解 飛，張議文，盧 鵬，曹曉衛(wèi)，祖永恒，李志軍

(1:大連理工大學(xué)，海岸和近海工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，大連 116024) (2:大連理工大學(xué)，海洋科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，盤(pán)錦 124221)

全球湖泊主要集中分布于北半球地區(qū)[1]，受氣候影響一半以上的湖泊在冬季將發(fā)生凍結(jié)[2]. 湖冰的生消過(guò)程受到氣象因素(氣溫、降雨、降雪、風(fēng)與太陽(yáng)輻射)和水文條件(水深、面積)共同作用[3]，具有復(fù)雜的能量平衡關(guān)系與顯著的地域性特點(diǎn)[4]. 湖泊發(fā)生封凍會(huì)引發(fā)多種效應(yīng)，例如封凍期湖泊的微生物群落豐富度增加[5]；冰下水體中葉綠素濃度相較夏天更低[6]；冰層溫升膨脹時(shí)產(chǎn)生的冰壓力會(huì)損害護(hù)坡[7]. 考慮到湖冰的上述重要作用，目前國(guó)內(nèi)外已利用衛(wèi)星遙感[8]、數(shù)值模擬[9-10]與物理模型試驗(yàn)[11]對(duì)湖冰的氣候、生態(tài)和工程等問(wèn)題開(kāi)展大量研究，但多需利用原型試驗(yàn)的觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行校驗(yàn)[12-14].

國(guó)外已于中高緯度地區(qū)開(kāi)展大量湖冰現(xiàn)場(chǎng)試驗(yàn)，如Ariano和Brown[15]發(fā)現(xiàn)加拿大安大略省中部MacDonald湖、Clear湖以及Johnson湖的湖冰會(huì)經(jīng)歷較多冬雨，主要通過(guò)冰上融水重新凍結(jié)的方式增加冰厚. Rouse等[16]對(duì)比了Slave湖和Bear湖的湖冰熱力特征與地表氣候，結(jié)果顯示湖泊吸收的太陽(yáng)輻射是影響冰期變化的關(guān)鍵因素. Cheng等[17]根據(jù)芬蘭北部Oraj?rvi湖連續(xù)3個(gè)冬季的湖冰觀測(cè)數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)降雨量與降雪量的模擬對(duì)于估算冰雪質(zhì)量平衡至關(guān)重要. Svacina等[18]利用加拿大曼尼托巴省Malcolm Ramsay湖冰上冰雪反照率的原位測(cè)量數(shù)據(jù)，對(duì)湖冰模型反照率參數(shù)化進(jìn)行了評(píng)估. 中國(guó)寒區(qū)湖冰多位于中低緯度地區(qū)，與高緯度湖泊相比具有其自身特點(diǎn). 李志軍等[19]對(duì)黑龍江紅旗泡水庫(kù)進(jìn)行冬季現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)，獲取了冰面總輻射、反射、氣溫、水溫與冰厚等數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)每日近表面冰溫與氣溫比值峰值的發(fā)生時(shí)間比輻射峰值的發(fā)生時(shí)間滯后1.4 h. 脫友才等[20]對(duì)豐滿水庫(kù)進(jìn)行了冰厚原型觀測(cè)試驗(yàn)，發(fā)現(xiàn)水庫(kù)封凍期冰厚平均增長(zhǎng)率為0.9 cm/d. 黃文峰等[21]對(duì)高原典型熱融湖進(jìn)行了水溫原位觀測(cè)，發(fā)現(xiàn)水溫垂直結(jié)構(gòu)具有顯著的年循環(huán)過(guò)程. Cao等[22]針對(duì)烏梁素海探究了太陽(yáng)輻射在湖冰內(nèi)部的傳輸規(guī)律，結(jié)果顯示湖冰的反照率和透射率主要受積雪和融水等冰面條件的影響. 湯明光等[23]同樣于烏梁素海開(kāi)展湖冰反照率研究，提出了描述湖冰反照率日變化曲線的數(shù)學(xué)模型.

