近20 a色林錯湖冰物候變化特征及其影響因素*

邰雪楠，王寧練,3**，吳玉偉，張玉杰

(1：陜西省地表系統(tǒng)與環(huán)境承載力重點實驗室，西安710127)

(2：西北大學(xué)城市與環(huán)境學(xué)院，西安710127)

(3：中國科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心，北京100101)

青藏高原湖泊是“亞洲水塔”水循環(huán)過程的重要一環(huán). 全球變暖背景下，21世紀以來青藏高原湖泊面積呈普遍擴張趨勢，湖泊對氣候變化的響應(yīng)及其反饋效應(yīng)已成為目前國內(nèi)外的研究熱點[1]. 相比于湖泊面積、儲量等表征一段時期內(nèi)湖泊響應(yīng)氣候變化的指標，湖冰物候?qū)^(qū)域氣候變化的響應(yīng)更為敏感[2-4]. 湖冰的形成除湖泊自身形態(tài)、深度和理化性質(zhì)等本底特征外，主要受控于短期外部氣候因素(氣溫、降水、風(fēng)速及氣候變化引起的近地表能量收支過程變化等)的影響. 湖冰的狀態(tài)及變化又會反饋于區(qū)域氣候，例如湖冰的凍結(jié)和消融過程會導(dǎo)致湖泊表面性質(zhì)(反照率、粗糙度、蒸發(fā)量、潛熱收支等)的突然變化，從而影響湖泊和大氣之間的能量和物質(zhì)交換過程[5-6]. 近期有關(guān)青藏高原湖泊冰情的研究表明，多個區(qū)域的湖泊存在凍結(jié)日期推遲、消融日期提前和湖冰存在期縮短的現(xiàn)象[7]. 然而，受湖泊自身條件差異和區(qū)域氣候變化的空間異質(zhì)性影響，青藏高原不同區(qū)域湖冰物候變化仍存在顯著差異. 尤其在目前湖泊擴張及其理化性質(zhì)也隨之發(fā)生變化的背景下，進一步增加了湖冰物候與氣候變化進行關(guān)聯(lián)分析的復(fù)雜性[8-10]. 因此，分析變化環(huán)境下的湖冰物候特征及其影響因素，對深入理解湖泊響應(yīng)氣候變化過程及其反饋機制均具有重要意義[11].

湖冰物候可通過野外觀測獲得，由于青藏高原湖泊分布地區(qū)自然環(huán)境惡劣，實地觀測資料很少且缺乏長時間連續(xù)記錄[12]. 隨著遙感技術(shù)的發(fā)展，高時空分辨率的遙感影像可用來提取湖冰物候[13]. 被動微波遙感影像(SSM/I和AMSR-E等)時間分辨率較高(日尺度)，但空間分辨率較低(>10 km)，在湖冰邊界提取、薄冰和岸冰識別方面仍有較大不確定性，常用于監(jiān)測較大湖泊的湖冰物候變化，如青藏高原的青海湖、納木錯和加拿大的大熊湖、大奴湖[14-18]. 與其相比，光學(xué)遙感影像(主要利用MODIS數(shù)據(jù))空間分辨率能夠達到1 km以內(nèi)，適用于精細化監(jiān)測快速變化的湖冰[19]. 湖冰物候研究的空間尺度包括區(qū)域性湖泊和單個湖泊. 目前有關(guān)區(qū)域性湖冰物候的研究主要集中在青藏高原、中國東北部和新疆以及北歐和北美等地區(qū)[20-25]. 單個湖泊的湖冰物候研究主要集中于北半球中高緯度地區(qū)的一些大湖[26-29]. 湖冰物候研究的內(nèi)容包括湖冰物候特征時間序列分析、湖冰變化對氣候變化的響應(yīng)以及湖冰影響因素分析. 前人研究表明氣溫、風(fēng)速、風(fēng)向、降雪等氣象因子會影響湖冰物候，其中氣溫是影響湖泊封凍的關(guān)鍵因子. 湖泊自身理化性質(zhì)(礦化度、透明度、渾濁度等)、湖泊面積、湖泊深度、湖泊形狀等也會直接影響湖泊凍結(jié)與消融過程[30-31]. 色林錯是西藏第一大湖及中國第二大咸水湖，近40 a來不斷擴張的湖泊面積和快速上升的水位使其成為學(xué)者們研究的重點地區(qū)[32]. 在冰情方面，由于色林錯自然條件惡劣，湖冰很少受到人類活動影響，主要受氣候的控制，因此湖面冰情變化能夠反映當?shù)貧夂蜃兓? 近期研究發(fā)現(xiàn)，色林錯流域近50 a來正經(jīng)歷氣溫顯著升高、降水總體增加的趨勢[33]，湖水礦化度和渾濁度也發(fā)生了顯著變化[34]. 在氣候變化背景下，隨著色林錯面積和湖泊理化性質(zhì)進一步改變，湖冰物候特征如何變化以及湖冰與氣候和湖泊理化性質(zhì)的關(guān)系仍需進一步研究.

