寒區(qū)淺水湖冰生消特征及其影響因素*

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)，海岸和近海工程國家重點實驗室，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]. 湖冰的生消過程受到氣象因素(氣溫、降雨、降雪、風(fēng)與太陽輻射)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[4]. 湖泊發(fā)生封凍會引發(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]；冰層溫升膨脹時產(chǎn)生的冰壓力會損害護坡[7]. 考慮到湖冰的上述重要作用，目前國內(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[11]對湖冰的氣候、生態(tài)和工程等問題開展大量研究，但多需利用原型試驗的觀測數(shù)據(jù)進行校驗[12-14].

國外已于中高緯度地區(qū)開展大量湖冰現(xiàn)場試驗，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湖的湖冰會經(jīng)歷較多冬雨，主要通過冰上融水重新凍結(jié)的方式增加冰厚. Rouse等[16]對比了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個冬季的湖冰觀測數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)降雨量與降雪量的模擬對于估算冰雪質(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量數(shù)據(jù)，對湖冰模型反照率參數(shù)化進行了評估. 中國寒區(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. 李志軍等[19]對黑龍江紅旗泡水庫進行冬季現(xiàn)場觀測，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)生時間比輻射峰值的發(fā)生時間滯后1.4 h. 脫友才等[20]對豐滿水庫進行了冰厚原型觀測試驗，發(fā)現(xiàn)水庫封凍期冰厚平均增長率為0.9 cm/d. 黃文峰等[21]對高原典型熱融湖進行了水溫原位觀測，發(fā)現(xiàn)水溫垂直結(jié)構(gòu)具有顯著的年循環(huán)過程. Cao等[22]針對烏梁素海探究了太陽輻射在湖冰內(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，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. 目前湖冰生消過程的原型觀測考慮到冰面工作的安全性，需要冰層滿足一定承載力后開展，因此多數(shù)觀測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程對于湖冰變化的理解至關(guān)重要. 降雨與降雪等氣象條件對湖冰特征的影響在國內(nèi)寒區(qū)鮮有報道，仍需加以探究. 本文選取含章湖開展原型觀測試驗，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平臺與岸基氣象塔獲得了湖冰生消的完整過程與水文氣象要素，依此探究寒區(qū)淺水湖冰的變化特征，并重點分析氣溫、降雨、降雪、風(fēng)速、太陽輻射與湖泊空間差異對冰水溫度場、冰厚和冰面特征的影響規(guī)律，從而為湖冰熱力學(xué)模型的開發(fā)與改進提供科學(xué)支撐.

1 觀測區(qū)概況

含章湖(40°40′12″～40°43′48″N，122°2′24″～122°9′0″E)位于遼寧省盤錦市遼東灣新區(qū)，近鄰營口，地處北溫帶，屬暖溫帶大陸性半濕潤季風(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. 湖泊通過閘門連通渤海，但外海并不會對湖泊水質(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)場測量，冬季冰下湖水平均含鹽量為6.9 g/L，且并無顯著垂向鹽度差異，水體冰點約為-0.37℃. 2019-2020年冬季在該湖開展現(xiàn)場試驗的研究區(qū)及相關(guān)儀器布置情況如圖1所示，浮式觀測平臺(紅色五角星標記)與岸基氣象塔(紅色三角星標記)均布置于含章湖東南側(cè)，湖冰觀測點處水深為3.7 m. 橋與河口(紅色虛線處)分別在浮式觀測平臺東南側(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