上述湖冰研究為氣候研究、冰下水生態(tài)研究與水利工程災(zāi)害防治奠定了基礎(chǔ)[24]，但受限于湖冰的地域性特點(diǎn)，研究結(jié)果通常僅能代表小區(qū)域內(nèi)的湖冰特性，多數(shù)地區(qū)的湖冰變化特征仍為空白. 目前湖冰生消過(guò)程的原型觀測(cè)考慮到冰面工作的安全性，需要冰層滿足一定承載力后開(kāi)展，因此多數(shù)觀測(cè)缺失了湖冰封凍前期與消融后期的關(guān)鍵數(shù)據(jù)，而完整的冰層生消過(guò)程對(duì)于湖冰變化的理解至關(guān)重要. 降雨與降雪等氣象條件對(duì)湖冰特征的影響在國(guó)內(nèi)寒區(qū)鮮有報(bào)道，仍需加以探究. 本文選取含章湖開(kāi)展原型觀測(cè)試驗(yàn)，該湖泊屬于典型的亞洲東部季風(fēng)區(qū)中緯地區(qū)淺水湖泊. 本研究于2019-2020年期間利用浮式觀測(cè)平臺(tái)與岸基氣象塔獲得了湖冰生消的完整過(guò)程與水文氣象要素，依此探究寒區(qū)淺水湖冰的變化特征，并重點(diǎn)分析氣溫、降雨、降雪、風(fēng)速、太陽(yáng)輻射與湖泊空間差異對(duì)冰水溫度場(chǎng)、冰厚和冰面特征的影響規(guī)律，從而為湖冰熱力學(xué)模型的開(kāi)發(fā)與改進(jìn)提供科學(xué)支撐.

1 觀測(cè)區(qū)概況

含章湖(40°40′12″～40°43′48″N，122°2′24″～122°9′0″E)位于遼寧省盤(pán)錦市遼東灣新區(qū)，近鄰營(yíng)口，地處北溫帶，屬暖溫帶大陸性半濕潤(rùn)季風(fēng)氣候，1951-2013年冬季平均氣溫為-6.6℃[25]. 湖泊總面積10 km2，軸線為東西方向，湖岸為立式混凝土墻. 湖泊通過(guò)閘門(mén)連通渤海，但外海并不會(huì)對(duì)湖泊水質(zhì)產(chǎn)生影響，屬于中緯度咸水人工湖，平均水深6.0 m. 根據(jù)現(xiàn)場(chǎng)測(cè)量，冬季冰下湖水平均含鹽量為6.9 g/L，且并無(wú)顯著垂向鹽度差異，水體冰點(diǎn)約為-0.37℃. 2019-2020年冬季在該湖開(kāi)展現(xiàn)場(chǎng)試驗(yàn)的研究區(qū)及相關(guān)儀器布置情況如圖1所示，浮式觀測(cè)平臺(tái)(紅色五角星標(biāo)記)與岸基氣象塔(紅色三角星標(biāo)記)均布置于含章湖東南側(cè)，湖冰觀測(cè)點(diǎn)處水深為3.7 m. 橋與河口(紅色虛線處)分別在浮式觀測(cè)平臺(tái)東南側(cè)與岸基氣象塔北側(cè)，河口北側(cè)1.5 km處存在入水口.

2 研究方法

浮式觀測(cè)平臺(tái)搭載鉑電阻冰水溫度鏈[22](距離水面垂直深度依次為0.05、0.08、0.11、0.14、0.17、0.23、0.29、0.40、0.55、1.05、2.05、3.05、3.70 m，精度均為0.1℃)、水下超聲波測(cè)距儀(冰厚測(cè)量量程0.1～0.5 m，精度為0.01 m)、環(huán)溫傳感器(精度為0.1℃)、環(huán)濕傳感器、太陽(yáng)總輻射表、太陽(yáng)反輻射表和冰面環(huán)境監(jiān)控儀. 數(shù)據(jù)采集間隔均設(shè)定為1 min，通過(guò)GPRS無(wú)線傳輸方式實(shí)時(shí)獲取數(shù)據(jù). 該浮臺(tái)于2019年12月7日布置于湖中，觀測(cè)點(diǎn)初始冰厚為5 cm；于2020年3月6日浮臺(tái)結(jié)束工作，撤站時(shí)湖冰已完全消融. 其中自2月1日開(kāi)始，由于疫情影響了現(xiàn)場(chǎng)人員對(duì)太陽(yáng)能電池板的維護(hù)，觀測(cè)數(shù)據(jù)在夜間和陰天存在丟失現(xiàn)象，缺失的日均氣象數(shù)據(jù)(氣溫、濕度與風(fēng)速)由國(guó)家氣象數(shù)據(jù)中心提供的中國(guó)地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集補(bǔ)充(http://data.cma.cn). 通過(guò)校準(zhǔn)，最終選擇營(yíng)口站提供的數(shù)據(jù)集進(jìn)行補(bǔ)充. 岸基氣象塔負(fù)責(zé)風(fēng)速、太陽(yáng)總輻射與岸冰反輻射的觀測(cè). 風(fēng)速探頭與冰面垂直距離為5 m，數(shù)據(jù)時(shí)間范圍為2019年12月16日-2020年1月20日，采集間隔設(shè)定為1 min.

3 結(jié)果

3.1 湖冰生消過(guò)程

現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)期間，通過(guò)布置在岸邊和觀測(cè)平臺(tái)上的攝像系統(tǒng)，對(duì)湖冰的生消過(guò)程進(jìn)行了連續(xù)的可視化觀測(cè)，不同日期拍攝的湖冰生消過(guò)程如圖2所示.

