摘要
湖冰是气候变化的指示因子，全球气候变暖对湖冰的生消过程产生了深远的影响。青藏高原湖泊众多，冻结现象普遍，对气候变化的响应最为敏感，但目前对于高原湖冰热力过程的研究较少，大气-湖冰-湖水间的相互作用机制尚未明确，而青海湖作为青藏高原最大的湖泊，对高原气候及水资源平衡的影响尤为重要。因此在2022年2月5日开展青海湖冰封期湖泊气-冰-水原位观测实验，分析积雪、沙尘及裸冰面情况下青海湖湖冰变化过程的差异。结果表明：2月处于湖冰发展平衡期，最大冰厚为36.5 cm，最大雪深为10.4 cm，雪深的增加降低了冰厚生长速率；湖冰反照率早晚高、午时低，积雪覆盖时反照率最大为0.61，而沙尘及裸冰面情况下反照率分别降至0.27和0.16，太阳净辐射强度也随反照率变化发生改变；随深度增加，冰温升高，日变化幅度减小，对气温的敏感程度减弱；积雪会显著降低气温与冰温间的相关性，相关系数由裸冰面阶段的0.93降至0.34；积雪放大了表层冰温对气温响应的滞后效应，滞后时间为73~169 min，而裸冰在太阳辐射强烈作用下，较气温提前97 min达到最大值；冰内垂向传导热通量的变化与冰温一致，随深度增加热通量降低，日变化幅度减小。裸冰面时传导热通量与其日变化幅度均大于积雪覆盖阶段，太阳辐射的昼夜交替影响上层冰温，传导热通量方向随之发生翻转；冰-水界面热通量呈增加趋势，积雪覆盖阶段均值为8.43 W/m2，裸冰面阶段均值增加至20.14 W/m2；湖冰平衡期的冰底潜热通量在-10~10 W/m2间波动。本研究丰富了青海湖冰封期的湖冰变化实测资料，为适用于高原地区的湖冰模型细化与参数化改进奠定了基础。
Abstract
Lake ice is an indicator of climate change, and global warming has a profound effect its growth and decay process. Numerous lakes on the Tibetan Plateau, where freezing phenomenon is common, is very sensitive to climate change. So far, there are few research on the thermal process of lake ice in the plateau, and the interaction mechanism between atmosphere-ice-water remains unclear. As the largest lake on the Tibet Plateau, Lake Qinghai has a particularly important impact on the plateau climate and water resource balance. Based on the in-situ observation of air-ice-water in Lake Qinghai during the ice-covered period on February 5, 2022, the variation of lake ice in Lake Qinghai under snow, dust, and bare ice conditions were analyzed. The results showed that the lake ice development was stable in February, with the maximum ice thickness and snow depth of 36.5 cm and 10.4 cm, respectively. The increase of snow depth reduced the ice thickness growth rate. The albedo of lake ice was higher in the morning and evening but lower at noon. The albedo of the snow-covered was the highest with the average value of 0.61, while the albedo under dust and bare ice conditions was 0.27 and 0.16, respectively. The net solar radiation also changed with albedo. With the increase of depth, the ice temperature increased, the daily variation decreased and the sensitivity of ice temperature to air temperature gradually decreased. The snow cover impacted the relation between air temperature and ice temperature, with the correlation coefficient decreasing from 0.93 in the bare ice stage to 0.34 if snow covers. Snow cover amplified the hysteresis effect of surface ice temperature response to air temperature, and the lag time was 73-169 min. The surface ice temperature reached its maximum 97 min earlier than the air temperature under the strong effect of solar radiation during the bare ice stage. The variation of vertical conduction heat flux in the lake ice was consistent to that of ice temperature. The heat flux decreased and the daily variation decreased with depth increased. In the bare ice stage, both the value and the daily variation amplitude of the conducted heat flux were greater than that in the snow-covered stage. The diurnal alternations of solar radiation affected the upper ice temperature, and the direction of conduction heat flux reversed accordingly. The water to ice heat flux showed an increasing trend, with the average of 8.43 W/m2 in the snow cover stage and 20.14 W/m2 in the bare ice stage. The latent heat flux of the ice bottom fluctuates between -10 W/m2 and 10 W/m2 during the ice equilibrium period. This study has enriched the measured data of lake ice changes during the freezing period of Lake Qinghai, and provided foundation for the refinement and parameterization improvement of lake ice models applicable to high-altitude areas.
