【正文】 ? 此外，河流水溫還受補(bǔ)給水源、上游來(lái)水及冰情等的影響。 ?河流水溫的日變化與年變化 ? （ 1）日變規(guī)律 ? 水溫的日變化與氣溫的日變化大體一致，早晚較低，午后升高，水溫最高值落后于氣溫 2－ 3小時(shí)，日變幅常在 1－ 3℃ 左右，比氣溫日變幅小。其原因是水的熱容量大，對(duì)熱量變化的反應(yīng)比較遲緩，變化速度稍落后于氣溫，變幅也較氣溫小。 ? 河水溫度的日變化與水量、季節(jié)、天氣和地理位置有關(guān)。 ? 河水水量越多，日變幅越小；中高緯地區(qū)暖季水溫日變幅大于冷季；中低緯河流，水溫日變幅稍大；晴天水溫日變幅大于陰天。 補(bǔ)給水源 ：高山冰雪融水補(bǔ)給河流，水溫偏低；雨水補(bǔ)給河流，水溫較高；湖泊水補(bǔ)給河流，春溫低，秋溫高；地下水補(bǔ)給河流，水溫變幅小。 冰情 ：河水結(jié)冰要放熱，對(duì)水溫的降低起抑制作用；河冰解凍要吸熱，對(duì)水溫升高起抑制作用。 由于水的熱容量大，則上游來(lái)水的溫度和水量將對(duì)河流水溫起著重要作用。 (2)水溫的年變規(guī)律 ? ① 水溫年變趨勢(shì)大體與氣溫一致，但年變幅比氣溫小，河流年平均水溫比當(dāng)?shù)啬昶骄鶜鉁芈愿摺? ? 春夏季，收入熱量大于支出熱量，水溫升高，最高值多出現(xiàn)在盛夏，且水溫小于氣溫；秋冬季，收入熱量小于支出熱量，水溫降低，最低值多出現(xiàn)在氣溫最低的時(shí)期，且水溫高于氣溫。 ? ②中緯地區(qū)水溫年變幅比低緯和高緯都大（中緯地區(qū)水溫年變幅最大）。 ? 原因是：低緯地區(qū)，太陽(yáng)輻射和氣溫的年變化小；高緯地區(qū)氣溫年變化雖較大，但受結(jié)冰和融冰影響，水溫年變幅也較小，暖季融冰吸熱和冷季結(jié)冰放熱都將緩和水溫水溫的年變化。 ? ③水溫年變幅度隨海拔高度增高而減小 ? 地勢(shì)增高，氣溫年變幅變小，同時(shí)受結(jié)冰和融冰影響，水溫年變幅減小。 ? ④水溫年變幅隨大陸性增強(qiáng)而加大 ? 我國(guó)河流水溫年變幅最大地區(qū)在華北平原地勢(shì)最低、氣溫年較差最大的地區(qū)；東南沿海各河流，水溫年變幅較??；青藏高原上，水溫年變很小；云貴高原，地勢(shì)較高，地下水補(bǔ)給比重較大，為水溫年變最小的地區(qū)。 ?水溫的空間分布 ? （ 1）斷面分布 ? 水溫的垂直分布具有成層性：清晨，表面水溫低，向下水溫升高（逆溫分布）；午后，表面水溫高，向下水溫降低（正溫分布）。 ? 暖季，兩岸水溫高，由岸邊向河心、由河面向河底，水溫升高。 ? （ 2）水溫的沿程變化 ? 水溫沿流程的變化，與河流長(zhǎng)度、流程所在的氣候條件、補(bǔ)給狀況及流向等因素有關(guān)。 ①流程長(zhǎng)度 ：流程越短，水溫與補(bǔ)給水源的溫度越接近；流程越長(zhǎng)，水溫受流程內(nèi)氣溫影響越顯著。 ②補(bǔ)給狀況： 高山冰雪融水補(bǔ)給河流，水溫沿程增加。 ③流向：ａ、東西向河流（緯向河流） ，受上下游地勢(shì)高低影響，一般地河流上游水溫低，年變幅小；下游地區(qū)，水溫高，年變幅大； ｂ、南北向河流： 由高緯流向低緯河流，受緯度和海拔高度影響，下游緯度和地勢(shì)都降低，則河流水溫由上游到下游沿程增加較快；反之，由低緯流向高緯的河流（或河段），水溫的沿程變化取決于地勢(shì)和緯度的綜合影響，水溫沿程變化較小。