浮式觀測平臺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℃)、水下超聲波測距儀(冰厚測量量程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、太陽總輻射表、太陽反輻射表和冰面環(huán)境監(jiān)控儀. 數(shù)據(jù)采集間隔均設(shè)定為1 min，通過GPRS無線傳輸方式實時獲取數(shù)據(jù). 該浮臺于2019年12月7日布置于湖中，觀測點初始冰厚為5 cm；于2020年3月6日浮臺結(jié)束工作，撤站時湖冰已完全消融. 其中自2月1日開始，由于疫情影響了現(xiàn)場人員對太陽能電池板的維護，觀測數(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)由國家氣象數(shù)據(jù)中心提供的中國地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集補充(http://data.cma.cn). 通過校準，最終選擇營口站提供的數(shù)據(jù)集進行補充. 岸基氣象塔負責(zé)風(fēng)速、太陽總輻射與岸冰反輻射的觀測. 風(fēng)速探頭與冰面垂直距離為5 m，數(shù)據(jù)時間范圍為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 湖冰生消過程

現(xiàn)場觀測期間，通過布置在岸邊和觀測平臺上的攝像系統(tǒng)，對湖冰的生消過程進行了連續(xù)的可視化觀測，不同日期拍攝的湖冰生消過程如圖2所示.

圖2 岸基和浮臺上布置的攝像頭監(jiān)測到的湖冰生消過程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，剩余開闊水域主要存在于浮式觀測平臺東南側(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)橋墩下存在開闊水域；12月7日浮式觀測平臺放置于湖中，北側(cè)岸邊冰厚3 cm，浮臺處冰厚5 cm；12月8日浮臺完全凍結(jié)于湖中開展觀測工作. 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，湖冰冰層相對岸冰更加透明. 1月6日的降雪量更大，但隨后的強風(fēng)使得1月8日冰面重新裸露. 2月25日東南側(cè)橋墩下開闊水域已顯著向西北側(cè)延伸. 3月6日浮臺處已完全為開闊水域，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)開始出現(xiàn)開闊水域，且方向自西向東延伸；3月11日浮臺周圍再次出現(xiàn)破碎的浮冰，至3月12日氣象塔西南側(cè)完全變?yōu)殚_闊水域. 綜上，含章湖2019-2020年冰期共99 d，其中湖泊由開闊水到90%封凍歷時3 d，之后湖冰生長過程69 d，融化過程27 d.

3.2 氣象要素、冰水溫度場及冰層生消過程

現(xiàn)場觀測得到的氣象要素、冰水溫度場及冰層生消過程如圖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，隨后降為0℃以下；2月18日-3月6日氣溫正負交替，最高氣溫僅為5.1℃. 環(huán)境濕度的變化過程與氣溫近似，但日波動更劇烈(圖3b)，較高的氣溫會引起較高的濕度. 風(fēng)速日波動較大，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的瞬時風(fēng)速(圖3c). 整個冬季入射太陽輻射的每日峰值存在先減小后增加的趨勢，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. 這一過程中，-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的生長速率也是整個觀測期記錄到的冰厚最快發(fā)展過程. 12月17日-2月6日冰厚穩(wěn)定增長，生長速率穩(wěn)定在0.45 cm/d. 2月7日-2月13日冰厚變化緩慢(±0.13 cm)，此時冰下25 cm處出現(xiàn)1℃的暖水層，其傳熱作用抵消了負積溫對冰水界面的凍結(jié)作用. 2月14日-3月4日觀測點處的冰厚迅速消融，同時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. 整個觀測期，冰厚平均增長速率約為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，雖然冰正處于生長期，但12月30日的冰厚日均值減小了約0.5 cm. 結(jié)合實測數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，12月29日的日均氣溫為1.4℃，深度20～40 cm的水層短時期內(nèi)出現(xiàn)了2℃的暖水層，同時伴隨著強風(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. 此時冰層上下界面的溫度都高于冰點，即使是在生長期冰層底部仍會發(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. 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、冰水溫度場和冰層生消過程 (a：氣溫；b：濕度；c：風(fēng)速；d：太陽輻射；e：冰水溫度場與冰厚)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]. 對觀測期內(nèi)冰厚變化過程與氣-冰溫度傳遞規(guī)律進行分析，結(jié)果如圖4所示.

