96 
Глава 4
.ьи'” 
“ 
+ иш
2/Н 
\ 
{
ъ
: 
2 
ъ 
;
' 
у 
Г
› 
' 
'
` 
* 
,
. 
. 
!
' 
:
0,5 
© 
' 
: 
:
; 
: 
Г 
‚
я 
' 
*
* 
'
НЫ 
ь
: 
' 
*
а
к, 
ъний
16} 
0512 
6617 
6510 
0510
0006° 
5608 5 00
: 
9 67 
12
га| 
® 1530 
053% 
0204 020&
20205° 
20205 
202 
Х0 »
° 
—< 
А$
" и 
+тТ 
ООЕНЕ
** 
— 
500
Н, м 
АР 
Дно 
м 
ь 
‚ 
‚ 
‚ 
ь
0 
16 
2,8 
40 
71 
84 
10,0 ° 
12,9 
151 х, ю
Рис. 4.4.4. Вертикальные распределения параметров плотностного течения,
зарегистрированного на продольном разрезе в Иваньковском водохранилище
(мюль 
1998 
г.). На рисунке 
показаны 
измеренные 
(/ и 
теоретически
рассчитанные {/° значения скорости течения, вертикальные профили разности
плотностей жидкости Ар в потоке и над ним, концентрации 5 и температуры
Т, а также рельеф дна и соответствующие глубины Н(), где х — расстояние
вдоль по потоку. Для каждой вертикали стрелкой показано направление ветра
[775
ний в проточных бассейнах, в том числе водохранилищах, уни-
кальны. Исследование эволюции такого течения проведено в
Иваньковском водохранилище (Самолюбов, 1999, 2000). По дли-
не водоема существуют придонные стратифицированные потоки,
подверженные влиянию внутренних волн, дрейфовых течений и
топографии.
Особый интерес представляет выявленный на разрезе этого
течения (рис. 4.4.4) механизм формирования плотностного пото-
ка при взаимодействии встречного ветра со стоковым течением.
Механизм заключается в следующем: 1) торможение поверх-
ностных слоев воды; —> 2) смещение максимума на профиле
ТЕРМО-ГИДРОФИЗИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В ОЗЕРАХ 
97
скорости характерного для плотностного потока слоя смешения
на профиле скорости. При смене направления ветра происходит
разрушение слоя смешения на участках с уклонами дна, мень-
шими умеренного (<10?) (вертикали 7, 8). Затем с ростом уклона
дна плотностное течение опережает дрейфовое и движется по
водохранилищу, транспортируя поступающие в него примеси.
Совместное воздействие этих примесей и термической стратифи-
кации на распределение плотности приводит к появлению вто-
ричных течений. Такие течения образуются за счет плотностного
расслоения основного (первичного) потока также, как этот ос-
новной — зародился в полной толще вод бассейна. Влияние вто-
ричных течений прослеживается по локальным максимумам или
по 
областям стабилизации на профилях скорости у дна при 2
< 0,25г,. Вторичному течению соответствует нефелоидный слой,
огибающий неоднородности рельефа дна. При.резких изменени-
ях рельефа наблюдались утолщения нефелоидного слоя и выбро-
сы облаков мутности в вышележащие воды.
Развитие внутренних волн в этом течении зарегистрировано
при 
анализе результатов серий 
зондирований 
на 
станциях
(рис.4.4.5). Особенности эволюции структур полей температуры,
скорости течения и концентрации взвеси соответствуют преобра-
зованиям плотностного потока под влиянием внутренней волны
сейшевой природы. Колебания изотах, а также в приповерхност-
ном и придонном слоях характерны для второй моды волны. Вы-
явлен эффект передачи импульса внутренней волной от дрейфо-
вого течения к придонному. Обнаружена квадратичная зависи-
мость волновых возмущений течения от скорости ветра, который
усиливался во время измерений. Максимумы возмущений скоро-
сти в слое смешения придонного потока располагались на глуби-
нах, пропорциональных произведению частоты плавучести на
скорость ветра. Положения максимумов совпадают с профилем
внутренней волны.
В особую группу можно выделить циркуляционные придон-
ные плотностные потоки, порождаемые дрейфовыми течениями,
а также обменом между отдельными частями водоема со слож-
ной топографией. Несмотря на интенсивное изучение таких по-
токов, остаются не вполне ясными механизмы их распростране-
ния. Это в значительной мере связано со спорадичностью появ-
ления течений, обусловленных интрузиями жидкости повышен-
ной плотности. При проведении исследований на Можайском