烏梁素海冰封期分層與混合特征及對(duì)氧代謝速率的影響*

楊惠杰，黃文峰，張 程，李志軍，林戰(zhàn)舉

(1：長(zhǎng)安大學(xué)，旱區(qū)地下水文與生態(tài)效應(yīng)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西安 710054) (2：長(zhǎng)安大學(xué)，水利與環(huán)境學(xué)院，西安 710054) (3：大連理工大學(xué)，海岸與近海工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，大連 116024) (4：中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院凍土工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，蘭州 730000)

全球超過(guò)一半的湖泊位于高緯度或高海拔寒區(qū)[1]，普遍存在湖冰層生長(zhǎng)與消融過(guò)程. 氣候變暖在寒區(qū)則更為顯著，導(dǎo)致湖泊穩(wěn)定性增加，甚至改變混合機(jī)制[2]，湖底缺氧區(qū)域與延續(xù)時(shí)長(zhǎng)因分層期的延長(zhǎng)而擴(kuò)大、延續(xù)[3]，威脅湖泊水生態(tài)安全. 湖冰過(guò)程對(duì)氣候變暖較為敏感，北半球湖泊冰封期變短、冰厚變薄被廣泛報(bào)道[4-5]，也是引起高緯度湖泊環(huán)境與生態(tài)系統(tǒng)演變的關(guān)鍵驅(qū)動(dòng)[6]. 然而，冰封條件下湖泊環(huán)境與生態(tài)特征及其驅(qū)動(dòng)過(guò)程仍不清晰. 國(guó)內(nèi)外學(xué)者通過(guò)結(jié)冰前、結(jié)冰中、融冰后大量采樣，測(cè)試湖泊理化指標(biāo)、營(yíng)養(yǎng)鹽、浮游植物等的變化，證實(shí)了湖冰過(guò)程對(duì)湖泊環(huán)境與生態(tài)的顯著影響[7-9].

湖泊分層與混合過(guò)程是湖泊系統(tǒng)中最基本的物理過(guò)程之一，也是湖泊分類的依據(jù)之一，對(duì)湖泊水溫、溶解氧結(jié)構(gòu)，葉綠素、營(yíng)養(yǎng)鹽分布等具有顯著影響[10-11]. 冰封后，冰層切斷了風(fēng)應(yīng)力驅(qū)動(dòng)的湖泊混合過(guò)程，但冰下水體仍存在弱水動(dòng)力過(guò)程，最為顯著的便是太陽(yáng)透射輻射驅(qū)動(dòng)的垂向混合過(guò)程. Bengtsson等[12]、Volkov等[13]在Vendyurskoe湖的觀測(cè)揭示了透射輻射驅(qū)動(dòng)的冰下水體湍動(dòng)混合過(guò)程. Bouffard等[14]、 Bogdanov等[15]指出白天較強(qiáng)的輻射會(huì)驅(qū)動(dòng)較深的混合層出現(xiàn)；Yang等的觀測(cè)也指出晚冬輻射驅(qū)動(dòng)的對(duì)流會(huì)導(dǎo)致混合層加深，且冰下溶解氧結(jié)構(gòu)與混合強(qiáng)度密切相關(guān)[16]. 但是，相較于水面開放期，冰下水體混合強(qiáng)度較弱，其能否或能在多大程度上驅(qū)動(dòng)水環(huán)境發(fā)生改變?nèi)孕柽M(jìn)一步研究.

水溫和溶解氧是評(píng)價(jià)水環(huán)境優(yōu)劣的基礎(chǔ)指標(biāo)，其變化過(guò)程對(duì)湖泊生態(tài)系統(tǒng)有重要的影響. Golosov等[17]研究俄羅斯和北美5個(gè)冰封湖泊缺氧層的形成與發(fā)展時(shí)就發(fā)現(xiàn)冰封湖泊底部容易形成缺氧區(qū)域. Bai等[18]研究了芬蘭Valkea-Kotinen湖冰封期深層溶解氧特征，發(fā)現(xiàn)溶解氧濃度隨著冰封延續(xù)而下降，且在一定深度出現(xiàn)持續(xù)缺氧區(qū)域. Yang等[16]在加拿大Simcoe湖觀測(cè)到溶解氧隨深度衰減且在底部存在氧衰竭現(xiàn)象. 上述研究基本揭示北歐、北美等地典型結(jié)冰期湖泊溶解氧的變化動(dòng)態(tài). 然而，我國(guó)結(jié)冰湖泊多位于干旱半干旱區(qū)(如蒙新高原湖區(qū)、青藏高原湖區(qū))，冬季降雪少、輻射強(qiáng)，不同的氣候、氣象、天氣條件決定了其不同于北歐、中歐、北美等地的湖泊[19]，亟需明確冰封條件下其溫氧環(huán)境的演化特征及其驅(qū)動(dòng)過(guò)程.

