季节性冻土区越冬期河流地表水温度变化特性研究

胡婧娟，樊贵盛

(1.太原理工大学环境科学与工程学院，太原 030024；2.太原理工大学水利科学与工程学院，太原 030024)

0 引 言

日光温室农作物生长发育离不开适宜的光、温、湿等小气候条件[1]。在光、温、湿等众多小气候因素中，除光照外，温度是对作物生长影响最大的因素[2]。在高海拔低温地区，越冬期间日光温室农作物种植的一大难题是灌溉水水温偏低。一般而言，在高海拔的山丘区，地下水埋藏较深，开发难度大、成本高，日光温室农业灌溉主要利用的是出露的泉水或河流的细小地表水。在整个越冬期内，研究区出露的泉水或河流地表水温度一般在-3～6 ℃之间。越冬期灌溉水水温的高低直接影响着设施大棚的灌溉问题，因为灌溉水温和日光温室地表土壤温度的协调平衡温度必须满足农作物根系正常生长对环境温度的要求。在灌溉水温与日光温室地表土壤温度的协调平衡过程中，因为水的比热大，灌溉水温度在一定程度上对水土协调平衡温度的影响大。根系环境温度的改变，会影响农作物根系对土壤矿物质营养积累分解和转化，以及对土壤水分和养分的吸收[3]。但是在越冬期间，作为日光温室灌溉水源的河水温度偏低，不能满足日光温室农作物对灌溉水水温的要求[4-6]。所以，探求越冬期间河流地表水温度的变化特性成为一种客观需要。

河流地表水水温与气象条件、水文过程和人类活动等因素直接相关，同时水体的物理性质和化学性质和水生生物的分布也受水温变化影响[7-9]。Caissie[10]认为气温和径流的变化与河流地表水水温的热变化呈显著相关性；夏依木拉提[11]通过对伊犁河流域研究指出:气温的明显升高以及热量条件的变化是引起水温升高的主要原因；蒲灵[12]等通过对河流干流及主要支流河道水温的观测，认为水电站运行方式是影响下游河道水温变化的重要因素。在河流地表水水温预测方面，刘少文[13]在对河流环境传热分析的基础上，从理论上推导出一个一维河流地表水水温的计算公式；王涛[14]对模糊理论和神经网络预报河流冰期水温进行了比较研究，认为自适应网络的模糊推理系统预报结果均比神经网络模型预报结果好。当前针对河流地表水水温影响的研究主要集中在气温、径流、水坝建设对库水温及下泄水温的影响分析和水库水温结构及下泄水温变化引起的环境影响研究两个方面[14-16]，而针对我国北方细小河流地表水温度的研究并不多见。本文以山西省吕梁市离石区日光温室灌溉水源——小东川河河流地表水为研究对象，基于越冬期间河流地表水温度、室外气温的跟踪监测，以传热学为基础，探求河流地表水温度变化特性与影响因素，为高海拔低温区日光温室越冬期间灌溉水水温的管理和调控提供理论依据，对越冬期间日光温室的正常运行与管理具有重要的意义。

1 材料与方法

1.1 试验区及河流概况

本文日光温室工业园区位于山西省吕梁市离石区信义镇小神头村。该地区属典型的高海拔低温山区，海拔在1 300 m以上，年平均气温为8.9 ℃，最高气温35 ℃，最低气温-18 ℃，冬季寒冷少雪，春季较湿润且多风，夏季炎热，雨量集中，全区光能资源充足。

日光温室群供水水源为小东川河河流水。小东川河属东川河的一级支流，发源于信义镇的骨脊山，全长38.3 km，河道纵坡18%，流域面积424.3 km2，河床糙率0.025～0.029，河床较稳定。小东川河河流宽度在10～20 m之间，平均流量为0.5 m3/s 。

1.2 试验方案

本文所基于的试验开始于2013年11月，2014年3月底结束越冬期跟踪监测。

监测内容：河流地表水温度、河床基底介质温度、当地气温、温室室内外气温在整个越冬期内的变化过程。

监测频次：在历时5个月的越冬期内，每隔7～10 d测试一次；在每个监测日，每2 h监测一次，其测试时间点分别为0∶00，2∶00，4∶00，6∶00，8∶00，10∶00，12∶00，14∶00，16∶00，18∶00，20∶00，22∶00和24∶00。

