2024, Vol. 36 
(2: 黄河流域内蒙古段生态保护与综合利用自治区协同创新中心, 包头 014010)
(3: 乌兰察布市生态环境局凉城县分局, 乌兰察布 013750)
(4: 济南市市政工程设计研究院(集团)有限责任公司, 济南 250102)
(2: Collaborative Innovation Center of Autonomous Region for Ecological Protection and Comprehensive Utilization in the Inner Mongolia Section of the Yellow River Basin, Baotou 014010, P. R. China)
(3: Liangcheng County Branch of Ecological Environment Bureau of Ulanqab City, Ulanqab 013750, P. R. China)
(4: Jinan Municipal Engineering Design & Research Institute(Group) Co., Ltd, Jinan 250102, P. R. China)
全球范围内，季节性冰覆盖湖泊的数量超过50%。这些湖泊每年的冰封期超过150天，冰雪覆盖对湖泊生态系统产生了深远影响[1-2]。水温和溶解氧是水环境的基础指标，其变化对湖泊生态系统具有重要意义[3-4]。不同湖泊接受太阳辐射的能量以及冰雪条件等环境因素不同, 这些环境因素的变化会造成湖泊冰下水体溶解氧的变化差异，同时对整个湖泊生态系统产生重要影响[5]。特别是蒙新高原湖区，其冰封期和非冰封期的交替变化对湖泊中的溶解氧分布产生重要影响[6]。该地区冬季降雪少，辐射强，气候条件与北欧、中欧、北美等地湖泊有所不同[7]。同时，蒙新高原湖区湖泊在冰封期受到不同气候、气象和天气条件的影响，使得其溶解氧变化特征更加复杂。蒙新高原湖泊多为浅水湖泊，由于水体深度较浅，受到浮游生物和沉积物的持续消耗影响更强，容易出现底层缺氧现象[8]。湖泊底层的沉积物通常较温暖，有机沉积物的堆积也较多，使得底层水体中的氧气消耗速率大于上层水体。通过对多个湖泊研究发现，蒙新高原同纬度不同地区湖泊冰封期溶解氧变化特征也存在差异。冰封期湖泊由于受到内源释放、生物扰动、新陈代谢等因素影响，溶解氧浓度发生变化，进而对湖泊生态系统产生影响[9]。
随着人类活动的加剧和全球气候变化的影响，湖泊生态环境问题日益突出[10]。冰封期湖泊溶解氧变化特征的研究，对揭示湖泊生态系统对气候变化的响应机制、预测未来湖泊生态系统的发展趋势提供了理论支持[11]。了解冰封期湖泊溶解氧变化特征及其影响因素，对于制定有效的湖泊保护和管理策略，确保湖泊生态系统的健康和可持续发展具有重要意义[12]。为了更好地理解蒙新高原湖区冰封期湖泊溶解氧的变化特征，本研究通过对冰封期湖泊溶解氧分布特征的深入探究，揭示了蒙新高原湖区冰封期湖泊溶解氧的变化规律及其影响因素，旨在为保护和管理蒙新高原湖区湖泊生态环境提供理论依据，也为全球湖泊生态研究提供新的视角。
1 材料与方法 1.1 研究区域概况蒙新高原湖区同纬度地区且地理位置相近的乌梁素海、南海湖、岱海3个不同湖泊(图 1)，其每年11月至翌年4月为冰封期[13-15]。冰封期湖泊概况见表 1，水深、冰厚、盐度等数据来源于2022年度冬季现场实测数据，浮游植物密度为显微计数法统计数据。
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图 1 研究区位及采样点分布 Fig.1 Study area and sampling points distribution |
