湖-冰接觸型冰湖水溫變化特征及影響因素

雷東鈺， 王 欣，2， 魏俊鋒， 張 勇， 殷永勝

（1. 湖南科技大學 地球科學與空間信息工程學院，湖南 湘潭 411201； 2. 中國科學院 西北生態環境資源研究院冰凍圈科學國家重點實驗室，甘肅 蘭州 730000）

0 引言

山地冰凍圈冰川主要由于氣候變暖的影響，負物質平衡加劇，冰川融水年徑流量隨之增大，預計21 世紀中葉到達“峰值”后將逐年減小［1-2］。受冰川融水增多的影響，冰湖尤其是冰川補給湖的面積不斷擴張［3-4］，這不僅影響山地冰凍圈生態系統與水文循環過程［5］，同時增大了冰湖潰決風險［6］。湖泊水溫是探索湖泊物理、化學、生物和水動力過程，以及研究水、土和大氣之間的物質變化和能量交換的基礎［7-9］。通過不同手段監測湖泊水溫及相關氣象要素，對湖泊水溫與氣候變化關系、水溫分層特性和湖水熱狀態變化等方面開展研究，是探究氣候變化和人類活動對湖泊生態的影響的重要方式［10-13］。其中，由冰川或冰川作用形成的冰湖，其生態系統更易受氣候變化的影響，是區域氣候變化的指示器［14-15］。由于高寒山區環境惡劣且不易到達，相關研究主要集中在一些規模較大的湖泊上［16-20］，小規模的冰湖現場水溫等觀測資料較為匱乏。

面積較小的冰川補給湖對山地冰凍圈水資源變化及相關地質災害影響顯著，冰湖湖水的物理化學性質的研究日益受到重視［4，21］。一方面，冰川融水直接影響湖水溫度變化，補給冰湖的冰川融水主要受懸移質影響，具有較高的密度且較為渾濁［20，22-23］。由于冰湖湖水密度受溫度控制，冰川融水注入冰湖后，受密度流作用流向湖底并在深層形成低溫谷［24］。被冰川融水帶入湖中的懸移質主要影響表層水溫及季節性變化，對深層水溫影響較小［23-24］。另一方面，湖水溫度變化影響入湖冰川的消融。受冰川融水匯入影響，夏季深層溫度較低，因此冰湖水溫隨深度發生變化，阻礙深處入湖冰川消融，促進入湖冰架形成［22］。此外，冰湖湖水與冰湖壩體通過熱交換相互作用［22，25-27］，影響冰磧壩溫度場和水分場，進而對壩體穩定性產生影響［28-30］。值得注意的是，主要由于對冰湖長期實地觀測較為困難［22-27］，影響對冰湖熱力過程數值模擬和壩體穩定性評價［29-30］。因此，建立長期實地監測，深入理解冰湖水溫變化特征和熱力過程具有重要意義。

本研究基于龍巴薩巴湖自動觀測站獲取的2012—2021 年冰前湖水溫和氣象數據，分析了龍巴薩巴湖水溫變化特征及影響因素，為冰湖潰決災害評價提供科學支撐。

1 研究區域

龍巴薩巴湖位于27°57′17″ N，88°04′55″ E，海拔5 499 m［圖1（a）］，是喜馬拉雅山中部北坡的朋曲支流給曲的源頭。龍巴薩巴湖所在的干城章嘉峰地區，受山脈走勢影響，表現為高原氣候［31］。一年分為雨季［32］（6—9 月）和旱季［33］（10 月—次年5月）。雨季受南亞夏季季風影響，降水相對較多，氣溫和空氣濕度相對較高；旱季受冬季西風影響，氣候相對干燥，天氣晴朗，降水較少。在1975—2015年間升溫速率為0.36 ℃·（10a）-1［34］，高于全球平均升溫速率和高山地區升溫速率［35］。2013—2020 年間，龍巴薩巴氣象站記錄到研究區平均氣溫-3.28 ℃［30］。

圖1 龍巴薩巴湖Fig. 1 Longbasaba Lake： the study area （a）， photograph of the Longbasaba Lake （b）， location of the observation site （c）

2009 年測得龍巴薩巴湖面南北長2 210 m，東西寬685 m，面積1.219 km2，根據攜帶的GPS 接收器和回聲探測儀測得距冰磧壩1 000 m 處水深最大為101.94 m，平均水深47.50 m［36］。母冰川（龍巴薩巴冰川）為表磧覆蓋型冰川，末端冰舌伸入湖內且存在大量裂隙［圖1（a），1（b）］，在過去30 年間快速退縮，并經歷了至少三次明顯的冰面加速過程，其中最近一次發生于2012 年前后［37］。冰川消融徑流和崩解冰體直接進入龍巴薩巴湖，冰湖沿冰川末端擴張，冰湖面積及其儲水量增加，壩體不穩定性增大［28，38-40］。

