標籤: 暫無標籤

湖泊氣候,由於湖泊(包括水庫)水體的存在而造成異於周圍陸地的一種局地性氣候,其特徵以湖泊範圍大者顯著。

1湖泊氣候記錄摘要

綜合分析了80年代後期以來中國湖泊沉積與環境演變研究的新進展,著重對湖泊沉積記錄與亞洲古季風變遷、青藏高原湖泊沉積與環境演變、人與自然相互作用的湖泊響應等方面進行了扼要綜述,指出今後研究的方向是:湖泊沉積環境指標與氣候要素關係的定量研究、高解析度環境演化時間序列與空間分異規律、現代湖泊沉積動態過程與環境、中國第四紀湖泊資料庫與全球變化研究、科學交叉及與其它地質記錄的比較研究。

2特點

由於湖泊(包括水庫)水體的存在而造成異於周圍陸地的一種局地性氣候。其特徵以湖泊範圍大者顯著。湖泊氣候的主要特點如下:
①由於湖泊水面對太陽輻射的反射率小,水體比熱大,蒸發耗熱多,使湖面上氣溫變化與周圍陸地相比較為和緩,冬暖夏涼,夜暖晝涼。例如,貝加爾湖中大烏西根島一月份平均氣溫比湖東的巴爾古津高13℃,而七月份低7℃。

山脈湖泊
②湖面上濕度大。夜雨多於日雨。由於湖泊的存在使冬季和夜間近地氣層不穩定,夏季和白天則氣層穩定,因此湖面上日雨量減少,雷暴多發生於夜間。由於夏季和白天雨量較少,使年總降水量偏少,但冬季和夜間湖區降水量反可比陸地多。例如,中國新安江水庫建成后,庫區夏季降水量比建庫前約減少90毫米,冬季降水量約增加10毫米,年降水量減少在80毫米以上。
③由於湖泊和陸地之間的溫差,形成以一晝夜為周期的湖陸風,夜間風從陸吹向湖,白天風從湖吹向陸。由於湖風的調節,湖濱地區夏季白天氣溫偏低,冬季偏高。例如,中國洞庭湖畔的岳陽和沅江平均每年最高氣溫≥35℃的炎熱日數,分別為14.5和15.8天,而距湖較遠的常德和長沙平均每年分別為24.8和33.0天。
湖泊的影響可波及附近一定距離的陸地,使之具有湖泊氣候的某些特點。湖泊面積愈大,湖水愈深,湖泊氣候的特點及其對周圍陸地的影響愈明顯。

3成因

在地殼構造運動、冰川作用、河流沖淤等地質作用下,地表形成許多凹地,積水成湖。露天採礦場凹地積水和攔河築壩形成的水庫也屬湖泊之列,稱人工湖。湖泊因其換流異常緩慢而不同於河流,又因與大洋不發生直接聯繫而不同於海。在流域自然地理條件影響下,湖泊的湖盆、湖水和水中物質相互作用,相互制約,使湖泊不斷演變。

雪山湖泊
湖泊形成之後,由於湖泊水面對太陽輻射的反射率小,水體比熱大,蒸發耗熱多,使湖面上氣溫變化與周圍陸地相比較為和緩,冬暖夏涼,夜暖晝涼。湖面上濕度大。夜雨多於日雨。由於湖泊的存在使冬季和夜間近地氣層不穩定,夏季和白天則氣層穩定,因此湖面上日雨量減少,雷暴多發生於夜間。由於夏季和白天雨量較少,使年總降水量偏少,但冬季和夜間湖區降水量反可比陸地多。由於湖泊和陸地之間的溫差,形成以一晝夜為周期的湖陸風,夜間風從陸吹向湖,白天風從湖吹向陸。由於湖風的調節,湖濱地區夏季白天氣溫偏低,冬季偏高。湖泊面積愈大,湖水愈深,湖泊氣候的特點及其對周圍陸地的影響愈明顯。

4形態

湖泊一旦形成,就受到外部自然因素和內部各種過程的持續作用而不斷演變。入湖河流攜帶的大量泥沙和生物殘骸年復一年在湖內沉積,湖盆逐漸淤淺,變成陸地,或隨著沿岸帶水生植物的發展,逐漸變成沼澤;乾燥氣候條件下的內陸湖由於氣候變異,冰雪融水減少,地下水水位下降等,補給水量不足以補償蒸發損耗,往往引起湖面退縮乾涸,或鹽類物質在湖盆內積聚濃縮,湖水日益鹽化,最終變成干鹽湖,某些湖泊因出口下切,湖水流出而乾涸。此外,由於地殼升降運動,氣候變遷和形成湖泊的其他因素的變化,湖泊會經歷縮小和擴大的反覆過程,不論湖泊的自然演變通過哪種方式,結果終將消亡。