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表 1 冰封期湖泊概况 Tab. 1 Overview of lakes during the ice-covered period |
乌梁素海(40°36′~41°03′N，108°43′~108°57′E)位于内蒙古自治区巴彦淖尔市乌拉特前旗境内，是内蒙古高原地区具有重要生态功能的天然湖泊湿地，且承担了河套灌域内90% 以上的农田排水[16]，为典型的农田灌溉排水湖泊。该湖泊地处半干旱季风气候，区域辐射强烈，干燥少雨，湖水含盐量逐年增高，气温和降水具有明显的季节性变化特征。
南海湖(40°30′~40°33′N，109°59′~110°26′E)位于内蒙古自治区包头市，是黄河流域内蒙古段的重要组成部分。南海湖是包头市典型的城市湖泊，地势北高南低，呈现阶梯状，湖泊周围陆地以河滩地和湿地为主，并且该湖泊在调节气候、旅游休闲和保障包头市生态安全方面起着关键作用[17-18]，为西北部寒区湖泊的代表之一。
岱海(40°29′~40°37′N，112°33′~112°46′E)位于内蒙古自治区乌兰察布市凉城县境内，是内蒙古自治区的第三大内陆湖泊[19]，也是我国“两屏三带”生态安全战略格局中“北方防沙带”的重要组成部分。在2022年岱海水体中的盐度达到17 g/L，岱海已经成为典型的闭塞式内陆咸水湖泊。岱海现有主要入湖河沟22条[20]，主要的补给来源为降水和径流，排泄以蒸散发和渗漏为主[21]。由于周边工农业的兴起、地下水的过量开采，岱海出现明显的湖面萎缩现象[22]。
1.2 湖泊参数监测方法和取样方法基于团队前期的研究基础[8, 11, 23]，在3个湖泊分层布置高频溶解氧仪来监测溶解氧和水温(美国PME mini DOT)，并在表层布置环境光度仪(美国PME mini PAR)测量400~700 nm范围的光波长，两种仪器每15 min记录一次数据(附表Ⅰ)。岱海布置点位为D4点(水深3.9 m)，于表层、中层、底层(表层0.8 m、中层1.8 m、底层3.7 m)处布置；南海湖点位为N3点(水深2.6 m)，于表层、中层、底层(表层0.6 m、中层1.5 m、底层2.4 m)处布置；乌梁素海点位为W4点(水深1.7 m)，于表层、底层(表层0.6 m、底层1.2 m)处布置(因乌梁素海水深较浅故只布置两层探头)。为获取冰封期更丰富的数据，2022年2月在布设的采样点通过冰面钻孔的方式现场测定3个湖泊分层水温、pH、溶解氧等参数，而后使用分层取水器分别采集3个湖泊各个点位分层水样各1 L，带回实验室完成总氮、总磷等水质指标的检测(附表Ⅱ)。选取3个湖泊每个点位表、中、底3层水质数据作环境因子相关性分析；相关系数热图和其他图表的绘制通过Origin 2022实现。
2 结果与分析 2.1 冰封期湖泊溶解氧变化趋势的差异 2.1.1 不同类型湖泊溶解氧垂向分布差异与日变化在整个冰封期内岱海湖区冰下水体DO浓度在14.13~16.26 mg/L之间，平均值为15.19 mg/L，乌梁素海湖区冰下水体DO浓度在2.03~20.81 mg/L之间，平均值为11.42 mg/L；南海湖湖区水体DO浓度在1.97~10.01 mg/L之间，平均值为5.99 mg/L。湖泊DO浓度的变化特征均表现为昼升夜降。选取2022年2月1日(日变化幅度特征明显)3个湖泊溶解氧日变化进行对比分析(图 2)。在昼夜变化幅度上，3个湖泊各层之间存在明显的差异，从大到小依次呈现为：南海湖>乌梁素海>岱海。岱海的3层溶解氧昼夜变化幅度从大到小为：底层>表层>中层(图 2a)，主要原因是岱海水体中浮游植物密度较低，且表层浮游植物生物量比中层和底层更大。该情况下，光合有效辐射(PAR)随着水深增加而减小，导致白天表层和中层溶解氧浓度大于底层溶解氧浓度[24]，此外，夜间底层水温较高，沉积物氧化反应消耗更多的溶解氧，而表层由于水温较低，呼吸作用没有底层强烈，溶解氧消耗低于底层。