全球變暖影響下，目前色林錯仍在繼續(xù)擴張[32]. 開展其湖冰物候研究對仍在加速擴張的其他湖泊具有典型參考意義. 另外，在湖冰物候影響因素方面，前人對氣候因素的研究較多，而關(guān)于湖泊自身理化性質(zhì)變化與湖冰物候的關(guān)系研究相對缺乏. 因此，本研究通過對色林錯凍結(jié)-消融時空過程、湖冰物候特征與氣候因素和湖泊理化性質(zhì)變化進行關(guān)聯(lián)分析，研究結(jié)果可為深入理解變化環(huán)境下湖冰物候信息的氣候指示意義及湖泊反饋過程提供科學(xué)支撐.

1 研究區(qū)概況

色林錯(31°34′～31°51′N，88°33′～89°21′E)位于青藏高原中部，地處西藏自治區(qū)尼瑪、申扎和班戈3縣境內(nèi). 平均海拔4530 m，面積2400.78 km2，湖面形狀不規(guī)則，東西長約77.7 km，南北最大寬為45.5 km，平均寬約20.95 km. 色林錯流域主要河流有扎加藏布、阿里藏布、波曲藏布和扎根藏布；在流域內(nèi)，分布有眾多相互串連的內(nèi)陸湖泊群，湖泊有班戈錯、錯鄂、雅根錯、格仁錯、果忙錯等(圖1). 色林錯流域?qū)儆诟吆敫珊导撅L(fēng)氣候，年均氣溫較低為0.8～1.0℃，多年平均降水量290～321 mm，年日照時數(shù)2910～2970 h，太陽輻射較強[35]. 自1976年以來，色林錯面積不斷擴張，到2017年湖泊面積由1667 km2增加到了2389 km2；湖泊水位也不斷上漲，1979-2017年水位累計上升14 m[36]. 由于水位不斷上漲，在2003-2005年間，色林錯南部湖面同雅根錯發(fā)生了聯(lián)通，之后湖面逐步擴大到了雅根錯的西南岸[37]. 因此2005年后的色林錯湖冰物候研究將原雅根錯湖面也納入計算.

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)及預(yù)處理

2.1.1 MODIS地表反射率產(chǎn)品 本文使用的遙感數(shù)據(jù)是MODIS逐日地表反射率產(chǎn)品MOD09GQ(Terra，2000年9月1日-2020年5月31日)和MYD09GQ(Aqua，2002年9月1日-2020年5月31日)，影像共計10374景，用于提取色林錯湖冰物候信息. 數(shù)據(jù)來源于美國國家航空航天數(shù)據(jù)中心(https://data.giss.nasa.gov). 該數(shù)據(jù)時間分辨率為1 d，空間分辨率為250 m. 數(shù)據(jù)預(yù)處理包括：利用Python進行批量幾何校正及投影轉(zhuǎn)換；在ArcGIS平臺計算湖冰面積比例，再經(jīng)目視解譯剔除有云層遮擋的影像，統(tǒng)計分析后提取湖冰物候信息.

2.1.2 Landsat數(shù)據(jù) 為提取色林錯湖泊邊界和面積，從USGS(http://glovis.usgs.gov)網(wǎng)站下載了2000-2020年色林錯處于凍結(jié)和消融時期里無云層遮擋的Landsat影像，共35景(表1). 該數(shù)據(jù)空間分辨率為30 m，可用來評估MODIS數(shù)據(jù)提取湖冰物候信息的準確性.