监测方法与仪器设备：气温、河流地表水温度均采用温度计直接测定。在河流表面未形成冰盖之前，温度计直插河流水体表表面下0.05 m处；在河流表面形成冰盖之后，首先打破冰盖，其次将温度计插入河流水体表表面下0.05 m处进行测定。河床介质的温度测定采用热敏电阻法，将热敏电阻预先埋设到河床介质中，用数字万用表测定电阻值后，采用公式(1)换算成温度值。UT-56型数字万用表测量电阻时量程为200 欧～20 M欧，其测量精度为±(0.8%+5)，精确值达到0.02 ℃，完全能满足本实验的研究要求。

(1)

式中：Rx，R25为实时实测电阻和温度为25 ℃时的电阻值，Ω；x为实时温度值，℃；B为常数，一般取3 000。

2 结果与分析

2.1 越冬期河流地表水温度的日变化特性

对于中国北方地区的河流，越冬期可分为非结冰期和结冰期两个阶段。非结冰期：当气温变化时，河流水面不结冰或部分结冰，河流水面的大部分与大气接触，地面水温会随之发生相应变化；结冰期:河流表面全部结冰，形成一定厚度和连续的冰层，称这个时期为结冰期。监测年越冬期间，小东川河河流表面在12月上旬开始结冰，到1月底河流表面冰层解冻。根据实测资料可知，2013.12.10-2014.1.31河流水表面冻结，形成一定厚度的冰层，为结冰期。现在测试周期中，分别选取非结冰期和结冰期具有代表性的一天，作水温与气温的日变化过程图，如图1和图2所示。

图1 非结冰期河流地表水水温、气温日变化过程图Fig.1 The diurnal variation of air temperature and surface river temperature during non-freezing period

图2 结冰期河流地表水水温、气温日变化过程图Fig.2 The diurnal variation of air temperature and surface river temperature during freezing period

由图1和2可以看出：

(1)无论结冰期还是非结冰期，水温也呈余弦形式变化，但其日变化幅度远小于气温的变化幅度。拟合非结冰期和结冰期河流地面水水温随时间变化的规律，如式(2)、(3)所示：

非结冰期：

T=5.6+2.1cos(πt/43 200-4/3π)R2=0.91

(2)

结冰期：

T=-3.00+0.60cos(πt/43 200-17/12π)R2=0.87

(3)

式中：T为河流地面水水温，℃；t为时间，s，以0∶00点为起始时间。

非结冰期内，气温的日变化幅度是水温的3.17倍；结冰期内，气温的日变化幅度是水温的5.58倍。分析认为出现这种现象的主要原因在于水、气物质比热的不同。当温度为0 ℃，大气压为1个大气压时，水的比热为4.2 kJ/(kg·℃)，空气的比热为1.005 kJ/(kg·℃)，水的比热为空气的4.18倍。在接受或释放相同热量的情况下，水的比热大，温度变化范围小，且温度变化速度慢，而空气反之。这就导致了无论是在结冰期还是非结冰期，水温的日变化幅度都小于气温的日变化幅度。

(2)非结冰期，水温的变化趋势与室外气温的变化趋势一致，但略有滞后。气温从夜间0∶00开始，持续下降，在凌晨4∶00左右达到最低值；水温也随气温呈持续下降的趋势变化，而水温达到最低值比气温滞后4 h，在8∶00才达到最低值。4∶00之后，气温持续上升，在中午14∶00左右达到最高值，水温也随气温持续上升，水温达到最高值比气温滞后2 h，在16∶00达到最高值。之后，水温和气温持续降低，以此以日为单位循环往复。

