2018, Vol. 30 
(2: 中国科学院大学, 北京 100049)
(2: University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100043, P. R. China)
东太湖位于太湖东南部，是一个平均水深不到1.2 m的半封闭型浅水湖湾，典型的草型湖区，总面积131.0 km2，沉水植被和浮叶植被是其主要水生植被类型，分布面积分别占全湖湾总面积的73.6 %和18.3 % [1].温度是湖泊的重要环境参数之一，是决定湖泊生物生命活动的重要物理因子[2-3]，对湖泊的群落结构变化有着重要影响[4].湖泊温度变化会对水生植被的代谢过程和生命周期产生重要影响，从而改变水生植被调控湖泊生态系统的能力[5]，因此研究浅水湖泊水温变化具有重要现实意义.
为了认识湖泊水温的分布和变化规律，国内外开展了大量水温观测、模拟和预测的研究.目前我国湖泊水温观测主要分为两种，即低频长期观测和高频短期观测[6-9].研究表明太湖夏季存在水温日成层的现象且可能对湖泊水质产生影响[3, 10-11]，因此有必要对湖泊进行长期高频观测，以研究浅水湖泊不同季节温度日变化的差异.相关水温模拟和预测的研究表明：湖泊沉积物的温热过程可显著影响浅水湖泊的季节热量收支[12]；沉积物的热量变化可对水温的日变化产生影响[13]；不考虑沉积物热库会导致夏季湖底水温模拟结果偏高，而冬季湖底水温模拟结果偏低[14]；湖泊夏季从大气中吸收的热量相当一部分储存在底部沉积物的热活跃层，这部分热量在秋季和冬季又重新释放回水体[15].在浅水湖泊特别是其底部区域，沉积物对水温的热效应值得关注[16-17]，东太湖为典型的浅水湖区，太阳辐射可直达水底[18]，沉积物对太阳辐射的吸收以及水-沉积物界面之间的热量交换必将对其水温变化产生影响，因此进行东太湖水-沉积物界面热通量的计算和研究为认识浅水湖泊的热过程提供依据.
本文利用2013年11月至2015年10月两年不同深度水体和沉积物温度高频观测数据，结合东太湖表层沉积物的热力学性质，分析东太湖水温和水-沉积物界面热通量的变化规律，探讨沉水植被和气象要素对其影响，以期为研究东太湖乃至浅水湖泊的水温变化和水温模型热边界以及认识水温与水生植物的相互影响提供参考.
1 研究方法 1.1 研究区域表层沉积物特点东太湖表层(10 cm)沉积物属于粉砂质黏土，细粉砂(0.1~0.01 mm)和黏土(＜0.01 mm)分别占比64.36 %和34.79 %，二者之和超过99 %.东太湖表层15 cm沉积物的含水率和容重存在跃变现象，随深度增加，含水率由70 %线性下降至30 %左右，容重由1.2 g/cm3线性增加到1.7 g/cm3左右.跃变层深度以下沉积物含水率和容重变化不大[19].
东太湖表层沉积物主要由土壤基质和间隙水组成，因此热力学性质计算时应考虑这两种组分.根据已有研究[20-22]和东太湖表层沉积物的物理特性计算得到其土壤基质的体积热容为2.217×106 J/(m3·℃)，表层沉积物的体积热容范围为2.809×106~3.597×106 J/(m3·℃)，位于一般湖泊沉积层的体积热容范围(1.4×106~3.8 ×106 J/(m3·℃))[23]偏高的部分.东太湖表层沉积物的热传导系数和热扩散系数范围分别为0.743~1.186 W/(m·℃)和0.019~0.033 m2/d，位于一般湖泊沉积层的热扩散系数范围(0.01~0.11 m2/d)[24]偏低的部分.
1.2 观测方案与数据观测仪器为美国Onset公司的Tidbit温度存储器(大小为3.0 cm×4.1 cm×1.7 cm，测量范围为-20~50℃，测量精度为±0.001℃；观测时段为2013年11月至2015年10月，观测时间间隔为20分钟；观测地点位于东太湖湖心(31.08083°N，120.49751°E)，垂向上的观测点分别位于湖体表层(水面以下40 cm处，表层水温)、湖体底层(水-沉积物界面以上10 cm，底层水温)、水-沉积物界面(界面温度)以及界面以下沉积物10 cm处(沉积物温度)，观测点位和观测层次如图 1所示.