2 數據與方法

基于龍巴薩巴湖冰湖水溫定位觀測［圖1（c）］，獲得了2012—2021 年不同深度的水溫數據。2012年在龍巴薩巴湖不同深度布設水溫傳感器，監測深度分別為10 cm、100 cm 和200 cm，后因部分傳感器損壞，2016 年在原監測站周邊架設新站并加裝新的水溫傳感器，新加裝水溫傳感器檢測深度為10 cm、40 cm、100 cm。定位觀測要素還包括地面2 m 高處氣溫、太陽輻射等數據，數據采集器為Campbell Scientific 公司CR3000-XT（低溫擴展型），采集頻率為10 min，各要素的觀測儀器參數如表1。由于供電不連續等設備故障，不同水深不同時間段出現數據缺失，尤其是冬季數據的連續性較差。2012—2021 年不同湖水深度和不同時段的有效數據如圖2所示。

表1 觀測儀器參數及可用數據Table 1 Information on all deployed apparatus and available datasets

圖2 2012—2021年龍巴薩巴湖冰湖水溫定位觀測不同湖水深度和不同時段的有效數據Fig. 2 The effective data of different lake depths and different time periods of Longbasaba Lake ice lake water temperature positioning observation from 2012 to 2021 were observed

3 結果分析

3.1 冰湖水溫波動及其垂直分異特征

總體上，冰湖水溫隨氣溫發生周期性波動。夏季各深度水溫差異不大，平均溫度約為4 ℃；冬季則具有明顯差異，其中深度10 cm 和100 cm 冰層溫差約1～7 ℃（圖3）。2013—2015 年，夏季水溫月均值最大值（約4.7 ℃）略高于氣溫（約4.5 ℃），冬季氣溫月均值最小值（約-12 ℃）低于湖水溫（約-7 ℃），而2016—2021 年氣溫月均值最大值（約5.5 ℃）略高于水溫（約5 ℃）。夏季水溫最大值出現在8 月或9 月，氣溫最大值出現在7 月，氣溫與湖水溫峰值有1—2 月滯后。9 月中旬左右，水溫升至峰值后快速下降，致使9 月水溫均值低于8 月。另一方面，水溫和氣溫最小值出現在1 月，從9 月下旬開始水溫降溫過程明顯加速，于11 月冰湖上層（深度10 cm）進入結冰期，并在不同深度間出現溫度分層，至次年5 月或6 月結束。觀測期間，2012 年冬季10 cm 和100 cm 冰層最大溫差最小，約為1 ℃，2020 年冬季溫差最大，約為7 ℃。

圖3 2012—2021年龍巴薩巴湖不同深度水溫變化情況Fig. 3 The difference of water temperature at different depths of Longbasaba Lake from 2012 to 2021 （a）， the water temperature at 10 cm depth of Longbasaba Lake （b）， the water temperature at 40 cm depth of Longbasaba Lake （c）， the water temperature at 100 cm depth of Longbasaba Lake （d）， the water temperature at 200 cm depth of Longbasaba Lake （e）

夏季（6—9月），湖水處于混合狀態，觀測的10～200 cm 水深的水溫基本一致（溫差小于0.2 ℃）［圖4（a）］，這種狀態一直持續到湖面封凍。夏季（6—9 月）水溫分層呈現不同特征。6 月，湖冰完全消融，冰湖表面各層水溫處于上升趨勢，并表現為弱逆分層。7 月，隨著表層水溫逐漸上升，表層水溫呈現正分層的特點，至9 月氣溫降至4 ℃以下，水溫隨之下降且略高于氣溫，此時表層會出現弱逆分層。監測期間，夏季水溫均值在4 ℃左右波動，氣溫則處于升溫趨勢［圖4（b）］。其中，夏季水溫最低值（3.23 ℃）和最高值（4.66 ℃）分別發生在2018 年和2014 年，值得注意的是，2014 年、2016 年、2019 年和2021 年夏季水溫均值明顯高于前后年份的均值水溫［圖4（b）］。