表1 研究中使用的Landsat數(shù)據(jù)

2.1.3 AMSR-E/2湖冰物候產(chǎn)品 Du等基于被動微波遙感AMSRE和AMSR2建立了北半球2002-2015年湖冰物候數(shù)據(jù)集(http://files.ntsg.umt.edu/data/). 被動微波遙感不受云的影響，在提取湖冰完全凍結(jié)和完全消融這兩個時間點精度較高，但其空間分辨率較粗，不能精準提取湖冰開始凍結(jié)的時間點[26]. 因此本文選取該數(shù)據(jù)集中色林錯2003-2011年及2013-2015年(2012年數(shù)據(jù)缺失)的湖冰完全凍結(jié)、湖冰消融信息與MODIS數(shù)據(jù)進行交叉驗證. 為了保證對比的精確度，兩種數(shù)據(jù)產(chǎn)品在提取湖冰信息時使用統(tǒng)一方法.

2.1.4 MODIS陸地表面溫度數(shù)據(jù) 為研究湖泊表面溫度(lake surface temperatures，LST)對色林錯湖冰物候的影響，從美國國家航空航天數(shù)據(jù)中心(https://data.giss.nasa.gov)下載了620景MODIS地表溫度8 d合成產(chǎn)品Terra MOD11A2影像，空間分辨率為1 km. MOD11A2數(shù)據(jù)已被廣泛應(yīng)用于研究地表溫度，并得到了有效驗證. 由于MODIS/Terra夜間LST數(shù)據(jù)比Aqua產(chǎn)品和日間數(shù)據(jù)準確性更高[38]，因此本文選取MOD11A2夜間LST數(shù)據(jù)來計算色林錯LST. 為避免陸水交界處的像元污染，在離岸500 m處生成一個緩沖區(qū)，再進行LST的計算[39].

2.1.5 氣象數(shù)據(jù) 選取色林錯周圍的申扎、班戈氣象站2000-2020年常規(guī)氣象要素(氣溫、風(fēng)速、風(fēng)向、降水)作為色林錯氣候背景參考. 數(shù)據(jù)下載于NOAA全球氣象站點數(shù)據(jù)網(wǎng)站(http://www.climate.gov/data/).

2.1.6 其他數(shù)據(jù) 色林錯2000-2019年湖泊透明度數(shù)據(jù)來源于文獻[40]. 色林錯渾濁度數(shù)據(jù)來源于文獻[34]. 這兩個數(shù)據(jù)集用來研究湖泊理化性質(zhì)對色林錯湖冰物候的影響.

2.2 研究方法

2.2.1 湖冰信息提取 冰在可見光和近紅外波段反射率高，而水在可見光與近紅外波段反射率很低[28]. 根據(jù)冰水在紅光和近紅外區(qū)域的反射率之差，結(jié)合直方圖及目視解譯確定出合適的閾值，這種提取湖冰信息的方法為閾值法[13]. 本文利用閾值法提取MODIS影像的湖冰信息,其計算公式為：

(1)

式中，Band1和Band2表示MOD09GQ及MYD09GQ數(shù)據(jù)的紅光、近紅外波段；a、b為閾值，Band1-Band2>a且Band1>b的即為湖冰. 對影像數(shù)據(jù)目視解譯并結(jié)合反射率直方圖分布特征確定出閾值，a為0.03，b為0.05.

NDSI(normalized difference snow index)指數(shù)法可以用來識別湖冰[30]. 本文基于NDSI方法提取Landsat系列影像的湖冰信息,計算公式為：

(2)

式中，Band2和Band5為Landsat TM/ETM+/OLI影像中的綠光波段和短波紅外波段. 根據(jù)影像的實際反射率設(shè)置不同的閾值，以區(qū)分湖冰和湖水.

