水文学讲义完整版

水文学讲义完整版内容摘要：

纬度带的年较差大于南 半球，见表 13。 水温年变深度，一般可达 100—150米，最大深度可达 500 米左右。 16 海冰 P13－ 14  海上出现的冰有两种来源：一种是海水自身冻结而成的，称为海冰；另一种是进入海洋中的大陆冰川、河冰和湖冰等淡水冰。 广义地，出现在海上的冰都称为海冰。  下面主要探讨海水结冰过程及其物理性质。 1）海冰的主要物理性质 （ 1）淡水的冰点 Ti 为 0℃ ，最大密度的温度 TM 是 ℃ （约 4℃ ）；而海水的冰点和最大密度的温度都不是固定值，都随盐度值的增加而线性下 降，但冰点温度降低较和缓。 当海水的盐度大于 10－ 3 时，最大密度的温度低于冰点温度；而盐度小于 10－ 3 时，最大密度的温度高于冰点温度；只有盐度在 10－ 3 时，海水的最大密度的温度才与冰点温度相同，为－ ℃ （图 5． 32）。 17 （ 2）海冰中含有少量盐分 海冰呈蜂窝状，由淡水冰晶和盐室中的盐汁构成。 海冰中所含盐分的多少取决于海冰冰龄（成冰时间长短）、结冰速度、原始海水盐度。 当成冰时间短、结冰速度快、原始海水盐度高，则海冰中所含盐分越多。 （ 3）海冰密度低于海水 （ 4）海冰比淡水冰易融（因冰点低）。 2）海水的结冰过程  分两种情形：  （ 1）当海水盐度 S＜ 10－ 3 时  因海水的最大密度温度高于冰点温度，则结冰过程与淡水结冰过程相同。 即随海面气温下降，水温降低，密度增大，表层海水下沉，产生对流，当海水温度降到最大密度温度时，海水密度最大；随后，表层海水温度进一步下降，密度减小，对流宣告结束，当表层水温降至冰点温度或过冷却状态时，可能产生结冰。  然而， 大洋表面盐度均大于 103 ，其结冰过程 与淡水结冰迥然不同。 （ 2）当海水盐度 S＞ 10－ 3 时  其结冰过程非常困难缓慢。  ①一方面，盐度＞ 10－ 3 时 ，海水的最大密度温度 TM 低于冰点温度 Ti，随着海面温度的不断下降，表层海水密度总是不断增大，必然导致表层海水下沉而形成对流。 这种对流过程将一直持续到结冰时为止，这种对流作用可达到很大的深度乃至海底。 由于对流，下层海水热量向上输送，使海水的冷却速率减慢，因此海水 18 结冰非常困难。 只有相当深的一层海水充分冷却后才开始结冰。  ②另一方面，海水结冰时，要不断地析出盐分，使表层海水盐度 增加，密度增大，因而表层水继续下沉，加强了海水的对流（助长对流）；同时，盐度值的增加，又使冰点温度进一步下降，所以结冰就更困难、更缓慢。 3）海水结冰条件  （ 1）气温长期处于过冷却  此条件促使海水通过对流混合，在相当深的一层海水达到某种程度的过冷却（即水温低于冰点）。  （ 2）要有结晶核存在  如岩屑、矿物碎屑等。 则海面和海水内部均可结冰，但大洋中部不易结冰，边缘海区容易结冰。  海冰主要分布在高纬海区。 北冰洋终年有 9000 万 KM2 的海面被冰覆盖，冬季的范围更广，可一直延伸到大西洋西北部 45176。 N 附近。  海冰有岸 冰和浮冰两种。 （二）河流水温与冰情 P14 河流的水温  河流水温取决于河段热量的收支状况，若收入热量大于支出热量，则水温升高；反之，则水温下降。 影响河流水温的因素  太阳辐射是地球主要的热源，也是河水增温的主要热收入。 水温的分布，大体与气温一致，体现着随纬度增加和地势增高而降低的地带性规律，但水温的变幅小于气温的变幅。 原因是水的热容量大。  此外，河流水温还受补给水源、上游来水及冰情等的影响。 补给水源：高山冰雪融水补给河流，水温偏低；雨水补给河流，水温较高；湖泊水补给河流，春温低，秋温高；地下水补给河流 ，水温变幅小。 冰情：河水结冰要放热，对水温的降低起抑制作用；河冰解冻要吸热，对水温升高起抑制作用。 由于水的热容量大，则上游来水的温度和水量将对河流水温起着重要作用。 河流水温的日变化与年变化 （ 1）日变规律 水温的日变化与气温的日变化大体一致，早晚较低，午后升高，水温最高值落后于气温 2－ 3 小时，日变幅常在 1－ 3℃左右，比气温日变幅小。 其原因是水的热容量大，对热量变化的反应比较迟缓，变化速度稍落后于气温，变幅也较气温小。 河水温度的日变化与水量、季节、天气和地理位置有关。 