垂直混合和推翻
知道它是有用的温度最大密度随深度变化(例如,从表面3.94°C到3.39°C在500米深度[38.10°F在1500英尺])。因为大多数湖泊水域的最大密度的温度接近4°C (39°F)冰形式在温度接近0°C的反应表面冷却,垂直混合发生。密度随深度增加时,湖是稳定的。不稳定条件存在密度随深度。冷却表面温度低于4°C建立稳定的基于负的斜温层(积极的温跃层垂直下降温度随深度),因为密度会随着深度增加。冰然后在表面形式,使液态水存在冰下湖泊,除非他们浅足以冻结。
在变暖的季节,冰融化后,加热表层海水的密度增加,导致它们水槽直到稳定是实现。当表面加热收益高于最大密度的温度,这个过程停止,和垂直热结构维护和加强其病情稳定,基于积极的温跃层。失误往往是季节性的。
由于冷却或混合变暖过程增加密度表层水足以使它们往下沉的结果称为循环或推翻,湖水域。湖泊,凉爽的冬天4°C以下经验两周转时间,如前所述,被称为dimictic湖泊。大多数湖泊在温带地区属于这一类。湖泊不酷4°C以下经历推翻每年只有一次,叫做温暖monomictic。湖泊不温暖也4°C以上经历每年只有一个颠覆时期,被称为冷monomictic。有很多的例子,包括热带地区的湖泊和一般北至约40°纬度。冷monomictic类型,然而,不常见,但可以发现在高纬度和高海拔(例如,在阿尔卑斯山)。
描述的所有类型,在被称为循环至少一次全循环。这是有可能的,然而,对湖泊通常是稳定的,尽管热过程诱发推翻,由于存在一个积极的盐度梯度随深度(chemocline)。这种类型称为半对流,在这些情况下,稳定是永久性的至少在湖的一部分,深水不经历推翻和因此是缺氧。三个主要的起源半混合已经认可。外生的半混合的入侵的结果海水入湖中,在洪水中异常高海平面(例如,Hemmelsdorfersee,在德国),或引入淡水通过土地排水和降水盐湖(例如,碱湖、内华达)。Crenogenic半混合是由于引入盐水通过弹簧,和生物半混合是由于湖泊沉积物的盐的吸收。北美的例子包括玛丽湖,威斯康辛州,密歇根州Sodon湖。
强大的垂直盐度梯度存在于上部的湖将影响热结构抑制热的下行混合。然而在全循环的湖泊,主要原因是风热行动的下行混合通常压缩或集中温跃层,直到它分离上层(变温层)从一个较低的层(深水层),每个拥有薄弱或不存在的垂直温度梯度。温跃层通常开始生长在气候变暖的季节的开始。随着夏季和秋天开始,它加剧和深化。冷却的发病看到温跃层的腐烂的开始,尽管它通常继续深化,直到被完全摧毁。刚刚描述的过程通常被发现在湖泊在温带地区,是一种季节性现象。任何时期强劲的变暖,一个或多个浅温跃层可能观察到开发和向下移动到季节性温跃层。
的热量平衡的湖泊
湖的热量收支包括几个主要因素:净传入的太阳辐射在湖边,净长波辐射交换和表面大气、转让的显热表面界面,和潜热过程。小得多的重要性的这些过程通常包括净热量流入和流出流水流水量,降水,地下水流,从地面传导热流,耗散的动能。然而,在某些情况下,河流入可能是更重要的,比如流从附近的地方冰川或者卷流入湖的一个重要部分体积。在一个大湖的热量预算考虑特定位置也必须考虑到当地平流湖内的热电流。
传入的太阳能不同季节和纬度和被云层影响很大。反映远离湖表面的分数取决于太阳角,大气的浊度,波状态,或表面粗糙度。在中纬度地区夏季范围从约6%至约14%在冬天。
大量的辐射发出在湖边表面表面温度的四次方成正比,而辐射湖上空发出的云和大气主要取决于数量和高度的云和大气的温度和含水率湖边表面。
显热通量和湖表面的水分非常重要但仍知之甚少。他们依靠垂直温度梯度和蒸汽压力出水面,分别影响转移过程的因素,如风力和大气稳定。显热的转移可能进出湖的表面,通常在季节性的基础上,但有时也在日的基础上。也有可能,但不太可能发生凝结的在湖的表面上。