圖2 岸基和浮臺(tái)上布置的攝像頭監(jiān)測(cè)到的湖冰生消過(guò)程Fig.2 The growth and decay processes of lake ice monitored by cameras arranged on the shore base and floating platform

從圖2可以看到，12月5日有近70%的湖面封凍，岸邊冰厚1 cm，剩余開(kāi)闊水域主要存在于浮式觀測(cè)平臺(tái)東南側(cè)橋墩下與氣象塔北側(cè)河口處；12月6日90%湖面封凍，僅東南側(cè)橋墩下存在開(kāi)闊水域；12月7日浮式觀測(cè)平臺(tái)放置于湖中，北側(cè)岸邊冰厚3 cm，浮臺(tái)處冰厚5 cm；12月8日浮臺(tái)完全凍結(jié)于湖中開(kāi)展觀測(cè)工作. 12月22日發(fā)生降雪導(dǎo)致冰面被積雪覆蓋，而東南側(cè)橋墩下依然存在開(kāi)闊水域；冰上覆雪狀態(tài)持續(xù)到12月29日，該日持續(xù)的強(qiáng)風(fēng)吹散大量積雪，12月30日大面積湖冰呈裸露狀態(tài). 1月5日岸冰冰面形態(tài)與湖冰存在顯著差異，湖冰冰層相對(duì)岸冰更加透明. 1月6日的降雪量更大，但隨后的強(qiáng)風(fēng)使得1月8日冰面重新裸露. 2月25日東南側(cè)橋墩下開(kāi)闊水域已顯著向西北側(cè)延伸. 3月6日浮臺(tái)處已完全為開(kāi)闊水域，但氣象塔西南側(cè)湖面仍為封凍狀態(tài)；3月8日氣象塔西南側(cè)開(kāi)始出現(xiàn)開(kāi)闊水域，且方向自西向東延伸；3月11日浮臺(tái)周圍再次出現(xiàn)破碎的浮冰，至3月12日氣象塔西南側(cè)完全變?yōu)殚_(kāi)闊水域. 綜上，含章湖2019-2020年冰期共99 d，其中湖泊由開(kāi)闊水到90%封凍歷時(shí)3 d，之后湖冰生長(zhǎng)過(guò)程69 d，融化過(guò)程27 d.

3.2 氣象要素、冰水溫度場(chǎng)及冰層生消過(guò)程

現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)得到的氣象要素、冰水溫度場(chǎng)及冰層生消過(guò)程如圖3所示.

12、1與2月的平均氣溫分別為-3.93、-5.63與-2.58℃(圖3a)，均高于1981-2010年間對(duì)應(yīng)的月平均值(-5.26、-8.27與-4.20℃). 其中，12月4日-12月6日的日均氣溫較低，分別為-6.6、-12.3與-5.3℃，此時(shí)期是湖泊發(fā)生封凍轉(zhuǎn)換的主要階段；12月8日-12月16日的日均氣溫在0℃上下波動(dòng)，隨后降為0℃以下；2月18日-3月6日氣溫正負(fù)交替，最高氣溫僅為5.1℃. 環(huán)境濕度的變化過(guò)程與氣溫近似，但日波動(dòng)更劇烈(圖3b)，較高的氣溫會(huì)引起較高的濕度. 風(fēng)速日波動(dòng)較大，在12月17日、12月21日、12月31日與1月8日均記錄到高于10 m/s的瞬時(shí)風(fēng)速(圖3c). 整個(gè)冬季入射太陽(yáng)輻射的每日峰值存在先減小后增加的趨勢(shì)，最小值出現(xiàn)在12月中旬(約600 W/m2)，隨后逐漸升高到800 W/m2. 冰面反輻射強(qiáng)度在冰面覆雪期間較高(約300 W/m2)，在裸冰及冰面融化期間較低，僅為50 W/m2左右(圖3d).

從圖3e中可以看到，冰厚于12月5-7日由0 cm迅速發(fā)展至5 cm，后因氣溫回升至0℃而暫停生長(zhǎng). 這一過(guò)程中，-12.3℃的氣溫與2℃的水溫形成的巨大溫度梯度是薄冰出現(xiàn)并迅速發(fā)展的重要原因，1.7 cm/d的生長(zhǎng)速率也是整個(gè)觀測(cè)期記錄到的冰厚最快發(fā)展過(guò)程. 12月17日-2月6日冰厚穩(wěn)定增長(zhǎng)，生長(zhǎng)速率穩(wěn)定在0.45 cm/d. 2月7日-2月13日冰厚變化緩慢(±0.13 cm)，此時(shí)冰下25 cm處出現(xiàn)1℃的暖水層，其傳熱作用抵消了負(fù)積溫對(duì)冰水界面的凍結(jié)作用. 2月14日-3月4日觀測(cè)點(diǎn)處的冰厚迅速消融，同時(shí)伴隨暖水層位置向上延伸，消融速率由0.3 cm/d逐漸增至2.7 cm/d. 整個(gè)觀測(cè)期，冰厚平均增長(zhǎng)速率約為0.44 cm/d，平均消融速率為1.3 cm/d，最大冰厚為30.7 cm.