Landsat影像空間分辨率比MODIS數(shù)據(jù)高，因此我們選擇了21幅無云遮擋且湖泊處于凍結(jié)與消融時期的Landsat TM/ETM+/OLI影像來驗證MODIS數(shù)據(jù)基于閾值法提取湖冰的準確性. 計算每幅Landsat影像湖冰占湖泊總面積的比例，將其與MODIS數(shù)據(jù)的湖冰覆蓋比例進行比較. 比較結(jié)果R2為0.99，平均絕對誤差(MAE)為-0.63%，偏差(Bias)為-1.97%，表明MODIS數(shù)據(jù)利用閾值法提取色林錯湖冰面積精度較高，可用來監(jiān)測色林錯湖冰物候變化(圖2). 圖3為基于閾值法與NDSI法提取的2003年3月22日色林錯湖冰信息，Landsat ETM+影像利用NDSI方法提取的湖冰面積為1958.16 km2，MOD09GQ數(shù)據(jù)利用閾值法提取的湖冰面積為1973.88 km2，兩者計算的誤差約為0.80%.

圖2 Landsat數(shù)據(jù)與MODIS數(shù)據(jù)湖冰面積比例比較

圖3 閾值法與NDSI提取湖冰信息

2.2.2 湖冰時間屬性定義 湖冰時間屬性包括：湖泊開始凍結(jié)日期(freeze-up start，F(xiàn)US)、完全凍結(jié)日期(freeze-up end，F(xiàn)UE)、開始消融日期(break-up start，BUS)、完全消融日期(break-up end，BUE). 湖冰凍結(jié)期(freeze-up duration，F(xiàn)UD)指湖泊開始凍結(jié)至完全凍結(jié)的時期. 湖冰消融期(break-up duration，BUD)是指湖泊開始消融至完全消融的時期. 湖冰存在期(ice cover duration，ICD)是指從湖泊開始凍結(jié)到完全消融這段時期. 湖冰完全凍結(jié)期(complete freezing duration，CFD)指從湖泊完全凍結(jié)至開始消融的這一段時間[21]. 通常在湖泊凍結(jié)期，湖泊出(入)水口附近會有解凍現(xiàn)象，而在湖冰消融期，迎風(fēng)湖岸邊會有少量的湖冰堆積. 此外，像元錯分類以及云覆蓋等噪聲會影響到湖冰物候的提取[23]. 因此本文為了自動提取色林錯湖冰的時間屬性，將識別的湖冰像元比例(即湖冰像元與整個湖面像元的比值)≥10%的日期定義為湖水開始凍結(jié)日期；將湖冰像元比例≥90%的日期定義為湖水完全凍結(jié)日期. 消融時間發(fā)生在凍結(jié)時間之后，將湖冰像元比例≤90%的日期定義為湖冰開始消融日期；湖冰像元比例≤10%的日期定義為湖冰完全消融日期[41]. 計算公式為：

(3)

3 結(jié)果與分析

3.1 MODIS與AMSRE/2提取湖冰物候信息的交叉驗證

被動微波數(shù)據(jù)受天氣影響較小，在提取湖冰完全凍結(jié)和完全消融信息方面精度較高[26]；MODIS數(shù)據(jù)受云覆蓋影響，在提取湖冰物候時會有誤差和不確定性. 因此本研究使用AMSRE/2與MODIS數(shù)據(jù)提取的色林錯完全凍結(jié)日、開始消融日、完全消融日以及完全凍結(jié)期結(jié)果進行交叉驗證. 統(tǒng)計結(jié)果表明完全凍結(jié)日有很強的一致性，R2=0.93，MAE為1.25 d，RB=-0.33%. 由AMSRE/2提取的完全凍結(jié)日整體上提前于MODIS數(shù)據(jù)，兩個數(shù)據(jù)集提取的FUE最大差值為3 d. 開始消融日一致性也較強，MAE為0.91 d，R2為0.91，RB為0.95%. MODIS數(shù)據(jù)提取的完全消融日整體上滯后于AMSRE/2數(shù)據(jù)，但二者變化趨勢一致，R2=0.91，平均絕對誤差為2.91 d. 兩個數(shù)據(jù)集提取的完全凍結(jié)期最大差值為8 d，MAE為2.08 d，相對誤差為2.27%，R2為0.91(圖4). 總體上，AMSRE/2與MODIS數(shù)據(jù)在提取色林錯湖冰物候上比較一致，但在某些年份存在差異，這是因為AMSRE/2數(shù)據(jù)會存在某些天數(shù)的缺失；且該數(shù)據(jù)空間分辨率較低，對岸冰和薄冰信息監(jiān)測不足；同時，MODIS數(shù)據(jù)受云影響在提取湖冰物候上存在2～3 d的誤差. 本文使用的MOD09GQ/MYD09GQ相較于微波遙感數(shù)據(jù)空間分辨率更高，可以監(jiān)測到湖水開始凍結(jié)的信息，因此能更精準地提取湖冰信息.

