7097420163

13

chłoniętego przez wodę promieniowania słonecznego. Taczałow oblicza zapas ciepła w 10-metrowej warstwie piaszczysto-gliniastego podłoża metodą podaną przez A. P. Brasławskiego i Z. A. Wikulinę (1954) i porównuje wyniki z własnymi obserwacjami. Stosunkowo niewielkie różnice pozwalają sądzić, że matematyczne obliczenia A. P. Brasławskiego i Z. A. Wikuliny są sprawdzalne dla podłoża mineralnego.

S. N. Taczałow (1968) liczy zasoby ciepła według wzoru:

B_z = W ht°cy,

gdzie:

B_z — zapas ciepła w 10-metrowej warstwie podłoża — h,

W — powierzchnia zbiornika odniesiona do średniego stanu wody,

t° — średnia temperatura warstwy,

c — ciepło właściwe utworów piaszczysto-gliniastych, nasyconych wodą (0,43 cal/g stop);

y — ciężar właściwy tego materiału (2 g/cm³).

Tak obliczone wartości zasobów ciepła będą zawsze zaniżone, co wynika z różnicy między wielkością powierzchni dna i zwierciadła wody jeziora.

Tym samym zagadnieniem na Zbiorniku Rybińskim zajmował się S. S. Bakastow (1960, 1964, 1965). Badania jego nie są tak pełne jak Taczałowa, ponieważ pomiarami objęta była tylko 1,5-metrowa warstwa utworów podłoża. Pewną nowością jest badanie horyzontalnej zmienności temperatury powierzchni dna i powiązanie tego zjawiska z dynamicznymi cechami masy wodnej. Bakastow jest zdania, że największe oddziaływanie na masę wodną energii cieplnej zakumulowanej w podłożu latem ma miejsce w okresie zlodzenia. Dla warunków zbiornikowych w okresie zlodzenia istotna jest znajomość szybkości przepływu wody. W zbiornikach o większym przepływie (prędkość wody nad dnem) obserwuje się zazwyczaj niższą temperaturę wody przy dnie. Taka sytuacja sprzyja szybszej wymianie ciepła masy wodnej z podłożem (S. N. Bułatów 1968).

Szczegółowe badania reżimu cieplnego osadów jeziornych prowadzone były na Pojezierzu Karelskim przez Laboratorium Jezioroznawstwa w Leningradzie. Najbardziej interesujące wyniki prac zostały przedstawione przez L. F. Forsza (1965, 1968). Jezioro Wielkie, gdzie dokonywano pomiarów, jest typowym przykładem misy jeziornej w znacznym stopniu wypełnionej osadami. Objętość masy wodnej stanowi w porównaniu z osadami dennymi 86%. Pomiarami temperatury objęto 5-me-trową warstwę osadów. Na podstawie wyników pomiarów temperatury tej warstwy Forsz obliczył zapasy ciepła. Przyjął, że pojemność cieplna osadów równa jest pojemności cieplnej wody. Uzasadnił to tym, że wilgotność 5-metrowej warstwy osadów wynosi 97% (L. F. Forsz 1965). P. P. Łazariew (1923) na podstawie zawartości wody w osadach obli-