需要注意的是圖3e中紅色圓圈處，雖然冰正處于生長(zhǎng)期，但12月30日的冰厚日均值減小了約0.5 cm. 結(jié)合實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，12月29日的日均氣溫為1.4℃，深度20～40 cm的水層短時(shí)期內(nèi)出現(xiàn)了2℃的暖水層，同時(shí)伴隨著強(qiáng)風(fēng)產(chǎn)生的風(fēng)吹雪作用，冰面失去了雪層絕熱作用的保護(hù). 此時(shí)冰層上下界面的溫度都高于冰點(diǎn)，即使是在生長(zhǎng)期冰層底部仍會(huì)發(fā)生融化. 隨著12月30日的日均氣溫突降至-12.7℃，冰層底部又發(fā)生了約1 cm的快速增長(zhǎng). 冰下水溫在凍結(jié)期和融化期表現(xiàn)出了不同的特征(圖3e). 12月7日-2月5日冰下水溫介于0～2℃之間，保持在均勻混合狀態(tài). 自2月6日開(kāi)始，隨著湖冰融化，55 cm深度附近的水層溫度逐漸升高，且暖水層距冰底的距離從25 cm逐漸減少到5 cm，3月6日湖水溫度已介于2～6℃之間.

圖3 氣象要素、冰水溫度場(chǎng)和冰層生消過(guò)程 (a：氣溫；b：濕度；c：風(fēng)速；d：太陽(yáng)輻射；e：冰水溫度場(chǎng)與冰厚)Fig.3 Meteorological elements, temperature field of ice (water) and the growth and decay processes of ice cover (a: air temperature; b: humidity; c: wind velocity; d: solar radiation; e: temperature field and ice thickness)

4 討論

4.1 氣溫對(duì)湖冰變化的影響

氣溫是影響湖冰發(fā)展的關(guān)鍵因素[26]. 對(duì)觀測(cè)期內(nèi)冰厚變化過(guò)程與氣-冰溫度傳遞規(guī)律進(jìn)行分析，結(jié)果如圖4所示.

圖4 冰厚變化過(guò)程(a)和冰溫響應(yīng)氣溫變化的滯后效應(yīng)(b)Fig.4 Evolution of ice thickness (a) and the hysteresis effect of ice temperature in response to air temperature change (b)

冰厚的生長(zhǎng)過(guò)程呈線性趨勢(shì)，日均冰厚生長(zhǎng)速率約為0.4 cm/d，結(jié)合氣溫變化過(guò)程(圖3a)可知，在冰厚生長(zhǎng)期氣溫是主要驅(qū)動(dòng)因子. 引入凍冰度日的概念，利用Stafen方程來(lái)描述冰厚的增長(zhǎng)過(guò)程，h=2.23(FDD)0.5-12.4，R2=0.993，P<0.0001. 回歸系數(shù)α=2.23接近于李志軍等[19]的研究結(jié)果(在少風(fēng)有雪條件下，α=2.24). 冰厚的消融過(guò)程近似于拋物線，消融速率由0.3 cm/d逐漸增加到2.7 cm/d，存在顯著的加速過(guò)程. 在此期間，氣溫并未對(duì)冰厚變化產(chǎn)生顯著貢獻(xiàn)(圖3a)，冰厚的快速衰減行為主要受太陽(yáng)輻射及其他因素控制，將在4.4節(jié)討論.

為研究氣溫對(duì)冰內(nèi)溫度場(chǎng)的影響，選取1月8日-1月30日冰面無(wú)積雪時(shí)的氣溫與冰溫?cái)?shù)據(jù)計(jì)算不同深度冰溫時(shí)間序列相對(duì)氣溫時(shí)間序列的滯后相關(guān)系數(shù)，根據(jù)最大相關(guān)系數(shù)的時(shí)間相位差作為滯后時(shí)間[27]：

(1)

Rcmax[Ta(t1),Ti(t2)]=MAX{Rc[Ta(t1),Ti(t2)]}

(2)

Δti=t2-t1Δti={1，2，3，…(min)}

(3)

