千島湖水溫垂直分層的空間分布及其影響因素*

白　楊　張運林　周永強,　施　坤　劉明亮　楊桂軍

(1. 江南大學環(huán)境與土木工程學院　無錫　214122; 2. 中國科學院南京地理與湖泊研究所湖泊與環(huán)境國家重點實驗室　南京210008; 3. 中國科學院大學　北京　100049; 4. 杭州市環(huán)境保護科學研究院　杭州　310014)

湖泊熱力分層和熱力循環(huán)是制約湖泊各種理化過程(如溶解氧分布、底泥營養(yǎng)鹽釋放)、上下層水流混合和對流等動力現象的重要因素,是湖泊最重要的物理過程,同時對生物的新陳代謝和物質分解具有重要的作用,也是影響湖泊生物生產量和生態(tài)系統(tǒng)演化的重要指標(張運林,2015)。對于深水湖泊,水體溫度的垂向分布和變化規(guī)律對水質的影響更為顯著(袁琳娜等,2014)。湖泊熱力分層形成中層溫躍層,即水溫的急速變化區(qū)域,體現了從一個相對穩(wěn)定的深層區(qū)域(底層均溫層)到上層的混合區(qū)域(表層變溫層)的溫度急劇變化,溫躍層通常通過溫度垂直梯度觀測計算得到(Zhanget al,2014)。湖泊熱力分層形成的密度成層抑制了表層和底層水體的垂直交換,往往導致表層與底層形成鮮明對比: 表層水體營養(yǎng)貧乏但光線充足,而底層營養(yǎng)豐富、光線不足(Macintyreet al,1999)。湖泊熱力分層增強會加劇湖泊缺氧,促使浮游生物的增長、藍藻水華暴發(fā),并導致水體內部營養(yǎng)負荷變化從而影響湖泊生產力(Kraemeret al,2015)。因此,研究湖泊熱力學分層,有助于加強對湖泊物理、化學以及生物生態(tài)過程的了解(劉明亮等,2014)。另外,氣候變化通過改變湖泊熱力過程進而影響營養(yǎng)鹽循環(huán),促使有害藍藻水華的暴發(fā)(Wilhelmet al,2008; Leeet al,2012)。因此,深入了解湖泊熱力學過程、影響因素和形成機制,對湖泊水質的適應性管理的發(fā)展戰(zhàn)略也是至關重要的(Zhanget al,2014)。

目前,國內外對于深水湖泊的水溫狀況、溫度分層、溫躍層特征量以及其影響因素的研究已經十分廣泛(張運林等,2004; 吳志旭等,2012; Bruesewitzet al,2015; Leónet al,2016),但多數研究主要集中在湖泊水體季節(jié)性溫度垂直分層特征方面,針對于湖泊溫度分層的空間分布及其驅動機制的研究并不多。事實上,處于同一氣候區(qū)域的湖泊,其水深、面積和透明度不一樣的,湖泊的熱力分層往往存在顯著差異(Feeet al,1996; Kraemeret al,2015)。而對于大型深水湖泊、水庫而言,由于水下地形千差萬別,加之不同水域水體物質組成和透明度存在明顯差異,湖泊的熱力分層也往往呈現顯著的空間差異,但以往的研究很少關注熱力分層參數的空間分布差異。本文選擇大型深水水庫千島湖,對典型季節(jié)不同水域湖泊熱力分層參數及相應控制因素的空間差異展開討論,試圖揭示千島湖典型季節(jié)湖泊熱力分層參數的空間分布及其驅動機制,為進一步豐富深水湖泊熱力學理論及水質監(jiān)管與保護提供科學依據。