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图 1 东太湖观测点位(a)和观测层次示意图(b) Fig.1 Monitoring site (a) and layer diagram of monitoring (b) at East Lake Taihu |
观测期间逐日气温和风速数据来源于国家气象站东山基本站，2014年2月4日至10日、2014年6月22日至28日、2014年8月7日至13日和2014年12月17日23日期间逐时气温、风速和太阳辐射数据来源于微气象站(位于太湖湖泊生态系统野外观测研究站东山分站).
2013年7月22日至28日太湖持续高温天气期间，在上述观测点附近对沉水植被狐尾藻(Myriophyllum verticillatum L.)覆盖水域及无水生植被水域进行了不同深度(水面以下10、20、30和40 cm处)温度的同步观测，观测时间间隔为2 min，观测点水深1.1 m，植被为狐尾藻群落，仪器投放处的狐尾藻生物量为2.6 kg/m2，覆盖度>85 %.
1.3 数据处理与计算方法 1.3.1 数据处理为揭示各深度处温度日变化过程在各季节平均和年均间的差异，对春、夏、秋、冬四季和全年时段内每日各时刻温度取均值得到不同季节平均和年均24小时温度.太湖位于北亚热带，因此本研究将上年12月至本年2月、3-5月、6-8月、9-11月划分为冬、春、夏、秋四季.为考察年际间温度变化的异同及影响因素，结合观测情况，以2013年11月至2014年10月和2014年11月至2015年10月为两个年变化周期进行比较分析.
1.3.2 水-沉积物界面热通量湖泊沉积物间隙水流速较小，沉积物内部在垂向上主要通过热传导方式进行热量传输，水-沉积物界面热通量可基于一维热传导公式计算[24]：
| $ {H_{{\rm{SED}}}} = - {k_{\rm{s}}}{\left( {\frac{{{\rm{d}}{T_s}}}{{{\rm{d}}z}}} \right)_{{\rm{WSI}}}} $ | (1) |
式中，HSED为水-沉积物界面热通量(W/m2)，ks为热传导系数(W/(m·℃))，
沉积物热传导系数的计算方法如下[20]：
| $ {k_s} = k_d^{1- {\theta _{{\rm{sat}}}}} \cdot k_0^{{\theta _{{\rm{sat}}}}} $ | (2) |
式中，kd为土壤基质的导热率(2.0 W/(m·℃))；k0为水的分子热传导系数((0.0014Twater+0.5668) W/(m·℃)，由参考文献[22]和实验数据近似)；θsat为表层沉积物含水率，取均值50 %.
因此上述水-沉积物界面热通量计算公式的离散形式为：
| $ {H_{{\rm{SED}}}} = - \left[ {{2^{(1- {\theta _{{\rm{sat}}}})}}{{\left( {0.0014\left( {{T_{{\rm{WSI}}}} + {T_{{\rm{S- 10}}}}} \right) + 0.5668} \right)}^{{\theta _{{\rm{sat}}}}}}} \right]({T_{{\rm{WSI}}}}- {T_{{\rm{S- 10}}}})/\left( {2\Delta z} \right) $ | (3) |
式中，TWSI为界面温度(℃)，TS-10为沉积物温度(℃)，Δz为表层沉积物深度(0.1 m). HSED值为正表示沉积物为热源，向湖体释放热量; 值为负表示沉积物为热汇，从湖体吸收热量.
2 结果与分析 2.1 2014年水体和沉积物温度的变化特征 2.1.1 日变化各深度温度年均日变化过程及年均和季均0：00温度、升温时段(剩余时段为降温阶段)和日温度变幅如图 2和表 1所示.各深度处年均24小时内温度变化过程均可分为升温和降温阶段：东太湖水温日变化多为横向S型，表层水体从4:00-6:00开始升温到13:00-14:00，其后降温，随水深增加，温度日变幅减小，升温过程后延，这一日变化过程反映了水温随太阳辐射的日变化而变化，表层水温的年均日变化过程与鄱阳湖和春季的天目湖相似[6-7].表层水温和底层水温春季和秋季日内升温时段与年均日内升温时段基本相同，夏季升温过程延长，冬季升温过程缩短.界面温度日变化与底层水温相似但相对底层水温日变化延迟，夏季和秋季的延迟相对春季和冬季小；沉积物温度年均日内升温时段为13:00至次日2:00，春季和夏季升温过程较长，秋季和冬季升温过程基本发生在夜间.沿水深方向各季节平均日内温度变幅与年均日内温度变幅的变化规律相同：表层水温>底层水温>界面温度>沉积物温度；各深度处温度夏季平均日内变幅最小，冬季平均日内变幅最大，这一差异可能源于不同季节湖泊总热量变化的不同.