式中，Ta(t1)與Ti(t2)分別為時(shí)間序列內(nèi)的氣溫平均值與冰溫平均值(冰溫對(duì)應(yīng)的冰內(nèi)深度為i，i=5、8、11、14、17 cm)，得到相關(guān)系數(shù)Rc[Ta(t1)，Ti(t2)]. 選取Rc中最大值MAX{Rc[Ta(t1)，Ti(t2)]}所對(duì)應(yīng)的Δti為滯后時(shí)間，計(jì)算過(guò)程中t1不變，逐漸延后t2. 如圖4b顯示，5 cm深度冰溫響應(yīng)氣溫變化的滯后時(shí)間為70 min，最大相關(guān)系數(shù)為0.89；而17 cm深度冰溫響應(yīng)氣溫變化的滯后時(shí)間為158 min，最大相關(guān)系數(shù)為0.52. 對(duì)冰厚與滯后時(shí)間的擬合公式為：

Δti=7.3Zi+38.9 (17 cm≥Zi≥5 cm)

(4)

式中，Δti為滯后時(shí)間，min；Zi為冰內(nèi)深度，cm. 結(jié)果表明冰溫相對(duì)氣溫的相關(guān)性隨冰層深度的增加逐漸降低，滯后時(shí)間逐漸延長(zhǎng)，且滯后時(shí)間與冰層厚度之間存在一定的線性關(guān)系(R2=0.98，P=0.0019). 該公式在冰溫觀測(cè)深度范圍內(nèi)(17 cm≥Zi≥5 cm)適用. 雷瑞波等[27]的研究發(fā)現(xiàn)中山站附近海冰對(duì)氣溫高頻波動(dòng)的衰減效應(yīng)要明顯強(qiáng)于湖冰，且二者都遵循滯后時(shí)間隨深度增加接近線性(P<0.01)的發(fā)展趨勢(shì). 本研究中得到淺層冰溫與氣溫的最大相關(guān)系數(shù)要大于雷瑞波等[27]在南極中山站得到的研究結(jié)果，滯后時(shí)間也要小于雷瑞波等[27]的結(jié)果. 結(jié)合試驗(yàn)環(huán)境可知，后者研究針對(duì)于厚度66 cm與102 cm的極地湖冰，遠(yuǎn)大于本研究中的湖冰厚度，而冰層的垂向熱傳導(dǎo)通量又主要與氣溫和冰厚有關(guān). 相同氣溫條件下，較薄的冰厚會(huì)導(dǎo)致冰內(nèi)垂向熱傳導(dǎo)通量更大，冰溫響應(yīng)氣溫變化的滯后時(shí)間也更短. 故研究區(qū)氣溫與冰厚的差異是造成本研究中滯后時(shí)間小于雷瑞波等[27]結(jié)果的主要原因.

4.2 降雨對(duì)湖冰變化的影響

整個(gè)觀測(cè)期內(nèi)，僅在12月16日發(fā)生了1次14 mm的降雨事件，降雨前后的氣象因素和水溫?cái)?shù)據(jù)如圖5所示.

降雨前(12月14、15日)氣溫在0℃上下波動(dòng)(圖5a)，相對(duì)濕度介于50%～80%之間，冰厚維持在5 cm左右；浮臺(tái)觀測(cè)點(diǎn)處湖冰反照率為0.16，岸冰反照率為0.28，岸冰反照率略高(圖5b)，存在約0.1的差值. 因觀測(cè)點(diǎn)處湖冰幾乎都由柱狀冰組成，相對(duì)于岸冰更加透明，而顆粒冰(岸冰)反照率要高于柱狀冰[18]，因此在裸冰狀態(tài)下表面包含顆粒冰較多的岸冰擁有更高的反照率；冰下水溫較均勻(圖5c)，深層水溫(40～360 cm)要略低于淺層水溫(5～40 cm). 12月16日白天發(fā)生不連續(xù)的降雨事件，持續(xù)到晚上6：00，共計(jì)雨量14 mm. 氣溫幾乎維持在0℃(圖5a)，而相對(duì)濕度逐漸升高，峰值接近于100%，說(shuō)明降雨的發(fā)生顯著抬高了冰上環(huán)境中的濕度. 湖冰反照率與岸冰反照率均發(fā)生了顯著衰減的變化(圖5b)，降雨前的湖冰與岸冰反照率分別為0.16與0.28，降雨后的湖冰與岸冰反照率分別為0.08與0.10，平均反照率受降雨影響由0.22降至0.09. 隨著冰面積水，粒狀冰和柱狀冰的表觀光學(xué)性質(zhì)微小差異被積水影響所掩蓋. 冰面有薄層積水時(shí)，冰面反照率由水層和冰層聯(lián)合作用決定，但水層起主導(dǎo)作用[28]；降雨過(guò)程造成了5～20 cm的水層溫度趨于0℃，降雨停止后淺層水溫(5～40 cm)發(fā)生了整體的溫度升高. 一方面由于垂直結(jié)構(gòu)氣-水-冰-水的熱交換行為，另一方面由于溫暖的雨水經(jīng)湖-岸處匯入湖水，帶來(lái)少量橫向的熱量；反觀深層水溫(40～360 cm)，并未發(fā)生顯著的升高過(guò)程.