一般來(lái)講，下游水溫低。 河流的冰情 ? 當(dāng)河流的水溫低于 0℃ 處于過(guò)冷卻狀態(tài)時(shí)，河流中可能出現(xiàn)冰晶。若氣溫持續(xù)保持在 0℃ 以下，河流就會(huì)出現(xiàn)冰情。 ? 河流的冰情包括結(jié)冰、封凍和解凍的全過(guò)程。 ? （ 1）結(jié)冰期（結(jié)冰階段） ? 從河水開(kāi)始結(jié)冰起，到最初形成穩(wěn)定冰蓋時(shí)為止，稱為結(jié)冰期?？煞譃槿齻€(gè)過(guò)程： ? ①岸冰、水內(nèi)冰和水面薄冰的形成 ：隨著氣溫降低，水溫下降，當(dāng)氣溫降到 0℃ 以下，河面水溫亦降到 0℃ 時(shí)，水面尤其水流緩慢的河灣附近開(kāi)始出現(xiàn)冰晶。河岸水溫比河流中央降溫快，水流慢，則易結(jié)冰。 ②流冰或行凌過(guò)程： 岸冰、水內(nèi)冰，伴隨流水向下游流動(dòng)，稱為流冰或行凌。 ③大塊冰層的形成 ：冰塊在流動(dòng)過(guò)程中相互碰撞而聚集起來(lái)，遇到狹窄河段、河灣或受沙洲、人工建筑物的阻擋，流動(dòng)的冰塊便停積在一起，使冰塊增大，冰面擴(kuò)展，直至最后形成穩(wěn)定冰蓋，進(jìn)入第二階段 ━━ 封凍期。 ?（ 2）封凍期（封凍階段） ?河面結(jié)冰后，若氣溫持續(xù)下降，冰面不斷擴(kuò)大，最后水面冰與岸冰結(jié)合一塊，甚至全河面被冰層覆蓋，稱為封凍。 ?自形成穩(wěn)定冰蓋起，到冰蓋破裂開(kāi)始再次出現(xiàn)流冰之日止，稱為封凍期。 ?（ 3）解凍期（解凍階段） ?次年春季，氣溫回升到 0℃ 以上，冰蓋逐漸融化、破裂，形成許多冰塊，再次出現(xiàn)流冰，直至河冰全部消融，稱為解凍。從穩(wěn)定冰蓋開(kāi)始破裂到河冰全部消融為止，稱為解凍期。 ?（ 4）凌汛 ?在秋冬結(jié)冰期和春季解凍期，若河流由低緯流向高緯的河段比較長(zhǎng)，則在結(jié)冰期，上游封凍比下游晚；而在解凍期，上游解凍早于下游，這樣上游流動(dòng)的冰塊常在下游受阻而壅積起來(lái)，形成冰壩，引起上游水位抬高，以致泛濫成災(zāi)的現(xiàn)象，叫做凌汛。如黃河河套段和山東境內(nèi)，幾乎每年春季都發(fā)生凌汛。 （三）湖泊、水庫(kù)水溫 ? 1 影響湖庫(kù)水溫的因素 ? （ 1）太陽(yáng)輻射 ? 太陽(yáng)輻射是湖庫(kù)水的主要熱源。到達(dá)湖庫(kù)水面的太陽(yáng)輻射，一部分被吸收轉(zhuǎn)化為熱能，使水溫升高，另一部分則被反射回宇宙空間。據(jù)觀測(cè)，湖水表面以下 1m深的水層可吸收 80%的輻射能，而且大部分輻射能被靠近水面 20cm的水層所吸收，只有 1%的能量可以到達(dá) 10m深?？梢?jiàn)，太陽(yáng)輻射在水中分布十分不均勻，由表面向下迅速遞減。又由于水的傳熱性能差，因此，大部分太陽(yáng)輻射能用于提高表層水溫，它是影響表層水溫的主要因素。 ? （ 2）渦動(dòng)、對(duì)流、混合作用 ? 渦動(dòng)、對(duì)流、混合作用是湖泊深層水溫的主要影響因素。 ? 一般地，水深 Z＞ 10m的湖泊，深層水通常不受上層水溫的影響而保持一定的溫度（ 4－ 8℃ ）； 水深 Z＜ 10m的湖泊，則整個(gè)湖泊水溫均可受到太陽(yáng)輻射的影響。 ? 