Keywords
青藏高原地处亚洲内陆，面积约2.57×106 km2，平均海拔超过4000 m，是全球最高的高原[1-2]，广袤的高原上孕育着众多湖泊，面积超过1 km2的湖泊1000余个，湖泊总面积5×104 km2，约占全国湖泊总面积的51.4%[3-4]，维系着区域水资源安全和生态环境平衡[5]。青藏高原上的绝大部分湖泊受高海拔的影响存在季节性冻结现象[6]，湖冰作为冰冻圈重要组成部分，其发展过程与气候变化密切相关，是全球气候变化的指示因子[7]，而青藏高原是响应气候变化最敏感的地区之一[8]，气候条件的改变会显著影响高原湖冰的生消演变，湖冰的变化进一步改变大气-湖泊之间的能量与物质交换，从而影响区域气候特征[9-10]。
在全球气候不断变暖的大背景下，过去100多年间，北半球的湖泊和河流冰封期缩短，冻结时间推迟5.8 d/（100 a），融化时间提前6.5 d/（100 a）[11]。湖泊冰封期的缩短同时影响湖泊对气候变化的响应，研究表明1979—2006年来北美Lake Superior湖冰冰层的减少加速了夏季湖水温度的升高[12]。Xie等[13]观测了含章湖的冻融全过程，计算了该湖在完整冰封期内的热量收支变化，表明太阳短波辐射和净长波辐射对冰层影响占主导地位。湖冰的表面物质分布受降水、大风等气象因素影响而发生改变[14]，进而影响大气与湖冰之间的能量交换。Ohata等[15]通过对日本北海道Lake Abashiri的野外观测，发现中纬度湖冰结构中雪冰层的比例要高于高纬度地区，积雪的存在降低了气象条件变化对冰厚的影响。当冰面上存在10~20 cm积雪时，雪层隔绝了大部分的太阳辐射，使穿透冰层进入水中的太阳辐射通量显著减少[16]。湖冰、积雪和水体在不同波长下的光谱反射率变化一致，且湖冰的反射率大小介于积雪与水之间[17]。Cao等[18]对于乌梁素海湖冰的现场观测发现，裸冰面的日均反照率为0.54，而新雪覆盖冰面时日均反照率可以达到0.74。青藏高原广泛分布着流动沙丘和荒漠，是粉尘远程输送的主要源地之一，在冬季和初春容易产生沙尘暴天气[19]。当沙尘等物质覆盖积雪或冰面时则会进一步改变表面的辐射特征[20]，沙尘等具有较强的吸光能力，能显著降低表面反照率[21]，雪中黑碳等物质的存在可以促使青藏高原冰川的融化增加15%[22]。积雪和沙尘通过改变表面反照率，极大地影响湖冰的热量平衡，是湖冰数值模型发展的重要参数。
近年来对于青藏高原湖冰的研究逐渐展开，已有学者通过遥感技术对过去数十年间的青海湖封冻现象进行研究，结果表明青海湖多年平均冰厚为32~37 cm，同样存在封冻日期推迟、解冻日期提前、冰封期缩短的情况，但青海湖冰封期的减小速率要小于高原腹地的湖泊[23-25]。湖泊模型也是青海湖湖冰研究的重要手段，与使用冰冻度日法的湖冰生长模型相比，应用能量平衡的湖泊模型可以更加准确地模拟青海湖开始冻结以及融化结束的时间[26]，气温、向下长波辐射和太阳辐射对青海湖平均厚度变化的贡献最大，是提高湖冰模拟准确性的关键参数[27]。Shi等[28]结合多种湖泊蒸发模型发现，青海湖冰封期的升华现象显著，总升华量达到（175.22±45.98）mm，占全年的23%。由于青海湖地处青藏高原，位置偏远，自然环境恶劣，大多的研究使用MODIS等遥感影像数据或湖泊模型结合常规气象观测资料（气温、风速、风向、降水等）的方式，针对湖冰物候变化等展开研究。但关于湖冰、积雪和冰下湖水动态变化的实测资料十分匮乏，导致遥感和模型的计算不能完全准确地描述湖冰演变过程，限制了高原湖泊湖冰模式的发展[29]，因此仍需现场原位观测资料支撑与验证。为此，于2022年2月5日-2022年3月1日开展青海湖冰封期气-冰-水原位观测实验，获取高原咸水湖冰变化特征和水文气象资料，探究积雪、沙尘引起的冰面特征差异对冰厚发展、辐射特性、冰水温度、冰内垂向传导热通量以及冰-水界面热量平衡的影响，为高原湖泊原位观测及热力学过程研究提供思路，为适用于高原湖泊的湖冰模型参数化改进提供基本资料，为气候变暖背景下高原水资源的合理利用和生态稳定提供科学支撑。
