湖-冰接触型冰湖水温变化特征及影响因素

雷东钰， 王 欣，2， 魏俊锋， 张 勇， 殷永胜

（1. 湖南科技大学 地球科学与空间信息工程学院，湖南 湘潭 411201； 2. 中国科学院 西北生态环境资源研究院冰冻圈科学国家重点实验室，甘肃 兰州 730000）

0 引言

山地冰冻圈冰川主要由于气候变暖的影响，负物质平衡加剧，冰川融水年径流量随之增大，预计21 世纪中叶到达“峰值”后将逐年减小［1-2］。受冰川融水增多的影响，冰湖尤其是冰川补给湖的面积不断扩张［3-4］，这不仅影响山地冰冻圈生态系统与水文循环过程［5］，同时增大了冰湖溃决风险［6］。湖泊水温是探索湖泊物理、化学、生物和水动力过程，以及研究水、土和大气之间的物质变化和能量交换的基础［7-9］。通过不同手段监测湖泊水温及相关气象要素，对湖泊水温与气候变化关系、水温分层特性和湖水热状态变化等方面开展研究，是探究气候变化和人类活动对湖泊生态的影响的重要方式［10-13］。其中，由冰川或冰川作用形成的冰湖，其生态系统更易受气候变化的影响，是区域气候变化的指示器［14-15］。由于高寒山区环境恶劣且不易到达，相关研究主要集中在一些规模较大的湖泊上［16-20］，小规模的冰湖现场水温等观测资料较为匮乏。

面积较小的冰川补给湖对山地冰冻圈水资源变化及相关地质灾害影响显著，冰湖湖水的物理化学性质的研究日益受到重视［4，21］。一方面，冰川融水直接影响湖水温度变化，补给冰湖的冰川融水主要受悬移质影响，具有较高的密度且较为浑浊［20，22-23］。由于冰湖湖水密度受温度控制，冰川融水注入冰湖后，受密度流作用流向湖底并在深层形成低温谷［24］。被冰川融水带入湖中的悬移质主要影响表层水温及季节性变化，对深层水温影响较小［23-24］。另一方面，湖水温度变化影响入湖冰川的消融。受冰川融水汇入影响，夏季深层温度较低，因此冰湖水温随深度发生变化，阻碍深处入湖冰川消融，促进入湖冰架形成［22］。此外，冰湖湖水与冰湖坝体通过热交换相互作用［22，25-27］，影响冰碛坝温度场和水分场，进而对坝体稳定性产生影响［28-30］。值得注意的是，主要由于对冰湖长期实地观测较为困难［22-27］，影响对冰湖热力过程数值模拟和坝体稳定性评价［29-30］。因此，建立长期实地监测，深入理解冰湖水温变化特征和热力过程具有重要意义。

本研究基于龙巴萨巴湖自动观测站获取的2012—2021 年冰前湖水温和气象数据，分析了龙巴萨巴湖水温变化特征及影响因素，为冰湖溃决灾害评价提供科学支撑。

1 研究区域

龙巴萨巴湖位于27°57′17″ N，88°04′55″ E，海拔5 499 m［图1（a）］，是喜马拉雅山中部北坡的朋曲支流给曲的源头。龙巴萨巴湖所在的干城章嘉峰地区，受山脉走势影响，表现为高原气候［31］。一年分为雨季［32］（6—9 月）和旱季［33］（10 月—次年5月）。雨季受南亚夏季季风影响，降水相对较多，气温和空气湿度相对较高；旱季受冬季西风影响，气候相对干燥，天气晴朗，降水较少。在1975—2015年间升温速率为0.36 ℃·（10a）-1［34］，高于全球平均升温速率和高山地区升温速率［35］。2013—2020 年间，龙巴萨巴气象站记录到研究区平均气温-3.28 ℃［30］。

图1 龙巴萨巴湖Fig. 1 Longbasaba Lake： the study area （a）， photograph of the Longbasaba Lake （b）， location of the observation site （c）