南海湖的溶解氧昼夜变化幅度从大到小依次为中层>底层>表层。南海湖浮游植物密度相比其他2个湖泊较高[25]，白天表层接受到的PAR较多，光合作用显著，溶解氧浓度大于中层和底层。然而，夜间表层温度较低，生物呼吸作用较弱，而中、底层水温较高，微生物呼吸作用较强，且中层浮游植物密度大于底层，夜间呼吸耗氧大于底层(图 2b)。乌梁素海作为草型湖泊，在冰封期表层接受到更多的PAR，光合作用更强烈。由于水温较低，呼吸作用相对较缓慢，表层溶解氧昼夜变化较大。底层水温较高，呼吸速率快，耗氧加快，而昼间光合作用积累的溶解氧浓度较低，容易出现底层缺氧现象[26]。因此，乌梁素海底层溶解氧昼夜变化幅度相对较低(图 2c)。
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图 2 2022年2月1日湖泊各层溶解氧浓度日变化 Fig.2 Daily changes in dissolved oxygen concentrations in various layers of the lake on 1 February 2022 |
根据湖泊DO和水温的变化规律可将观测期划分为3个阶段，在初始阶段，岱海和南海湖溶解氧浓度呈现缓慢增加趋势，而乌梁素海溶解氧浓度处于平稳状态。如图 3~5所示，岱海溶解氧浓度远高于南海湖和乌梁素海，而乌梁素海底层甚至呈现缺氧状态[23]，同期3个湖泊中，岱海溶解氧浓度一直处于较高水平，其原因为岱海冰封期水柱垂向水温较低，整体呼吸作用微弱，冰面无积雪，水体中接受到更多PAR，光合作用产氧强烈，同时较低的水温使氧气溶解能力增强，水体中溶解氧大量积累。此外，各湖泊在水温变化上也存在明显差异(图 6~8)，岱海表、中、底3层水温基本保持恒定，未出现水温分层现象，乌梁素海水温在初始阶段也保持恒定状态，但表、中、底水温出现明显分层现象，表层水温偏低，底层水温偏高，与之不同的南海湖水温在初始阶段表、中、底3层均保持较高且呈现上升趋势，未出现明显分层，但其水温受天气影响较大，波动明显(图 7a)。中期阶段，岱海溶解氧浓度在一定范围内保持平衡，而南海湖受降雪覆盖影响，观测区域溶解氧浓度在1月23日开始出现下降，同期乌梁素海溶解氧呈上升趋势。此阶段，岱海和乌梁素海水温呈逐渐上升趋势，乌梁素海水温依旧明显分层，南海湖受降雪影响水温总体呈下降趋势，水温逐渐出现分层。到消融期，湖冰逐渐消融，冰面出现破裂，3个湖泊溶解氧变化都呈现无序状态，而水温变化出现不同，岱海水温开始出现分层，南海湖和乌梁素海逐渐结束水温分层，表、底层水温开始趋于等温。
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图 3 岱海冰封期表层(a)、中层(b)和底层(c)溶解氧浓度变化 Fig.3 Concentration changes of dissolved oxygen in the surface layer (a), middle layer (b) and bottom layer (c) of Lake Daihai during the ice-up period |
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图 4 南海湖冰封期表层(a)、中层(b)和底层(c)溶解氧浓度变化 Fig.4 Concentration changes of dissolved oxygen in the surface layer (a), middle layer (b) and bottom layer (c) of Lake Nanhai during the ice-up period |