1 研究区域与观测方法
1.1 研究区域概况
青海湖（36°21′~37°15′N，99°36′~100°47′E）位于青藏高原东北边缘[30]（图1），东西长约106 km，南北宽约63 km，湖水面积约4486.1 km2，海拔约3195 m，平均水深为18.3 m，最大水深为26.6 m，湖水呈弱碱性，pH值为9.23，含盐量为12.50~14.13 g/L[25，29]，是我国最大的内陆咸水湖泊。青海湖属于半干旱高寒大陆性气候，终年气温较低且日温差较大，多年平均气温为-1.4~1.7℃，湖区多年平均降水量为319~395 mm，且多集中在夏季，多年平均蒸发量约为800~1100 mm[24，31]。青海湖一般每年11月左右开始结冰，12月形成稳定冰盖，次年3—4月湖水逐渐解冻[32]，最大冰厚可达0.7 m[30]。
1.2 原位观测
于2022年2月5日-2022年3月1日在青海湖开展冰封期湖泊气-冰-水原位连续观测实验，观测点（36°35′17″N，100°29′53″E）位于青海湖东南部，距岸边约500 m（图1）。本次实验使用木方固定观测仪器并架设在稳定冰面，采用太阳能供电系统供电，通过GPRS无线传输技术实时获取数据。实验中各项观测项目所使用的仪器及详细参数见表1，实验现场见图2a，仪器设置高度（深度）见图2b。观测实验所使用的各类仪器已经在含章湖[34]多个冬季的观测实验中应用，仪器运行稳定，观测结果可靠。
2 结果
2.1 气象条件
整个观测实验历时25 d，观测期间的气象要素见图3。从图3a可以看出，观测期间气温均在0℃以下，平均气温为-10.1℃，最低气温为-19.7℃，出现在2月8日，最高气温为-0.6℃，出现在2月27日。气温整体呈现上升趋势，2月6日-2月28日平均气温升高8.1℃，其中2月6日-2月8日气温较低，2月6日的平均气温为-13.1℃，2月7日和8日的平均气温均为-15.2℃。随后气温逐渐升高，期间出现一次降温过程，气温从2月18日的-9℃下降到2月19日的-12.4℃，降低3.4℃，随后继续升温。从图3b可以看出，观测期间空气的相对湿度日变化剧烈，2月6日出现最大相对湿度，达到93.1%，此时正在降雪，伴随大雾天气，引起较高的相对湿度；2月24日夜间的相对湿度最小，为16.5%。从图3a~c可以发现，气温较高时相对湿度较大，但风对相对湿度也存在显著影响，相对湿度的4次降低均伴随着风速的增加，大风天气会引起相对湿度下降。观测期间平均风速为3.2 m/s，静风天气仅占4.65%。第一次大风天气出现在2月12日-2月14日，这3天最大风速分别为13.3、12.3和13.7 m/s，此次大风伴随沙尘暴，大量沙尘覆盖雪面，其余两次大风过程出现在2月18日和28日，最大风速也均超过12 m/s。从图3d可以看出，青海湖地区太阳辐射强烈，2月13日之前入射太阳辐射日峰值约为800 W/m2，随后逐渐增大到1000 W/m2左右。冰面覆盖物显著改变冰面反射辐射，在积雪覆盖期间反射辐射强度较高，约为500 W/m2，沙尘覆盖期间则下降至200 W/m2左右，而在裸露冰面期间仅为100 W/m2左右。
表1观测仪器介绍
Tab.1Introduction of observation instrument
图2青海湖气-冰-水观测（a：实验观测现场；b：实验仪器布置）
