть Беларуси). Суффозионные котловины формировались в результате просадки рыхлых пород, богатых карбонатами (лессовидные суглинки). Они характеризуются мелководностью, небольшими размерами и распространены на Городокско-Мстиславской возвышенности, в центральной части республики. Котловины гидрогенного типа получили широкое распространение в поймах рек Днепровской и Неманской систем. Озера этого типа возникают в результате свободного (завершенного и незавершенного) меандрирования русел. Форма гидрогенных котловин зависит от типа свободного меандрирования: при незавершенном меандрировании старичные озера имеют серповидную форму, при завершенном – полуокруглую. При отчуждении от основного русла отдельных рукавов реки в случае пойменной многорукавности формируются, как правило, длинные вытянутые озера – староречья, или «старики», «старуха», другие озера местного названия. Особое место в Полесье занимают пойменные озера «вертебы», которые имеют небольшую площадь и округлую котловину, образованную в результате размыва поймы при выходе речного потока в половодье в многоводный год. 1.3 Водная масса озер Как и в морях, в озерах водной массой называется не только вода, но и растворенные в ней газы и соли. Вода во всех озерах современного атмосферного происхождения. Она попадает в котловину путем поверхностного притока (Упр), подземного притока или оттока (У) и осадков на зеркало водоема (X), в том числе и конденсации пара. Расход воды происходит через сток из озера (УСт ) и испарение с поверхности воды (Z).В отличие от речного в балансе озер есть еще одна величина - запасы воды или их накопление (А). Расчет водного баланса озера производится по уравнению: Р = Упр + У + Х + А - Уст –Z. В большинстве озер в годовом выводе приход и расход уравновешиваются и баланс равен 0. В бессточных озерах он обычно или положительный, или отрицательный. Уровень таких озер то повышается, то понижается. Соответственно изменяется и площадь. По приходу и расходу водной массы озера делятся на четыре группы. 1. Хорошо проточные. В такие озера впадает несколько рек и одна вытекает. Вода в них непрерывно сменяется. Естественно, что она пресная и всегда чистая. Хорошо проточные озера находятся в зонах избыточного атмосферного увлажнения и имеют высоко положительный баланс. 2. Мало проточные. В них тоже впадают реки, но сток осуществляется или периодически, или через одну небольшую реку. Такие озера присущи зонам с недостаточным увлажнением. 3. Бессточные, (устьевые, озера). В них впадают реки, иногда очень значительные, например, в Каспийское и Аральское моря, но стока из них нет. 4. Глухие, (замкнутые, озера). Они не имеют ни притока, ни стока в виде рек, питаются дождевой, снеговой и грунтовой водой. Расходуется вода на испарение и подземный сток. Вне групп оказываются карстовые озера, питающиеся не столько поверхностным и грунтовым стоком, сколько мощным потоком воды в подземных пустотах. Слой годового водообмена в среднем колеблется от 1 м в бессточных озерах, до 2 м в малопроточных и до 3-4 м и несколько более в хорошо проточных. Отношение объемов воды, участвующих и не участвующих в водообмене, во многом зависит от размеров и формы котловины. Различают сезонные и многолетние колебания уровней озер. Сезонные определяются годовым режимом осадков и испаряемости и происходят на фоне многолетних. Наибольшие изменения уровней как в течение каждого года. Питаясь преимущественно за счет речного притока и расходуя воду только на испарение, эти озера чутко реагируют на осадки и испаряемость. 1.4 Тепловой режим озер Общие закономерности температурного режима озер отражают особенности умеренно континентального климата Беларуси. Условия нагревания и охлаждения, распределение тепла в водной толще тесно связаны с физическими свойствами пресной воды, которая отличается высокой теплоемкостью и очень малой теплопроводностью. Поэтому теплообмен осуществляется в основном за счет ветрового перемешивания и конвекции. Известно достаточно много термических классификаций озер мира, которые были основаны на принципе физико-географической зональности (Форель, 1892, 1912, др.), так и отражали особенности одной природной зоны (Анучин,1897; Захаренков, 1963; Тихомиров, 1982; Хомскис, 1969; Якушко, 1961; Хатчинсон, 1957; и др.), или классификации, основанные