热流通过湖泊的底部通常意义不大,但例外存在。在一个很深的湖低利率的加热是很重要的,如贝加尔湖、俄罗斯、可检出结果。在一些结冰湖面的其他来源加热很小,热通量通过沉积物也已被证明是重要的。
的耗散风能已经转移到水动作相当微不足道,传热的影响是由于化学和光合作用的过程。
在纬度和海拔,冰是一个因素,潜在的融合和热蒸发冰也必须考虑在任何热预算考虑。热平衡研究执行总是冰封的湖泊。太阳辐射是一个重要因素,冰层厚度和一致性允许渗透。冰的热平衡往往很难评估,长波辐射和蒸发因素不容易测量,是非常重要的。显热的交换可能不是大在夏季在这些情况下,但可能是重要的寒冷的几个月。几个冰封的湖泊已被证明是不完全对流;两个例子是Tuborg,湖埃尔斯米尔岛邦尼湖,南极洲。
热量平衡的测量或估计了全世界许多湖泊。结果表明,最高和最低之间的区别热含量为每个不同湖5000卡路里每平方厘米高、低纬度地区为一些中间纬度湖泊45000卡路里的能量。
的相对重要性每个主要的热量预算显示数据两个北美湖泊:安大略湖,一个大的深,中纬度湖;和赫夫纳湖一个相对较小的,浅湖在俄克拉何马州。能量单位经常使用兰利(1克卡路里每平方厘米)和数字近似每月每天兰利的手段。净太阳辐射输入安大略湖变化从80年到600年(赫夫纳湖变化从200年到600年),冬至仲夏。净损失来自安大略湖的长波辐射近100全年(赫夫纳湖变化从100年到200年)。蒸发损失从250年的冬至安大略湖不同负值值在今年夏天早些时候,赫夫纳湖(夏末变化从450年到150年的春天)。热传导安大略湖表面的变化从250年冬天到夏天- 100(80年到-80年之间赫夫纳湖相同的时间间隔)。
传热
热量湖的表面通常是混合机械下降由于风的行动。这个过程使上部湖的相对统一的热。因此,热梯度(斜温层)成为之间建立上混合层(变温层)和深湖的部分(深水层)。在浅水湖泊或浅的部分大型湖泊,温跃层最终会拦截湖底,这样不存在深水层。通常,供暖季节的推移,温跃层加剧和深化。二级温跃层可能在变温层开发,这些将向下迁移到主要的季节性温跃层。仍然很温暖的日子里,一层薄薄的表层混合发作前可能储存热量向下转移热量。冷却的季节开始时,往往会破坏温跃层的混合增强通过垂直对流。如果继续冷却,直到整个温跃层消除,湖水变得基本上等温,不再展示两层系统的特点。
当一个湖是分层,最重要的深水层向下热量的传递过程是通过涡流传导。涡流电导率决定系数经验和从湖湖之间差异极大。混合过程是在沿海地区更活跃,所以等温线可以将斜坡向下向岸边。在大,相对未受保护的湖泊,在海面风应力导致收敛或发散或浅水沿着海岸线。等温线斜向上岸边,深水层水甚至可能成为暴露在地表。这些事情是非常重要的对于热分层湖泊内的分布。
引入大量湖泊热,冷却过程的废弃物发电植物和其他的工业问题,目前认为与一些担忧污染物,尤其是在小湖泊。如果表面的热量注入将传播最初根据动量的影响和环境表面水流的速度和方向。当初始动量足够消散,热量会传播主要是湍流混合过程的结果。在这些事件中,大量的大气可能发生损失的热量,这样完整的热输入的影响并不仅仅在湖边承担。在表面温度的值,相邻influent-heat来源,可能会提高到一个很高的水平数度。在一定条件下fish-activity公差可能会超过,和不受欢迎的藻类和浮游生物生产可能会刺激。
如果不释放余热在表面,但分散在一个大深度范围或注射深度、大local-surface-temperature问题是可以避免的。大气损失在这种情况下,然而,也大大降低,净热量输入整个湖大得多。在很长一段时间里,这可能是更多有害的一般生态比近地表注入。