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图 2 不同深度处年均24小时温度变化规律 Fig.2 Variations of temperatures in 24 hours at different depths |
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表 1 不同深度处年均和季均24小时温度变化特征 Tab.1 Daily variation features of seasonal-averaged and annual temperatures at different depths |
各深度处水体和沉积物温度年变化规律相同：春季升温，夏季温度最高，秋季降温，冬季温度最低(图 3)，该规律与其他亚热带区域湖泊或水库的表层水温变化规律一致[18-20]. 2014年1-12月间，各月底层水温日均值和同步表层水温日均值的相关系数分别为0.992、0.998、0.989、0.819、0.923、0.717、0.955、0.926、0.977、0.976、0.981和0.994；各月底层水温日均值与前一日表层水温日均值的相关系数则分别为0.932、0.952、0.978、0.851、0.970、0.898、0.973、0.982、0.972、0.952、0.953和0.967.在1-3月和9-12月间，同步温度的相关性较非同步温度的相关性大，而其余时间内则相反，这一结果表明，在春季和夏季升温过程中，随深度增加，温度变化延迟，底层水温相对表层水温迟滞1天左右，界面温度相对底层水温和沉积物温度相对界面温度也存在这种迟滞现象，这种延迟体现了东太湖作为浅水湖泊热量交换快速的特点，与深水湖库3~4个月的延迟[8]显著不同；秋季和冬季，各深度层温度变化基本同步.沉积物温度在1-2月和10-12月高于界面温度，沉积物为热源，向水体放热；3-9月低于界面温度，沉积物为热汇，从水体吸热.
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图 3 2014年不同深度处温度逐日变化 Fig.3 Variations of monthly-averaged temperatures at different depths in 2014 |
2013年11月至2014年10月和2014年11月至2015年10月的两个年周期内各深度处温度年变化趋势相同，但同比月均温存在差异，如图 4所示. 2015年3、4和7月，不同深度处月均温相比2014年同比下降，其余月份同比基本为上升；两年间，表层水温和底层水温年均同比分别上升0.26和0.21℃，界面温度和沉积物温度仅上升0.02和0.07℃；各相邻深度处温度的月均值差异显著线性相关(P < 0.01)，决定系数R2>0.8；除2013年12月和2014年5月外，同比表层水温的月均值差异与同步气温差呈显著正相关(R2=0.881，P < 0.01)，12月气温降低，但东太湖各深度处温度均升高，而5月则相反，这种现象可能源于沉积物与湖泊水体的热交换，12月湖泊为热源向水体放热，5月湖泊为热汇从水体吸热，两个过程分别对湖泊的降温和升温过程产生缓冲作用.
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图 4 2014-2015年不同深度处月均温度差 Fig.4 Differences of monthly-averaged temperatures at different depths from 2014 to 2015 |
对比观测期间：湖泊水温从21日持续上升至27日，28日略微下降，有植被区和无植被区水温在白天升温过程中均出现了显著的日成层垂向分布现象，与太湖相关报道[10, 25]相吻合；有植被区水表下10、20、30和40 cm处日均水温均值分别为32.51、32.36、32.21和32.09℃，日均水温最大增幅为2.99、2.95、2.95和2.98℃；无植被区水表下10、20、30和40 cm处日均水温均值分别为32.79、32.60、32.40和32.26℃，日均水温最大增幅为3.14、3.01、2.92和2.95℃.
除部分夜晚时间段外，有植被区各水层水温均低于无植被区，降温幅度在太阳辐射达到高峰前后最大，随深度增加，水平水温差异减小(图 5)，沉水植被对水表下10、20、30和40 cm处同层水温的平均降温比例(水温差/无植被区水温)分别为0.82 %、0.73 %、0.59 %和0.53 %，有植被区水体日内升温过程随水深增加出现起始滞后和过程延长，无植被区各水层水体升温过程基本同步；有植被区水体垂向温度梯度低于无植被的开敞水域(图 5)，植被对水温垂向梯度的影响存在一定的滞后：无植被区滞后1小时的垂向水温差(10~40 cm)约为有植被区垂向水温差的1.41倍(R2=0.827，P < 0.01)，无植被区同步垂向水温差约为有植被区垂向水温差的1.37倍(R2=0.777，P < 0.01).