出现这种现象原因主要在以下3个方面：在夜间0∶00到4∶00之间，河流地表水水温高于气温。由于在夜间，无太阳辐射，水体与空气之间的主要传热方式为热传导。水温高于气温，导致了热量由水体向空气传递。气温在4∶00左右达到最低值，随后迅速上升。但此时，气温仍旧低于水温，水体依旧在向空气释放热量，水体温度持续下降，在8∶00才达到最低值，比气温达到最低值的时间滞后了4 h。在早晨7∶00左右时，水温曲线和空气温度曲线相交，说明此时气温与水温相等，温度梯度为0，水体与空气之间无热量交换。早晨7∶00之后，气温高于水温，温度梯度的方向改变，水体从空气吸收热量。气温在14∶00左右达到最高值之后开始下降，但此时气温仍旧高于水温，空气依旧向水体释放热量，水体温度得以持续上升，在16∶00左右达到最高值，比气温达到最高值的时间滞后了2 h。所以，出现了水温达到极值的时间都要落后于气温达到极值时间的滞后现象。另一方面，在当地气温降到最低值之前，温度降低的速率为0.28 ℃/h；而在气温上升到最大值之前，气温上升的速率为1.26 ℃/h。根据传热学可知，传递热量的多少取决于导热系数和温度梯度的大小。在导热系数一定的情况下，温度梯度的大小决定了单位时间传热量的多少。温度变化速率越大，温度梯度增大速度越快，单位时间通过单位面积的传递热量越多，温度变化幅度越大。气温上升的速率为气温下降速率的4.5倍，随着气温的逐步升高，温度梯度也逐步增大，远远大于气温降低时气温与水温的梯度，所以水温达到最低值的时间比达到最高值得时间要长。

此外，白天和夜间的传递热量的方式也是出现这种现象的原因之一。热能的传递有三种基本方式：热传导、对流传热以及热辐射。而当两个物体之间温差不大时，可以忽略热辐射，在此忽略水体和气体之间的热辐射。对于对流传热，本文研究的是热量在垂直方向的传递，与水体流动方向垂直，认为可以忽略对流换热的影响。在夜间没有太阳辐射，传热的方式仅仅有热传导，所以温度下降幅度和速度都较小，而在白天，太阳辐射是空气和水体热量的主要来源，传热的方式也由热传导和对流换热增加为太阳辐射和热传导，热量传递方式的增多导致了热量来源明显增大。这就导致了与之直接接触的河流浅层地表水在凌晨气温达到最低值之后，依然在缓慢下降，4 h之后才降到了最低值；而中午时刻气温迅速升高，水温也随之升高，由于气温升温的速率和幅度都很大，所以与之接触的河水也迅速升温，在气温达到最高值之后仅仅2 h水温就达到了最大值。

(3)结冰期河流地表水温度在整日内都高于当地室外气温，而在非结冰期，日间8∶00-18∶00约10 h的时间内，气温是大于河流地表水温度的，其余时间则相反；结冰期，水温的变化趋势与室外气温的变化趋势一致，但水温处于相对稳定的状态，基本维持在-3.6 ℃左右。气温和水温在早晨8∶00左右达到最低值，在中午12∶00左右同时达到最高值。水温在整日内维持比较稳定的状态，日变幅仅为1.2 ℃；而在结冰期，日变幅为4.2 ℃，为非结冰期的3.5倍。

出现这种现象的原因有以下两点：

(1)结冰期的气温低于非结冰期的气温，虽然水温会受气温的影响，但是水的比热较大，储热能力强，所以在结冰期，水温较非结冰期没有大幅度下降。

(2)与河流地表水接触的河床介质热量源源不断的供给和冰盖及其下部薄层空气隔热作用是结冰期水温维持稳定，水温大于气温的关键因素。图3为越冬期间冻结期河流断面介质分层与温度图。在结冰期，河流断面介质从上到下可以分为5个层次：第一层是河流表面冰层以上的空气，其下是河流表面形成的一定厚度的冰层、冰层下一定厚度的薄层空气、河流地表水，河流地表水下部是河床砂卵石介质。如图3所示，这5个层次的温度分布为：空气<冰盖<冰层下薄层空气<河流地表水<河床介质，温度依次增高。温度梯度的方向决定热量传递的方向，热量传递的方向是河床介质→河流地表水→冰层下薄层空气→冰盖→空气。结冰期河床介质的温度和水温都维持在一个相对稳定的状态，可以认为温度梯度是一定的，且河床饱和多孔介质导热系数也是一定的。在温度梯度和导热系数都维持不变的状况下，导致了单位时间内，单位河床介质面积补给河流地表水水体的热量维持在一个相对稳定的状态，即河床介质源源不断地补给河流地表水水体热量。