圖4 MODIS數(shù)據(jù)與AMSRE-2提取色林錯湖冰物候比較

3.2 2000-2020年色林錯湖冰物候特征

基于MODIS數(shù)據(jù)提取色林錯2000-2020年湖冰物候特征. 由表2可知，2000-2020年間色林錯于每年11月下旬-12月中下旬開始凍結(jié)，最早開始凍結(jié)日期為2000年11月20日，最遲開始凍結(jié)日期出現(xiàn)在2016年12月23日，平均開始凍結(jié)日期為12月3日. 色林錯于每年的12月底到1月上中旬完全凍結(jié)，最早完全凍結(jié)日期為2001年12月25日，最遲完全凍結(jié)日期出現(xiàn)在2018年1月24日，平均完全凍結(jié)日期為1月4日. 2018年湖冰完全凍結(jié)時間比較特殊，從影像上看1月9日湖冰基本完全凍結(jié)，1月11日湖冰出現(xiàn)消融現(xiàn)象，湖冰面積比例<90%，至1月24日，湖冰又完全封凍(圖5). 通過對比2018年1月份溫度與風(fēng)速數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，1月10日氣溫達到0℃以上，風(fēng)速也達到最大. 溫度驟升和強勁風(fēng)力使未完全穩(wěn)定的湖冰破裂消融；之后隨著氣溫的下降，湖冰凍結(jié)逐漸穩(wěn)定，在1月24日完全凍結(jié)(圖6). 3月下旬到4月中旬湖冰開始消融，平均開始消融日期為4月7日，開始消融最早日期為2005年3月24日，最晚消融日期為2020年4月19日. 湖冰于4月中旬到5月初完全消融，平均完全消融日期為4月21日，最早消融日期為2017年4月9日，最遲日期出現(xiàn)在2020年5月5日. 2000-2020年間色林錯平均凍結(jié)期為31 d，最短為20 d(2014-2015年)，最長為46 d(2006-2007年)；湖冰消融期平均為15 d，最短為7 d(2015-2016年)，最長為30 d(2005-2006年). 湖冰完全凍結(jié)到開始消融持續(xù)時間平均為92 d，最短和最長持續(xù)時間分別為66 d(2017-2018年)和111 d(2001-2002年). 湖冰存在期平均為139 d，最短為107 d(2016-2017年)，最長為158 d(2004-2005年).

圖5 2000-2020年色林錯凍結(jié)與消融過程

圖6 2018年1月份色林錯氣溫和風(fēng)速日變化

表2 2000-2020年色林錯湖冰物候特征(d)1)

3.3 色林錯湖冰物候時空變化過程

3.3.1 2000-2020年色林錯湖冰物候變化特征分析 2000-2020年色林錯湖冰物候特征變化如圖7所示. 湖冰開始凍結(jié)日期整體呈現(xiàn)逐漸推遲的波動趨勢，推遲率大約為11.3 d/10 a. 完全凍結(jié)日期呈現(xiàn)先波動推遲后提前的趨勢，大致以2017年為界. 色林錯開始消融日期整體呈現(xiàn)緩慢推遲的趨勢，推遲趨勢為3.3 d/10 a. 色林錯完全消融日期呈現(xiàn)緩慢的提前趨勢，提前率為2 d/10 a. 2000-2020年色林錯湖冰凍結(jié)期整體呈現(xiàn)波動縮短的趨勢，平均變化率為-7.7 d/10 a. 但在2007年之前，湖冰凍結(jié)期呈現(xiàn)顯著的延長趨勢，2007-2020年為波動縮短趨勢. 消融期整體上略呈縮短趨勢，平均縮短率為5.3 d/10 a. 在2002-2007年間，消融期年際變化幅度較大，且各年的消融日數(shù)均大于平均消融期. 色林錯湖冰存在期整體上呈縮短趨勢，縮短率為13.5 d/10 a；湖冰完全凍結(jié)期變化略呈縮短趨勢，但變化趨勢并不明顯.