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图 5 沉水植物对水平水温和垂直水温差的影响 Fig.5 Effects of submerged macrophytes on horizontal and vertical water temperature difference |
东太湖水-沉积物界面热通量存在明显的日变化规律(图 6)：全年、秋季和冬季平均界面逐时热通量为正，沉积物向水体放热，年均日内从8:00-19：00放热减少，19：00至次日8：00放热增加，通量日变幅为0.63×104 J/(m2·h)；秋季平均日变化与年均日变化规律相同，通量日变幅为1.13×104 J/(m2·h)；冬季平均日变化曲线相对年均日变化曲线右移，11：00-21：00沉积物放热减少，21：00至次日11：00放热增加，通量日变幅为1.02×104 J/(m2·h)；春季平均和夏季平均逐时热通量为负值，沉积物从水体吸热，春季和夏季均自11：00吸热增加，通量日变幅分别为0.65×104和0.19×104 J/(m2·h).
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图 6 水-沉积物界面热通量日变化和年变化 Fig.6 Variations of hourly and diurnal heat fluxes at water-sediment interface |
界面热通量年变化规律呈正弦型(图7)，2013年11月1日至2015年9月30日的逐日热通量正弦曲线拟合结果为：HSED=1.049 sin((Day+53.71)π/184.6)+0.130，R2=0.660，P < 0.001；逐日热通量每6~15天存在相对年变幅较小幅度的正弦式波动，变化幅度分布在0.2×106~2.7×106 J/(m2·d). 2013年11月至2014年2月，沉积物向水体放热，为热源；3-9月从水体吸热，为热汇；2014年10月至2015年2月再次为热源向水体放热；其后至9月为热汇从水体吸热，这一变化规律与此前基于温度曲线的分析和沉积物在温带、极地附近湖泊的热通量研究结果[15]一致.
2.3.2 热通量与不同深度处湖泊温度的关系东太湖表层水温、底层水温、界面温度和沉积物温度的日均值与逐日水-沉积物界面热通量均呈负相关，相关系数分别为-0.704、-0.689、-0.654和-0.567(P < 0.05).表层日均水温和底层日均水温差值基本为正(占总观测日数的87.5 %)，表层水体向底层水体传热，随深度增加，水温变幅减小，水温变化对外界热通量变化的响应减弱.比较表层水温和界面热通量的日变化曲线(图 2和图 5)发现，春季平均、秋季平均、冬季平均和年均情形下，表层水温最高温时落后于界面热通量最大值4小时，夏季平均则落后10小时.
2.4 水温变化和水-沉积物界面热通量的影响因素 2.4.1 太阳辐射对水温变化和水-沉积物界面热通量的影响太阳辐射与水-沉积物界面热通量年变化规律均为正弦型，但二者相位差为3个月，表层沉积物热量变化主要受制于太阳辐射和水-沉积物界面热交换，这种相位差表明沉积物作为湖泊热库，其与水体之间的热交换对湖泊水体热量和水温变化的调节依赖并滞后于太阳辐射的影响.
前文数据结果表明随水深增加，水温逐渐降低，年温度变幅减小，这是由于太阳辐射在水体中的衰减和水体传热所致. 2014年1-12月月均垂向水温差分别为0.212、0.135、0.485、0.668、1.238、1.076、0.979、0.597、0.395、0.427、0.195和0.080℃，5月最高，2月和12月较低，与太阳辐射年变化规律稍有不同，这一现象可能与不断升高的太阳辐射使不同深度水体受热更均匀有关[11].年均沉积物温度高于年均底层水温和年均界面温度，沉积物在一个周期年内为湖泊水体的热源，由于东太湖地区真光层深度大[18]，沉积物向水体传输的热量可能来源于其对太阳辐射的直接吸收.
2.4.2 气温对水温变化和水-沉积物界面热通量的影响两年观测数据显示湖泊各深度处日均温的年变化趋势均与日均气温的年变化趋势一致，沉积物温度变化略滞后，这一结果与鄱阳湖[6]、东湖[26]、太湖[9]的水温研究结论相似.日均表层水温、底层水温、界面温度和沉积物温度与日均气温的相关系数分别为0.982、0.973、0.963和0.945(P < 0.01)，随深度增加温度年变化越平缓，相关性越弱，这是因为气温决定着大气长波辐射的强度和水-气界面显热交换的强度和方向[27]，影响湖泊热量的收支，大气长波辐射与太阳辐射在水体中均存在沿水深衰减的现象[10].