2009 年测得龙巴萨巴湖面南北长2 210 m，东西宽685 m，面积1.219 km2，根据携带的GPS 接收器和回声探测仪测得距冰碛坝1 000 m 处水深最大为101.94 m，平均水深47.50 m［36］。母冰川（龙巴萨巴冰川）为表碛覆盖型冰川，末端冰舌伸入湖内且存在大量裂隙［图1（a），1（b）］，在过去30 年间快速退缩，并经历了至少三次明显的冰面加速过程，其中最近一次发生于2012 年前后［37］。冰川消融径流和崩解冰体直接进入龙巴萨巴湖，冰湖沿冰川末端扩张，冰湖面积及其储水量增加，坝体不稳定性增大［28，38-40］。

2 数据与方法

基于龙巴萨巴湖冰湖水温定位观测［图1（c）］，获得了2012—2021 年不同深度的水温数据。2012年在龙巴萨巴湖不同深度布设水温传感器，监测深度分别为10 cm、100 cm 和200 cm，后因部分传感器损坏，2016 年在原监测站周边架设新站并加装新的水温传感器，新加装水温传感器检测深度为10 cm、40 cm、100 cm。定位观测要素还包括地面2 m 高处气温、太阳辐射等数据，数据采集器为Campbell Scientific 公司CR3000-XT（低温扩展型），采集频率为10 min，各要素的观测仪器参数如表1。由于供电不连续等设备故障，不同水深不同时间段出现数据缺失，尤其是冬季数据的连续性较差。2012—2021 年不同湖水深度和不同时段的有效数据如图2所示。

表1 观测仪器参数及可用数据Table 1 Information on all deployed apparatus and available datasets

图2 2012—2021年龙巴萨巴湖冰湖水温定位观测不同湖水深度和不同时段的有效数据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 结果分析

3.1 冰湖水温波动及其垂直分异特征

总体上，冰湖水温随气温发生周期性波动。夏季各深度水温差异不大，平均温度约为4 ℃；冬季则具有明显差异，其中深度10 cm 和100 cm 冰层温差约1～7 ℃（图3）。2013—2015 年，夏季水温月均值最大值（约4.7 ℃）略高于气温（约4.5 ℃），冬季气温月均值最小值（约-12 ℃）低于湖水温（约-7 ℃），而2016—2021 年气温月均值最大值（约5.5 ℃）略高于水温（约5 ℃）。夏季水温最大值出现在8 月或9 月，气温最大值出现在7 月，气温与湖水温峰值有1—2 月滞后。9 月中旬左右，水温升至峰值后快速下降，致使9 月水温均值低于8 月。另一方面，水温和气温最小值出现在1 月，从9 月下旬开始水温降温过程明显加速，于11 月冰湖上层（深度10 cm）进入结冰期，并在不同深度间出现温度分层，至次年5 月或6 月结束。观测期间，2012 年冬季10 cm 和100 cm 冰层最大温差最小，约为1 ℃，2020 年冬季温差最大，约为7 ℃。

图3 2012—2021年龙巴萨巴湖不同深度水温变化情况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），湖水处于混合状态，观测的10～200 cm 水深的水温基本一致（温差小于0.2 ℃）［图4（a）］，这种状态一直持续到湖面封冻。夏季（6—9 月）水温分层呈现不同特征。6 月，湖冰完全消融，冰湖表面各层水温处于上升趋势，并表现为弱逆分层。7 月，随着表层水温逐渐上升，表层水温呈现正分层的特点，至9 月气温降至4 ℃以下，水温随之下降且略高于气温，此时表层会出现弱逆分层。监测期间，夏季水温均值在4 ℃左右波动，气温则处于升温趋势［图4（b）］。其中，夏季水温最低值（3.23 ℃）和最高值（4.66 ℃）分别发生在2018 年和2014 年，值得注意的是，2014 年、2016 年、2019 年和2021 年夏季水温均值明显高于前后年份的均值水温［图4（b）］。

图4 2012—2021年龙巴萨巴湖夏季（6—9月）温度变化［各个深度水温取均值， 受数据可用性限制，深度40 cm和200 cm水温使用数据采集时段均值（a）；气温和水温夏季均值，使用数据较为完整的10 cm和100 cm深度的水温均值（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）