Fig.2Lake Qinghai air-ice-water observation (a: experimental observation site; b: experimental instrument layout)
2.2 雪深、冰厚的发展过程及冰水温度场
观测期间出现的降雪和大风天气（图4），将冰面的变化分为薄雪覆盖、积雪与沙尘共同覆盖以及裸冰面3个不同阶段。第一次降雪出现在2月5日夜间至2月6日，雪深1.8 cm，2月7日雪深降至0.5 cm，2月9日夜间出现飘雪现象，使2月10日雪深达到0.7 cm，此后雪深维持在0.6 cm左右，直至2月12日出现大风天气，湖表积雪和陆地沙尘随大风迁移，促使冰面覆盖物厚度急剧增加，在2月13日达到最大，最大雪深为10.4 cm。此后，受太阳辐射的影响，积雪融化，雪深减小，2月18日雪深降至1.6 cm，融化速率为1.5 cm/d。由于2月18日的大风天气（图3c），2月19日冰面上的积雪被吹散，冰面完全露出，但在昼夜交替影响下，下层积雪反复冻融形成一层雪冰，厚度约1 cm，直至2月22日，冰面出现升华现象，冰面高程逐渐下降，至3月1日，冰面共下降1.1 cm，升华速率为0.12 cm/d。
观测期间青海湖湖冰生长缓慢，处于湖冰平衡期。2月5日的初始冰厚为32.4 cm，2月11日冰厚为34.6 cm，冰厚生长速率约为0.31 cm/d；随后湖冰继续发展，2月12日-2月18日7天时间里冰厚由34.7 cm增长至35.2 cm，仅增加0.5 cm，生长速率降至0.07 cm/d，在此期间积雪持续覆盖冰面，冰厚增长速度缓慢，雪深增加延缓了湖冰的生长。图4中蓝圈处显示2月19日冰厚明显增加，这是由于冰面约1 cm的雪冰层导致冰厚增长，使当日冰厚增加至36.1 cm，21日达到最大冰厚（36.5 cm），湖冰生长速率为0.13 cm/d，此时虽然积雪消融，但受气温升高、太阳辐射的影响，抑制了冰层生长，生长速率降低。随后冰底变化趋于稳定，伴随着冰表面升华作用，冰厚逐渐减小，至3月1日实验结束时，冰厚为35.5 cm。
图3气象要素（a：气温；b：相对湿度；c：风速；d：太阳辐射）
Fig.3Meteorological elements (a: air temperature; b: relative humidity; c: wind speed; d: solar radiation)
图4同时展现了观测期间冰水温度场的变化情况，冰温随着深度增加而升高。积雪覆盖下冰温变化幅度明显小于裸冰面阶段。在积雪覆盖阶段，湖冰上层5~15 cm受气温影响显著，冰层保持较低温度，平均冰温为-3℃，15 cm以下冰层对气温变化不敏感，冰温更高，平均冰温约高2℃。而裸冰面阶段，冰温迅速下降，日变化加剧，冰温整体低于积雪覆盖阶段，5 cm的冰温最低可以达到-10.5℃。同时随着时间的推移，气温不断升高，太阳辐射强烈，冰温也随之升高，观测后期冰温可以达到-2℃左右。冰下水温变化稳定且各层变化趋势一致，40~50 cm的水温约为-0.2℃，混合均匀，2月26日后，水温升高，介于0~0.3℃之间，而60 cm处水温略低，维持在-0.5℃左右。值得注意的是，图4中红框处，2月15日-2月17日，平均气温相对稳定，但冰温日变化加剧，冰温明显升高，2月17日的冰温较14日升高约0.6℃，尤其在白天，升温更加明显，冰温升高至-1.7℃左右，5 cm处冰温升温最为显著，升温幅度可达1.5℃。这种情况的原因将在3.2节进行说明。
3 讨论
3.1 积雪与沙尘对湖冰反照率的影响