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图 5 乌梁素海冰封期表层(a)和底层(b)溶解氧浓度变化 Fig.5 Concentration changes of dissolved oxygen in the surface layer (a) and bottom layer (b) of the Lake Ulansuhai during the ice-up period |
岱海表层、中层和底层水温和溶解氧变化趋势，如图 6所示。初始阶段(2022年1月10日-2月5日)岱海水温在-0.16~-0.13 ℃范围内波动，表层、中层和底层日均溶解氧浓度分别从14.41、14.49和14.29 mg/L上升至15.78、14.49和15.41 mg/L，此期间由于湖面冰层较薄，观测区域内无积雪，湖泊表现出明显的光合产氧现象，溶解氧大量积累，此阶段溶解氧变化主要受光照强度的影响。中期阶段(2022年2月6日-3月1日)湖泊3层水温缓慢上升，各层溶解氧浓度基本维持不变，湖泊溶解氧净增长速率下降，昼间光合作用产氧速率和夜间呼吸作用耗氧速率接近，湖泊溶解氧浓度在一定范围内呈动态平衡。消融期(3月2日后)冰层逐渐变薄，水中光合有效辐射增大，水温逐渐升高，分层现象加剧，溶解氧的昼夜差异进一步减小，分层现象逐渐消失，各层溶解氧变化无序，此阶段溶解氧浓度主要受到水温和层流扩散作用的影响。
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图 6 岱海表、中、底层水温及其随溶解氧的变化趋势 Fig.6 Water temperature and its trend with dissolved oxygen in the upper, middle and bottom layers of the Lake Daihai |
南海湖表层、中层和底层水温和溶解氧变化趋势见图 7。在初始阶段(2022年1月1日-1月23日)强烈的太阳辐射使南海湖湖泊水柱垂向水温较高，均在2 ℃以上，水温总体呈缓慢增长趋势，南海湖丰富的藻类使得昼间光合作用产氧速率大于夜间呼吸作用耗氧速率，溶解氧浓度也呈缓慢增长趋势，溶解氧昼夜变化特征明显。中期阶段(2022年1月24日-2月15日)，1月23日受降雪影响，观测区域被积雪覆盖，湖下水体接受的PAR大幅减少，冰下光合作用减弱，湖泊水柱溶解氧浓度出现明显下降。受雪层保温效应影响，降雪初期，中下层水温并未出现较大幅度下降，伴随覆雪消融，水温和溶解氧呈现逐渐上升趋势。南海湖消融期湖泊表面积雪融化，冰层开始变薄破裂，湖泊水温和溶解氧有所上升，受水温和对流影响，此阶段溶解氧的昼夜差异和分层现象逐渐消失，各层溶解氧变化相对无序。
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图 7 南海湖表、中、底层水温及其随溶解氧的变化趋势 Fig.7 Water temperature and its trend with dissolved oxygen in the upper, middle and bottom layers of the Lake Nanhai |
乌梁素海表层和底层水温和溶解氧变化趋势如图 8所示。在初始阶段(2022年1月21日-2月10日)乌梁素海表层和底层水温和溶解氧较为恒定但出现明显分层，表层水温偏低，变化幅度在0.014~1.05 ℃之间，底层水温相对偏高，变化幅度在4.67~7.52 ℃之间，乌梁素海水体中含有大量水生植物，冰封期在底层形成大量沉积物，在沉积物释热下湖泊底层保持较高水温。中期阶段(2022年2月11日-3月5日)由于观测区域位于开阔水域，积雪受到风吹飘移和太阳辐射消融作用观测区域变成裸冰状态，冰下入射PAR强度增大，表层和底层日均溶解氧浓度分别从6.43、6.06 mg/L上升至15.89、12.71 mg/L。消融期增强的太阳辐射促使更多辐射穿透冰层，水层形成垂向差异化加热(从上至下加热升温速率逐渐降低)，引起水体上下失稳混合[27]，表层溶解氧浓度有所下降，但是由于沉积物表面附近的高盐度，混合层无法深入到底泥表面，无法进行全深度混合，底层溶解氧浓度只出现小幅度上升，水体溶解氧趋于垂直等氧状态。