新疆高原雪山湖
湖泊的形態決定於其成因和發展過程。構造湖一般水深岸陡,但隨著湖泊的變遷,有的構造湖的某些特徵可逐漸消失。火口湖通常面積小,深度大。如中國白頭山天池面積僅9.8平方公里,而深達373米。湖泊形態特徵影響湖水的物理化學性質和水生生物的分佈規律。湖泊形態參數有:面積,一般系指最高水位時的湖面積。容積,指湖盆儲水的體積,它隨水位而變化。長度,沿湖面測定湖岸上相距最遠兩點之間的最短距離,根據湖泊形態,可能是直線長度,也可能是折線長度。寬度,分最大寬度和平均寬度,前者是近似垂直於長度線方向的相對兩岸間最大的距離,後者為面積除以長度。岸線長度,指最高水位時的湖面邊線長度。岸線發展係數,指岸線長度與等於該湖面積的圓的周長的比值。湖泊補給係數,湖泊流域面積與湖泊面積之比值。湖泊島嶼率,湖泊島嶼總面積與湖泊面積之比值。最大深度,最高水位與湖底最深點的垂直距離。平均深度,湖泊容積與相應的湖面積之商。湖泊形態參數定量表徵湖泊形態各個方面,是湖泊(水庫)規劃、設計和管理的基本數據,也可用來對比不同湖泊的水文特性。
按運動要素隨時間的變化的特性,分為周期性運動,如湖泊波浪、湖泊波漾、伴隨波漾產生的湖流;非周期性運動,如漂流、吞吐流等。按運動方式分為混和、湖流、增減水、波浪和波漾等。按運動發生在湖水中的垂直位置可分為表面運動與內部運動。各種形式的運動常互相影響,互相結合。湖水運動形式取決於湖水成層結構,內部密度分佈,作用力的性質、歷時、周期性、空間分佈,湖盆形態等因素。外力作用停止后,湖水運動受黏滯力與摩擦力作用和湖泊邊界的阻礙而逐漸衰減,以至最後消失。
按變化規律分為周期性和非周期性兩種,周期性的年變化主要取決於湖水的補給。降水補給的湖泊,雨季水位最高,旱季最低;冰雪融水補給為主的高原湖泊,最高水位在夏季,最低在冬季;地下水補給的湖泊,水位變動一般不大。有些湖泊因受湖陸風、海潮、凍結和冰雪消融等影響產生周期性的日變化,非洲維多利亞湖因湖陸風作用,多年平均水位日間高於夜間9.9厘米。非周期性的變化往往是因風力、氣壓、暴雨等造成的。中國太湖在持續強勁的東北風作用下引起的增減水,在同一時段中,能使迎風岸水位上升1.1米,背風岸水位下降0.75米。此外,由於地殼變動、湖口河床下切和灌溉發電等人類活動也可使水位發生較大變化。

5要素

湖面吸收太陽能,獲得熱量,而通過水麵蒸發、水面有效輻射和水面與大氣的對流熱交換等失去熱量。湖泊熱量的輸送和交換,可以用湖泊熱量平衡方程來表達和計算。由於湖泊熱量平衡的某些要素(如湖泊蒸發率)不易精確測定,因而通常用水溫來表達湖中的熱動態。太陽輻射主要是增高湖水表層的溫度,而下層湖水的溫度變化主要是湖水對流和紊動混合造成的。湖水因溫度不同也可造成密度差異,在水層不穩定狀態下產生對流循環,在對流循環達到的深度以上,水溫趨於一致。風的擾動可使淺水湖泊在任何季節產生同溫現象;而風的擾動對於深水湖泊只能涉及湖水上層,因而在垂向上會產生上層與下層不同的溫度分佈。上、下水層之間溫度變化急劇的中間層稱為溫躍層。湖水溫度具有一定的年變化和日變化,這種變化在湖水表層最為明顯,隨著深度的增加而減弱。湖水的冰點取決於湖水鹽度和靜水壓力。此外,湖水結冰還與風力有關,在相同的氣候條件下,不同的湖泊或者一個湖泊中的不同部分,結冰現象並非同時出現。

