雷東鈺， 王 欣，2， 魏俊鋒， 張 勇， 殷永勝

（1. 湖南科技大學(xué) 地球科學(xué)與空間信息工程學(xué)院，湖南 湘潭 411201； 2. 中國科學(xué)院 西北生態(tài)環(huán)境資源研究院冰凍圈科學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)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(fù)物質(zhì)平衡加劇，冰川融水年徑流量隨之增大，預(yù)計(jì)21 世紀(jì)中葉到達(dá)“峰值”后將逐年減?。?-2］。受冰川融水增多的影響，冰湖尤其是冰川補(bǔ)給湖的面積不斷擴(kuò)張［3-4］，這不僅影響山地冰凍圈生態(tài)系統(tǒng)與水文循環(huán)過程［5］，同時(shí)增大了冰湖潰決風(fēng)險(xiǎn)［6］。湖泊水溫是探索湖泊物理、化學(xué)、生物和水動力過程，以及研究水、土和大氣之間的物質(zhì)變化和能量交換的基礎(chǔ)［7-9］。通過不同手段監(jiān)測湖泊水溫及相關(guān)氣象要素，對湖泊水溫與氣候變化關(guān)系、水溫分層特性和湖水熱狀態(tài)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(tài)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(tài)系統(tǒng)更易受氣候變化的影響，是區(qū)域氣候變化的指示器［14-15］。由于高寒山區(qū)環(huán)境惡劣且不易到達(dá)，相關(guān)研究主要集中在一些規(guī)模較大的湖泊上［16-20］，小規(guī)模的冰湖現(xiàn)場水溫等觀測資料較為匱乏。

面積較小的冰川補(bǔ)給湖對山地冰凍圈水資源變化及相關(guān)地質(zhì)災(zāi)害影響顯著，冰湖湖水的物理化學(xué)性質(zhì)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(bǔ)給冰湖的冰川融水主要受懸移質(zhì)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(zhì)主要影響表層水溫及季節(jié)性變化，對深層水溫影響較?。?3-24］。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(fā)生變化，阻礙深處入湖冰川消融，促進(jìn)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(jìn)而對壩體穩(wěn)定性產(chǎn)生影響［28-30］。值得注意的是，主要由于對冰湖長期實(shí)地觀測較為困難［22-27］，影響對冰湖熱力過程數(shù)值模擬和壩體穩(wěn)定性評價(jià)［29-30］。因此，建立長期實(shí)地監(jiān)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(shù)據(jù)，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(zāi)害評價(jià)提供科學(xué)支撐。

1 研究區(qū)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(qū)，受山脈走勢影響，表現(xiàn)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(fēng)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(fēng)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(qū)升溫速率［35］。2013—2020 年間，龍巴薩巴氣象站記錄到研究區(qū)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(jù)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(nèi)且存在大量裂隙［圖1（a），1（b）］，在過去30 年間快速退縮，并經(jīng)歷了至少三次明顯的冰面加速過程，其中最近一次發(fā)生于2012 年前后［37］。冰川消融徑流和崩解冰體直接進(jìn)入龍巴薩巴湖，冰湖沿冰川末端擴(kuò)張，冰湖面積及其儲水量增加，壩體不穩(wěn)定性增大［28，38-40］。

2 數(shù)據(jù)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?cái)?shù)據(jù)。2012年在龍巴薩巴湖不同深度布設(shè)水溫傳感器，監(jiān)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(jiān)測站周邊架設(shè)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(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)采集器為Campbell Scientific 公司CR3000-XT（低溫?cái)U(kuò)展型），采集頻率為10 min，各要素的觀測儀器參數(shù)如表1。由于供電不連續(xù)等設(shè)備故障，不同水深不同時(shí)間段出現(xiàn)數(shù)據(jù)缺失，尤其是冬季數(shù)據(jù)的連續(xù)性較差。2012—2021 年不同湖水深度和不同時(shí)段的有效數(shù)據(jù)如圖2所示。