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图 8 乌梁素海表、底层水温及其随溶解氧的变化趋势 Fig.8 Water temperature and its trend with dissolved oxygen in the upper and bottom layers of the Lake Ulansuhai |
光合有效辐射的高频监测覆盖了冰生长后期以及冰消融前期，开始观测时岱海冰厚为44 cm, 南海湖冰厚为40 cm，乌梁素海冰厚为47 cm，3个湖泊冰厚均已接近观测区域的冰封期最大冰厚。由于较强的风力，岱海的观测区域内大部分时间处于裸冰面状态。南海湖及乌梁素海覆雪情况依据当地气象数据及多次现场观测的结果。
在冰封期，湖泊的冰下各层溶解氧呈现出明显的日变化特征，其变化与水温和PAR的响应情况各不相同(图 9)，有时会出现滞后或超前现象[28]。通过对岱海、南海湖和乌梁素海3个湖泊的观测，本文发现它们之间存在一定差异性。岱海在冰封期表面积雪较薄，这使得冰下水体在初始阶段接受的PAR强度缓慢上升(图 9a)。随着岱海进入融化阶段，冰盖逐渐变薄，冰下水体接受的PAR强度上升趋势更加明显。此时，岱海表层溶解氧的变化趋势与PAR强度变化趋势逐渐相同，但溶解氧变化稍滞后于PAR变化。在整个冰封期间，岱海水温呈上升趋势，水温升高导致底层溶解氧浓度明显下降，这是由于底层溶解氧变化主要来自底层沉积物的呼吸作用，温度升高使呼吸作用加强，水温的升高同时降低了水体溶解氧气的能力[29]。在消融期，水温和溶解氧变化呈无序变化。岱海中层和底层水温变化与溶解氧浓度变化接近同步，而表层溶解氧浓度变化稍滞后于水温变化。
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图 9 岱海(a)、南海湖(b)、乌梁素海(c)光合有效辐射变化 Fig.9 Photosynthetically active radiation changes in Lake Daihai (a), Lake Nanhai (b) and Lake Ulansuhai (c) |
南海湖在初始阶段由于表面积雪消融，冰下PAR强度显著增长(图 9b)，这使得冰下大量进行光合作用，溶解氧浓度呈上升趋势。然而，在2022年1月23日由于降雪，湖面积雪较厚，冰下PAR强度骤降，溶解氧浓度也随之下降。由于冰封期湖泊表层水温主要依靠太阳辐射，雪层覆盖后表层水温出现下降，而中层和底层水温由于呼吸作用及受到雪层保温效应的影响，水温下降幅度较低。冰封期内湖泊溶解氧昼夜变化趋势与水温变化相反，水温升高，呼吸作用增强，溶解氧浓度降低。在中期阶段，由于表层溶解氧浓度受PAR作用明显，当冰面覆盖积雪，溶解氧浓度与水温变化相同，均处于下降趋势。而中层和底层水温与溶解氧变化接近同步，变化趋势相反。在消融期，溶解氧变化受到水温、层流扰动及光合辐射等多种因素影响，变化逐渐滞后于水温变化。