霧氣瀰漫的湖泊
湖水的輻射特性決定湖水溫度,影響湖水物理化學性質的分佈,而湖水中各種生物的繁殖、生長和發展也都與湖水輻射特性有關。射在湖面的太陽光部分進入水體,部分被反射。進入水體內的太陽光部分被吸收,部分散射,即使在淺水湖泊中也只有很少一部分透過水層被湖底吸收。射入湖水中的太陽光極大部分為水的最上層所吸收,只有1~30%達到1米深處的水層,透入5米深處的只有0~5%,而進入10米深處的不足1%。湖水吸收太陽光和使太陽光散射的能力與水中的各種懸浮質的數量和顆粒大小有關,懸浮質越多、顆粒越大,對光的吸收和散射能力越強,同時散射到水面的分量也越小。光線透入水中的深度,隨湖水的混濁度增加而減少。在渾濁不清的湖水中光線只能深入數米,而在清澈的湖水中,200米深水中尚能存在微弱的光線。
根據湖水所含主要離子的種類不同,湖水通常分為碳酸鹽水、硫酸鹽水和氯化物水等。湖水的化學類型反映了隨湖水含鹽量變化而引起的水質變化過程。湖水含鹽量地區差異懸殊,也有季節變化。中國的淡水湖泊主要集中在長江中、下游平原,湖水的礦化度一般為150~500毫克/升。鹹水湖和鹽湖主要分佈在青藏高原、內蒙古和新疆地區。鹹水湖的礦化度大多為1~20克/升,濃度有日益增高的趨勢。鹽湖的礦化度一般為300克/升左右,化學類型齊全。溶解氣體中的氧、遊離二氧化碳,水中氮、磷、硅、鉀、鋅、鐵等生物營養元素和有機質的含量,對於湖中水生生物具有特別重要意義。

6分佈

有湖泊存在的地方就會形成湖泊氣候。陸地上窪地積水形成的水域寬闊、水量交換緩慢的水體。為地表水的一個組成部分,因其水量交換緩慢和不與大洋發生直接聯繫而區別於河流和海。按成因分為構造湖、火山口湖、阻塞湖、河成湖、風成湖、冰成湖和人工湖(水庫);按補給條件分為有源湖和無源湖;按排泄條件分為外流湖和內流湖;按湖水含鹽度分為淡水湖、鹹水湖和鹽湖;按湖水中的營養物質分為貧養湖、富養湖和腐殖質貧養湖;還可按湖水循環現象或熱狀況劃分為各種類型。
世界湖泊分佈很廣,以北美和北歐的分佈較為集中,總面積達210萬公里,佔全球大陸面積的1.4%。中國湖泊總面積達8萬公里2以上,面積大於1公里的有2800多個,主要分佈於東部平原、青藏高原、蒙新地區、雲貴地區及東北地區。湖泊蘊藏著大量的水能、水利、礦產、水生生物等資源,可用於灌溉、航運、發電、調節徑流、化工生產、漁業生產和旅遊觀光等。湖泊是湖盆、湖水和水中物質相互作用的自然綜合體,在外部因素和內部過程的持續作用下不斷演變。入湖河流攜帶的大量泥沙和生物殘骸逐年沉積,使湖盆淤淺成陸地;沿岸水生植物的大量生長,使湖泊逐漸變成沼澤;內陸湖往往因氣候變異而引起鹽分聚積濃縮,最終變成干鹽湖。此外,地殼升降運動、氣候變遷等其他因素的變化,也都會使湖泊面積發生變化

7湖沼學

研究湖泊的科學是湖沼學,湖沼學家常根據湖盆形成過程來對湖泊和湖盆進行分類。特別大的湖盆是由構造作用即地殼運動形成的,晚中新世廣闊而和緩的地殼運動導致橫跨南亞和東南歐廣大內陸海的分離,現在殘存的內陸水體有裏海、鹹海以及為數眾多的小湖泊。構造上升可使陸地上天然水系受阻而形成湖盆,南澳大利亞的大盆地、中非的某些湖泊以及美國北部的山普倫湖都是這種作用的產物。此外,斷層也對湖盆的形成起著重要的作用,世界上最深的兩個湖泊貝加爾湖和坦干伊喀湖的湖盆就是由地塹的複合體形成的。這兩個湖泊以及其他的地塹湖,特別是在東非裂谷里的那些湖泊和紅海都是近代湖泊中最古老的。火山活動可以形成各種類型的湖盆,主要類型為位於現存的火山口或其殘跡中的火口湖。俄勒岡的火口湖就是典型的例子。