1　材料與方法

1.1　觀測點概況

千島湖(又名新安江水庫),位于浙江省淳安縣,地處錢塘江與安徽省交界處。千島湖流域位于亞熱帶北緣、東南沿海季風區(qū),氣候溫暖,雨量充沛,年平均氣溫為 16.90°C,從大壩到新安江入口(街口斷面)縱長 150km,岸線總長度 1406km,水面最寬處約50km,在水位達到正常蓄水水位108m時其水面面積為 580km2、庫容為178.4×108m3,平均水深31m(吳志旭等,2012)。作為錢塘江“生態(tài)源”的千島湖,是長三角區(qū)域的重要飲用水源地,近年來隨著社會經濟的快速發(fā)展,加之資源的不合理利用,千島湖水體的污染負荷逐漸增加,局部水域已經逐漸出現富營養(yǎng)化現象,水環(huán)境質量逐漸下降(董春穎等,2013)。作為深水水庫型湖泊,其水環(huán)境的變化與湖泊的熱力過程緊密相連。因此,為了更深入地了解千島湖的物理、化學以及生物生態(tài)過程,更好地保護與治理水體,研究千島湖溫度分層規(guī)律以及其空間差異顯得尤為重要。

1.2　采樣時間與采樣點位

為了研究千島湖水溫垂直分布和熱力分層的空間差異,在千島湖的街口、小金山、三潭島、大壩前、航頭島和矛頭尖6個區(qū)域共布設了60個涵蓋全湖的采樣點(圖 1)。2014年 7月與 2015年 5月分別對這60個采樣點進行采樣調查,采樣時均采用全球定位系統(tǒng)(GPS3000型導航儀)對采樣點進行現場空間定位,誤差小于 2m。野外采樣時,水質垂直剖面測定采用多參數水質儀(YSI6600V2,美國 YSI公司)。野外測定時,將YSI緩慢地垂直由水面放入水體中直至湖底,采用每隔2s(對應于每隔0.1—0.2m深)自動記錄數據的方式,收集水體垂向理化指標,同時使用賽氏透明度盤測定每個采樣點水體的透明度,另外采樣時記錄采樣點的經緯度。

圖1　千島湖采樣點位分布圖Fig.1　The sampling sites in Qiandao Lake

1.3　熱力分層參數計算方法

在湖泊熱力學過程研究中,水溫的垂直分布、熱力分層、溫躍層的位置及其變化往往是研究重點。本研究中以溫躍層的深度、厚度和強度作為研究溫躍層的特征量。為了研究溫躍層的深度、厚度、和強度的分布和變化,溫躍層的最上層和最下層邊界必須準確地確定(Zhanget al,2014)。為清晰闡述溫躍層特征量,我們以圖2給出的大壩附近站點水溫垂直分布為例加以說明。溫躍層深度是指溫躍層上界的深度,即溫度垂直分布曲線上,一般在溫躍層的上、下各有一個極大曲率點,即最淺一個極大曲率點所在的深度。溫躍層厚度即上、下 2個極大曲率點的垂直距離(圖2)。溫躍層范圍內上下界的平均值即為溫躍層強度。目前廣泛應用的梯度準則方法要求,溫躍層的垂直溫度梯度要大于一個定值,根據《海洋調查規(guī)范》,淺海水域(水深≤200m)中水溫梯度大于0.2°C/m的水層為溫躍層,深海水域(水深＞200m)中水溫梯度大于0.05°C/m的水層為溫躍層,另外,界定溫躍層深度時一般將水體表層 1m以內排除在溫躍層之外(國家技術監(jiān)督局,1992; Joneset al,2011; 劉明亮等,2014 )。然而,在0.05°C/m與0.2°C/m之間,沒有客觀的方法來確定一個定值,根據以往千島湖溫度垂直剖面的研究經驗(Zhanget al,2014),本文中將溫度梯度大于0.2°C/m的水層設定為溫躍層。

1.4　統(tǒng)計分析

本文中所有數據利用Origin 8.5軟件以及Excel進行統(tǒng)計分析和制圖,獲得水溫垂直分布以及溫躍層深度與水溫、透明度和水深之間的關系。利用ArcGIS 10.2軟件進行克里金插值,繪制溫躍層深度、厚度以及強度的空間分布。