乌梁素海与岱海和南海湖的情况有所不同。在冰封期内，乌梁素海上下两层水温存在明显差异。初始阶段表层水温较低，接近0 ℃，而底层水温保持在4 ℃以上。表层溶解氧变化受PAR的影响显著，冰封期内PAR处于上升状态(图 9c)，少数几天内受到降雪影响会有所下降，但很快会恢复。底层水体溶解氧变化与水温变化同步，变化趋势相反。乌梁素海底层沉积物呼吸作用强烈，呼吸作用释放大量热，使得底层水温维持在较高水平。在消融期，随着太阳辐射的增强，水温逐渐升高，表层呼吸作用加强，同时水体出现混合现象，表层溶解氧浓度大幅下降[30]。综上所述，3个湖泊在冰封期都表现出独特的水体分层和混合现象，以及溶解氧的变化特点。这些现象受到水温、辐射、沉积物呼吸作用等多种因素的影响，使得它们在水体垂直结构上的表现各不相同。
2.3 不同湖泊溶解氧变化与主要环境因子的响应关系3个湖泊溶解氧与水环境因子(pH、盐度、水温、COD、总氮、氨氮、硝态氮、亚硝态氮、总磷、溶解性磷、总溶解性固体、叶绿素a、溶解氧饱和度)的相关性分析结果如图 10所示。
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图 10 岱海(a)、南海湖(b)、乌梁素海(c)环境因子的皮尔逊相关性热图 (红色和蓝色分别表示正相关和负相关，*和* *分别表示相关性显著(P < 0.05)和极显著(P < 0.01)) Fig.10 Pearson correlation heat map of environmental factors in Lake Daihai (a), Lake Nanhai (b) and Lake Ulansuhai (c) (Red and blue represent positive correlation and negative correlation, respectively. * and * * indicate significant(P < 0.05) and highly significant(P < 0.01) differences, respectively) |
在监测的3个湖泊中，水温与溶解氧之间均呈不同程度的负相关性。岱海和乌梁素海水温与溶解氧呈极显著负相关(r=-0.46, P < 0.01)，岱海和乌梁素海在冰封期初始阶段水柱整体水温较低，水温升高会降低氧气溶解能力，这对低水温水柱影响效果更加显著。
在冰封期，水下生物活动较弱，溶解氧主要受温度、盐度等因素的控制[31]。对浙江近岸海域的研究表明，在氧气分压和含盐量一定的情况下，溶解氧的饱和含量随着水温的升高而降低。尤其是在低温下，溶解氧的饱和含量随温度的变化更加显著。李明月等的研究也发现溶解氧与温度具有显著的负相关性[32]。这说明水温对溶解氧浓度有着重要的影响。
不同湖泊中，溶解氧与盐度也呈现不同程度的相关性。如岱海和乌梁素海溶解氧与盐度均呈正相关(r=0.16、r=0.10)，而南海湖溶解氧与盐度呈极显著负相关(r=-0.73，P < 0.01)，盐度与溶解氧呈极显著负相关，这意味着在水温和氧分压一定的情况下，水的盐度越高，氧在水中的溶解度越低，水中溶解氧的饱和度就越小[33]。此外，水温升高间接导致水体溶解氧浓度降低和营养盐载荷增加[34]。营养盐对溶解氧也有着不同程度的响应关系，高营养盐浓度和藻类大量繁殖会消耗大量的溶解氧。
岱海和乌梁素海总氮与溶解氧浓度均呈极显著负相关(r=-0.55、r=-0.54，P < 0.01)，氨氮与溶解氧呈不同程度的负相关性(r=-0.15、r=-0.13)。2月10日-3月12日期间，岱海水温在0~3 ℃之间波动，而同期乌梁素海水温在5~9.5 ℃之间波动，其波动范围和平均水温高于岱海，期间乌梁素海溶解氧变化幅度远大于岱海，综合影响下硝化速率高于岱海。此外，岱海为咸水湖，冰封期盐度可达17.5~18.0 g/L，氨氧化和亚硝酸盐氧化速率会受到盐度的抑制[13]，而乌梁素海氨氧化作用则受盐度的影响相对不大。此差异进一步导致了乌梁素海硝态氮与溶解氧的相关性较岱海更显著，而对于硝态氮和亚硝态氮，岱海和乌梁素海中它们与溶解氧的相关性相反。岱海溶解氧与硝态氮呈一定负相关，而乌梁素海溶解氧与硝态氮呈一定正相关。此外，南海湖中溶解氧与亚硝态氮呈极显著正相关(r=0.78，P < 0.01)，与硝态氮呈显著负相关(r=-0.59，P < 0.05)，表明嗜氨氧菌在南海湖反应活性较嗜硝氧菌更剧烈，溶解氧是硝化菌进行氧化反应的电子受体[35]。硝化菌通过利用溶解在水中的氧气来氧化氨，将其转化为亚硝酸和硝酸。因此，足够的溶解氧是维持硝化反应进行的关键因素之一。