降雨結(jié)束后(12月17日)氣溫逐漸降至負(fù)溫(圖5a)，相對(duì)濕度降至50%左右，湖冰與岸冰的反照率再次升高(圖5b)，近似于12月14日的狀態(tài)；冰下水溫受溫度梯度影響逐漸混合，但淺水層相較深水層而言混合更劇烈. 由于降雨量?jī)H14 mm，冰面積水二次凍結(jié)造成的冰厚增加不足1.5 cm，冰厚的發(fā)展仍然主要由冰底的變化決定，這與Ariano等[15]的研究結(jié)果不同. Ariano等的研究區(qū)冬季降雨量更高(580 mm)，使得冰面積水凍結(jié)發(fā)生了顯著的冰增長(zhǎng)，對(duì)整個(gè)冰厚的發(fā)展貢獻(xiàn)較大.

圖5 降雨前后氣象因素、反照率和水溫(a：氣溫與濕度；b：湖冰和岸冰反照率；c：水溫)Fig.5 Meteorological factors, albedo and water temperature before and after rainfall (a: air temperature and humidity; b: albedo of lake ice and shore ice; c: water temperature)

4.3 降雪對(duì)湖冰變化的影響

觀測(cè)期內(nèi)共發(fā)生4次降雪事件，分別在12月22日、1月6日、2月7日和2月15日，后兩次降雪事件數(shù)據(jù)缺失，圖6給出了前兩次降雪前后的風(fēng)速、反照率及氣溫與5 cm層冰溫.

12月22日發(fā)生了整個(gè)觀測(cè)期的第1次降雪，積雪厚度為3.5 cm(06：00-12：00). 隨著積雪覆蓋于冰面，整個(gè)湖冰與大氣之間的熱交換模式轉(zhuǎn)換為氣-雪冰-水的垂直結(jié)構(gòu). 12月25日與12月26日的風(fēng)速介于2～8 m/s之間；與之類似的是12月29日與12月30日的風(fēng)速介于3～8 m/s之間，且持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)(圖6a)，這次風(fēng)吹雪過(guò)程直接導(dǎo)致大面積的湖冰裸露出來(lái)(圖2). 1月6日發(fā)生了整個(gè)觀測(cè)期的第2次降雪(04：00-12：00)，積雪厚度為6 cm，而1月7日與1月8日的風(fēng)速介于2～10 m/s之間，擁有較高的風(fēng)速與較長(zhǎng)的持續(xù)時(shí)間(圖6a). 雖然第2次降雪的雪量更大，但在高風(fēng)速環(huán)境下對(duì)冰面造成的覆雪時(shí)間卻更短(圖2).

結(jié)合冰面反照率可知(圖6b)，12月22日降雪后，岸冰和湖冰反照率均迅速由0.25升高至0.90；次日岸冰反照率下降至0.70左右，湖冰反照率降至0.50. 這種差異主要是由于湖岸處的立墻使得更多的新鮮積雪被堆積到岸邊，導(dǎo)致近岸冰的反照率更高. 隨后在冰面積雪變質(zhì)作用下，兩處的反照率逐日降低. 需要注意12月26日岸冰反照率再次顯著升高，而湖冰反照率也停止降低. 因?yàn)樵撊盏娘L(fēng)力(圖6a)并未完全吹散冰面積雪，但卻導(dǎo)致了積雪的重新分配，造成湖冰處的反照率近乎不變，而岸冰處受積雪增加影響反照率升高；類似的現(xiàn)象還出現(xiàn)在12月29日與12月30日，特別的是12月29日的湖冰與岸冰反照率瞬間降低，又迅速于12月30日升高. 第1次反照率降低是因?yàn)轱@著的風(fēng)吹雪導(dǎo)致整個(gè)湖冰的大面積裸露，第2次反照率升高則是因?yàn)轱L(fēng)應(yīng)力的繼續(xù)作用致使冰面反輻射記錄表的下墊面存在被帶來(lái)的新鮮積雪. 觀測(cè)期第2次降雪造成的冰面反照率變化過(guò)程更加明顯，從1月6日湖冰反照率與岸冰反照率的顯著升高，再受風(fēng)應(yīng)力控制發(fā)展到1月7日與1月8日的反照率迅速衰減(圖6a). 冰面反照率的變化直接影響太陽(yáng)輻射對(duì)整個(gè)湖冰的熱量傳導(dǎo)效應(yīng)，進(jìn)而干擾了整個(gè)湖冰的發(fā)展.

