納木錯水溫變化及熱力學分層特征初步研究*

黃 磊，王君波，朱立平，鞠建廷，汪 勇，馬慶峰

(1:中國科學院青藏高原研究所，青藏高原環(huán)境變化與地表過程重點實驗室，北京100101)

(2:中國科學院大學，北京100049)

中緯度地區(qū)的青藏高原是世界上面積最大、平均海拔最高的高原，受西風和亞洲夏季風交錯影響.它對全球氣候變化有敏感的響應，同時對周邊地區(qū)的大氣環(huán)流、水文過程產(chǎn)生反饋，從而影響十多億人口的生產(chǎn)生活.因此，受到眾多研究者的關(guān)注，其作為“地球第三極”的概念已被廣泛接受［1］.

高原上湖泊眾多，面積大于1.0 km2的湖泊就有1091個之多［2］.眾多湖泊記錄了豐富的、不同時空尺度的環(huán)境變化信息，是過去環(huán)境變化的研究窗口［3］.但是，湖泊沉積環(huán)境指標指示的環(huán)境意義復雜，帶有混合信息.準確理解指標代表的環(huán)境意義，從而構(gòu)建指標與環(huán)境要素之間的定量關(guān)系，都依賴于湖泊現(xiàn)代過程研究［4］.目前，高原湖泊現(xiàn)代過程研究還很薄弱，基本以靜態(tài)的基礎調(diào)查為主.由于大部分湖泊位于偏遠地區(qū)，較難開展長期連續(xù)的定位觀測，對于湖泊水質(zhì)參數(shù)的連續(xù)變化特征研究尚未進行［5-13］.

水溫是湖泊水體的一項基本物理性質(zhì)，其空間分布與季節(jié)變化決定湖泊水體生物群落的結(jié)構(gòu)以及相關(guān)的生物生產(chǎn)力［14-15］.在中、高緯度地區(qū)湖泊中，夏季水溫在垂直方向上存在差異，引起的熱分層是湖泊年際循環(huán)中最重要的物理事件［16］.通過熱分層，湖泊水體形成混合的湖上層、存在溫度梯度的溫躍層以及較少發(fā)生擾動的湖下層.熱分層對湖泊內(nèi)物質(zhì)沉降、生態(tài)系統(tǒng)結(jié)構(gòu)有重要影響.利用沉積物捕獲器對一年兩次或單次混合的寡營養(yǎng)湖泊敞水區(qū)進行的現(xiàn)代監(jiān)測表明，其沉降模式為單峰模式，沉降速率最大值出現(xiàn)在湖泊混合期［14］.最近在青海湖開展的類似工作則表明，生物質(zhì)通量變化主要受控于夏季溫度的變化［17］，2個現(xiàn)生種屬介形蟲(意外湖花介和胖真星介)的出現(xiàn)和豐度變化均受水溫的直接影響，其殼體碳、氧同位素也受到水溫的間接影響［18］.因此，認識湖泊水溫變化和熱分層對解譯湖泊沉積物環(huán)境意義有重要作用.

此外，在全球變暖背景下，湖泊水溫及熱力學結(jié)構(gòu)也發(fā)生著改變.已有研究利用氣候預測數(shù)據(jù)，對未來氣溫升高背景下北半球湖泊水溫和熱分層特征進行模擬分析.這些研究認為湖水水溫整體升高，中高緯地區(qū)湖泊的結(jié)冰期縮短，分層提前開始而且夏季分層期延長，湖上層水溫也比湖下層水溫增加得多，從而導致夏季分層加強，湖泊初級生產(chǎn)力和生物區(qū)系出現(xiàn)相應變化［19-22］.

青藏高原是全球氣候變化的敏感響應區(qū).在高原開展湖泊熱力學的現(xiàn)代過程研究，進而重建高原過去環(huán)境變化以及認識湖泊生態(tài)系統(tǒng)變化就顯得更有意義.目前，已有研究報道納木錯夏季存在水溫分層現(xiàn)象［9］，本文將基于2011 -2013年野外調(diào)查獲得的高分辨率、連續(xù)水體垂直溫度變化數(shù)據(jù)，進一步對納木錯中心區(qū)域水溫變化和熱力學分層特征進行研究.