氮、磷等营养盐的过量输入将引起水体中藻类和其他植物的过度生长[36]。藻类在白天进行光合作用释放氧气，导致水体中溶解氧浓度增加。但在夜间或阴天，藻类更多进行呼吸作用消耗氧气使得水体中溶解氧浓度降低。当其过度生长时，夜间或阴天的氧气消耗可能超过白天的氧气释放，导致水体中溶解氧浓度极度降低，甚至形成缺氧的情况[37]。
3 讨论 3.1 冰封期不同类型湖泊溶解氧饱和度的差异在对3个湖泊的连续观测中发现，同纬度的3个湖泊在冰封期水体中溶解氧饱和度并不相同。具体来说，岱海的溶解氧饱和度最高，南海湖次之，乌梁素海最低。这种差异可以通过以下几个因素来解释。
岱海较南海湖和乌梁素海更深，底层水体与大气交换的影响较小。因此，冰盖对岱海的影响较小，岱海在观测期内由于无积雪覆盖长期处于裸冰状态，冰下水体接受到大量光合辐射，冰下水体光合作用产氧量大于呼吸作用耗氧量，溶解氧不断积累，且较低的水温极大提高了水中氧气溶解度，使得岱海的溶解氧饱和度升高甚至过饱和[8]。
南海湖的水体中藻类和微生物含量远高于其他2个湖泊，由于冰层透明度较低，冰下水体接受的PAR远低于其他2个湖泊。冰封期初期，冰层较薄，冰下光合作用明显，藻类在白天进行光合作用向水体中释放氧气，但是在夜晚或者阴天由于水温较高，微生物呼吸作用较强，湖泊溶解氧累计速率较慢。同时，较高的水温也降低了水体溶解氧气的能力。此外，南海湖属于城市湖泊，冬季湖面风速较低，湖面降雪受风吹漂移作用削弱，伴随冰生长，冰层逐渐增厚，冰下水体接收到的PAR下降，导致光合作用产氧量小于呼吸耗氧量，水体中溶解氧被持续消耗，溶解氧饱和度也随之降低。水体溶解氧长期处于不饱和状态。
乌梁素海属于草型湖泊，拥有广阔的水域，冬季湖面风速较大，湖面积雪呈斑点状分布，积雪厚度低[11]，湖水中含有大量沉水植物。在冰封期，由于冰盖的形成，水生植物衰亡，释放大量有机物，而底层微生物的氧化分解极大地消耗了水体中的溶解氧，随着表层积雪的消融，冰下水体接受到的PAR上升，水体光合作用产氧量大于呼吸作用耗氧量，同时较低的水温提高了氧气的溶解度，但由于前期的缺氧状态使得乌梁素海中溶解氧饱和度相比较于岱海仍偏低。
冰封期内不同类型湖泊的溶解氧饱和度受到多种因素的影响，包括湖泊水深、水体透明度、水体富营养化程度，以及自然环境是否降雪、阴天等。以上观测和分析结果为依据，解释了不同湖泊溶解氧饱和度差异的原因。
3.2 不同湖泊混合与分层现象的差异冰封期湖泊的水体常常出现分层与混合现象，主要原因是冰层生长及降雪等气象条件引起的温度变化，通过对3个湖泊的长序列观测，我们发现在岱海由于较深的水深及较厚的冰层在冰封前中期(2022年1月10日-3月1日)，表、中、底3层水温几乎保持一致，处于均匀混合状态，并未发生分层现象。在消融期，水温才开始逐渐分层。在南海湖初始阶段(2022年1月1日-1月31日)，3层水温交错混合，未出现分层现象。然而随着降雪，湖面被积雪覆盖，在中期阶段(2022年2月1日-2月21日)，水温出现分层，水温表现为中层>底层>表层，这是由于积雪阻碍了太阳辐射在水体表面的能量输入，导致表层水温下降，同时积雪带来的雪层保温效应使得中、底层水温并未出现大幅下降。随着水体温度的升高，连续的水体混合从中层水体开始，形成局部混合，并逐渐向表、底层扩展，直到冰封期末，表、中、底3层水温又恢复到均匀混合状态。水体混合过程中，溶解氧也发生了重新分配，表层溶解氧浓度出现下降，而中、底层溶解氧浓度上升。在乌梁素海冰封期初始阶段，水温出现明显分层，表层水温低，底层水温高(保持在4 ℃以上)。在消融期(2022年3月12日后)，表、底水温逐渐趋于等温，当底层水温接近6~8 ℃时，水体密度出现失稳反转，水体发生垂向混合。然而，由于沉积物表面附近的高盐度，混合层无法深入到底泥表层，无法实现全深度混合，水体垂向混合使溶解氧趋于垂直等氧状态[11]。