圖6 風(fēng)速(a)、反照率(b)、氣溫與5 cm層冰溫(c)Fig.6 Wind speed (a), albedo (b), air temperature and 5 cm ice temperature (c)

隨著降雪事件的發(fā)生，冰上積雪逐漸累積，由于積雪較低的熱傳導(dǎo)特性，湖冰與大氣之間不再存在直接的熱交換過(guò)程. 由圖6cⅠ可知，裸冰狀態(tài)下5 cm深度的冰溫波動(dòng)與氣溫變化近似，但隨著12月22日發(fā)生降雪并逐漸累積，氣溫降低后冰溫不再顯著響應(yīng)于氣溫變化；隨著冰上積雪被吹散，冰溫重新響應(yīng)于氣溫變化(圖6cⅡ)；近似的現(xiàn)象出現(xiàn)于1月6日(圖6cⅢ)，但因氣溫較為穩(wěn)定導(dǎo)致冰溫的弱響應(yīng)現(xiàn)象不明顯；1月8日(圖6cⅣ)裸冰狀態(tài)下的5 cm深度冰溫響應(yīng)氣溫變化存在顯著的滯后性(圖4b). 對(duì)比圖3e可知，降雪/積雪過(guò)程對(duì)冰下水溫結(jié)構(gòu)并未產(chǎn)生顯著影響. 不同于降雨事件的快速響應(yīng)，降雪過(guò)程對(duì)于湖冰的影響表現(xiàn)為持續(xù)性. 積雪厚度與變質(zhì)過(guò)程都干擾了大氣與湖冰之間的能量交換以及太陽(yáng)輻射在冰內(nèi)的穿透能量，同時(shí)風(fēng)應(yīng)力控制了冰面積雪的重新分配行為，決定了積雪對(duì)湖冰作用的持續(xù)時(shí)間.

4.4 影響湖冰融化的關(guān)鍵因素

相較于湖冰生長(zhǎng)期而言，湖冰消融期的融化過(guò)程更為復(fù)雜[29]. 圖7給出了2月1日-3月6日消融期的湖冰特征.

圖7 湖冰消融期氣象要素及湖冰特征 (a：反照率；b：湖冰及冰下水體吸收的太陽(yáng)輻射；c：氣溫；d：冰厚；e：水溫；f：冰底熱通量)Fig.7 Meteorological elements and evolution of lake ice during the melting period (a: albedo; b: solar radiation absorbed by lake ice and water; c: air temperature; d: ice thickness; e: water temperature; f: water-to-ice heat flux)

自2月20日冰上積雪消失后湖冰反照率一直保持在較低水平，約0.2(圖7a)，且一直持續(xù)到浮臺(tái)觀測(cè)點(diǎn)處湖冰完全消融. 較低的反照率使得更多的太陽(yáng)輻射被湖冰及冰下水體吸收(圖7b). 考慮到消融期記錄到的太陽(yáng)輻射數(shù)據(jù)存在缺失現(xiàn)象，以湖冰及冰下水體吸收的太陽(yáng)輻射峰值衡量其對(duì)冰厚衰減的貢獻(xiàn)能力. 在湖冰生長(zhǎng)及穩(wěn)定期，2月1日-13日之間湖冰及冰下水體吸收的太陽(yáng)輻射能量峰值FG-max為621 W/m2；而在湖冰消融期，2月14日-3月6日之間湖冰及冰下水體吸收的太陽(yáng)輻射能量峰值FD-max則為796 W/m2. 結(jié)合圖7c中的氣溫?cái)?shù)據(jù)可知，2月1日-13日之間的日均氣溫TG-A為-4.2℃,而2月14日-3月6日之間的日均氣溫TD-A為-1.2℃，雖有升高但仍低于0℃. 結(jié)合圖7d的冰厚消融過(guò)程可知，湖冰吸收太陽(yáng)輻射能量增加貢獻(xiàn)了湖冰消融，而氣溫依然在阻礙湖冰消融. 反觀冰厚底部發(fā)展存在顯著的加速衰減過(guò)程(圖7d)，冰下水溫逐漸升高(圖7e)，且最高水溫深度位于50 cm處，高于40與105 cm的水溫. 基于冰水界面處的溫度梯度利用梯度法[30]可以估算冰底熱通量(圖7f)，發(fā)現(xiàn)湖冰生長(zhǎng)期冰底熱通量變化較為平穩(wěn)，均值為4.8 W/m2. 而消融期冰底熱通量則在4.9～14.1 W/m2較大范圍內(nèi)變化，均值為8.1 W/m2，為生長(zhǎng)期的1.7倍；且其峰值均對(duì)應(yīng)于冰下水溫的峰值. 同時(shí)，生長(zhǎng)期均值與Jakkila等[31]在芬蘭P??j?rvi湖以及Aslamov等[30]在俄羅斯Baikal湖得到的結(jié)果一致；消融期均值與Lepp?ranta等[32]在俄羅斯Vendyurskoe湖得到的結(jié)果吻合.