高山湖泊
由於不同湖盆侵蝕產物的化學性質不同,因此,世界上湖泊的化學成分也是千變萬化的,但在大多數情況下,主要成分卻是相似的。湖泊含鹽量系指湖水中離子總的濃度,通常含鹽量是根據鈉、鉀、鎂、鈣、碳酸鹽、矽酸鹽以及鹵化物的濃度來計算。內陸海有很高的含鹽量。猶他州大鹽湖含鹽量大約為每升20萬毫克。
湖水最大密度的溫度是隨深度變化的,大多數湖水最大密度溫度接近於4℃(39℉),而在接近0℃時形成冰,當湖泊隨著表面冷卻降到4℃時,垂直混合發生。如果密度隨深度增加,則湖泊被認為是穩定的;如果密度隨深度減小,則表明湖泊存在著不穩定的條件。由於冷卻和增溫過程,表面水層密度增加,使水團下沉,引起混合,這一現象稱為湖水循環或湖水對流。湖泊熱量估算包括以下幾個主要因素:凈射入的太陽輻射,由湖泊表面和大氣散射的長波輻射的凈交換,表面分界面上可感熱的輸送和潛熱過程,以及通過河川徑流、降水、地下水流入和流出的熱量,地熱的傳導和動能的消耗。
引起湖水運動的力主要有:風力、水力梯度及造成水平或垂直密度梯度引起的力。湖面風將能量傳給湖水,引起湖水運動。由水流進出湖泊而引起水力效應。湖水內部壓力梯度及由水溫、含沙量或溶解質濃度變化造成的密度梯度都能引起湖水運動。
湖流是各種力相互作用的結果,但在許多情況下少數特定的力起著支配作用。當沒有水平壓力梯度,沒有摩擦時,水平流受地轉偏向力影響,北半球將偏向右。在壓力梯度起支配作用時,則這種力與地轉偏向力相結合形成所謂地轉流。這種情況只出現在很大的湖泊中。由於風力作用或氣壓梯度使水面傾斜而產生梯度流。由風力引起的湖流最為普遍。在大的深水湖中,理論上表面流流向將沿著風向右偏45°,及到深層,流速逐漸減弱,且進一步向右偏。在風力影響不能到達的深度以下,水流的方向與風向相反。對於中緯度大而深的湖泊這種深度約為100公尺(328尺)。蘭米爾(Langmuir)環流是風在水面引起的一種小型環流現象,颳風時,可以觀察到水面上產生許多平行波紋,而且可以延續到相當遠的距離,在波紋處出現相對下沉,波紋之間則相對上升,這種環流現象也可以由湖內熱力混合下沉而造成。

湖泊夜色
湖中波浪多是由湖面風引起的。風吹到平靜的湖面上,首先使廣闊的湖面產生波動和波紋,形成比較有規則、範圍較小且向同一方向擴展的表面張力波。波高的增加與風速、作用持續時間及吹程呈函數關係。然而即使在最大的湖泊中,也不會出現海洋中的波濤現象。湖面波浪沿著風向且與波浪頂峰垂直方向傳播,若波長超過水深的4倍,波速近似等於水深與重力加速度乘積的平方根;若水深較大時,波速與波長的平方根成正比。
由於持久的風力和氣壓梯度造成湖面傾斜,當外力作用停止時將引起湖水流動,使湖而復原。這一過程稱靜振。基本的靜振為單節的,但如發生諧波,則亦可能是多節的。如風沿狹長的湖泊長軸勁吹,則多出現縱向靜振,而橫穿狹窄湖面則多出現橫向靜振。湖泊內部靜振是由熱力分層現象引起的。
湖泊主要通過入湖河川徑流、湖面降水和地下水而獲得水量。湖泊分不流通湖(無地表或地下出口)和流通湖(有地表或地下出口)兩種。不流通湖湖水耗於蒸發而導致湖水含鹽量增加,流通湖湖水通過地表或地下徑流流走,湖水量收支的凈差額,隨入流量和出流量的周期性或非周期性的變化而變化,這種差額引起了湖水位的變化。湖水位通常在雨季或稍後上升,蒸發旺季下降。以冰川融水為主要補給的湖泊,水位的變化既與熱季又與雨季相應。
下一篇[中氣候]

相關評論

同義詞:暫無同義詞