水体热量收支变化现象的反映。水体表面吸收净辐射热量，同时通过水面蒸发、对流与大气交换热量。此外，还通过水体紊动扩散，对流在水体内部或与水体底部土壤交换热量，在交换过程中，水体可能吸入热量，也可能支出热量。根据热量平衡原理，如收入的热量多于支出的热量，水体内储热量增加，则水体增温；反之，则冷却。影响水体温度变化因素，有太阳辐射、气温、水体底部土壤温度、水源温度、水体形态、人类活动等。农作物与水生物的生长发育，均有一定的适温范围，掌握水温变化规律，可以适时播种，适时养殖，避免用过高或过低温度水源灌溉，伤害农作物，避免用热污染水源养殖，伤害鱼类。

水温的变化 河湖水温的日变，呈不对称单峰曲线，日水温极值出现时间，因季节、地区不同而异。最低水温出现在6～8时，最高水温出现在15～18时，与气温极值出现时间比较，有滞后现象。表面水温的日变幅约为水面上气温的日变幅的20～60%，与测点在水体中位置及天气状况有关。湖水因流动缓，紊动交换弱，水的导热系数小，日变幅随深度而减小，影响范围，达40～60米，视湖泊面积与风力大小而定。增温期日平均水温低于气温，冷却期日平均水温高于气温，地下水温，一般无日周变化。

水温的年变化，河、湖水温呈冬低夏高曲线，春季增温期，水温逐渐上升；至夏季达最高点，最高水温出现在7～8月；迨秋季冷却期，水温逐渐下降；以至冬季1～2月，出现最低水温。水温年极值与气温年极值比较，亦有滞后现象。由于水的热容量大于空气的4.2倍，春夏两季水温稍低于气温，秋冬两季水温稍高于水温。水温的年变幅小于气温的年变幅。中、高纬度地区，二者差别，可达一倍以上。湖泊和水库水温的年变化见图1。早在1894年，福斯特（A.E.Forster）研究了河流水温与气温之间关系，并按水温的年变化将河流分类。地下水温的年变化较小，在地下9米深处，水温的变化，不足0.6℃。在深度9至18米处，地下水温一般超过年平均气温1.2～1.8℃。

水温的分布 引起水温分布差异的机制，主要为水气交界面上增温与冷却作用与水体内部热量再分配作用。河流虽有紊动混和作用，但分布并非均匀，差别较湖泊为小。此外，也受水体形态、水体流经地区与人类活动等影响。

图1 1974年丹江口水库坝前水温年变化图

河流水温垂向分布，一般一天内6时或7时，表面水温低，愈向河底愈高，形成逆温现象；13时或14时，表面水温高，愈向河底愈低，形成正温现象；19时则又转为水面低于河底，温差约为0.3～1.7℃，视水深、天气等情况而异。如有热电厂冷却水排入的河段，则形成表层热水、下层冷水，从而产生温差异重流现象。

湖泊水温的垂向分布，1819年德拉比奇（Dela Beche）提出湖水温度分层概念。由于增温或冷却作用，温带地区湖泊常形成双循环现象：①夏季，表层水温较高，底层较低，但不低于4℃，称为正温成层（如图2，a）；②秋季，表面冷却引起湖水第一次循环，湖水上下层温差与密度差逐渐减小，同时由于风力引起紊动混和，上下层温度，接近4℃，形成同温状态；③冬季，当温度降至4℃以下，表层水温较低，底层较高，但不高于4℃称为逆温成层（如图2b）；④春季，湖泊解冻以后，湖水面开始增温，引起湖水第二次循环当上层水温接近4℃，再度形成上下同温现象。浅水湖泊，一日内可出现两次同温现象，或由于风力引起紊动混和，湖面无冰季节保持着全同温状态。

图2 湖泊水温的垂直分布

温带较深的湖泊，夏秋季节，水温分层明显，根据水温垂向分布特征，可分为三层：①上层或称表层，增温易，由于风力引起混和，水温分布较匀，其厚度决定于增温程度，风力作用等，约为4～20米：②中层，也称温跃层或温斜层，其特征为温度变化急剧，在炎热的夏季，上下温差甚至可达20℃以上；③下层或称底层是较冷的一层，水温分布又趋于均匀，60米以上深水湖、库，底层水温约在5～10℃左右。故引用较深水库水灌溉时，取水口应布置在水库表层。

河水温度横向分布，一般自河流解冻至7、8月间，接近岸边的水温高于河中泓的水温，而在冬季则相反。当不同水温的支流及泉水汇入干流，或冷却水排入的河段，都将使两岸边水温发生差异。河水温度纵向分布：高山河流，源地水温低，流向下游，水温递增；南北向河流，中高纬河段水温较低；温泉及热污染水注入河段，都较上下游段水温为高；水库上下游水温，因水库调节，发生差别。

湖水温度平面分布，并不一致，其原因为：①湖泊形态，由于水的热容量大，冷却时期，深水区水温高于岸滨水温，增温时反之；②风，如引起增减水现象，则迎风岸水温高于背风岸水温；③水源，冰川源湖泊河口处水温，较低于湖中及下游处的水温，从而产生异重流现象；④人类活动，如将工业废水，生活污水排入湖中，都将使排放口附近湖水温度增高。