在夏季水温逐渐升温过程中，日间出现水温梯度现象。研究期间，7 月，上层（深度10 cm）与下层（深度100 cm）水温日间最高值逐渐升温至4 ℃左右，上下层开始出现较大的温度梯度（以下称为日间温度梯度）且温差大于1 ℃，持续时间一般为1～2 h。随着时间推移，8 月水温进一步上升，上下层水温日间最低值逐渐升温至4 ℃，出现日间温度梯度现象发生频率上升，持续时间一般为2～3 h。9 月，上下层水温经历先升温后降温过程，在降温过程中，虽然出现日间温度梯度发生频率下降，但随着天气逐渐晴朗，9月末至10月初，上下层水温日间最大值降至4 ℃左右，这一时段的日间温度梯度现象具有更长的持续时间，一般为2～5 h。经统计，研究期间的7月、8月和9月，上下层温差在1 ℃以上的平均天数分别为4 天、14 天、11 天。值得注意的是，日间温度梯度现象的发生频率，与上下层水温变化呈正相关，日间温度梯度现象持续时间与当天太阳辐射变化具有显著相关性。

2012—2021 年观测深度内，夏季湖水温出现夜间升温现象（图5）。数据表明，太阳辐射强度在13：00—15：00 之间最高（北京时，下同），18：00—20：00 之间消退，而在次日07：30—09：30 之间重新出现，气温最高值出现在14：00—16：00 之间，最低值出现在07：00—09：30 之间。然而，6 月至9 月期间，多次观测到水温于0 时左右各深度传感器均观测到水温上升现象（约1～2 ℃）或阻碍了降温过程［图5（b），5（c）］，且均为逆分层。同时，随着水温升高夜间升温出现的频率也呈上升趋势。

图5 2012—2021年龙巴萨巴湖湖水温度变化（a），2013年7月4日—7月9日水温日间变化（b），2020年8月12日—8月16日水温日间变化（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

龙巴萨巴湖每年气温大约从10 月中旬降至0 ℃以下，湖面开始结冰（即湖水温度低于0 ℃认为是湖冰），次年5 月中旬回暖至0 ℃以上，湖冰融化。湖冰随着气温变化而生长和消融，冰湖结冰期年际差异明显，大多数年份结冰期超过200 天（表2）。2012—2015 年，尽管年平均气温上升（夏季和冬季气温均呈上升趋势），但是湖泊冰封日期增长，出现冰封初始日期提前，湖冰融化时间推迟，冰湖结冰期增长，由2012—2013 年的178 天增长至2015—2016年的225天。2016—2018年夏季气温呈上升趋势但冬季气温呈下降趋势，尽管没有记录结冰日期但融冰日期提前20天左右。2019—2020年，气温年均值上升（夏季和冬季气温均呈上升趋势），冰湖冰封日期与融冰日期均接近观测时段的平均状态。

表2 2012—2021年龙巴萨巴湖结冰期Table 2 Longbasaba lake freezing period change data

根据湖水0 ℃深度分布特征可得，观测期内龙巴萨巴湖的冰层厚度和生长速率呈下降趋势［图5（a）］。2012—2021 年，冬季冰层厚度在100～200 cm变化［图5（a）］。观测时段湖冰温度最低发生在1月，湖冰最厚发生2 月。在2013 年2 月15 日，观测到湖水深度200 cm 的水温由2 ℃降至0 ℃，同时深度100 cm 以内冰层温度则由-4 ℃左右升至-2 ℃，而在2014 年2 月200 cm 深度水温则为1 ℃左右（即没有结冰），2015 年2 月，冰层厚度（0 ℃水温）降至100 cm 左右，同时观测到该深度水温由2 月1 日的1℃至2 月22 日降至0 ℃。2017 年冬季深度100 cm冰层温度最低值为-10 ℃，冰层厚度相比于2015 年增厚，但2020年冬季期间，冰层厚度在2021年2月8日生长至100 cm，于2 月21 日深层（深度100 cm）冰温降至最小值-2 ℃，冰层厚度减薄至100 cm左右。