圖2　湖泊溫躍層示意圖Fig. 2　The thermocline position in the lake

2　結果與討論

2.1　水溫垂直分布

在千島湖采樣的 60個點位中,分別選取處于街口、航頭島、小金山、三潭島和大壩前及矛頭尖6個區(qū)域中典型的點位,觀察千島湖水溫的垂直分布。由于湖泊上下層水體間不同程度的增溫與冷卻,使水溫在垂直方向呈現一定的變化(Zhanget al,2014)。從圖3可以看出,2015年春季5月份,6個點位水溫的垂直分布均存在明顯的溫度分層現象,表層水溫(0—2m)一般在 22—26°C 之間,中層水溫(19—21m)一般在 12—14°C 之間,下層水溫(39—41m)一般在11°C左右,垂向溫差在 11—15°C之間。水溫從表層向下呈現躍變趨勢,在 20—30m之間為躍變的下層,30m以下部分水溫維持在10—11°C恒溫狀態(tài)。2014年夏季7月份,在空間上水體的溫度分層現象較春季5月份更為穩(wěn)定,表層水溫(0—2m)一般在 30—32°C之間,中層水溫(19—21m)一般在 20—22°C之間,底層水溫(39—41m)一般在 10°C 左右,垂向溫差在20—22°C。水溫呈現明顯的躍變趨勢,在30—40m之間為躍變的下層,40m以下部分水溫維持在 10°C左右的恒溫狀態(tài)。千島湖水溫的變化在夏季大于春季,垂直方向上水溫呈正溫分布,并且不同位點之間由于水深、透明度、入湖河流擾動、離岸距離等因素,其水溫的垂直分布也呈現一定的差異。

2.2　溫度分層的空間分布

圖3　千島湖6個點位水溫垂直分布Fig.3　Profiles of water temperature in six sites in Qiandao Lake

圖4　千島湖溫躍層深度、溫躍層厚度、溫躍層強度的空間分布Fig.4　Spatial distribution of thermocline depth,thermocline thickness,and thermocline strength in Qiandao Lake

在分析千島湖溫度垂直分布的空間變化的特征時,用 ArcGIS軟件繪制溫躍層深度、厚度以及強度分布的插值圖(圖4)。從圖4可以看出千島湖溫度垂直分層存在顯著的空間和季節(jié)差異。在矛頭尖和大壩前區(qū)域溫躍層的深度相對其他區(qū)域較深,而在街口和航頭島區(qū)域溫躍層深度較淺,三潭島和小金山區(qū)域溫躍層深度值介于中間。溫躍層深度從上游向下游隨水深增加呈現出遞增的趨勢,因為7月份是溫躍層成層較穩(wěn)定階段而5月份是溫躍層開始成層階段,所以這種由上游河口向下游敞水區(qū)遞增的空間變化趨勢在夏季7月份比春季5月份更為明顯。夏季7月份溫躍層深度在1—6m之間,春季5月份溫躍層深度在1—3m之間,溫躍層深度的最大值均出現在矛頭尖區(qū)域。溫躍層的厚度在矛頭尖和航頭島區(qū)域相對較小,在三潭島、小金山和大壩前區(qū)域溫躍層厚度較大,街口區(qū)域溫躍層厚度介于中間。夏季7月份,溫躍層厚度自上游向下游隨水深增加呈現遞增的趨勢,而在春季 5月份溫躍層厚度的空間變化并沒有明顯的規(guī)律可循。夏季7月份溫躍層的厚度在13—35m之間,春季5月份溫躍層厚度在4—26m之間。溫躍層的強度在成層較穩(wěn)定的 7月份自上游至下游呈現遞增的趨勢,而相對開始成層階段的5月份來說,這種增強的趨勢并不明顯。夏季 7月份,溫躍層強度在0.588—0.644°C/m 之間,春季 5月份溫躍層強度在0.470—0.974°C/m之間,顯然春季5月份溫躍層的強度數值跨度相較于夏季7月份更大,說明夏季5月份的湖泊熱力分層情況沒有夏季7月份穩(wěn)定。航頭島和矛頭尖區(qū)域為溫躍層強度高值區(qū),三潭島和街口區(qū)域為低值區(qū),大壩前和小金山區(qū)域溫躍層強度介于二者之間。兩次采樣的溫躍層強度自上游向下游呈現遞增趨勢,原因是上游更易受到水的擾動,溫躍層容易被破壞,下游卻不一樣,受上游來水影響小,溫躍層比較穩(wěn)定,分層明顯。由于我們采用插值法獲得溫躍層深度和厚度的空間分布,因此在每個位置都會有溫躍層的深度和厚度,現實情況是在一些岸邊淺水區(qū)并不一定存在明顯的熱力分層現象。