圖7 2000-2020年色林錯湖冰物候特征及其變化趨勢

3.3.2 色林錯湖冰凍結(jié)消融空間模式 湖泊凍結(jié)消融空間模式受湖泊水深、湖冰厚度、湖底地形、湖泊水質(zhì)以及當?shù)仫L(fēng)向等多種因素綜合影響[23]. 圖8顯示了2000-2001、2005-2006、2008-2009、2015-2016、2018-2019年這5年間色林錯凍結(jié)消融狀況，可看出色林錯先從北部和東部湖岸處開始凍結(jié)，之后逐漸向中部湖心處擴張凍結(jié)，至12月底到1月份完全封凍. 色林錯湖冰消融模式與凍結(jié)模式相反，湖冰中心冰面先破裂，湖北岸、西岸及東岸最后消融，至4月底5月初，湖冰基本完成消融.

圖8 色林錯凍結(jié)與消融空間變化(紫色代表湖冰，黑色代表湖水)

水深差異會影響湖冰凍結(jié)消融空間模式[20]. 湖冰開始凍結(jié)一般在水深較淺的地方，這是由于陸地(相當于冷源)與水之間的熱量交換強度大所致. 圖9a反映了色林錯水深狀況，可看出湖東岸北岸和西岸都為淺水區(qū)，湖中心和湖南部為深水區(qū)[35]. 湖水凍結(jié)首先在東岸和北岸的淺水區(qū)形成岸冰，隨著固定岸冰形成，凍結(jié)逐漸向湖中深水區(qū)擴張，在湖面上形成穩(wěn)定連續(xù)的冰蓋. 在每年的3月末4月初，色林錯湖中部深水區(qū)開始破裂消融，這是由于湖中部深水區(qū)凍結(jié)最晚，湖冰厚度積累較小. 隨著氣溫逐漸升高，湖面不斷儲存熱量，湖內(nèi)部持續(xù)消融并向湖岸淺水區(qū)推進. 湖泊水質(zhì)會影響湖水凍結(jié)過程[23]. 渾濁度是水體的一種光學(xué)性質(zhì)，也是湖泊水質(zhì)的一個重要指標[42]. 渾濁度可能會引起湖泊垂直熱結(jié)構(gòu)的變化，這種變化會影響湖水表面溫度的演變，進而影響湖水的結(jié)冰過程[34]. 從2005、2008、2018年冬季色林錯湖水渾濁度的空間分布(圖9b)可以看出， 在冬半年，泥沙沉積物在色林錯東岸和北岸重新懸浮，導(dǎo)致湖東部和北部渾濁度高[34]. 懸浮的泥沙會形成大量的凝結(jié)核心，加快湖水的凍結(jié)，因此東部和北部沿岸一帶結(jié)冰最早，而湖中部渾濁度較低，結(jié)冰時間較晚. 湖水透明度會影響湖泊對太陽輻射的吸收及熱量垂直傳輸[40]，進而影響湖冰的凍結(jié)過程. 圖9c為色林錯2010、2015和2018年10月份湖泊透明度的空間分布圖. 色林錯透明度反演參考劉翀等的透明度反演模型[43]. 在湖冰凍結(jié)期色林錯北部與東部透明度低，光照能力弱，湖面熱量少，先結(jié)冰，而湖中部透明度相對較高，湖面接受的光照能力強，湖水凍結(jié)時間晚.

風(fēng)對湖泊的凍結(jié)和消融過程也有一定作用[28]. 從色林錯2007、2009及2014年冬半年最大風(fēng)速風(fēng)向(圖9d)可以看出，色林錯冬半年以西風(fēng)為主，西風(fēng)在色林錯的吹程特別長，約30～70 km[34]. 持續(xù)的西風(fēng)會導(dǎo)致色林錯西岸結(jié)的初冰被吹到東岸累積，所以從影像中可以看到湖冰先從東岸和北岸開始凍結(jié)逐漸由湖心向西岸遞進. 在消融期，風(fēng)速增大會加快湖冰的破裂加速消融，因此色林錯西岸深水區(qū)的湖冰先融化，而東岸冰消融速度則相對緩慢.