湖冰消融期的這種快速變化與整個(gè)湖面開(kāi)闊水域的延伸現(xiàn)象密切相關(guān)(圖2). 首先，湖冰消融期觀測(cè)點(diǎn)東側(cè)橋墩處出現(xiàn)的開(kāi)闊水域造成了整個(gè)湖冰側(cè)向邊界面的融化行為，而隨著湖冰側(cè)向融化的進(jìn)行，開(kāi)闊水域的面積也逐漸增大；其次，開(kāi)闊水域的出現(xiàn)導(dǎo)致95%以上的太陽(yáng)輻射能量被水體吸收，高于通常冰下水體吸收的30%～40%(透射率)太陽(yáng)輻射能量；最后，開(kāi)闊水域的水體在溫差和風(fēng)的作用下產(chǎn)生橫向熱交換，加之觀測(cè)點(diǎn)距離開(kāi)闊水域的距離僅為120 m左右(2020年2月25日)，因此出現(xiàn)了觀測(cè)點(diǎn)冰下水溫的升高，間接貢獻(xiàn)了冰底的融化. 在整個(gè)能量交換中，冰底融化的能量來(lái)源涉及到眾多影響因素，例如風(fēng)速、冰下流速與水平水溫差異的貢獻(xiàn)等. 這一正反饋?zhàn)饔媒忉屃藞D3e中冰下水溫升高的原因，也同樣是冰厚加速融化(圖7e)與冰底熱通量升高的根源(圖7f). 綜上，太陽(yáng)輻射作為湖冰消融的主要能量來(lái)源，湖冰整體的側(cè)向融化作為催化劑，二者共同控制了湖冰的加速融化過(guò)程.

5 結(jié)論

1) 2019-2020年冬季含章湖觀測(cè)的完整湖冰生消過(guò)程共99 d，分為封凍轉(zhuǎn)換期3 d、穩(wěn)定生長(zhǎng)期62 d、冰厚穩(wěn)定期7 d、快速消融期24 d、破碎分解期3 d. 湖冰生長(zhǎng)過(guò)程呈線性趨勢(shì)，生長(zhǎng)速率為0.4 cm/d，最大冰厚為30.7 cm；湖冰消融過(guò)程呈拋物型趨勢(shì)，消融速率從0.3 cm/d增加到2.7 cm/d.

2) 氣溫是導(dǎo)致冰厚發(fā)展的主要因素，不同深度(5～17 cm)的冰溫響應(yīng)氣溫變化存在顯著的滯后效應(yīng)，滯后時(shí)間為70～158 min，冰溫與氣溫的最大相關(guān)系數(shù)為0.89～0.52；降雨事件會(huì)造成冰上環(huán)境濕度顯著升高(趨于100 %RH)、冰面反照率從0.22降至0.09、淺層(5～40 cm)水溫升高；隨著降雨停止與氣溫下降，湖冰特征會(huì)迅速恢復(fù)到降雨前的狀態(tài)；降雪事件會(huì)造成冰面反照率由0.25增至0.90，干擾淺層(5 cm)冰溫對(duì)氣溫的響應(yīng)效應(yīng)，且冰上積雪對(duì)氣-冰熱交換水平的影響具有一定的持續(xù)性；風(fēng)應(yīng)力是決定冰上積雪重新分配的關(guān)鍵因素，風(fēng)速大小與持續(xù)時(shí)間間接影響了冰上積雪對(duì)湖冰的阻隔控制.

3) 消融期湖冰的反照率較低，湖冰與冰下湖水吸收的太陽(yáng)輻射能量較生長(zhǎng)期更大. 湖泊空間差異引發(fā)的開(kāi)闊水域延伸現(xiàn)象是造成湖冰加速衰減的關(guān)鍵原因，太陽(yáng)輻射直接進(jìn)入開(kāi)闊水域?qū)е铝撕鶄?cè)向界面的融化，同時(shí)引起了冰下水體與開(kāi)闊水域之間的橫向熱交換. 湖冰生長(zhǎng)期的冰底熱通量均值為4.8 W/m2，到消融期增加至8.1 W/m2，為生長(zhǎng)期的1.7倍.

4) 相較于以往湖冰觀測(cè)研究，利用浮式觀測(cè)平臺(tái)獲取的湖冰生消過(guò)程更加完整，記錄到的氣象要素與水文要素也更加全面，未來(lái)可以依托此手段進(jìn)一步開(kāi)展不同區(qū)域湖冰生消過(guò)程、特別是消融期的監(jiān)測(cè)試驗(yàn). 湖冰消融期冰底的能量來(lái)源較為復(fù)雜，同時(shí)包含垂直方向與水平方向的共同熱交換作用，有必要對(duì)整個(gè)湖冰的側(cè)向融化過(guò)程與能量平衡機(jī)制進(jìn)一步開(kāi)展研究.

致謝: 感謝盤(pán)錦市大洼區(qū)榮興街道辦事處在觀測(cè)過(guò)程中給予的大力幫助！