图3 结冰期河流地表水分层与温度示意图Fig.3 Surface river stratification and temperature in freezing period

为了更方便分析河床介质对河流水体热量的补给，把上述5层介质之间的热量传递过程简化为一维稳态导热问题。由导热的基本定律傅里叶定律[17]可知：

(4)

在温度为0 ℃时，冰的导热系数为2.22 W/(m·K)，水的导热系数为0.55 W/(m·K)，空气的导热系数为0.02 W/(m·K)。根据傅里叶导热定律，可以计算单位时间单位面积上，河床介质对河流水体的热量补给为50.6 W/m2；河流水体向冰层下薄层空气的热量传递值为1.4 W/m2；冰层下薄层空气向冰盖的热量传递值为133.2 W/m2；冰盖向空气的热量传递值为2.0 W/m2。河流水体向冰层下薄层空气的热量传递值最小，起到了隔热的作用，而河床介质对河流水体的补给量较大，起到了为河流水体提供热量补给的作用，水体向上的热量散失小，从河床介质吸收热量大，使得水体温度能一直维持在-3.6 ℃左右。

2.2 越冬期典型日河流地表水水温与气温的相关模型

为进一步探求河流地表水水温与当地室外气温之间的关系，作测试周期内所有测试日期内水温与气温的相关关系图如图4和图5。

图4 非结冰期河流地表水温度与气温相关关系图Fig.4 The relationship between surface river temperature and air temperature in non-freezing period

图5 结冰期河流地表水温度与气温相关关系图Fig.5 The relationship between surface river temperature and air temperature in freezing period

无论是在非结冰期还是结冰期，河水水温与气温呈明显的线性相关关系。相关系数分别为0.958和0.931，相关系数都在0.9以上，相关关系密切。可以用当地一日内某个时刻的气温预测研究区同时刻的河水温度。

2.3 河流地表水温度季节变化特性

河流地表水温度除了有明显的日变化之外，还有明显的季节变化。图6为越冬期间河流地表水温度、气温的季节变化示意图。

由图6可以看出：

(1)在整个越冬期内，水温的日平均值均大于气温的日平均值，而且，随着气温的降低，温差逐渐增大。整个越冬期，河流地表水水温维持在-3.5～2.6 ℃之间，平均温度为-0.9 ℃。气温维持在-16.0～-3.5 ℃之间，平均温度为-10.1 ℃。在结冰期，整日内水温均大于气温，水温日均值必然大于气温日均值。而在非结冰期，水温在夜间大于气温，在白天小于气温，但是水温大于气温的幅度大于水温小于气温的幅度，选取非结冰期内的一个典型日，如表1所示。水温与气温之差，正值表示水温大于气温，负值表示气温大于水温，水温与气温之差的均值为1.7 ℃。所以总体来说非冻结期水温日均值大于气温日均值。

图6 河流地表水日平均水温、气温的季节变化图Fig.6 The seasonal variation of daily average water temperature and air temperature

图7 不同时期河流地表水日平均水温、气温相关关系图Fig.7 The relationship between daily average river temperature and air temperature

表1 非冻结期水温与气温的比较 ℃Tab.1 Comparison of water temperature and air temperature in non-freezing period

河流地表水的热量来源主要是太阳辐射空气热交换以及河床介质的热量补给。在非结冰期，河流地表水温度变化在较大程度上受太阳辐射以及气温变化的影响。但是在结冰期，由于河流地表水表面以上冰盖的形成，河流地表水水温在受太阳辐射的同时，河床介质热量补给作用成为主导。

(2)地表水温度与气温间具有较好的直线相关关系。作测试周期内日均值水温与气温的相关关系图，如图7所示，河流地表水温度与气温具有较密切的线性相关关系。令河流地表水温度为T水，当地室外气温为T气，其拟合方程如式(7)所示，相关系数达到0.933。因此可见，在越冬期间，可以利用当地室外气温近似估算河流水源地----河流地表水温度。