圖9 色林錯水深梯度(a)、湖泊渾濁度(b)、湖泊透明度(c)、冬半年最大風(fēng)速風(fēng)向(d)

3.4 色林錯湖冰物候變化影響因素分析

3.4.1 氣象因素分析 影響湖冰物候的氣象因素有氣溫、降水、太陽輻射、風(fēng)速、風(fēng)向等. 氣溫是影響湖泊冰情的主要因素[23]. 為研究色林錯湖冰物候變化對氣候變化的響應(yīng)規(guī)律，本文分析了冬半年平均氣溫、平均風(fēng)速和冬半年降水總量與湖冰物候之間的相關(guān)性(圖10). 色林錯流域從11月開始日均溫均低于0℃，在4月中下旬日均溫位于0℃以上，因此將11月至次年4月份定義為色林錯流域的冬半年[34]. 分析2000-2020年色林錯湖冰物候特征與冬半年平均氣溫發(fā)現(xiàn)，湖冰存在期、完全凍結(jié)期、開始消融及完全消融日與冬半年平均氣溫之間具有一定相關(guān)性. 在色林錯冬半年平均氣溫較低的年份，湖冰存在期與完全凍結(jié)期較長(圖11a)；而在冬半年平均氣溫較高的年份，則湖冰存在的時間較短. 色林錯開始消融日、完全消融日與冬半年平均氣溫也存在很強的負相關(guān). 當色林錯冬半年平均氣溫較高時，湖冰消融時間較早(圖11b)；反之較晚. 這表明氣溫是驅(qū)動湖冰消融的關(guān)鍵因素.

圖10 色林錯湖冰物候特征與各影響因素間的相關(guān)性(**和*分別表示置信水平P值在0.01和0.05水平)

積雪可通過其反照率及保溫性來延遲湖冰的消融，如愛沙尼亞湖在冬季降雪量越大，湖冰消融時間越晚，湖冰存在時間越長[29]. 研究色林錯2000-2020年湖冰物候與冬半年降雪總量發(fā)現(xiàn)，湖冰開始消融及完全消融的時間與冬半年降雪總量呈正相關(guān). 冬半年降雪總量大的年份，湖冰開始消融與完全消融的時間較晚(圖11c). 但在個別年份不一致，例如2002年與2007年，開始消融日與完全消融日對冬半年降雪總量變化并不敏感.

風(fēng)速會影響湖冰冰情特征. 在湖冰凍結(jié)期，強風(fēng)天氣可加強空氣對流，帶走熱量，使湖面快速降溫，加快湖水凍結(jié)；湖冰消融期，大風(fēng)天氣可以使消融的湖冰破裂，加快消融[28]. 分析色林錯近20 a冬半年平均最大風(fēng)速與湖冰物候特征發(fā)現(xiàn)，湖冰凍結(jié)期對平均最大風(fēng)速較為敏感. 在色林錯冬半年平均最大風(fēng)速較大的時候，湖冰凍結(jié)時間較長(圖11d)，反之亦然.

圖11 2000-2020年色林錯湖冰物候與氣象因素間的關(guān)系

3.4.2 色林錯自身物理化學(xué)因素分析 湖冰物候特征不僅與氣象因素有關(guān)，與湖泊自身理化性質(zhì)也密切相關(guān)，如LST、湖泊面積大小、湖泊形狀、湖水透明度、湖泊渾濁度、礦化度及湖泊水深等[30]. LST對湖冰物候的影響比氣溫更加直接[24]. 本文分析了色林錯2000-2020年冬半年LST與湖冰物候之間的相關(guān)性，發(fā)現(xiàn)湖冰存在期、完全凍結(jié)期與LST存在很強的負相關(guān). 在冬半年LST高的年份，湖冰覆蓋的時間較短，冬半年LST較低的年份則湖冰覆蓋時間較長(圖12a). 完全凍結(jié)日與LST呈正相關(guān)，冬半年LST低的年份，湖冰完全凍結(jié)的時間較晚. 湖冰消融時間對LST也較為敏感. 冬半年LST低的年份，開始消融日與完全消融日偏早，反之偏晚.