4 讨论

4.1 气候变化对冰前湖水温影响

气温、降水、风速、太阳辐射强度、冰川融水以及湖泊深度是影响湖泊水温变化的主要因素［16-20，22-27］。冰湖的热交换通常由外部太阳辐射等热源加热机制和风及密度流动力机制驱动［41-43］，表现为由风力驱动表层水流加速湖水的热交换［22，25，41］，与由温度控制的湖水密度流（湖水最大密度温度一般为4 ℃左右）引起表层水与深层水发生热交换［24］。

气温和太阳辐射是冰湖水温变化的关键因素。太阳辐射是地球气候和地表气温的重要外部驱动之一［44］，对冰湖水温具有显著影响。气温随季节变化，受外部热源影响，湖泊水温呈现季节性变化。同时，风力驱动机制作用将冰湖表面被外部热源加热的湖水送至冰湖内部，导致湖水发生热交换。Wang 等［24］在对天山南部冰面湖的观测发现，冰湖深度5 m 处的水温日间变化呈“V”形，不受日间天气条件变化影响。而Sugiyama 等［25］在巴塔哥尼亚冰前湖的观测研究，发现约180 m 深度以内水层受风力驱动影响，处于同一温层（3～4 ℃）。龙巴萨巴湖夏季观测不同深度水温月均水温变化较小［图4（a）］。因此，龙巴萨巴湖观测深度温差小可能与风力、垂直密度流（动力）混合相关。

然而，随着气温回升，在动力和热力综合作用下，冰湖表层出现日间温度梯度。当夏季湖水温度逐渐升至3.5～4.0 ℃时（接近最大密度温度），形成白天正温分布，而夜间湖水混合温度分层消失；当水温日间最大值降至3.5 ℃，表层分层现象消失。表明夏季水温上升至最大密度温度前，湖水密度随着温度升高而上升，导致各层水温发生热交换［24］，当水温超过最大密度温度时上层水温在太阳辐射和气温作用下而上升，并在白天形成正反馈机制，表层水温升高-密度下降-水温进一步升高，形成明显温度分层。此外，日间温度梯度持续时间和发生过程，受高原气候条件影响，夏季多雨，致使日间太阳辐射和气温变化剧烈，因此，日间温度梯度因变化的天气条件而终止，致使其持续时间较短。9 月末至10 月，天气逐渐晴朗，日间温度梯度持续时间明显增长。就一天而言，上下层水温差异最大值通常出现在14：00—16：00之间。在这个时段内，在天气晴朗时，太阳辐射强度可达1 000 W·m-2。以上两点表明，太阳辐射强度和日间天气状态是出现日间温度梯度及其持续时间的主要影响因素，而上下层湖水温度是出现日间温度梯度的决定条件。

湖冰的生长初期，观测到与达则错类似的现象，即随着气温骤降至零下，冰层快速生长［18］。湖面冰层形成后，冰层阻断了风力对湖水的混合作用，不断增厚的冰层及其表面积雪，逐渐削弱了透过冰层进入水体的太阳辐射及水体与大气间的热交换，冰层及冰下水温的日变化逐渐减小。

4.2 冰川变化对冰前湖水温影响

冰川融水和地表径流流出对冰湖水文条件具有决定作用［20，22，25］。在智利南部、北美和喜马拉雅山的冰前湖研究中发现，冰川融水汇入湖内，由于其具有更高的密度，在密度流作用下向湖底涌去，并在浊度控制下，充斥在靠近湖底的区域［20，22-23］。冰川融水汇入湖泊后，沿着湖盆的形态向下涌动，最终聚集在距离冰碛坝1 000～1 850 m 之间的湖盆底部［36］。这种下涌现象促进了冰湖水的热循环，进而影响了水温的变化［20，45-46］。