T水=0.458T气+3.696，R2=0.933

(5)

3 结 论

(1)无论是在非结冰期还是非结冰期，河流地表水温度遵循随以零点为起始时间的余弦函数日规律变化过程，但其幅度远小于气温的变化幅度。在非结冰期，水温的变化趋势与室外气温的变化趋势一致，但高低温度峰值略有滞后；而在结冰期，水温的变化趋势也与室外气温的变化趋势一致，但水温处于相对稳定状态，峰值滞后状态不明显。在越冬期不同时期，河床砂卵石介质对河流地表水的热量补给作用、河流表面冰盖及薄层空气的隔热作用和不同介质比热的差异是以上河流地表水水温变化特性产生的关键原因。

(2)无论在结冰期还是非结冰期，气温是影响河流地表水温度日变化的主要因素。气温日变化与河流地表水温度日变化具有明显的线性相关关系，拟合出了不同状况下水温与气温之间的线性模型，非结冰期和结冰期水温和气温的线性相关系数均达到了0.9以上，非结冰期的相关系数略大于结冰期。用所建立的越冬期非结冰期和结冰期经验模型，以某个时刻的气温预测同时刻的河水温度是可行的。

(3)河流地表水温度具有明显的季节变化规律，与气温的变化趋势一致，呈现明显的线性相关关系，决定系数达到了0.933。因此，可用越冬期日平均气温预测河流地表水温度，为日光温室灌溉水取用、管理提供理论依据。

参考文献：

[1] 魏瑞江，王春乙，范增禄. 石家庄地区日光温室冬季小气候特征及其与大气候的关系[J].气象，2010,36(1)：97-103.

[2] 刘 珊,张林华,张 峰.日光温室热湿环境影响机理研究进展[J].山东建筑大学学报,2009,24(6):587-593.

[3] 于江海，周和平. 农业灌溉水温研究[J]. 现代农业科技，2008,(8)：123-127.

[4] 鲁纯养，施正香，曲 萍. 农业生物环境原理[M]. 北京，农业出版社出版，1994.

[5] 张建婷，樊贵盛，马丹妮.低温区温室大棚滴灌系统设计的若干问题[J].中国农村水利水电，2012，(8)：34-37.

[6] 高艳娟，樊贵盛，胡婧娟. 越冬期潜水井水温问题研究[J].节水灌溉，2014,(8):22-24,28

[7] Jordi Prats，Rafael Val． Temporal variability in the thermal regime of the lower Ebro River (Spain) and alteration due to anthropogenic factors[J]. Journal of Hydrology，2010，387:105 -118．

[8] Robert J Danehy，Christopher G Colson． Patterns and sources of thermal heterogeneity in small mountain streams within a forested setting[J]. Forest Ecology and Management，2005，208:287-302．

[9] Brown L E，Hannah D M，Milner A M． Hydroclimatological influences on water column and streambed thermal dynamics in an alpine river system[J]. Journal of Hydrology，2006，325:1-20．

[10] D Caissie. The thermal regime of rivers: a review[J]. Transactions of the Chinese Society of Agricultural Engineering (Transactions of the CSAE), 2006，51(8):1 389-1 406．

[11] 夏依木拉提.近50年天山西部内流河天然河道水温变化特征[J]. 水文，2009,29(2)：84-86.

[12] 蒲 灵，李克锋，庄春义，等. 天然河流水温变化规律的原型观测研究[J]. 四川大学学报(自然科学版)，2006,43(3)：614-617.

[13] 刘少文. 一种河流水温计算公式[J]. 武汉水利电力学院学报，1991,24(1)：49-58.

[14] 王 涛，杨开林，郭新蕾，等. 模糊理论和神经网络预报河流冰期水温的比较研究[J]. 水利学报，2013，44(7)：842-847.

[15] 宋 策，周孝德，唐 旺. 水库对河流水温影响的评价指标[J]. 水科学进展，2012,23(3)：419-426.

[16] 辛 鹏，高维君. 新疆天山北坡山溪性河流水温特性分析[J]. 吉林水利，2011,(2):57-60.

[17] 杨世铭，陶文铨.传热学[M].北京：高等教育出版社，2006.