2.3　討論

針對湖泊熱力分層的主要影響因素的研究,已經有一些工作開展(趙林林等,2011)。影響湖泊熱力分層的因素主要包括: 水溫(熱通量)、透明度以及湖泊的形態(tài)(水深、長度、寬度和面積等)。對于特定的湖泊,湖泊長度、寬度和面積變化不大,水深主要影響熱力分層的空間差異,而水溫和透明度則對湖泊熱力分層的季節(jié)變化和空間分布均有重要影響(孫順才等,1993; Hambrightet al,1994; Feeet al,1996; Zhanget al,2014)。

2.3.1水溫圖5中可以看出,在夏季7月份,表層水溫(0—2m)與溫躍層深度呈現顯著的負線性關系,線性回歸分析結果顯示,溫躍層深度與表層水溫(0—2m)的R2值為0.232,P＜0.01。相比,在春季 5月份,溫躍層深度與表層水溫(0—2m)沒有明顯的關系。由于夏季7月份是溫躍層的形成穩(wěn)定時期,春季5月份是溫躍層分層開始階段,由此表示表層水溫(0—2m)在分層穩(wěn)定時期對溫躍層深度有顯著的影響,而在分層開始階段表層水溫(0—2m)對溫躍層深度的影響相對有限。5月份表層水溫對溫躍層深度影響不顯著可能有以下兩方面原因: 一方面春季5月份太陽輻射弱于夏季7月份,氣溫也較低,造成表層和底層溫差較小,分層現象不是很明顯,溫躍層深度存在較大的波動和不確定性; 另一方面則是5月份處于春夏季更替期,氣溫和水溫日波動比較大,造成水溫空間差異比較大(圖 5),湖泊熱力分層來不及對水溫的快速變化作出響應,造成溫躍層深度與表層水溫相關性不顯著。這在以往基于水溫逐月定點觀測的研究中也得到驗證,如在千島湖小金山、三潭島和大壩前 3個站點2010年1月到2013年4月逐月觀測結果顯示,溫躍層深度與表層水溫在熱力分層穩(wěn)定和消退期(7—2月)存在顯著正相關,而在熱力分層形成期(3—6月)相關性則不顯著(Zhanget al,2014)。

圖5　表層水溫(0—2m)與溫躍層深度線性擬合關系Fig.5　Regression between thermocline depth and surface temperature (0—2m)

2.3.2透明度透明度即水體透光的程度,太陽輻射穿入水體的深度越深,水體能夠接收到太陽輻射能的深度就越大,太陽輻射能的變化和在垂向上水體的增溫和冷卻的變化幅度不一,致使水體呈現不同分層現象,從而影響溫躍層的深度(孫順才等,1993; 趙林林等,2011; 劉明亮等,2014 )。圖6中可以看出,在溫躍層形成穩(wěn)定的夏季 7月份,透明度與溫躍層深度呈現顯著的正相關關系,線性回歸分析結果顯示,溫躍層深度與水體透明度的R2值為0.328,P＜0.01。但是,在溫躍層分層開始的春季 5月份,透明度與溫躍層的深度之間不存在明顯的相關關系。

2.3.3水深由圖7可以看出,夏季7月份溫躍層深度與水深存在正相關關系,線性回歸分析結果顯示,溫躍層深度與水深的R2值為0.137,P＜0.01。而春季5月份,溫躍層深度與水深并不存在相關關系。由此表示水深在分層穩(wěn)定的時候(如夏季7月份)對溫躍層深度有顯著的影響,雖然在分層開始階段水深對溫躍層深度并沒有影響。