1 研究區(qū)域

納木錯(30°30'～30°55'N，90°16'～91°03'E)湖面海拔為 4722 m［23-24］.根據(jù)遙感圖像解譯結(jié)果，2000 年納木錯湖面面積為 1979.79 km2.整個湖泊流域的地理范圍為 29°56'～ 31°7'N，89°21'～ 91°23'E，面積達10610 km2［24］.納木錯流域處在岡底斯-念青唐古拉山的北部，南岸念青唐古拉山平均海拔約為5500 m，發(fā)育眾多現(xiàn)代冰川.2007年整個流域內(nèi)冰川面積為166.2 km2［25］.

納木錯流域處于高原亞寒帶季風半干旱和半濕潤氣候地區(qū)的過渡帶，夏半年受南亞季風的影響，溫暖濕潤.冬半年受西風環(huán)流的影響，寒冷干燥.根據(jù)中國科學院納木錯多圈層綜合觀測研究站2005 -2006年的自動氣象站數(shù)據(jù)統(tǒng)計，年平均氣溫－0.6℃，全年日平均氣溫高于0℃的有173 d;7月為最暖月，12月為最冷月;年平均風速為3.6 m/s，7月平均風速為全年最低.降水量為281.8 mm，多集中在5 -10 月份［26］.

納木錯為封閉的微咸水湖，1978年實測表層水體的平均礦化度為1.78 g/L.湖泊表層水體pH值在8.04～9.85之間，電導率差異較小，約為1839 μS/cm.納木錯最大水深約為99 m，湖盆中部存在一個超過90 m深的平坦盆地，而東部湖盆的面積、水深均比中部湖盆?。?］(圖1).湖水主要受地表徑流、降水以及冰川融水補給.入湖河流主要分布在納木錯南側(cè)以及西側(cè)，南側(cè)河流受念青唐古拉山冰川補給，分布密集且流程短.流域西側(cè)的昂曲和側(cè)曲為流域內(nèi)主要補給河流［23，27］.流域內(nèi)徑流季節(jié)變化大，豐水期為5 -10月，尤其集中在7 -8月，降水和冰雪消融是主要的補給方式［12］.

2 研究方法

2011年開始，針對湖水理化性質(zhì)在垂直方向上分布的季節(jié)變化，在納木錯東部、中部兩個湖盆分別選取1個固定點，開展連續(xù)野外調(diào)查取樣工作.其中，T1 點(30°50'41″N，90°54'13″E)水深為 57.0 m;T2 點(30°46'5″N，90°46'32″E)水深為92.0 m(圖1).利用美國哈希公司生產(chǎn)的Hydrolab DS5多參數(shù)水質(zhì)儀在野外工作現(xiàn)場對垂直剖面上的水質(zhì)數(shù)據(jù)進行采集.該儀器裝有溫度、pH、電導率等水質(zhì)參數(shù)探頭.其中溫度探頭的有效工作范圍為－5～50℃，分辨率達到0.01℃，誤差為±0.1℃.同時，儀器裝有壓力感應器，通過儀器承受的水柱壓力計算儀器所處的水深，測量范圍為0～225 m，能精確到0.01 m，誤差為±0.05 m.在野外工作時，將儀器垂直放入湖水中，平均約每0.5 m采集1個數(shù)據(jù)，并通過電纜與工作平臺上的計算機相連，實現(xiàn)數(shù)據(jù)的實時接收，通過這種數(shù)據(jù)采集方式，獲得高度連續(xù)的垂直水質(zhì)剖面數(shù)據(jù).根據(jù)納木錯實測數(shù)據(jù)，本文將垂直剖面上水溫梯度大于0.1℃/m的連續(xù)區(qū)域作為溫躍層.