表1 觀測儀器參數(shù)及可用數(shù)據(jù)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(shí)段的有效數(shù)據(jù)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(jié)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(fā)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(xiàn)在8 月或9 月，氣溫最大值出現(xiàn)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(xiàn)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(jìn)入結(jié)冰期，并在不同深度間出現(xiàn)溫度分層，至次年5 月或6 月結(jié)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(tài)，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(tài)一直持續(xù)到湖面封凍。夏季（6—9 月）水溫分層呈現(xiàn)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(xiàn)為弱逆分層。7 月，隨著表層水溫逐漸上升，表層水溫呈現(xiàn)正分層的特點(diǎn)，至9 月氣溫降至4 ℃以下，水溫隨之下降且略高于氣溫，此時(shí)表層會出現(xiàn)弱逆分層。監(jiān)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(fā)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(gè)深度水溫取均值， 受數(shù)據(jù)可用性限制，深度40 cm和200 cm水溫使用數(shù)據(jù)采集時(shí)段均值（a）；氣溫和水溫夏季均值，使用數(shù)據(jù)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(xiàn)水溫梯度現(xiàn)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(xiàn)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(xù)時(shí)間一般為1～2 h。隨著時(shí)間推移，8 月水溫進(jìn)一步上升，上下層水溫日間最低值逐漸升溫至4 ℃，出現(xiàn)日間溫度梯度現(xiàn)象發(fā)生頻率上升，持續(xù)時(shí)間一般為2～3 h。9 月，上下層水溫經(jīng)歷先升溫后降溫過程，在降溫過程中，雖然出現(xiàn)日間溫度梯度發(fā)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(shí)段的日間溫度梯度現(xiàn)象具有更長的持續(xù)時(shí)間，一般為2～5 h。經(jīng)統(tǒng)計(jì)，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(shù)分別為4 天、14 天、11 天。值得注意的是，日間溫度梯度現(xiàn)象的發(fā)生頻率，與上下層水溫變化呈正相關(guān)，日間溫度梯度現(xiàn)象持續(xù)時(shí)間與當(dāng)天太陽輻射變化具有顯著相關(guān)性。

2012—2021 年觀測深度內(nèi)，夏季湖水溫出現(xiàn)夜間升溫現(xiàn)象（圖5）。數(shù)據(jù)表明，太陽輻射強(qiáng)度在13：00—15：00 之間最高（北京時(shí)，下同），18：00—20：00 之間消退，而在次日07：30—09：30 之間重新出現(xiàn)，氣溫最高值出現(xiàn)在14：00—16：00 之間，最低值出現(xiàn)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(shí)左右各深度傳感器均觀測到水溫上升現(xiàn)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(shí)，隨著水溫升高夜間升溫出現(xiàn)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(jié)冰（即湖水溫度低于0 ℃認(rèn)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(jié)冰期年際差異明顯，大多數(shù)年份結(jié)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(xiàn)冰封初始日期提前，湖冰融化時(shí)間推遲，冰湖結(jié)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(jié)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(shí)段的平均狀態(tài)。

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

根據(jù)湖水0 ℃深度分布特征可得，觀測期內(nèi)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(shí)段湖冰溫度最低發(fā)生在1月，湖冰最厚發(fā)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(shí)深度100 cm 以內(nèi)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(jié)冰），2015 年2 月，冰層厚度（0 ℃水溫）降至100 cm 左右，同時(shí)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(fēng)速、太陽輻射強(qiáng)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(jī)制和風(fēng)及密度流動力機(jī)制驅(qū)動［41-43］，表現(xiàn)為由風(fēng)力驅(qū)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(fā)生熱交換［24］。

氣溫和太陽輻射是冰湖水溫變化的關(guān)鍵因素。太陽輻射是地球氣候和地表氣溫的重要外部驅(qū)動之一［44］，對冰湖水溫具有顯著影響。氣溫隨季節(jié)變化，受外部熱源影響，湖泊水溫呈現(xiàn)季節(jié)性變化。同時(shí)，風(fēng)力驅(qū)動機(jī)制作用將冰湖表面被外部熱源加熱的湖水送至冰湖內(nèi)部，導(dǎo)致湖水發(fā)生熱交換。Wang 等［24］在對天山南部冰面湖的觀測發(fā)現(xiàn)，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(fā)現(xiàn)約180 m 深度以內(nèi)水層受風(fēng)力驅(qū)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(fēng)力、垂直密度流（動力）混合相關(guān)。