圖4 冰厚變化過程(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)

冰厚的生長過程呈線性趨勢，日均冰厚生長速率約為0.4 cm/d，結(jié)合氣溫變化過程(圖3a)可知，在冰厚生長期氣溫是主要驅(qū)動因子. 引入凍冰度日的概念，利用Stafen方程來描述冰厚的增長過程，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，存在顯著的加速過程. 在此期間，氣溫并未對冰厚變化產(chǎn)生顯著貢獻(圖3a)，冰厚的快速衰減行為主要受太陽輻射及其他因素控制，將在4.4節(jié)討論.

為研究氣溫對冰內(nèi)溫度場的影響，選取1月8日-1月30日冰面無積雪時的氣溫與冰溫數(shù)據(jù)計算不同深度冰溫時間序列相對氣溫時間序列的滯后相關(guān)系數(shù)，根據(jù)最大相關(guān)系數(shù)的時間相位差作為滯后時間[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)分別為時間序列內(nèi)的氣溫平均值與冰溫平均值(冰溫對應(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)]}所對應(yīng)的Δti為滯后時間，計算過程中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)氣溫變化的滯后時間為158 min，最大相關(guān)系數(shù)為0.52. 對冰厚與滯后時間的擬合公式為：

Δti=7.3Zi+38.9 (17 cm≥Zi≥5 cm)

(4)

式中，Δti為滯后時間，min；Zi為冰內(nèi)深度，cm. 結(jié)果表明冰溫相對氣溫的相關(guān)性隨冰層深度的增加逐漸降低，滯后時間逐漸延長，且滯后時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)中山站附近海冰對氣溫高頻波動的衰減效應(yīng)要明顯強于湖冰，且二者都遵循滯后時間隨深度增加接近線性(P<0.01)的發(fā)展趨勢. 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，滯后時間也要小于雷瑞波等[27]的結(jié)果. 結(jié)合試驗環(huán)境可知，后者研究針對于厚度66 cm與102 cm的極地湖冰，遠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間小于雷瑞波等[27]結(jié)果的主要原因.

4.2 降雨對湖冰變化的影響

整個觀測期內(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數(shù)據(jù)如圖5所示.

降雨前(12月14、15日)氣溫在0℃上下波動(圖5a)，相對濕度介于50%～80%之間，冰厚維持在5 cm左右；浮臺觀測點處湖冰反照率為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. 因觀測點處湖冰幾乎都由柱狀冰組成，相對于岸冰更加透明，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，共計雨量14 mm. 氣溫幾乎維持在0℃(圖5a)，而相對濕度逐漸升高，峰值接近于100%，說明降雨的發(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，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)生顯著的升高過程.

降雨結(jié)束后(12月17日)氣溫逐漸降至負溫(圖5a)，相對濕度降至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. 由于降雨量僅14 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，對整個冰厚的發(fā)展貢獻較大.

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 降雪對湖冰變化的影響

觀測期內(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)生了整個觀測期的第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)時間較長(圖6a)，這次風(fēng)吹雪過程直接導(dǎo)致大面積的湖冰裸露出來(圖2). 1月6日發(fā)生了整個觀測期的第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)速與較長的持續(xù)時間(圖6a). 雖然第2次降雪的雪量更大，但在高風(fēng)速環(huán)境下對冰面造成的覆雪時間卻更短(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. 因為該日的風(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次反照率降低是因為顯著的風(fēng)吹雪導(dǎo)致整個湖冰的大面積裸露，第2次反照率升高則是因為風(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的新鮮積雪. 觀測期第2次降雪造成的冰面反照率變化過程更加明顯，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輻射對整個湖冰的熱量傳導(dǎo)效應(yīng)，進而干擾了整個湖冰的發(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程. 由圖6cⅠ可知，裸冰狀態(tài)下5 cm深度的冰溫波動與氣溫變化近似，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). 對比圖3e可知，降雪/積雪過程對冰下水溫結(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)，降雪過程對于湖冰的影響表現(xiàn)為持續(xù)性. 積雪厚度與變質(zhì)過程都干擾了大氣與湖冰之間的能量交換以及太陽輻射在冰內(nèi)的穿透能量，同時風(fēng)應(yīng)力控制了冰面積雪的重新分配行為，決定了積雪對湖冰作用的持續(xù)時間.