逐时气温与水-沉积物界面逐时热通量的变化大部分情况下镜像相似，气温升高，水体吸热，沉积物向水体放热减少或从水体吸热增加，但不同天气状况会导致水体传热变化从而使水-沉积物界面热通量对气温变化的响应不能同步.外界气温持续下降时，水-沉积物界面逐时热通量与逐时气温呈负相关，2月气温降低过程中，沉积物为热源，沉积物向水体传输热量增加，8月气温降低过程中，沉积物为热汇，沉积物从水体吸收热量减少.水-沉积物界面逐日热通量与逐日气温呈显著负相关(r=-0.728，P < 0.05)，逐月热通量总量与逐月气温呈负相关(r=-0.674，P < 0.05)，逐月热通量总量与逐月气温差值(当月-前月)亦呈负相关(强于前一负相关关系, r=-0.773，P < 0.05)，热通量的变化相对气温变化滞后.
2.4.3 风速对水温变化和水-沉积物界面热通量的影响风速影响水-气界面显热与潜热交换的强度[27]，风速越大，水体混合越快[25]，气温下降且风速相对较大时，各深度处温度与时均风速呈一定的负相关关系，风速增加，水体混合越剧烈，水温随气温持续下降，负相关性越强；随深度增加风速对水体扰动的影响减小，降温幅度减小，负相关性减弱(表 2).气温变化平稳且风速相对较小时，不同深度处温度与时均风速呈正相关关系，随深度增加夏季相关性减弱，冬季相关性增强[28].
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表 2 不同温度指标及热通量与风速相关性分析 Tab.2 Correlation analysis between different temperature indexes, heat fluxes at water-sediment interface and wind speed |
东太湖挺水植被分布面积减少，浮叶植物和沉水植物分布面积持续扩张，荇菜(Nymphoides indica)、伊乐藻(Elodea nuttallii)和马来眼子菜(Potamogeton malaianus)等成为优势种[29].水生植物不但会吸收一定的热量，还会通过阻挡太阳辐射的传播对水下光场等产生影响，进而改变水体吸收太阳辐射并升温的过程，同时对水温垂向梯度及空间分布差异产生影响.前述观测结果显示沉水植物会降低水温以及表、底层水温的梯度，但与此同时，浮游植物能强化水体的热分层[30-31]，荇菜等浮叶植物的遮光作用也能提高水体的光衰减率[32].
东太湖地区水生植物生物量1月最低，3-8月保持缓慢增长，9月最高，伊乐藻生物量所占比例较高[29]，这一变化相对水温变化滞后，可能与伊乐藻最适生长温度为25℃左右有关，7-9月为伊乐藻生长高峰期.不同水生植物对水温变化的响应各有差异，如菹草喜低温，适宜生长温度为10~20℃，这些差异在东太湖显著的水生植被群落结构演变[1]中至关重要.
3 结论通过对东太湖水温变化和水-沉积物界面热通量的研究，可以得出如下结论：
1) 东太湖各深度水体日升温过程随水深增加后延，升温过程夏季延长，冬季缩短；年均和季均日温度变幅：表层水温>底层水温>界面温度>沉积物温度，各深度处温度日变幅夏季最小，冬季最大；春季和夏季升温过程中各深度日均温变化沿水深存在约1天的延迟，秋季和冬季无此现象；2015年和2014年温度年变化趋势相同，同比月均温差与气温差呈线性相关.
2) 界面热通量平均日变化和年变化均呈正弦型，日内从8：00-19：00放热增加或吸热减少，19：00至次日8：00放热减少或吸热增加；年内从3-9月从水体吸收热量，为热汇，10月至次年2月向水体释放热量，为热源；东太湖沉积物全年为湖泊的热源，热量可能源于沉积物对太阳辐射的直接吸收；逐日热通量每6~15天存在相对年变化较小振幅的正弦式波动.
3) 水温和水-沉积物界面热通量的变化主要受到太阳辐射和气温的影响，且二者对太阳辐射和气温的响应具有迟滞性；界面热通量与气温和水温均呈负相关，且这种相关性也具有迟滞性，界面热通量主要作用为缓冲湖泊水体的热量变化；夏季，沉水植物能降低湖泊表层水温和垂向水温差.
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