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(xiàn)日間溫度梯度。當(dāng)夏季湖水溫度逐漸升至3.5～4.0 ℃時(shí)（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(dāng)水溫日間最大值降至3.5 ℃，表層分層現(xiàn)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(dǎo)致各層水溫發(fā)生熱交換［24］，當(dāng)水溫超過最大密度溫度時(shí)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(jī)制，表層水溫升高-密度下降-水溫進(jìn)一步升高，形成明顯溫度分層。此外，日間溫度梯度持續(xù)時(shí)間和發(fā)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(xù)時(shí)間較短。9 月末至10 月，天氣逐漸晴朗，日間溫度梯度持續(xù)時(shí)間明顯增長。就一天而言，上下層水溫差異最大值通常出現(xiàn)在14：00—16：00之間。在這個(gè)時(shí)段內(nèi)，在天氣晴朗時(shí)，太陽輻射強(qiáng)度可達(dá)1 000 W·m-2。以上兩點(diǎn)表明，太陽輻射強(qiáng)度和日間天氣狀態(tài)是出現(xiàn)日間溫度梯度及其持續(xù)時(shí)間的主要影響因素，而上下層湖水溫度是出現(xiàn)日間溫度梯度的決定條件。

湖冰的生長初期，觀測到與達(dá)則錯(cuò)類似的現(xiàn)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(fēng)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(jìn)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(fā)現(xiàn)，冰川融水匯入湖內(nèi)，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(qū)域［20，22-23］。冰川融水匯入湖泊后，沿著湖盆的形態(tài)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(xiàn)象促進(jìn)了冰湖水的熱循環(huán)，進(jìn)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(xiàn)象。與白天升溫的正分層模式不同，夜間升溫呈現(xiàn)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(xiàn)頻率也呈上升趨勢。因此，當(dāng)太陽輻射消失，氣溫下降導(dǎo)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(diào)節(jié)，夏季表層（深度0～200 cm）水溫高于深層，促進(jìn)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(jìn)冰湖水熱循環(huán)。

最近有報(bào)道認(rèn)為入湖冰川水下冰舌部分的物質(zhì)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(kuò)張率，粗略指示年際間冰川補(bǔ)給量變化。2012—2018 年，龍巴薩巴冰湖平均擴(kuò)張率為0.034 km2·a-1［39-40］，其中，2014 年和2016 年冰川補(bǔ)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(jié)合Google Earth 衛(wèi)星影像，對2019—2021 年龍巴薩巴湖形態(tài)變化進(jìn)行了人工目視解譯，2019 年和2021 年擴(kuò)張速率顯著高于2012—2018 年冰湖平均擴(kuò)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(bǔ)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(fā)生在2014 年、2016 年、2019 年和2021 年。以上兩點(diǎn)表明，冰川補(bǔ)給對夏季水溫具有調(diào)節(jié)作用，夏季氣溫連續(xù)升高促使冰湖水溫升高，進(jìn)而致使母冰川冰下消融量增加，大量冰川補(bǔ)給的匯入調(diào)節(jié)冰湖水熱循環(huán)，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(nèi)部凍土融化一般發(fā)生在5—10月，且埋藏冰的最大凍結(jié)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(xiǎn)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(xù)上升，冰川融水量增大，同時(shí)水溫升高影響冰川末端冰崖的形成與崩解，匯入冰湖的補(bǔ)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(fù)雜變化過程，冰通過湖水-壩體熱交換影響壩體溫度場。

5 結(jié)論

基于2012—2021 年對龍巴薩巴湖水溫等實(shí)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(jié)論如下：

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

（2）夏季，冰湖水溫呈現(xiàn)混合狀態(tài)，特別是深度在0～200 cm 范圍的表層水溫內(nèi)基本保持一致，9 月中旬達(dá)到全年最高值。較大的晝夜溫差會導(dǎo)致表層水產(chǎn)生以天為單位的分層和混合現(xiàn)象，而這種日間溫度梯度程度和強(qiáng)度主要受到日間太陽輻射強(qiáng)度和上下層湖水溫度的影響。當(dāng)上下層湖水溫度升至最大密度溫度時(shí)，強(qiáng)烈太陽輻射強(qiáng)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(tài)延長該狀態(tài)的持續(xù)時(shí)間。冰川融水對夏季水溫調(diào)節(jié)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(xiàn)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(jìn)入結(jié)冰期，其持續(xù)時(shí)間約為202 d·a-1。在結(jié)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(bǔ)給量變化具有較強(qiáng)相關(guān)性。冰湖水溫的變化，通過湖水-壩體熱交換對壩體內(nèi)部溫度場產(chǎn)生影響，進(jìn)而影響壩體凍融狀態(tài)及穩(wěn)定性。