圖1 納木錯等深線圖及水質(zhì)測量點分布Fig.1 Isobath of Nam Co and water quality survey sites

3 結(jié)果

納木錯東部湖盆與中部湖盆的水下地形存在明顯差異(圖1)，從而對湖水能量循環(huán)產(chǎn)生重要影響.T1點和T2點分別處于這兩個湖盆的敞水區(qū)，二者離岸距離均在1 km以上，且水深均接近所在湖盆最大水深.

納木錯在2月完全結(jié)冰，5月中旬完全解凍，封凍期約90 d［28］.本文所使用數(shù)據(jù)都于納木錯春季解凍和冬季結(jié)冰之間時間段采集.由于不是在1年之內(nèi)采集，而是將3年的觀測數(shù)據(jù)綜合起來(圖2)，因此，本文著重就納木錯湖兩個野外工作點垂直方向上的水溫分布和分層過程的季節(jié)性變化來討論湖泊混合類型，而不涉及某個周期內(nèi)這些現(xiàn)象詳細的時空變化過程.

3.1 T1點垂直剖面水溫季節(jié)變化

5月份T1點水溫在垂直方向上沒有出現(xiàn)劇烈變化.2011年5月14日，整個垂直剖面的湖水水溫在2～3℃之間，上、下層溫差小，這反映湖水上下層混合較好(圖2a).

6月和7月T1點水溫開始出現(xiàn)分層.在該段時間取得的5個水溫剖面中，湖水底部水溫都在3.6～4.8℃之間波動.而表層水溫卻有隨著時間推移而明顯增加的趨勢，從6月中旬的7.64℃增加到7月中下旬的13℃.2011年6月14日，表層水溫為7.64℃，底層為3.58℃.溫躍層從22.8 m左右水深處開始，止于29 m(圖2a).7月中旬后，顯著的湖泊分層現(xiàn)象開始出現(xiàn).湖上層與湖下層水溫隨深度的變化微小，但溫躍層上、下兩端的溫差開始變大.在2013年7月18日的垂直剖面中，湖上層比湖下層的水溫高7.3℃左右(圖2c).

8、9月份，溫躍層進一步發(fā)展，形狀開始穩(wěn)定，溫躍層的深度在不斷增加，但是其形狀并沒有明顯改變.湖上層混合較好，水溫隨深度的變化不大.湖下層水溫都維持在4℃左右.2013年8月14日，湖水表層水溫為11.4℃，湖上層水溫基本一致.溫躍層從16.5 m水深處開始，到27 m左右結(jié)束，水溫從11.4℃左右降到5℃(圖2c).2012年9月16日，溫躍層深度增加到35 m，到46.3 m結(jié)束.整個湖上層的水溫都保持在11.5～11.6℃之間.進入秋季后，湖水發(fā)生混合(圖2b).通過2011年10月27日湖水剖面可以看出，在水溫約8℃時，上、下層湖水翻轉(zhuǎn)，整個剖面的湖水再次混合(圖2a).

綜上，根據(jù)T1點湖水溫度垂直剖面，納木錯東部淺湖盆從5月中旬湖冰融化開始，上、下層湖水發(fā)生完全混合.其后，水溫一直上升，溫躍層逐漸出現(xiàn)，并不斷發(fā)展.到8、9月份，湖水開始維持穩(wěn)定分層狀態(tài).這個過程中，溫躍層深度一直增加.直到11月份，溫躍層消失，整個湖水剖面再次混合.

3.2 T2點垂直剖面水溫季節(jié)變化

T2點5月份湖水水溫在2～4℃范圍內(nèi)，上、下層水溫差異小，基本保持不變，以春季混合為特征.混合現(xiàn)象可能一直持續(xù)到6月中旬.2011年6月13日，上、下層湖水水溫仍在3.3～5.6℃之間(圖2d).

7月份，湖水分層現(xiàn)象逐漸出現(xiàn).2013年7月4日，垂直剖面顯示上部30 m的水溫隨深度平緩地變化，從10.8℃降到4℃.而下部60 m的水溫卻比較均一，在3.4～4.0℃之間.混合均勻的湖上層和水溫劇烈變化的溫躍層都沒有出現(xiàn)(圖2f).