冰面反照率的日变化明显（图5a），早、晚时段显著高于中午时段。湖冰表面覆盖物会显著改变湖冰反照率，2月6日降雪的发生将反照率迅速增大到0.68，随后在积雪的变质作用下，反照率逐日降低，2月11日反照率下降到0.55。在薄的积雪覆盖阶段，平均反照率为0.61。2月 9日晚间出现零星飘雪，湖表上的变质积雪被一层薄的新雪所覆盖，导致2月10日的反照率略微增大。2月12日为大风天气，沙尘完全附着在积雪表面，沙尘的反照率明显低于积雪，当日15：00反照率迅速降至0.36，但由于大风在当日下午出现，上午积雪的强反射使日平均反照率仍维持在0.49。2月13日和14日两日冰面处于沙尘的持续覆盖，反照率继续下降，分别为0.31和0.22，沙尘覆盖阶段的平均反照率为0.27，这与Li等[35]提出沙尘的反照率为0.212±0.126相近。2月15日反照率进一步下降至0.15，与裸冰面反照率一致，是由于2月14日继续出现强风，当日最大风速为13.7 m/s，改变了冰面的积雪沙尘分布，导致部分冰面露出，引起反照率的下降。2月19日冰面残存的积雪和沙尘被前一日的强风完全吹散，冰面裸露，反照率稳定在0.14~0.16之间，平均反照率为0.16，这与文献提到的青藏高原的湖泊无雪时湖冰反照率较小（普遍低于0.20）的结果一致[36]。
图4雪深、冰厚变化过程及冰水温度场
Fig.4Snow depth and ice thickness development process, and the temperature field of ice and water
图5反照率（a）与太阳净辐射（b）
Fig.5Albedo (a) and net solar radiation (b)
积雪和沙尘反射特性的巨大差异直接改变了湖表吸收的太阳净辐射（图5b）。积雪具有高反射特性，反射了大部分太阳辐射，使太阳净辐射减小，日均净辐射为89 W/m2；而沙尘覆盖、裸冰面则削减了表面的反射辐射，净辐射增加，日均净辐射增加到200 W/m2左右，更多的太阳辐射进入到下层结构中，引起冰、水温度的增加，从而影响湖冰的发展过程。
3.2 积雪与沙尘对冰/水温度的影响
气温是湖冰发展的驱动因素[14]，气温的波动直接影响冰温的变化。气温的波动主要体现在气温的日变化特征，为探究不同深度湖冰对气温日变化的响应，分别计算了气温、不同深度冰温（5、10、15和20 cm）以及水温（40 cm）的日变化幅度。由图6可知，5 cm冰温日变化幅度最大，受气温的影响最强烈，并且随着深度的增加，冰温日变化幅度逐渐减小。以5 cm处的冰温变化为例，该层的平均冰温日变化幅度在3个阶段分别为1.5、2.3和7.9℃，表明当湖冰表面存在积雪时，冰温日变化幅度减小。积雪改变了湖冰与大气之间的热交换过程，积雪的低导热特性[37]使其具有良好的保温隔热作用，阻碍气温向下传递，削弱气温波动对冰温的影响，降低冰温日变化幅度。2月13、14日各层冰温日变化幅度继续减小，说明雪深越大，对气温的阻隔作用越明显。前文提到，2月15日-2月17日冰面积雪仍有一定厚度，气温保持稳定，但冰温却在升高，由图6还可以看出气温日变化幅度降低，但冰温日变化幅度仍在增加。这种异常现象出现的原因一方面是2月14日的大风天气改变了冰面积雪沙尘分布，部分冰面裸露，反照率降低，更多的太阳辐射可以直接作用于冰面，进而提高冰温；另一方面沙尘可以吸收绝大部分的太阳辐射，并向下传导，加剧下层积雪的变质和融化[38]，积雪变质使积雪内部孔隙增加，导热性能增强，气温能够更好地向下传递，从而影响冰温，进一步导致冰温日变化幅度明显增加。
图6气温、冰温及水温的日变化幅度（a：气温；b：5 cm冰温；c：10 cm冰温； d：15 cm冰温；e：20 cm冰温；f：40 cm水温）