2012—2021 年，龙巴萨巴湖湖水多次记录到夏季夜间升温现象。与白天升温的正分层模式不同，夜间升温呈现微弱的逆分层。这表明夜间的水温上升热源来自冰湖下层而非表面。随着水温上升，夜间升温出现频率也呈上升趋势。因此，当太阳辐射消失，气温下降导致表层水温下降后，水流作用会将由上升流带来的下层温水送至出水口［46］。此外，受冰川融水调节，夏季表层（深度0～200 cm）水温高于深层，促进冰架形成和崩解［22］。随着表层水温上升，冰崖崩解，浮冰聚集在出水口附近，其溶解促进冰湖水热循环。

最近有报道认为入湖冰川水下冰舌部分的物质损失量被低估［47］，也就是说水下部分冰川融水对湖水温度的影响也可能被低估。本文使用冰湖扩张率，粗略指示年际间冰川补给量变化。2012—2018 年，龙巴萨巴冰湖平均扩张率为0.034 km2·a-1［39-40］，其中，2014 年和2016 年冰川补给量高于其他年份，分别为（0.044±0.001） km2·a-1和（0.0445±0.001） km2·a-1。本文基于Landsat-8和Sentinl-2并结合Google Earth 卫星影像，对2019—2021 年龙巴萨巴湖形态变化进行了人工目视解译，2019 年和2021 年扩张速率显著高于2012—2018 年冰湖平均扩张率，分别为（0.045±0.001） km2·a-1和（0.040±0.001） km2·a-1。值得注意的是，冰川补给对气候变化具有较高的敏感性，尤其是夏季气候变化［23，47-49］。2012—2021 年夏季气温处于上升趋势，而水温则在4 ℃左右波动。其中，夏季水温上升主要发生在2014 年、2016 年、2019 年和2021 年。以上两点表明，冰川补给对夏季水温具有调节作用，夏季气温连续升高促使冰湖水温升高，进而致使母冰川冰下消融量增加，大量冰川补给的汇入调节冰湖水热循环，次年夏季水温下降。研究表明，龙巴萨巴坝体0～50 cm 深度地温内部冻土融化一般发生在5—10月，且埋藏冰的最大冻结深度逐年减少而最大融化深度逐年增加，活动层深度逐渐增加，坝体危险性增加［30，38］。综上所述，夏季气温升高，致使水温上升，随着气温持续上升，冰川融水量增大，同时水温升高影响冰川末端冰崖的形成与崩解，汇入冰湖的补给量逐渐增加，致使湖水温度下降。不同于主要受太阳辐射变化影响的坝体表面温度，湖水具有更复杂变化过程，冰通过湖水-坝体热交换影响坝体温度场。

5 结论

基于2012—2021 年对龙巴萨巴湖水温等实地观测资料，分析了10～200 cm 龙巴萨巴湖水温的变化特征及影响因素，得到结论如下：

（1）龙巴萨巴湖水温和年结冰期变化是气温、太阳辐射强度和冰川融水等多种因素共同作用的结果。

（2）夏季，冰湖水温呈现混合状态，特别是深度在0～200 cm 范围的表层水温内基本保持一致，9 月中旬达到全年最高值。较大的昼夜温差会导致表层水产生以天为单位的分层和混合现象，而这种日间温度梯度程度和强度主要受到日间太阳辐射强度和上下层湖水温度的影响。当上下层湖水温度升至最大密度温度时，强烈太阳辐射强度（≥1 000 W·m-2）致使上层湖水在密度流作用下快速上升，并与下层湖水形成温度梯度（温差约1 ℃）。晴朗的白天天气状态延长该状态的持续时间。冰川融水对夏季水温调节具有显著影响，在夏季气温年际上升趋势中，水温均值维持在4 ℃左右。

（3）冬季，冰层/水温的深度越大，温度越高，具有明显的温度分层现象。每年的10 月末或11 月初至次年的5 月末或6 月期间，冰湖会被冰层覆盖，进入结冰期，其持续时间约为202 d·a-1。在结冰期间，1 月冰温降至最低，而2 月随着冰湖上层冰温快速下降，冰层生长至最大厚度，最大冰厚通常为100～200 cm。

（4）冰期变化与夏季水温和年冰川补给量变化具有较强相关性。冰湖水温的变化，通过湖水-坝体热交换对坝体内部温度场产生影响，进而影响坝体冻融状态及稳定性。