圖4 2012—2021年龍巴薩巴湖夏季（6—9月）溫度變化［各個深度水溫取均值， 受數據可用性限制，深度40 cm和200 cm水溫使用數據采集時段均值（a）；氣溫和水溫夏季均值，使用數據較為完整的10 cm和100 cm深度的水溫均值（b）］Fig. 4 The summer （from June to September ） temperature change of Longbasaba Lake in 2012—2021： the water temperature at each depth is averaged， of which 40 cm and 200 cm are limited by data availability， and only the data mean of the acquisition period is used （a）； summer mean temperature and water temperature， where water temperature is only 10 cm and 100 cm mean （b）

在夏季水溫逐漸升溫過程中，日間出現水溫梯度現象。研究期間，7 月，上層（深度10 cm）與下層（深度100 cm）水溫日間最高值逐漸升溫至4 ℃左右，上下層開始出現較大的溫度梯度（以下稱為日間溫度梯度）且溫差大于1 ℃，持續時間一般為1～2 h。隨著時間推移，8 月水溫進一步上升，上下層水溫日間最低值逐漸升溫至4 ℃，出現日間溫度梯度現象發生頻率上升，持續時間一般為2～3 h。9 月，上下層水溫經歷先升溫后降溫過程，在降溫過程中，雖然出現日間溫度梯度發生頻率下降，但隨著天氣逐漸晴朗，9月末至10月初，上下層水溫日間最大值降至4 ℃左右，這一時段的日間溫度梯度現象具有更長的持續時間，一般為2～5 h。經統計，研究期間的7月、8月和9月，上下層溫差在1 ℃以上的平均天數分別為4 天、14 天、11 天。值得注意的是，日間溫度梯度現象的發生頻率，與上下層水溫變化呈正相關，日間溫度梯度現象持續時間與當天太陽輻射變化具有顯著相關性。

2012—2021 年觀測深度內，夏季湖水溫出現夜間升溫現象（圖5）。數據表明，太陽輻射強度在13：00—15：00 之間最高（北京時，下同），18：00—20：00 之間消退，而在次日07：30—09：30 之間重新出現，氣溫最高值出現在14：00—16：00 之間，最低值出現在07：00—09：30 之間。然而，6 月至9 月期間，多次觀測到水溫于0 時左右各深度傳感器均觀測到水溫上升現象（約1～2 ℃）或阻礙了降溫過程［圖5（b），5（c）］，且均為逆分層。同時，隨著水溫升高夜間升溫出現的頻率也呈上升趨勢。

圖5 2012—2021年龍巴薩巴湖湖水溫度變化（a），2013年7月4日—7月9日水溫日間變化（b），2020年8月12日—8月16日水溫日間變化（c）Fig. 5 The variation of water temperature in Longbasaba Lake from 2012 to 2021 （a）， the diurnal variation of water temperature from July 4 to July 9 in 2013 （b）， and the diurnal variation of water temperature from August 12 to August 16 in 2020 （c）

3.2 湖冰冰期

龍巴薩巴湖每年氣溫大約從10 月中旬降至0 ℃以下，湖面開始結冰（即湖水溫度低于0 ℃認為是湖冰），次年5 月中旬回暖至0 ℃以上，湖冰融化。湖冰隨著氣溫變化而生長和消融，冰湖結冰期年際差異明顯，大多數年份結冰期超過200 天（表2）。2012—2015 年，盡管年平均氣溫上升（夏季和冬季氣溫均呈上升趨勢），但是湖泊冰封日期增長，出現冰封初始日期提前，湖冰融化時間推遲，冰湖結冰期增長，由2012—2013 年的178 天增長至2015—2016年的225天。2016—2018年夏季氣溫呈上升趨勢但冬季氣溫呈下降趨勢，盡管沒有記錄結冰日期但融冰日期提前20天左右。2019—2020年，氣溫年均值上升（夏季和冬季氣溫均呈上升趨勢），冰湖冰封日期與融冰日期均接近觀測時段的平均狀態。

表2 2012—2021年龍巴薩巴湖結冰期Table 2 Longbasaba lake freezing period change data

根據湖水0 ℃深度分布特征可得，觀測期內龍巴薩巴湖的冰層厚度和生長速率呈下降趨勢［圖5（a）］。2012—2021 年，冬季冰層厚度在100～200 cm變化［圖5（a）］。觀測時段湖冰溫度最低發生在1月，湖冰最厚發生2 月。在2013 年2 月15 日，觀測到湖水深度200 cm 的水溫由2 ℃降至0 ℃，同時深度100 cm 以內冰層溫度則由-4 ℃左右升至-2 ℃，而在2014 年2 月200 cm 深度水溫則為1 ℃左右（即沒有結冰），2015 年2 月，冰層厚度（0 ℃水溫）降至100 cm 左右，同時觀測到該深度水溫由2 月1 日的1℃至2 月22 日降至0 ℃。2017 年冬季深度100 cm冰層溫度最低值為-10 ℃，冰層厚度相比于2015 年增厚，但2020年冬季期間，冰層厚度在2021年2月8日生長至100 cm，于2 月21 日深層（深度100 cm）冰溫降至最小值-2 ℃，冰層厚度減薄至100 cm左右。