Fig.6The daily variation scopes of air, ice and water temperature (a: air temperature; b: 5 cm ice temperature; c: 10 cm ice temperature; d: 15 cm ice temperature; e: 20 cm ice temperature; f: 40 cm water temperature)
通过2月11日、2月13日和2月25日的冰水温度廓线（图7），具体分析3个不同覆盖阶段的冰-水温度日变化特征。积雪覆盖下，各时刻冰内温度基本呈近线性分布。而裸冰面状态下，冰温日变化剧烈，白天，太阳辐射不断增强，气温升高，表层冰温急剧升高，太阳辐射通过表层进入下部冰层，下层冰温升高，但绝大部分太阳辐射被表层吸收，下层冰温的升温幅度要低于表层，使冰内温度呈“C”型分布，16：00表层冰温达到最大值。白天结束，太阳辐射消失伴随气温下降，表层冰温迅速下降，下层冰温高于上层，冰内温度呈倒“S”型分布。经过一夜的降温，冰内温度恢复近线性分布，在8：00冰内温度达到最低值。同时，冰面覆盖物的消失，也使得部分太阳辐射进入冰层下方水体，引起40~50 cm处的水温升高，日变化加剧，较2月13日40 cm水温升高0.4℃，达到0.1℃。2月25日，表层冰温的最大值为-0.5℃，较青海湖湖水的冻结温度（约-0.7℃）略高，这是由于冰层在融化的过程中伴随脱盐过程，盐度的降低使得冰层融点升高，这与同样含盐的海冰融化过程类似[39]。
图7冰、水温度的垂直分布（a：2月11日；b：2月13日；c：2月25日；红色虚线表示湖水冻结温度为-0.7℃）
Fig.7Vertical distribution of ice and water temperature (a: February 11; b: February 13；c: February 25; The red dashed line represents the freezing temperature of the lake water-0.7℃)
为更详细地说明有、无积雪覆盖下冰内温度对气温的响应，计算了不同阶段气温与冰内温度（5~20 cm冰层的平均温度）的相关系数（图8a~c）。结果表明，3个阶段气温与冰内冰温的相关系数分别为0.52、0.34和0.93，裸冰面状态下，气温与冰内温度的相关性最大，在积雪覆盖的阶段相关性明显降低，且随着雪深增加，相关性进一步下降。图8d~f则进一步表明表层冰温对气温波动的响应最为敏感，相关性最大，随着深度的增加，气温的调控逐渐减弱，相关性降低。
3.3 积雪与沙尘对冰/水温度响应气温变化滞后效应的影响
图8也反映了冰温在响应气温变化时存在一定的滞后效应，5 cm的表层冰温对气温变化最为敏感，因此分别计算3个阶段5 cm冰温时间序列相对气温时间序列的滞后相关性，并将两者间的最大相关系数所对应的时间相位差定义为滞后时间[14]。
如图9a所示，0.6 cm雪深时，5 cm冰温变化相对气温滞后73 min，最大相关系数为0.873；8.2 cm的积雪和沙尘覆盖下，该层冰温滞后169 min，最大相关系数为0.824；在裸冰面阶段，表层冰温与气温间的滞后现象消失，同一时刻冰温与气温的相关系数最大为0.892。40 cm水温与气温之间的相关性较弱，但滞后效应的变化趋势与冰温一致，两个不同雪深覆盖阶段的滞后时间分别为230和270 min，裸冰面下同样滞后现象消失。裸冰面阶段冰温相对气温无明显滞后现象，与青海湖区白天强烈的太阳辐射直接相关，表面冰温表现最为明显。统计冰面无雪情况下每日5 cm冰温、气温和太阳净辐射到达最大值的时间，最大温度与最大净辐射的时刻相位差为冰/气温变化响应太阳净辐射的滞后时间，见图9b。结果表明，最大气温时刻相对最大净辐射平均滞后270 min，冰温则平均滞后173 min，冰温比气温更快达到最大值，平均提前97 min。当冰面存在积雪时，雪深是阻碍气温向下传递的关键因素，雪深越小，阻隔作用越小，滞后时间越短；而当无雪的情况下，冰层的升温受太阳辐射影响加剧，太阳辐射直接作用冰面，导致表层冰温快速升高。青海湖地区海拔较高，入射的太阳辐射相对其他区域更强，太阳辐射对冰温的影响更为突出。