на принципе учета и физико-географических условий и характера водообмена по вертикали (Хатчинсон, 1957; Lewis, 1983). В зависимости от физико-географических условий природных зон, наличия циркуляций и стагнаций озера мира классифицировались с различной детализацией особенностей термического режима. Для озер умеренной зоны приемлема термическая классификация А. И. Тихомирова, которая учитывает годовой ход температуры, характер температурной стратификации озер, летний период для глубоких озер. А. И. Тихомиров предложил различать озера эпитермические (мелководные), метатермические (среднеглубокие) и гипотермические (глубокие), которые впоследствии нашли отражение в термической классификации О. Ф. Якушко. Обобщение многолетних данных по температурному режиму озер и водохранилищ Беларуси позволило выявить в годовом термическом цикле 5 периодов и установить их среднюю продолжительность: 1. Период весеннего нагревания – 25 дней (третья декада марта – вторая декада апреля). 2. Период летнего нагревания – 120 дней (третья декада апреля – третья декада августа). 3. Период осеннего охлаждения – 85 дней (третья декада августа – вторая декада ноября). 4. Период предледоставного охлаждения – 10 дней (третья декада ноября). 5. Период зимнего режима – 125 дней (декабрь – март). 133 Весеннее прогревание озер начинается еще под ледяным покровом в результате интенсивного воздействия солнечных лучей. Уже в середине марта температура воды подо льдом достигает 0,8 °С, причем лед тает как снизу, так и сверху. Характер температурного режима после разрушения ледяного покрова во многом зависит от особенностей погоды и морфологии котловины. В условиях прохладной ветреной весны перемешивание и прогревание воды в озере ощущаются меньше, но проникают на большую глубину под влиянием ветра, чем при дружной теплой весне, когда процесс нагревания может ограничиться лишь верхними слоями, а перемешивание связано только с конвекционным движением. В результате более или менее интенсивной весенней циркуляции вся толща воды перемешивается и прогревается до одинаковой температуры. Весенняя гомотермия может возникнуть при различной температуре, однако момент ее наступления фиксируется при температуре наибольшей плотности воды (4 °С). Естественно, что весенняя гомотермия раньше наступает в озерах средней глубины и в мелководных, чем в глубоких. Продолжительность гомотермии с температурой 4 °С очень небольшая, и уловить ее трудно, так как при последующем нагревании поверхностного слоя начинается быстрый переход к летнему температурному режиму. Весной озера служат источником холода по сравнению с быстро нагревающейся землей и воздухом. В апреле и мае средняя температура воды в озерах ниже температуры воздуха на 0,5–2 °C. Весенняя циркуляция имеет большое значение в жизни озер, так как под ее влиянием осуществляется не только нагревание массы воды, но и смена зимнего газового режима и проникновение в придонные слои кислорода. Важно отметить, что иногда в некоторых озерах состояние гомотермии не успевает охватить всю толщу воды, а на поверхности уже складываются летние температурные условия. Это явление описано на небольших, но достаточно глубоких озерах, с укрытыми от ветра воронкообразными котловинами: Малом Камайском, Губиза, Каймин. В таких условиях при дружной теплой весне процесс перемешивания воды замедляется: у дна еще сохраняется зимний режим (температура около 4 °С, резкий дефицит кислорода, а на поверхности устанавливается летний режим. Началом установления летнего температурного режима считается переход поверхностной температуры через 10 °C, обычно наступающий в мае. В начале лета температура убывает от поверхности в глубину, т. е. возникает прямая температурная стратификация. Однако при устойчивой ветреной погоде в неглубоких озерах может возобновиться гомотермия при разных температурах. Типичным признаком летнего температурного режима служит вертикальное расслоение толщи воды. Устойчивая стагнация возникает после нескольких дней теплой штилевой погоды. Чем интенсивнее нагреваются верхние слои воды, тем слабее они перемешиваются с нижними в силу возникновения температурного градиента и большей плотности нижних холодных слоев. Мощность верхнего слоя воды – эпилимниона в первый период летней стагнации составляет всего несколько