烏梁素海是我國(guó)干旱半干旱地區(qū)典型的淺水湖泊，是河套灌區(qū)生活污水、農(nóng)田灌溉排水、退水的承泄場(chǎng)所，對(duì)于緩解黃河下游污染、水土保持、流域環(huán)境改善都有極其重要的作用. 近年來(lái)，冰封期烏梁素海環(huán)境與生態(tài)不斷引起重視，不但認(rèn)識(shí)到冰、雪過(guò)程對(duì)烏梁素海環(huán)境與生態(tài)的重要影響[20-21]，也開始深入探索冰封期水溫、溶解氧、新陳代謝動(dòng)態(tài)變化與內(nèi)在機(jī)理，如翟佳倫等[22]用小波分析對(duì)烏梁素海水溫與溶解氧變化趨勢(shì)進(jìn)行研究得到了其不同周期特征，Song等[23]通過(guò)烏梁素海冰封期新陳代謝速率計(jì)算指出冰、雪過(guò)程對(duì)湖泊新陳代謝的影響.

本文以寒旱區(qū)典型湖泊烏梁素海為例，開展了冰封期水溫、溶解氧、冰/雪過(guò)程和氣象要素的現(xiàn)場(chǎng)監(jiān)測(cè)與分析，并以2017-2018年冬季觀測(cè)結(jié)果為例，介紹凍結(jié)期和融化期烏梁素海水溫、溶解氧分層結(jié)構(gòu)、混合過(guò)程演化特征和氧代謝速率，著重分析冰下混合層的形成與發(fā)展及其對(duì)代謝速率的影響，基于4個(gè)冬季的觀測(cè)對(duì)比分析烏梁素海分層與混合結(jié)構(gòu)的年際變化和冰下混合形成機(jī)理，最后給出重要結(jié)論.

1 數(shù)據(jù)獲取與處理

1.1 觀測(cè)地點(diǎn)

烏梁素海(40°47′～41°03′N，108°43′～108°57′E)位于內(nèi)蒙古自治區(qū)巴彥淖爾市烏拉特前旗境內(nèi)(圖1a). 為中國(guó)八大淡水湖之一，也是全球荒漠及半荒漠地區(qū)極為少見的大型草原型湖泊、地球同緯度最大的濕地，為干旱及半干旱地區(qū)具有代表性的淺水湖泊. 其面積約為310 km2，平均水深1.5 m，整體南北長(zhǎng)(35～40 km)，東西寬(5～10 km). 湖岸線長(zhǎng)度為130 km，儲(chǔ)水量約為3×108m3. 湖泊呈富營(yíng)養(yǎng)化，N、P元素嚴(yán)重超標(biāo)[24].

烏梁素海屬溫帶大陸性氣候，年降水量?jī)H215 mm，超過(guò)70%集中在7-9月[25]. 年蒸發(fā)量達(dá)2200 mm，夏季湖面蒸發(fā)占全年蒸發(fā)量的50%. 湖區(qū)pH約為8.1，多年平均氣溫為5.6～7.4℃[21]，年內(nèi)平均氣溫7月最高(25℃)，1月最低(-10℃). 每年11月中下旬開始結(jié)冰，最大冰厚為0.3～0.7 m，出現(xiàn)在2月底至3月初；翌年3月開始消融，冰封期約4～5個(gè)月[20]. 冬季偶有降雪，冰/雪面常有沙塵沉降.

1.2 數(shù)據(jù)獲取

觀測(cè)點(diǎn)在烏梁素海東部遠(yuǎn)離蘆葦?shù)拈_闊區(qū)(圖1b)，水深1.42 m. 2016-2019年4個(gè)冬季冰封期連續(xù)觀測(cè)氣象要素、冰雪條件與冰下水體環(huán)境. 以2017-2018冬季為例，在冰面架設(shè)自動(dòng)氣象站實(shí)時(shí)監(jiān)測(cè)2 m和6 m處氣溫、氣濕、風(fēng)、太陽(yáng)輻射等；布設(shè)溫度鏈監(jiān)測(cè)冰面以下0、5、10、15、20、25、30、35、40、44、50、54、59、64、69、79、89、99.3、109、119、129、144、152、160、173 cm處冰、水、底泥溫度；利用CSI CS511監(jiān)測(cè)冰面以下50、70、90、110、130 cm處水體溶解氧(DO)濃度；同時(shí)，利用Trios輻照度探頭測(cè)量冰面以下65、90、120 cm處的光合有效輻射(PAR)入射和98 cm處PAR反射. 數(shù)據(jù)觀測(cè)與可用時(shí)段見表1，現(xiàn)場(chǎng)布置見圖1c，其他詳見文獻(xiàn)[25].