此外，湖庫(kù)形態(tài)、水面大小、湖岸曲折程度與島嶼多少、冰雪蓋層、風(fēng)力大小、蒸發(fā)強(qiáng)弱等因素也能影響湖溫。 圖 1－ 10湖泊水溫垂直分布 圖 1－ 11太湖表層水溫日變化 圖 1－ 12我國(guó)湖面水溫年變化 （三）湖泊、水庫(kù)水溫 1．湖水溫度的分布 導(dǎo)致湖水溫度分布差異的原因，一是水氣界面上增溫與冷卻作用，一是湖泊、水庫(kù)水內(nèi)部紊動(dòng)、對(duì)流的混合作用。 正溫層，逆溫層，同溫狀態(tài)。 （三）湖泊、水庫(kù)水溫 ① 正溫層： 當(dāng)湖水溫度隨水深的增加而降低時(shí)，即水溫垂直梯度成負(fù)值時(shí)，將出現(xiàn)上層水溫高，下層水溫低，但最低水溫不低于 4℃ ，這種水溫的垂直分布，稱為正溫層。正溫層多產(chǎn)生在溫暖季節(jié)，溫帶湖的夏季、熱帶湖的全年均具有正溫層特點(diǎn)。 ②逆溫層： 當(dāng)湖溫隨水深的增加而升高時(shí)，即水溫垂直梯度成正值時(shí)，將出現(xiàn)上層水溫低，下層水溫高，但最高值不高于 4℃ 。這種水溫的垂直分布，稱為逆溫層，見(jiàn)圖 1－ 10。 ③同溫層： 當(dāng)湖溫上下層一致，即水溫垂直梯度等于零時(shí)，將出現(xiàn)上下層水溫完全相同，這種水溫的垂直分布，成同溫狀態(tài)。 ▲ 當(dāng)湖泊出現(xiàn)正溫層時(shí)，在湖面以下一定深度常常形成溫躍層，即上下層水溫有急劇變化的一段。出現(xiàn)溫躍層的深度各湖不一，它決定于表層增溫程度、風(fēng)力大小、湖盆形態(tài)等。 ? （ 2）湖溫的水平分布 ? 湖溫的水平分布，因受湖盆形態(tài)、湖底地形、水深、湖中島嶼、距岸遠(yuǎn)近和入湖徑流等因素的影響而有很大差異。 ? 如俄羅斯拉多湖，在晚春季節(jié)，其北部深水區(qū)與南部湖濱淺水帶的表層水溫差可達(dá)15℃ 以上。 湖溫的時(shí)間變化 ? 湖水溫度具有日變和年變的特點(diǎn)。 ? （ 1）日變 ? 水溫的日變以表層最明顯，隨深度的增加日變幅逐漸減小，最高水溫一般出現(xiàn)在每天的 14— 18時(shí)，最低水溫出現(xiàn)在 5— 8時(shí)，水溫日變幅在陰天和晴天之間的差別也較大 ，水溫日較差小于氣溫日變幅。（水的熱容量大，具有熱惰性）。 2．湖水溫度的變化 2．湖水溫度的變化 湖水溫度具有日變化和年變化的特點(diǎn)。 （ 1）水溫的日變化 以表層最明顯，隨溫度的增加日變幅逐漸減小，最高水溫一般出現(xiàn)在每天的 14— 18時(shí)，最低水溫出現(xiàn)在 6— 8時(shí)，水溫日變幅在陰天和晴天之間的差別也較大，見(jiàn)圖 1－ 11。 ? （ 2）年變 ? ① 湖面水溫的年變，除結(jié)冰期外，水溫變化與當(dāng)?shù)貧鉁啬曜兿嗨?，但最高、最低水溫出現(xiàn)的時(shí)間要遲半個(gè)月到一個(gè)月左右。水溫月平均最高值多出現(xiàn)在 8月，月平均最低值多出現(xiàn)在 2月，見(jiàn) P15圖 112。 ? ② 湖溫年較差比氣溫年較差小，大湖較小湖小。我國(guó)湖面水溫年變幅最大是太湖，最大值可達(dá)38℃ 。高山、高原區(qū)湖泊水溫年變幅最小。 ? ③ 湖溫年較差隨水深增加而減小。 （ 2）湖面水溫的年變化 除結(jié)冰期外，水溫變化與當(dāng)?shù)貧鉁刈兓嗨?