河水水量越多，日变幅越小；中高纬 地区暖季水温日变幅大于冷季；中低纬河流，水温日变幅稍大；晴天水温日变幅大于阴天。 (2)水温的年变规律  ①水温年变趋势大体与气温一致，但年变幅比气温小，河流年平均水温比当地年平 19 均气温略高。  春夏季，收入热量大于支出热量，水温升高，最高值多出现在盛夏，且水温小于气温；秋冬季，收入热量小于支出热量，水温降低，最低值多出现在气温最低的时期，且水温高于气温。  ②中纬地区水温年变幅比低纬和高纬都大（中纬地区水温年变幅最大）。  原因是：低纬地区，太阳辐射和气温的年变化小；高纬地区气温年变化虽较大，但受结冰和融冰影响，水 温年变幅也较小，暖季融冰吸热和冷季结冰放热都将缓和水温水温的年变化。  ③水温年变幅度随海拔高度增高而减小  地势增高，气温年变幅变小，同时受结冰和融冰影响，水温年变幅减小。  ④水温年变幅随大陆性增强而加大  我国河流水温年变幅最大地区在华北平原地势最低、气温年较差最大的地区；东南沿海各河流，水温年变幅较小；青藏高原上，水温年变很小；云贵高原，地势较高，地下水补给比重较大，为水温年变最小的地区。 水温的空间分布 （ 1）断面分布 水温的垂直分布具有成层性：清晨，表面水温低，向下水温升高（逆温分布）；午后，表面 水温高，向下水温降低（正温分布）。 暖季，两岸水温高，由岸边向河心、由河面向河底，水温升高。 （ 2）水温的沿程变化 P156 水温沿流程的变化，与河流长度、流程所在的气候条件、补给状况及流向等因素有关。 ①流程长度：流程越短，水温与补给水源的温度越接近；流程越长，水温受流程内气温影响越显著。 ②补给状况：高山冰雪融水补给河流，水温沿程增加。 ③流向：ａ、东西向河流（纬向河流），受上下游地势高低影响，一般地河流上游水温低，年变幅小；下游地区，水温高，年变幅大；ｂ、南北向河流：由高纬流向低纬河流，受纬度和海拔高度影响， 下游纬度和地势都降低，则河流水温由上游到下游沿程增加较快；反之，由低纬流向高纬的河流（或河段），水温的沿程变化取决于地势和纬度的综合影响，水温沿程变化较小。 一般来讲，下游水温低。 河流的冰情  当河流的水温低于 0℃处于过冷却状态时，河流中可能出现冰晶。 若气温持续保持在 0℃以下，河流就会出现冰情。  河流的冰情包括结冰、封冻和解冻的全过程。  （ 1）结冰期（结冰阶段）  从河水开始结冰起，到最初形成稳定冰盖时为止，称为结冰期。 可分为三个过程：  ①岸冰、水内冰和水面薄冰的形成：随着气温降低，水温下降，当气温降到 0℃ 以下，河面水温亦降到 0℃时，水面尤其水流缓慢的河湾附近开始出现冰晶。 河岸水温比河流中央降温快，水流慢，则易结冰。 ②流冰或行凌过程：岸冰、水内冰，伴随流水向下游流动，称为流冰或行凌。 ③大块冰层的形成：冰块在流动过程中相互碰撞而聚集起来，遇到狭窄河段、河湾或受沙洲、人工建筑物的阻挡，流动的冰块便停积在一起，使冰块增大，冰面扩展，直至最后形成稳定冰盖，进入第二阶段━━封冻期。  （ 2）封冻期（封冻阶段） 20  河面结冰后，若气温持续下降，冰面不断扩大，最后水面冰与岸冰结合一块，甚至全河面被冰层覆盖，称为封冻。  自形成稳定 冰盖起，到冰盖破裂开始再次出现流冰之日止，称为封冻期。  （ 3）解冻期（解冻阶段）  次年春季，气温回升到 0℃以上，冰盖逐渐融化、破裂，形成许多冰块，再次出现流冰，直至河冰全部消融，称为解冻。 从稳定冰盖开始破裂到河冰全部消融为止，称为解冻期。  （ 4）凌汛  在秋冬结冰期和春季解冻期，若河流由低纬流向高纬的河段比较长，则在结冰期，上游封冻比下游晚；而在解冻期，上游解冻早于下游，这样上游流动的冰块常在下游受阻而壅积起来，形成冰坝，引起上游水位抬高，以致泛滥成灾的现象，叫做凌汛。 如黄河河套段和山东境内，几乎每年春季都发 生凌汛。 （三）湖泊、水库水温 P1415 1 影响湖库水温的因素  （ 1）太阳辐射  太阳辐射是湖库水的主要热源。 到达湖库水面的太阳辐射，一部分被吸收转化为热能，使水温升高，另一部分则被反射回宇宙空间。 据观测，湖水表面以下 1m 深的水层可吸收 80%的辐射能，而且大部分辐射能被靠近水面 20cm 的水层所吸收，只有 1%的能量可以到达 10m 深。 可见，太阳辐射在水中分布十分不均匀，由表面向下迅速递减。 