图8冰温对气温变化的响应（a：2月8—11日；b：2月12—14日； c：2月23—26日；d：2月11日；e：2月13日；f：2月25日）
Fig.8The response of ice temperature to air temperature changes (a: February 8-11; b: February 12-14; c: February 23-26; d: February 11; e: February 13; f: February 25)
图9冰/水温响应气温变化的滞后效应（a）与冰/气温度响应太阳净辐射的滞后效应（b）
Fig.9Hysteresis effect of ice/water temperature in response to air temperature change (a) and the hysteresis effect of ice/air temperature in response to net solar radiation change (b)
3.4 积雪与沙尘对冰层传导热通量的影响
垂直方向上的冰层传导热通量是驱动湖冰生长的主要能量分量[39]。本文分别计算了冰面下5~10 cm、10~15 cm、15~20 cm和20 cm至冰底的垂向传导热通量，传导热通量的计算遵循傅里叶定律[40]，即：
(1)
式中，Fc是冰层垂向传导热通量，W/m2，方向以向上为正；ki为冰的导热系数，W/（m·℃）；/ 为垂向温度梯度，℃/m。青海湖为咸水湖，计算冰的导热系数需要考虑冰温和盐度[41]，据实测结果青海湖湖冰的盐度为2.1‰。
与冰温变化一致，湖冰的传导热通量随气温的变化呈现明显的高频波动（图10），这种剧烈的波动特征随冰层深度的增加逐渐减弱，同时传导热通量减小。湖冰下层的传导热通量相对于上层存在滞后效应。积雪覆盖冰面阶段的热通量及其波动幅度要远小于裸冰面阶段。在积雪覆盖阶段，15~20 cm冰层的传导热通量略高于10~15 cm冰层，这是由于积雪的隔热作用。对于15 cm及以下的冰层，气温的影响较小（图4），冰温更高，15~20 cm冰层的温度梯度大于10~15 cm冰层，引起传导热通量增大。而在冰底，冰温一直保持在冻结温度，温度梯度很小，仅为5~8℃/m，因此20 cm至冰底的传导热通量很小，在13 W/m2左右。在裸冰面情况下，气温对冰温的影响向更深冰层发展，中下层处冰温降低，15~20 cm的温度梯度逐渐小于上层，传导热通量也随之改变。至于冰底，温度梯度增大，20 cm至冰底的传导热通量增加，均值为22 W/m2。受太阳辐射的影响，除冰底外的冰层垂向热传导通量均逐渐出现负值，上层冰温高于下层，热量向下传导，这是促进冰层内部融化的主要能量来源，向下传导热通量大小与当日太阳辐射强度有关（图5b），太阳净辐射越大，向下传导热通量越大，在夜间，无太阳辐射作用，气温主导冰温的变化，使上层冰温迅速下降，引起向上传导热通量的增加，表面冰层（5~10 cm）向上的传导热通量峰值可以达到100 W/m2以上，冰层内传导热通量日变化加剧。
图10冰内垂向传导热通量