4 討論

4.1 氣候變化對冰前湖水溫影響

氣溫、降水、風速、太陽輻射強度、冰川融水以及湖泊深度是影響湖泊水溫變化的主要因素［16-20，22-27］。冰湖的熱交換通常由外部太陽輻射等熱源加熱機制和風及密度流動力機制驅動［41-43］，表現為由風力驅動表層水流加速湖水的熱交換［22，25，41］，與由溫度控制的湖水密度流（湖水最大密度溫度一般為4 ℃左右）引起表層水與深層水發生熱交換［24］。

氣溫和太陽輻射是冰湖水溫變化的關鍵因素。太陽輻射是地球氣候和地表氣溫的重要外部驅動之一［44］，對冰湖水溫具有顯著影響。氣溫隨季節變化，受外部熱源影響，湖泊水溫呈現季節性變化。同時，風力驅動機制作用將冰湖表面被外部熱源加熱的湖水送至冰湖內部，導致湖水發生熱交換。Wang 等［24］在對天山南部冰面湖的觀測發現，冰湖深度5 m 處的水溫日間變化呈“V”形，不受日間天氣條件變化影響。而Sugiyama 等［25］在巴塔哥尼亞冰前湖的觀測研究，發現約180 m 深度以內水層受風力驅動影響，處于同一溫層（3～4 ℃）。龍巴薩巴湖夏季觀測不同深度水溫月均水溫變化較小［圖4（a）］。因此，龍巴薩巴湖觀測深度溫差小可能與風力、垂直密度流（動力）混合相關。

然而，隨著氣溫回升，在動力和熱力綜合作用下，冰湖表層出現日間溫度梯度。當夏季湖水溫度逐漸升至3.5～4.0 ℃時（接近最大密度溫度），形成白天正溫分布，而夜間湖水混合溫度分層消失；當水溫日間最大值降至3.5 ℃，表層分層現象消失。表明夏季水溫上升至最大密度溫度前，湖水密度隨著溫度升高而上升，導致各層水溫發生熱交換［24］，當水溫超過最大密度溫度時上層水溫在太陽輻射和氣溫作用下而上升，并在白天形成正反饋機制，表層水溫升高-密度下降-水溫進一步升高，形成明顯溫度分層。此外，日間溫度梯度持續時間和發生過程，受高原氣候條件影響，夏季多雨，致使日間太陽輻射和氣溫變化劇烈，因此，日間溫度梯度因變化的天氣條件而終止，致使其持續時間較短。9 月末至10 月，天氣逐漸晴朗，日間溫度梯度持續時間明顯增長。就一天而言，上下層水溫差異最大值通常出現在14：00—16：00之間。在這個時段內，在天氣晴朗時，太陽輻射強度可達1 000 W·m-2。以上兩點表明，太陽輻射強度和日間天氣狀態是出現日間溫度梯度及其持續時間的主要影響因素，而上下層湖水溫度是出現日間溫度梯度的決定條件。

湖冰的生長初期，觀測到與達則錯類似的現象，即隨著氣溫驟降至零下，冰層快速生長［18］。湖面冰層形成后，冰層阻斷了風力對湖水的混合作用，不斷增厚的冰層及其表面積雪，逐漸削弱了透過冰層進入水體的太陽輻射及水體與大氣間的熱交換，冰層及冰下水溫的日變化逐漸減小。

4.2 冰川變化對冰前湖水溫影響

冰川融水和地表徑流流出對冰湖水文條件具有決定作用［20，22，25］。在智利南部、北美和喜馬拉雅山的冰前湖研究中發現，冰川融水匯入湖內，由于其具有更高的密度，在密度流作用下向湖底涌去，并在濁度控制下，充斥在靠近湖底的區域［20，22-23］。冰川融水匯入湖泊后，沿著湖盆的形態向下涌動，最終聚集在距離冰磧壩1 000～1 850 m 之間的湖盆底部［36］。這種下涌現象促進了冰湖水的熱循環，進而影響了水溫的變化［20，45-46］。