表1 數(shù)據(jù)觀測(cè)與可用時(shí)段

1.3 混合層的判定

混合層是對(duì)“等溫層”或“等密度層”的一個(gè)大體表述[26]，特點(diǎn)是湍流作用顯著，溫度、密度以及水平流場(chǎng)在垂直方向上基本均勻分布[27]. 垂向水溫梯度被廣泛用于湖泊混合層的判定. 當(dāng)水溫梯度小于某臨界值，則可認(rèn)為該水層為混合層. 不同湖泊，該臨界值大小存在差異(0.02～4℃/m)[28-29]. 據(jù)監(jiān)測(cè)溫度(T)的探頭所在深度(z)將烏梁素海垂向劃分成層，相鄰兩層深度和水溫分別記為Zi、Zi-1和Ti、Ti-1；考慮到該湖水深淺，混合層由式(1)判定：

(1)

1.4 代謝速率計(jì)算

冰封湖泊與大氣之間氧氣交換被冰層隔斷，則溶解氧變化動(dòng)態(tài)僅由冰下水體光合產(chǎn)氧、水體生化耗氧與底泥耗氧過(guò)程收支平衡控制. 若將水體和底泥生化耗氧過(guò)程統(tǒng)一看作湖泊生態(tài)系統(tǒng)的呼吸作用，則冰封湖泊溶解氧變化是由光合產(chǎn)氧和呼吸耗氧造成[30]，即：

(2)

夜間無(wú)光照，水體溶解氧濃度降低僅由呼吸作用控制，夜間呼吸耗氧速率(Rnight)可由實(shí)測(cè)溶解氧的降低速率計(jì)算(式(3)). 假設(shè)白天的呼吸耗氧速率與夜間平均呼吸耗氧速率相等[23](式(4))，則光合產(chǎn)氧速率(GPP)可由式(5)計(jì)算：

Rnight=NEPnight=(DOt+1-DOt)/Δt

(3)

(4)

GPP=Rdaytime+NEPdaytime

(5)

式中，DOt和DOt+1為時(shí)間間隔Δt的兩個(gè)時(shí)刻的溶解氧濃度；NEP、GPP、R分別指凈光合產(chǎn)氧速率、光合產(chǎn)氧速率與呼吸耗氧速率，mg/(L·h)，下標(biāo)night、daytime分別表示各項(xiàng)于夜晚、白天的值；為去除溶解氧垂向擴(kuò)散運(yùn)移的影響，將上述各式在整個(gè)水柱上積分后取水深平均值.

2 水溫與溶解氧動(dòng)態(tài)

2.1 氣象與冰雪過(guò)程

現(xiàn)場(chǎng)監(jiān)測(cè)覆蓋了冰生長(zhǎng)后期以及冰消融前期(圖2). 日均風(fēng)速在2.0～4.5 m/s之間，最大風(fēng)速超過(guò)10 m/s. 監(jiān)測(cè)期內(nèi)平均氣溫-12℃，1與2月平均氣溫分別為-13.61、-9.77℃. 開始觀測(cè)時(shí)冰厚已有31 cm，在1月9日-2月15日期間，冰以0.25 cm/d的生長(zhǎng)速率緩慢生長(zhǎng)，隨后，以0.53 cm/d的消融速率消融(圖2e)，偶有少量降雪.

1月9日-21日，氣溫上升，相對(duì)濕度下降，雪因吸收輻射消融與風(fēng)吹蝕而變薄，冰生長(zhǎng)被抑制；隨后，氣溫降低，冰生長(zhǎng)略加快(圖2e①箭頭)，相對(duì)濕度較大；1月27日發(fā)生降雪，冰生長(zhǎng)速度變緩(圖2e②箭頭). 雪因吸收輻射消融和風(fēng)吹漂移作用，至2月7日變?yōu)槁惚? 2月13日后日最高氣溫在0℃上下波動(dòng)，冰層停止生長(zhǎng)，并于2月16日以0.53 cm/d的速率消融. 入射與反射PAR均具有明顯的日變化過(guò)程，在12:00-13:00之間達(dá)到峰值. 入射PAR呈增大趨勢(shì)，平均值為51 W/m2；反射PAR呈減少趨勢(shì)，平均值為28 W/m2.