метров, со временем она увеличивается, но в глубоких озерах даже в конце лета не превышает 10 м. Обычно чем резче обозначена нижняя граница эпилимниона, тем ярче проявляется слой металимниона, т. е. термоклина или температурного скачка. Мощность его варьирует от 2 до 5 м, а степень выраженности зависит от условий погоды. При ветреной погоде слой скачка чаще всего выражен слабо и подразделен на несколько промежуточных скачков, а градиент не превышает 1,5–2 град/м. При устойчивой штилевой погоде металимнион менее мощный, но градиент достигает 4–4,5 град/м. В нижнем слое – гиполимнионе – ветровое перемешивание практически не проявляется. После весенней циркуляции в этом слое устанавливается относительное спокойствие воды при постепенном понижении температуры. Наиболее низкие температуры отмечаются в непосредственной близости от дна и в верхнем слое сапропелей. В глубоких, укрытых от ветра водоемах слой гиполимниона в июле обычно занимает более половины толщи воды в точке максимальной глубины. В открытых озерах этот слой непостоянен и имеет небольшую мощность. Изучение законов летней температурной стратификации имеет большое значение, так как в каждом вертикальном слое водной массы меняются физические свойства воды, характер биохимических процессов и условия обитания живых организмов. В эпилимнионе создаются наиболее благоприятные условия жизни: много света, тепла, преобладают окислительные процессы, формируется первичная продукция и пр. В металимнионе при резком падении температуры и повышении плотности меняется газовый режим, условия проникновения света. Нередко отмечается массовая гибель микроорганизмов. В слое гиполимниона при отсутствии освещения погибают живые растительные организмы, сокращается количество кислорода или он вовсе исчезает, все большее значение приобретают восстановительные процессы, иногда образуется сероводород. Летом в верхнем слое донных отложений температура на несколько десятых градуса ниже, чем в придонном слое воды. В отдельных глубоких озерах (Долгое, Кривое) понижение температуры зависит от характера отложений и может распространяться на некоторое расстояние в водном слое. В оз. Кривом, например, в северном плесе, занятом черными ожелезненнымми илами, летом температура у дна выше, чем в южном плесе, выстланном светло-оливковым глинистым илом. В оз. Долгом в северозападном плесе с темными илами и повышенным содержанием железа температура выше, чем в юго-восточном плесе с глинистыми илами. Зимой существует обратная зависимость: в верхнем слое отложений температура более высокая, чем в придонном слое воды. Очевидно, донные отложения даже глубоких озер летом поглощают определенное количество тепла, а зимой выделяют. Количество поглощенного и возвращенного тепла связано с типом осадков и в той или иной мере отражает интенсивность биохимических процессов в них. Соответственно температурному режиму изменяется и степень насыщения придонных слоев воды кислородом. Распределение температуры на поверхности озер в летний период также имеет ряд особенностей, которые объясняются условиями погоды, характером и глубиной котловины, притоком речных вод, развитием растительной полосы и др. В обычные теплые летние дни более высокая температура вблизи берегов, особенно в зарослях макрофитов. Здесь на 1,5–2 °C теплее, чем в открытой части озера. При резкой смене теплой погоды холодной и ветреной прибрежные участки охлаждаются очень быстро, а в центре удерживается более высокая температура. Переход к осеннему режиму обычно начинается во второй половине сентября, после холодных ночей. Благодаря незначительным вертикальным градиентам уменьшается термическое сопротивление ветровому перемешиванию и слой скачка опускается или вовсе исчезает. В отдельные дни по утрам наблюдается мезотермия, т. е. повышение температуры на некоторой глубине, связанное с резким ночным охлаждением поверхности. Это обычно кратковременное явление днем сменяется прямой температурной стратификацией. В октябре наряду с ветровым усиливается конвекционное перемешивание воды и вся толща приобретает одинаковую температуру. Осенняя гомотермия наступает при разной температуре, однако в мелководных озерах намного раньше, чем в глубоководных. В последних вертикальное расслоение может удерживаться даже при средней температуре