圖6　透明度與溫躍層深度線性擬合關系Fig.6　Regression between thermocline depth and transparency

圖7　水深與溫躍層深度擬合關系Fig.7　Regression between thermocline depth and water depth

2.3.4多元線性回歸模型湖泊熱力分層往往同時受表層水溫、透明度和水深的影響,為了綜合考慮其對溫躍層深度的影響,對7月份觀測數據以表層水溫、透明度和水深作為輸入參數進行多元線性回歸,線性回歸決定系數相比單獨用表層水溫、透明度和水深作為輸入參數時有明顯的提高,R2值為 0.550,由此得到千島湖溫躍層深度的多元線性回歸模型:

式中,Zt、Ts、ZCD和Zd分別代表溫躍層深度、表層水溫、透明度和水深。n是選取的樣點數,進行多元線性回歸時只選取了 55個樣點,其余 5個樣點均存在不同的參數缺測現象故不選用。根據多元線性回歸模型可以看出,透明度的系數最大,說明其對溫躍層深度影響的貢獻率最大,是主要影響因素。并且線性相關顯示,表層水溫前系數為負值,而透明度、水深前系數為正值,說明溫躍層深度隨水溫的增加而降低,隨透明度和水深的增加而增加。

考慮到7月份湖泊熱力分層比較穩(wěn)定,而溫躍層深度是反映湖泊熱力分層最直觀的熱力學參數,因此重點討論 7月份溫躍層深度空間分布及其主導影響因素。圖8顯示7月份采樣期間水溫、透明度和水深的空間分布,從圖4和圖8可知,茅頭尖附近水域溫躍層深度較深主要是由高透明度引起的,此處水域透明度是其他水域的2倍左右,并且表層水溫也不高。大壩附近水域溫躍層深度較深則主要由于該水域水深較深所致,而街口、航頭島水域溫躍層深度較低主要是由于這些水域表層水溫高、透明度低和水深較淺所致(圖4、8)。而對于春季5月份,溫躍層深度與表層水溫、透明度和水深均不存在顯著相關,除了前面闡釋的熱力分層不穩(wěn)定引起的溫躍層參數具有較大波動和不確定性,以及熱力分層對氣溫的快速變化響應不及時外,5月份一般降水和流域來水比較多,壩前大壩放水量也比較大,在一定程度上會破壞和影響湖泊的熱力分層。未來我們將通過在典型湖區(qū)增加熱力分層觀測頻率(如開展高頻逐日水溫垂直剖面自動觀測)進一步厘清春季溫躍層特征變化的關鍵因子和形成機制。

圖8　千島湖2014年7月份表層水溫(a)、透明度(b)和水深(c)空間分布Fig.8　Spatial distribution of surface water temperature (a),transparency (b),and water depth (c) in Qiandao Lake

目前,本文只分析了5月份(春季)和7月份(夏季)的分層情況以及水溫分層參數的空間分布。根據以往的研究結果,除了在冬季會出現上下層混合外,在秋季也還會有湖泊的熱力分層現象存在,因此未來還需要繼續(xù)補充其他季節(jié)和月份的觀測結果,以便更全面地反映不同季節(jié)和月份湖泊熱力分層情況以及分層參數的空間差異和潛在的影響因素。

3　結論

(1) 千島湖水體水溫垂向上呈正溫分布,水溫垂直分布在季節(jié)上存在明顯的差異,表層與中層水溫差異明顯,底層水溫差異次之。夏季7月份水溫垂向溫差在20—22°C,春季5月份溫差在11—15°C。

(2) 春、夏季千島湖全湖范圍內均存在溫度分層現象,溫躍層深度、厚度和強度有顯著的空間差異,整體上由上游向下游隨水深增加呈遞增的趨勢,而這種空間差異在熱力分層穩(wěn)定期的夏季比分層形成期的春季更為明顯。

(3) 表層水溫、透明度和水深是影響溫躍層深度的主要因素。夏季湖泊熱力分層穩(wěn)定期溫躍層深度與表層水溫(0—2m)存在顯著負相關,與透明度和水深存在顯著正相關。

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