Fig.10Vertical conductive heat flux of ice layer
3.5 积雪与沙尘对冰-水界面热量平衡的影响
(2)
式中，Fw为冰-水界面热通量，Fl为冰底冻结/融化的潜热通量，两项单位均为W/m2；Lf为冰的冻结/融化潜热，单位为kJ/kg；/ 为冰底的冻结/融化引起的厚度变化。同样因湖冰中含盐，Lf的取值依赖于冰温和盐度[43]，咸水冰的Lf要比淡水冰略小，冰-水界面的热量平衡计算结果见图11。结果显示实验期间的Fw处于逐渐升高的趋势，而Fl受冰底的冻结和融化影响，变化不规律，但整体在-10~10 W/m2间波动。在积雪覆盖阶段，Fw维持在较低水平，均值为8.43 W/m2。2月16、17日由于强风引起部分冰面露出，太阳辐射进入冰体，引起冰温升高，传导热通量Fc下降，而此时每日冰底出现0.1 cm的融化，致使Fw＞Fc。此后进入裸冰面阶段，受气温的作用，冰底温度梯度增大，Fc增加，白天更多的太阳辐射进入水体，促使水温升高， Fw增加，白天在此阶段Fw均值为20.14 W/m2，约为积雪覆盖阶段的2.9倍。随着气温与太阳辐射的持续作用，冰温、水温升高，Fw逐渐高于Fc，冰底呈现融化趋势，预示该年湖冰逐渐进入融化期。
4 结论
1）2022年2月5日-3月1日处于青海湖湖冰平衡期，最大冰厚为36.5 cm，最大雪深为10.4 cm。积雪影响冰厚的增加，雪深越大，冰厚增长得越缓慢，薄雪覆盖时冰厚生长速率为0.31 cm/d，而雪深明显增加后冰厚生长速率降至0.07 cm/d。
2）湖冰反照率呈早晚高、午时低的日变化趋势。不同湖冰表面覆盖物会显著改变反照率，积雪与裸冰面的平均反照率分别为0.61和0.16，沙尘的平均反照率介于两者之间，为0.27。反照率的改变直接控制太阳净辐射的增减，沙尘的低反射性质加速积雪的变质和融化过程，从而间接增强气温对冰温的影响。
图11冰底深度变化（a）与冰-水界面热量平衡（b）
Fig.11Changes of ice bottom (a) and the heat balance at the ice-water interface (b)
3）气温是影响冰温变化的主要因素，表层冰温对气温变化的响应最为敏感，随冰层深度的增加，气温的影响作用减弱。积雪的低导热特性改变气-冰热交换结构，削弱冰温与气温间的相关关系，降低冰温的日变化幅度。裸冰面情况下气温与冰温间的相关系数最大，为0.93；0.6 cm的积雪将相关系数减小至0.52；当雪深增加至8.2 cm，相关系数减小到0.34。
4）积雪阻碍冰温对气温变化的响应，冰温相对气温的滞后效应明显加剧，0.6 cm积雪使表层冰温（5 cm）滞后气温73 min，8.2 cm的积雪和沙尘使滞后时间增加至169 min；水温（40 cm）相对气温同样存在滞后效应，2个不同积雪覆盖阶段的滞后时间分别为230和270 min。青海湖地区独特的高太阳辐射特征同样控制着冰温的变化过程，使裸冰情况下表层冰温（5 cm）与气温之间的滞后效应消失，表层冰温相对于气温超前97 min达到每日温度最大值。
5）冰层内垂向传导热通量的变化与冰温一致，随深度的增加，热通量与其日变化幅度均减小。太阳辐射的昼夜交替引起冰内垂向传导热通量方向的转变，向下的传导热通量为促进湖冰的融化提供能量。积雪削弱气温和太阳辐射的作用，使冰内传导热通量和冰-水界面热通量明显小于裸冰面阶段。积雪覆盖下的冰水热通量均值为8.43 W/m2，裸冰面下的均值为20.14 W/m2，是积雪存续期间的2.9倍。而冰底潜热通量较小且在-10~10 W/m2间波动。
致谢：感谢中国科学院西北生态环境资源研究院文莉娟老师团队的各位老师、同学在观测实验过程中的大力支持和帮助！