又由于水的传热性能差，因此，大部分太阳辐射能用于提高表层水温，它是影响表层水温的主要因素。  （ 2）涡动、对流、混合作用  涡动、对流、混合作用是湖泊深层水温的主要影响因素。  一般地，水深 Z＞ 10m 的湖泊，深层水通常不受上层水温的影响而保持一定的温度（ 4－ 8℃）；水深 Z＜ 10m 的湖泊，则整个湖泊水温均可受到太阳辐射的影响。  此外，湖库形态、水面大小、湖岸曲折程度与岛屿多少、冰雪盖层、风力大小、蒸发强弱等因素也能影响湖温。 湖库水温的空间分布  （ 1）垂直分布  水温的垂直分布常用水温垂直梯度表示，当湖水发生紊动或对流混合时，按热扩散方程得出水温垂直梯度方程（略去水热交换）：  式中， Qz 为深度 z 处单位时间通过 1 平方厘米水平面垂直紊动热流通量； C 21 的水温垂直梯度。  如果， C=1，ρ =1 时，上式可记为：  此式说明垂直梯度与热流通量成正比，与紊动扩散系数成反比。  由湖面向深层，湖温结构分三种。 ①正温层：当湖水温度随水深的增加而降低时，即水温垂直梯度成负值时，将出现上层水温高，下层水温低，但最低水温不低于 4℃，这种水温的垂直分布，称为正温层。 正温层多产生 在温暖季节，温带湖的夏季、热带湖的全年均具有正温层特点。 ②逆温层：当湖温随水深的增加而升高时，即水温垂直梯度成正值时，将出现上层水温低，下层水温高，但最高值不高于 4℃。 这种水温的垂直分布，称为逆温层，见图 1－ 10。 ③同温层：当湖温上下层一致，即水温垂直梯度等于零时，将出现上下层水温完全相同，这种水温的垂直分布，成同温状态。 ▲当湖泊出现正温层时，在湖面以下一定深度常常形成温跃层，即上下层水温有急剧变化的一段。 出现温跃层的深度各湖不一，它决定于表层增温程度、风力大小、湖盆形态等。  （ 2）湖温的水平分布  湖温的水平分布，因受湖盆形态、湖底地形、水深、湖中岛屿、距岸远近和入湖径流等因素的影响而有很大差异。  如俄罗斯拉多湖，在晚春季节，其北部深水区与南部湖滨浅水带的表层水温差可达15℃以上。 湖温的时间变化  湖水温度具有日变和年变的特点。 22  （ 1）日变  水温的日变以表层最明显，随深度的增加日变幅逐渐减小，最高水温一般出现在每天的 14— 18 时，最低水温出现在 5—8 时，水温日变幅在阴天和晴天之间的差别也较大 ，水温日较差小于气温日变幅。 （水的热容量大，具有 热惰性）。  （ 2）年变  ①湖面水温的年变，除结冰期外，水温变化与当地气温年变相似，但最高、最低水温出现的时间要迟半个月到一个月左右。 水温月平均最高值多出现在 8 月，月平均最低值多出现在 2 月，见 P15 图 112。  ②湖温年较差比气温年较差小，大湖较小湖小。 我国湖面水温年变幅最大是太湖，最大值可达 38℃。 高山、高原区湖泊水温年变幅最小。  ③湖温年较差随水深增加而减小。 （四）地下水的水温 P16 地下水温的垂直分布  地下水温度的差异主要取决于地下水埋藏的地温条件。 地壳表层（包括地下水）的热源主要来源 于太阳辐射，而内部则来自地球内部的热能。  按地温的垂直分布特点，可分为三个垂直带，不同垂直温度带，水温变化特点不同。 Ⅰ、变温带（外热带、太阳辐射热带）  （ 1）概念：指地壳表层，地温和水温随外界温度（气温）变化而变化，其热源主要是太阳辐射热。 又叫 “外热带 ”、 “太阳辐射热带 ”、 “可变温度带 ”。 一般厚度 15－ 20 米。  （ 2）本带地温和水温特点  温度变化受太阳辐射热的控制。  ①本带地温和水温具有周期性变化：一般在日常温层以上，水温有明显的昼夜变化；在年常温层以上，水温具有季节性变化。 在年常温层中，地下水温度变化很 少，一般不超过 ℃。  ②水温年变幅比地温小，一般为 － 5℃，且以中纬度地区水温年变最大。  原因：水的热容量比岩土大，则变幅小。 低纬太阳辐射和气温年变小；，高纬地区尽管太阳辐射的年变大，但受结冰融冰影响及地下冻土层导热性能差的原因，则地温和水温变幅并不大。 中纬地区太阳辐射年变较低纬大，岩石土层导热性能比高纬好，地温和水温变幅大。  ③水温和地温年变幅随深度增加面减小。 Ⅱ、常温带（常温层）  指地下一定深度，地温保持常年不变，不随外界温度发生变化。 它实质。