7月中旬和8月份，典型的湖水分層現(xiàn)象開始出現(xiàn)，混合較好的湖上層形成，溫躍層中水溫梯度也變大.2012年7月17日，湖上層分布在上部17 m處，水溫為9.0～9.7℃.溫躍層中，水溫從上部9℃下降到30 m的4.8℃，水溫梯度平均值為0.32℃ /m.湖下層的水溫則維持在3.6 ～4.8℃之間(圖2e).

T2點處湖水從8月中旬開始進入穩(wěn)定分層階段.2013年8月14日，湖上層厚12 m，整個湖上層的水溫在11.6℃左右，反映出湖上層混合程度很高.溫躍層從12 m左右開始，直到42 m結(jié)束.其頂部水溫在11℃左右，底部水溫為4℃.湖下層水溫在3.45～4.00℃之間.這種分層現(xiàn)象一直持續(xù)到11月份，并且溫躍層的深度逐漸增加(圖2f).2013年9月8日湖上層厚22 m，其平均水溫為11.6℃.溫躍層從22 m左右開始，到44 m附近結(jié)束(圖2f).2011年10月29日，表層水溫約為7.4℃，比8、9月份湖水表層水溫低3～4℃.但湖上層厚52 m，且混合均勻，其頂部和下部水溫差異不超過0.2℃(圖2d).

11月，T2點上、下層湖水翻轉(zhuǎn)，再次混合.2012年11月26日水溫垂直剖面顯示，上、下層水溫只有微小變化，其表層水溫為4.15℃，底層水溫為3.95℃，表明整個湖水剖面都發(fā)生混合，且混合均勻(圖2e).

綜上，納木錯湖泊中部較深湖盆從5月中旬湖面解凍開始，湖水發(fā)生混合，一直持續(xù)到7月初.此后，進入夏半年湖水分層期.湖水穩(wěn)定分層從8月份開始.11月初，上、下層湖水翻轉(zhuǎn)，進入秋季混合期，直到2月份湖面封凍.

4 分析與討論

4.1 納木錯湖水混合類型

同氣溫一樣，很多湖泊水溫有明顯季節(jié)變化.相應地，分層現(xiàn)象也呈現(xiàn)出不同的季節(jié)格局.因此，很多湖泊分類方案都是基于湖泊水溫與分層、混合模式提出的［14］.以T1點和T2點為代表的納木錯水溫垂直剖面顯示，納木錯在春季解凍之后，湖水進入混合期，然后持續(xù)升溫后，湖水發(fā)生分層.8、9月份，湖水分層繼續(xù)發(fā)展，溫躍層深度不斷增加，伴隨湖上層的加厚和湖下層的減薄，直至湖下層消失.11月，T1點和T2點相繼發(fā)生秋季翻轉(zhuǎn)，整個湖水剖面混合，上、下層水溫基本一致.混合狀態(tài)持續(xù)到湖面封凍.

因此，根據(jù)Lewis在修正前人工作基礎上提出的湖泊分類方案［29］，納木錯混合模式符合冬季封凍，夏季穩(wěn)定分層，春、秋季混合的特征，應為雙季對流混合型湖泊.同時，T1、T2點湖水在春、秋季完全混合，納木錯也是一個完全混合湖泊.