воздуха около 0 °C. Например, 30–31 октября 1964 г. максимальная температура на поверхности оз. Кривого достигала 8,1 °C, а на глубине 29 м – 5,15 °C. Слой скачка с градиентом 1,7°C наблюдался на глубине 15,5–16 м. Температура воды на поверхности неглубокого оз. Отолово не поднималась выше 7,8 °C, а на глубине 14 м вблизи дна составляла 7,5 °C. Температурный скачок отсутствовал. Мелководное оз. Черствяты имело поверхностную температуру 3,5 °C, а на глубине 3,2 м – около 4 °C. Таким образом, в одно и то же время при одинаковой погоде глубокое озеро еще сохраняло летний режим, озеро средней глубины приближалось к гомотермии, а мелководное уже имело признаки зимнего режима температуры. По-видимому, эта особенность отражается на величине теплозапаса озер. После охлаждения всей массы воды до 4 °С начинается переход к зимнему режиму. Он наступает с момента понижения поверхностной температуры до 0 °C и появления первых признаков льда. Но перед установлением постоянного ледяного покрова верхние слои воды еще долго перемешиваются под воздействием ветра. Этот процесс способствует охлаждению водной массы ниже 4 °C. Вот почему зимние температуры глубоких озер обычно 2,5 °C и даже ниже. Более высокие температуры в глубоких водоемах наблюдаются лишь в условиях безветренной погоды и быстрого образования устойчивого ледяного покрова. В мелководных водоемах, заполненных сапропелями, процесс теплоотдачи донными отложениями весьма интенсивен, особенно в начале зимнего периода. Уже в середине декабря вблизи дна температура в таких озерах достигает 4 °C, а в верхнем слое отложений она на 0,5–1 °C выше. Процесс зимнего разогревания может пойти еще дальше. Так, в феврале 1968 г. в придонном слое мелководных озер Баторин, Ковальки, Сивцы, Черствяты температура достигла 5,1 °C. В это же время более глубокие озера Нарочь, Мядель, Рудаково имели температуры около 2,8–3 °C. Одновременно во всех мелководных озерах придонные слои оказались лишенными кислорода, а в озерах Баторин, Черствяты наблюдались заморы, продолжительные из-за большой (около 70 см) толщины ледяного покрова. Объясняется это явление следующим образом. В результате усиленной теплоотдачи ниж- 137 ние слои воды нагрелись выше 4 °C. Лежащий над ними слой воды с более низкой температурой и более тяжелый препятствовал конвекционному перемешиванию. Содержащийся в придонном слое кислород постепенно был истрачен на процессы гниения, и начались заморные явления. ГЛАВА 2. Природно ресурсный потенциал озёр и современное его использование 2.1 Водные ресурсы Водные ресурсы являются одними из основных природных ресурсов 341,2 млн. км3озер. Общий объем воды озер оценивается в 5873,6 млн. м3 , суммарный объем озер, обследованных НИЛ озероведения − 4995,36 млн. м3 . При этом он изменяется в пределах от 0,0001 до 710 млн. м3 . Наиболее многочисленны водоемы с запасом водной массы до 1,5 млн. м3 (39 %). Озера с запасом воды более 10 млн. м3 составляют 14,5 %. Крупных водоемов немного, но в них заключена почти 1/4 часть водных ресурсов Беларуси. Около 30 % объема воды всех водоемов находится в озерах с градацией объема от 40 до 100 млн. м 3 , наименьшее – в озерах, имеющих объем менее 1 млн. м3 . Около 30 % водных ресурсов приходится на водоемы с объемом от 20 до 40 млн. м 3 и озера, имеющие объем более 100 млн. м3 . Состав вод озер формируют природные и климатические условия территории, морфологические и гидрологические характеристики водоема, количество и состав приточных вод, наличие источников, вредно влияющих на качество вод на водосборе озер. Большое значение имеют направленность и интенсивность внутриводоемных процессов, определяющих качество и самоочищение воды. Вода озер Беларуси относится к гидрокарбонатному классу кальциевой группы. Однако различия в солевом составе вод озер наблюдается как для регионов, различных бассейнов и водосборов, так и для озер различного типа и уровня трофности [23]. Многолетние наблюдения за качеством вод озер, выполняемые Гидрометеослужбой, регистрируют разовые случаи загрязнения, произошедшие за период наблюдений в результате интенсивного антропогенного воздействия и неблагоприятных климатических условий.  Рисунок 2.1 - Озерность территории Беларуси по административным районам [16] | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||