4.4 影響湖冰融化的關(guān)鍵因素

相較于湖冰生長期而言，湖冰消融期的融化過程更為復(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)到浮臺觀測點處湖冰完全消融. 較低的反照率使得更多的太陽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輻射峰值衡量其對冰厚衰減的貢獻能力. 在湖冰生長及穩(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輻射能量峰值FD-max則為796 W/m2. 結(jié)合圖7c中的氣溫數(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的冰厚消融過程可知，湖冰吸收太陽輻射能量增加貢獻了湖冰消融，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，為生長期的1.7倍；且其峰值均對應(yīng)于冰下水溫的峰值. 同時，生長期均值與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湖面開闊水域的延伸現(xiàn)象密切相關(guān)(圖2). 首先，湖冰消融期觀測點東側(cè)橋墩處出現(xiàn)的開闊水域造成了整個湖冰側(cè)向邊界面的融化行為，而隨著湖冰側(cè)向融化的進行，開闊水域的面積也逐漸增大；其次，開闊水域的出現(xiàn)導(dǎo)致95%以上的太陽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)太陽輻射能量；最后，開闊水域的水體在溫差和風(fēng)的作用下產(chǎn)生橫向熱交換，加之觀測點距離開闊水域的距離僅為120 m左右(2020年2月25日)，因此出現(xiàn)了觀測點冰下水溫的升高，間接貢獻了冰底的融化. 在整個能量交換中，冰底融化的能量來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等. 這一正反饋作用解釋了圖3e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，太陽輻射作為湖冰消融的主要能量來源，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程.

5 結(jié)論

1) 2019-2020年冬季含章湖觀測的完整湖冰生消過程共99 d，分為封凍轉(zhuǎn)換期3 d、穩(wěn)定生長期62 d、冰厚穩(wěn)定期7 d、快速消融期24 d、破碎分解期3 d. 湖冰生長過程呈線性趨勢，生長速率為0.4 cm/d，最大冰厚為30.7 cm；湖冰消融過程呈拋物型趨勢，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，湖冰特征會迅速恢復(fù)到降雨前的狀態(tài)；降雪事件會造成冰面反照率由0.25增至0.90，干擾淺層(5 cm)冰溫對氣溫的響應(yīng)效應(yīng)，且冰上積雪對氣-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)時間間接影響了冰上積雪對湖冰的阻隔控制.

3) 消融期湖冰的反照率較低，湖冰與冰下湖水吸收的太陽輻射能量較生長期更大. 湖泊空間差異引發(fā)的開闊水域延伸現(xiàn)象是造成湖冰加速衰減的關(guān)鍵原因，太陽輻射直接進入開闊水域?qū)е铝撕鶄?cè)向界面的融化，同時引起了冰下水體與開闊水域之間的橫向熱交換. 湖冰生長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，為生長期的1.7倍.

4) 相較于以往湖冰觀測研究，利用浮式觀測平臺獲取的湖冰生消過程更加完整，記錄到的氣象要素與水文要素也更加全面，未來可以依托此手段進一步開展不同區(qū)域湖冰生消過程、特別是消融期的監(jiān)測試驗. 湖冰消融期冰底的能量來源較為復(fù)雜，同時包含垂直方向與水平方向的共同熱交換作用，有必要對整個湖冰的側(cè)向融化過程與能量平衡機制進一步開展研究.

致謝: 感謝盤錦市大洼區(qū)榮興街道辦事處在觀測過程中給予的大力幫助！