4.2 東部、中部湖盆能量循環(huán)差異

盡管T1和T2點有相同的混合模式，但也存在著差異.首先，在春季湖水升溫階段，T1點比T2點湖水升溫快.在此基礎上，T1點湖水在6月初至中旬開始出現(xiàn)明顯的溫躍層，T2點在7月初至中旬才開始出現(xiàn)，T1點溫躍層比T2點提前大致1個月發(fā)生(圖3a).8月份，湖水進入穩(wěn)定分層狀態(tài)以后，T1和T2點的水溫分布曲線大致相同，頂部湖水水溫都在11.6℃左右，且溫躍層深度都在不斷增加，直到湖下層消失(圖3b、c).其次，湖水分層時，T1點和T2點頂部水溫變化趨勢與氣溫變化趨勢相似，但其底部水溫變化則不同.T1點底部水溫隨溫躍層加深而增加.而T2點底部湖水在整個分層期間，水溫都在3.4～3.6℃之間，體現(xiàn)出T2點底部湖水在夏季與外界的能量交換較為微弱(圖4).再次，T1點秋季翻轉(zhuǎn)時間比T2點提前.11月份，T1點秋季翻轉(zhuǎn)已經(jīng)開始，水溫約8℃，而T2點仍然處于分層狀態(tài)，湖上層水溫在7～8℃之間.

此時，T2點湖上層的厚度與T1點相當，可見二者的混合作用相似，但是T2點深度更大，所以整個剖面的湖水翻轉(zhuǎn)需要更長時間(圖3d).同時根據(jù)已有觀測數(shù)據(jù)推測，T1點湖水剖面完全翻轉(zhuǎn)時的水溫可能比T2點高4℃左右(圖4).綜上所述，以T1和T2點為代表的納木錯東部、中部兩個湖盆由于湖盆形狀和水深分布差異，其能量循環(huán)也有各自的特征.

圖2 2011 -2013年納木錯T1和T2點水溫變化(a～c:T1點;d～f:T2點)Fig.2 Variations of water temperature at T1 and T2 sites in Nam Co during 2011 -2013

圖3 納木錯T1與T2點同時期水溫對比(a:2011年6月13 -14日;b:2013年7月18日;c:2013年9月8日;d:2011年10月27 -29日)Fig.3 Comparison of water temperature variations in the same periods at T1 and T2 sites in Nam Co

圖4 納木錯T1和T2點垂直剖面頂部、底部水溫季節(jié)變化Fig.4 Seasonal distribution of surface and bottom water temperature at T1 and T2 sites in Nam Co

5 結(jié)論

利用納木錯東部、中部2個湖盆的實地觀測資料，對納木錯水溫季節(jié)變化和熱力學分層特征展開分析.結(jié)果顯示納木錯為典型雙季對流、完全混合型湖泊.同時，東部、中部湖盆水深分布差異導致2個湖盆出現(xiàn)各自的能量循環(huán)特征.

在高原湖泊研究中，湖泊混合類型研究還是薄弱環(huán)節(jié).而湖泊水體混合對于湖泊生態(tài)、沉積物形成都有重要影響.高原分布有眾多咸水湖，已報道的達則錯、茲格塘錯均為半混合型湖泊［6，30］，巨大的鹽度梯度是維持其混合特征的重要因素.班公錯、納木錯為淡水、微咸水湖泊，鹽度小，不存在巨大鹽度梯度，因而湖水在春、秋季發(fā)生翻轉(zhuǎn)［30］.雙季對流混合型的湖泊在翻轉(zhuǎn)時，上、下層湖水能發(fā)生物質(zhì)、能量交換，這對于湖泊底部生物生存有重要意義.然而，半混合型湖泊下部永滯層與上層湖水之間的物質(zhì)、能量交換相對微弱，封閉的還原環(huán)境利于有機質(zhì)保存，也影響生物的垂直分布［14，31］.這些研究的開展，為認識高原淡水、咸水湖泊的湖沼學特征提供參考，也表明高原湖泊不同于其他地區(qū)湖泊，有獨特的物理化學過程.因此，在開展湖泊沉積研究與湖泊生態(tài)研究過程中，需要進一步加強對湖泊現(xiàn)代過程的研究.

致謝:中國地質(zhì)大學(武漢)林曉博士、德國耶拿大學Dr.Gerhard Daut、中國科學院青藏高原研究所張繼峰、楊瑞敏、胡星、陳鋒等參與了野外工作，納木錯監(jiān)測工作得到了中國科學院納木錯多圈層綜合觀測研究站的支持和協(xié)助，在此一并表示感謝.

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