3.3 不同年份气象条件下对湖泊溶解氧变化的影响湖泊在不同年份的气象条件下，其冰封期间的DO浓度会出现差异。这些差异主要由温度、冰盖厚度、光照强度以及生物活动等因素综合影响，不同年份的气候条件会直接影响冰生长过程，影响冰层厚度。冰层越厚，隔绝效果越强，溶解氧补给越少。不同年份的日照时长会影响光合作用，从而影响溶解氧的生成。在多云或阴天条件下，光照强度降低，影响水下藻类的光合效率，光合产氧速率降低。不同年份的水下生物量可能有所不同，这影响溶解氧的产生与消耗。在冰封期间，尽管生物活动减缓，但微生物呼吸作用仍持续消耗溶解氧。以乌梁素海为例，杨惠杰等于2018年1月9日-2月23日在乌梁素海开阔水域展开原位观测[11]，表明湖面出现积雪且存在二次降雪情况，溶解氧变化情况为先下降再波动升高。张帆等于2021年1月21日-2月26日在乌梁素海的湖中心(40°58′N, 108°55′E)布设水质在线监测浮漂[26]，在其观测期内仅有一次降雪，且积雪厚度仅为0.37 mm，结果显示乌梁素海溶解氧总体呈缓慢下降趋势。不同年份的观测结果差异表明，不同气象条件对冰封期湖泊水生态有着显著影响，在今后的研究中开展对冰封期湖泊冰下水体溶解氧的年际观测，可以更好地了解湖泊生态系统的健康状况和气候变化对水体氧浓度的影响，为湖泊环境管理和保护提供重要依据。
4 结论1) 冰封期岱海和乌梁素海溶解氧变化均呈上升趋势，不同在于乌梁素海受湖面冰封影响更大，溶解氧上升幅度远高于岱海，南海湖溶解氧变化受降雪影响呈现出由缓慢上升到下降最后逐渐恢复的趋势。此外，3个湖泊在冰封期水温垂向分布上也表现出差异。岱海的水温由均匀混合向分层转变；南海湖的水温由均匀混合到分层转变，最后又趋于均匀混合；乌梁素海则呈现明显的水温分层，直至消融期开始呈现混合状态。
2) 冰封期影响湖泊溶解氧变化的主要环境因子为水温、光照，针对不同湖泊特性，营养盐浓度对湖泊生化过程起着重要影响，营养盐指标相比于物理指标的影响较弱，但环境因子协同作用对湖泊溶解氧变化具有显著影响，这与国内大多数湖泊研究一致。在下一步研究中可分析冰生消过程对冰下水体溶解氧的影响，以阐明冰雪过程对湖泊水环境的影响机理。
3) 冰封期不同湖泊溶解氧变化差异的主要原因是不同气象条件对冰雪过程的影响，造成湖泊水温、光合有效辐射和营养盐浓度的差异，继而影响冰下水体溶解氧变化，这与湖泊的地理位置和水深紧密相关。其中岱海溶解氧变化稳定性要高于其他两个湖泊，南海湖溶解氧变化受冰雪过程影响最大。
5 附录附表Ⅰ和Ⅱ见电子版(DOI: 10.18307/2024.0627)。
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附表Ⅰ 观测仪器及精度 Appendix Ⅰ Observation instrument and accurac |
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附表Ⅱ 水质指标测定方法及国家标准 Appendix Ⅱ Water quality index measurement methods and national standards |
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