，但最高、最低水溫出現(xiàn)的時(shí)間要遲半個(gè)月到一個(gè)月左右。水溫月平均最高值多出現(xiàn)在 8月，月平均最低值多出現(xiàn)在 2月，湖溫年較差比氣溫年較差小，大湖較小湖小。我國(guó)湖面水溫年變幅最大是太湖，最大值可達(dá) 38℃ 。高山、高原區(qū)湖泊水溫年變幅最小。 圖 1－ 12我國(guó)湖面水溫年變化 （四）地下水的水溫 ? 地下水溫的垂直分布 ? 地下水溫度的差異主要取決于地下水埋藏的地溫條件。地殼表層（包括地下水）的熱源主要來(lái)源于太陽(yáng)輻射，而內(nèi)部則來(lái)自地球內(nèi)部的熱能。 ? 按地溫的垂直分布特點(diǎn)，可分為三個(gè)垂直帶，不同垂直溫度帶，水溫變化特點(diǎn)不同。 Ⅰ 、變溫帶（外熱帶、太陽(yáng)輻射熱帶） ?（ 1）概念：指地殼表層，地溫和水溫隨外界溫度（氣溫）變化而變化，其熱源主要是太陽(yáng)輻射熱。又叫“外熱帶”、“太陽(yáng)輻射熱帶”、“可變溫度帶”。一般厚度 15－ 20米。 ?（ 2）本帶地溫和水溫特點(diǎn) ?溫度變化受太陽(yáng)輻射熱的控制。 ?①本帶地溫和水溫具有周期性變化： 一般在日常溫層以上，水溫有明顯的晝夜變化；在年常溫層以上，水溫具有季節(jié)性變化。在年常溫層中，地下水溫度變化很少，一般不超過(guò) ℃ 。 ?②水溫年變幅比地溫小，一般為 － 5℃ ，且以中緯度地區(qū)水溫年變最大。 ?原因：水的熱容量比巖土大，則變幅小。低緯太陽(yáng)輻射和氣溫年變??；，高緯地區(qū)盡管太陽(yáng)輻射的年變大，但受結(jié)冰融冰影響及地下凍土層導(dǎo)熱性能差的原因，則地溫和水溫變幅并不大。中緯地區(qū)太陽(yáng)輻射年變較低緯大，巖石土層導(dǎo)熱性能比高緯好，地溫和水溫變幅大。 ?③水溫和地溫年變幅隨深度增加面減小。 Ⅱ 、常溫帶（常溫層） ? 指地下一定深度，地溫保持常年不變，不隨外界溫度發(fā)生變化。它實(shí)質(zhì)上是太陽(yáng)輻射熱與地球內(nèi)熱共同影響的熱平衡帶。 ? 年 常溫帶的深度各地不同，它與地面溫度的年變幅度、巖石土壤的物理性質(zhì)及水文地質(zhì)條件等因素有關(guān)。一般中緯地帶比赤道和兩極深，一般為20－ 30米。 ? 溫度特點(diǎn)： ① 年常溫帶的地溫相當(dāng)于當(dāng)?shù)仄骄乇頊囟?，略比?dāng)?shù)啬昶骄鶜鉁馗?1－ 2℃ ；而水溫與當(dāng)?shù)啬昶骄鶜鉁叵喈?dāng)。 ②水溫變幅很小，一般小于 ℃ 。 Ⅲ 、增溫帶（內(nèi)熱帶） ? 大量觀測(cè)資料表明：在年常溫層以下，地溫和地下水溫則隨深度的增加而逐漸升高，其熱量來(lái)源于地球內(nèi)部，又叫內(nèi)熱帶。其變化規(guī)律決定于一個(gè)地區(qū)的地?zé)嵩鰷丶?jí)。 ? 地?zé)嵩鰷丶?jí)是指在常溫層以下，溫度每升高 1℃ 所需增加的深度，單位為 m/℃ 。各處地?zé)嵩鰷丶?jí)不同，一般為 33m/℃ 。 地下水溫的水平差異 ? 地下水溫主要受當(dāng)?shù)貧鉁睾偷責(zé)峥刂啤Ｔ诓煌貐^(qū)，地下水溫度差異很大。如在新火山地區(qū)，地下水溫可達(dá) 100℃ 以上；而在寒帶、極地及高山、高原地區(qū)，地下水的溫度很低，有的可低至 5℃ 。 地下水的溫度類型 ? 地下水的溫度差異可分為如下幾類（表 14）。 ?地