圖12 2000-2020年色林錯湖冰物候與湖泊自身理化性質(zhì)的關(guān)系

湖泊面積會影響湖冰凍結(jié)與消融. 湖泊面積越大其蓄水能力越強，湖泊動力混合作用增強有利于熱量傳輸，湖泊熱容量增大，從而延緩湖冰凍結(jié)[23]. 色林錯自1979年以來，面積急劇擴張，分析色林錯2000-2020年湖泊面積動態(tài)變化與湖泊冰情發(fā)現(xiàn)，隨著湖泊面積擴張，湖水開始結(jié)冰時間有逐漸推遲的趨勢，湖冰存在期有縮短趨勢(圖12c).

湖水透明度會影響湖冰的凍結(jié)與消融過程. 湖水透明度高，光照能力強；湖水透明度低，光照能力弱，湖面吸收熱量少[43]. 本文分析色林錯湖冰物候與透明度之間的相關(guān)性，發(fā)現(xiàn)2000-2019年間隨著湖水透明度的下降，湖水開始凍結(jié)時間呈逐漸推遲趨勢(圖12d)，湖冰消融期逐漸縮短，湖冰存在期有縮短趨勢(圖12e). 分析色林錯渾濁度與湖冰物候之間的關(guān)系，發(fā)現(xiàn)隨著湖水渾濁度整體呈現(xiàn)上升趨勢，湖冰存在期逐漸縮短(圖12f)，湖冰凍結(jié)期縮短，湖冰開始凍結(jié)時間延遲. 在全球變化背景下，色林錯未來還可能繼續(xù)擴張，湖泊面擴張所導(dǎo)致的泥沙再懸浮物增強，湖水渾濁度將進一步上升，這會使色林錯湖冰物候特征變化更為復(fù)雜[32].

4 結(jié)論

本文基于MODIS MOD09GQMYD09GQ數(shù)據(jù)集分析了西藏第一大湖色林錯2000-2020年湖冰物候特征及其影響因素，主要結(jié)論如下：

1)2000-2020年間，色林錯通常于每年11月下旬到12月初開始凍結(jié)，次年的12月底到1月初完全凍結(jié). 湖冰于3月底到4月上旬開始消融，至4月下旬基本消融殆盡. 色林錯平均凍結(jié)期和平均消融期為31和15 d，平均完全凍結(jié)期和平均湖冰存在期為92和139 d.

2)近20年來，色林錯開始凍結(jié)日期整體呈現(xiàn)逐漸推遲的波動趨勢，推遲率為11.3 d/10 a. 開始消融日期有緩慢推遲的趨勢. 湖冰凍結(jié)期呈現(xiàn)波動縮短的趨勢，平均變化率為-7.7 d/10 a. 消融期整體上略呈縮短趨勢，平均縮短率為5.3 d/10 a. 湖冰存在期整體上呈縮短趨勢，縮短率為13.5 d/10 a.

3)從色林錯凍結(jié)消融空間模式上看，湖面先從北部、東部湖岸及南岸雅根錯(2005年之后)開始凍結(jié)之后逐漸向中部湖心處擴張. 解凍時，湖冰中心冰面先破裂，向湖岸邊逐漸消融. 色林錯凍結(jié)消融空間模式受到湖水深度、湖泊渾濁度、湖水透明度及當?shù)仫L(fēng)向等要素綜合影響.

4)色林錯湖冰物候特征與氣候因素和湖泊自身物理化學(xué)因素密切相關(guān). 在氣候因素上，冬半年平均氣溫大小決定湖冰封凍時間長短. 降雪量會影響湖冰消融時間，風(fēng)速對湖冰凍結(jié)期有一定影響. 在湖泊自身因素方面，湖水表面溫度會直接影響湖冰的凍結(jié)和消融，湖泊面積會影響湖冰開始凍結(jié)時間. 隨著色林錯湖水透明度降低，湖冰開始凍結(jié)時間推后，消融期縮短；隨著湖泊渾濁度升高，湖冰凍結(jié)期和湖冰存在期呈縮短趨勢.