2012—2021 年，龍巴薩巴湖湖水多次記錄到夏季夜間升溫現象。與白天升溫的正分層模式不同，夜間升溫呈現微弱的逆分層。這表明夜間的水溫上升熱源來自冰湖下層而非表面。隨著水溫上升，夜間升溫出現頻率也呈上升趨勢。因此，當太陽輻射消失，氣溫下降導致表層水溫下降后，水流作用會將由上升流帶來的下層溫水送至出水口［46］。此外，受冰川融水調節，夏季表層（深度0～200 cm）水溫高于深層，促進冰架形成和崩解［22］。隨著表層水溫上升，冰崖崩解，浮冰聚集在出水口附近，其溶解促進冰湖水熱循環。

最近有報道認為入湖冰川水下冰舌部分的物質損失量被低估［47］，也就是說水下部分冰川融水對湖水溫度的影響也可能被低估。本文使用冰湖擴張率，粗略指示年際間冰川補給量變化。2012—2018 年，龍巴薩巴冰湖平均擴張率為0.034 km2·a-1［39-40］，其中，2014 年和2016 年冰川補給量高于其他年份，分別為（0.044±0.001） km2·a-1和（0.0445±0.001） km2·a-1。本文基于Landsat-8和Sentinl-2并結合Google Earth 衛星影像，對2019—2021 年龍巴薩巴湖形態變化進行了人工目視解譯，2019 年和2021 年擴張速率顯著高于2012—2018 年冰湖平均擴張率，分別為（0.045±0.001） km2·a-1和（0.040±0.001） km2·a-1。值得注意的是，冰川補給對氣候變化具有較高的敏感性，尤其是夏季氣候變化［23，47-49］。2012—2021 年夏季氣溫處于上升趨勢，而水溫則在4 ℃左右波動。其中，夏季水溫上升主要發生在2014 年、2016 年、2019 年和2021 年。以上兩點表明，冰川補給對夏季水溫具有調節作用，夏季氣溫連續升高促使冰湖水溫升高，進而致使母冰川冰下消融量增加，大量冰川補給的匯入調節冰湖水熱循環，次年夏季水溫下降。研究表明，龍巴薩巴壩體0～50 cm 深度地溫內部凍土融化一般發生在5—10月，且埋藏冰的最大凍結深度逐年減少而最大融化深度逐年增加，活動層深度逐漸增加，壩體危險性增加［30，38］。綜上所述，夏季氣溫升高，致使水溫上升，隨著氣溫持續上升，冰川融水量增大，同時水溫升高影響冰川末端冰崖的形成與崩解，匯入冰湖的補給量逐漸增加，致使湖水溫度下降。不同于主要受太陽輻射變化影響的壩體表面溫度，湖水具有更復雜變化過程，冰通過湖水-壩體熱交換影響壩體溫度場。

5 結論

基于2012—2021 年對龍巴薩巴湖水溫等實地觀測資料，分析了10～200 cm 龍巴薩巴湖水溫的變化特征及影響因素，得到結論如下：

（1）龍巴薩巴湖水溫和年結冰期變化是氣溫、太陽輻射強度和冰川融水等多種因素共同作用的結果。

（2）夏季，冰湖水溫呈現混合狀態，特別是深度在0～200 cm 范圍的表層水溫內基本保持一致，9 月中旬達到全年最高值。較大的晝夜溫差會導致表層水產生以天為單位的分層和混合現象，而這種日間溫度梯度程度和強度主要受到日間太陽輻射強度和上下層湖水溫度的影響。當上下層湖水溫度升至最大密度溫度時，強烈太陽輻射強度（≥1 000 W·m-2）致使上層湖水在密度流作用下快速上升，并與下層湖水形成溫度梯度（溫差約1 ℃）。晴朗的白天天氣狀態延長該狀態的持續時間。冰川融水對夏季水溫調節具有顯著影響，在夏季氣溫年際上升趨勢中，水溫均值維持在4 ℃左右。

（3）冬季，冰層/水溫的深度越大，溫度越高，具有明顯的溫度分層現象。每年的10 月末或11 月初至次年的5 月末或6 月期間，冰湖會被冰層覆蓋，進入結冰期，其持續時間約為202 d·a-1。在結冰期間，1 月冰溫降至最低，而2 月隨著冰湖上層冰溫快速下降，冰層生長至最大厚度，最大冰厚通常為100～200 cm。

（4）冰期變化與夏季水溫和年冰川補給量變化具有較強相關性。冰湖水溫的變化，通過湖水-壩體熱交換對壩體內部溫度場產生影響，進而影響壩體凍融狀態及穩定性。