圖2 氣象與冰雪過(guò)程(a：風(fēng)速；b：氣溫；c：相對(duì)濕度；d：雪厚；e：冰厚；f：總?cè)肷洹?5 cm處入射及總反射PAR)Fig.2 Meteorology and ice and snow process (a: wind speed; b: air temperature; c: relative humidity; d: snow thickness; e: ice thickness; f: incident and reflected photosynthetically active radiation)

2.2 水溫與溶解氧動(dòng)態(tài)變化

冰下各層水溫與溶解氧呈現(xiàn)明顯的日變化特征，其日變幅隨深度衰減且對(duì)輻射與氣溫的響應(yīng)逐漸滯后(圖3a，b). 無(wú)雪層覆蓋時(shí)，水柱平均水溫最小值出現(xiàn)在8:00左右，最大值出現(xiàn)在17:00左右，日變幅約為1℃；溶解氧最小值出現(xiàn)在7:00左右，最大值出現(xiàn)在18:00左右，日變幅可達(dá)3 mg/L. 有雪層覆蓋時(shí)，水溫降溫更為平緩且最小值的出現(xiàn)時(shí)間因雪厚不同表現(xiàn)出不同程度的延遲，日變幅降低(約0.6℃)，這與雪層保溫效應(yīng)有關(guān).

但根據(jù)圖3c，相比于無(wú)雪條件下，并沒觀察到水溫最大值出現(xiàn)的時(shí)間顯著變化或僅是稍微延遲(與雪層保溫效應(yīng)有關(guān)). 這主要是因?yàn)椋罕M管經(jīng)歷多次降雪，但每次降雪量很小，又因多強(qiáng)風(fēng)，冰面堆積厚度很薄(不足3 cm)，且呈斑塊狀分布；其存在會(huì)在一定程度上削弱太陽(yáng)輻射的透射量，但仍有少部分太陽(yáng)輻射能夠穿透冰雪層直接加熱上層水體，引起水溫小幅度的日變化(白天的升溫)；這一升溫過(guò)程應(yīng)與太陽(yáng)投射持續(xù)累積加熱同步，不會(huì)存在明顯的時(shí)間差異.

有雪覆蓋時(shí)溶解氧濃度變幅較小且降低的持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)，1月15日直到12:00左右才開始升高(圖3d). 這是因?yàn)槎竞慈芙庋鯘舛热兆兓饕芸赜谏镞^(guò)程[31]，而影響生物過(guò)程的太陽(yáng)輻射和水溫在水體中的分布受冰、雪過(guò)程的影響. 整體來(lái)看，深層日變幅小于淺層，極值出現(xiàn)時(shí)間也推遲，比如69.2 cm處水溫比39.8 cm處極小值滯后約2 h.

圖3 水溫及溶解氧濃度的日變化(a：2018年2月18日各層水溫，b：2018年2月18日各層溶解氧濃度， c：水柱平均水溫，+為最低值，×為最高值，d：水柱平均溶解氧濃度)Fig.3 Daily changes of water temperature and dissolved oxygen (a: water temperature of each layer on February 18, 2018;b: dissolved oxygen concentration of each layer on February 18, 2018; c: bulk water temperature, + is the lowest value, × is the highest value; d: bulk dissolved oxygen concentration)

水溫在1月21日前呈上升趨勢(shì)，主要是因?yàn)橹饾u變薄的雪蓋層使得更多的輻射進(jìn)入水體，隨后的降雪又使其呈現(xiàn)下降趨勢(shì)直到2月初，之后緩慢上升；水體溶解氧濃度則先下降，再波動(dòng)升高(圖4). 1月27日-2月7日，冰生長(zhǎng)幾乎停滯且存在降雪及融雪過(guò)程，雪層的存在能削弱進(jìn)入水體的太陽(yáng)輻射，減少氣溫以熱傳導(dǎo)方式傳遞給水體的熱量，但較薄的雪層影響有限，水溫仍受氣溫影響而升高，湖底缺氧水層迅速發(fā)展(圖5b).

水溫結(jié)構(gòu)最初表現(xiàn)為上部為逆溫層(水溫梯度為19.2℃/m)、中間為弱正溫層(-4.7℃/m)、下部為弱逆溫層(1.4℃/m)(圖4c黑實(shí)線). 這種水溫結(jié)構(gòu)的出現(xiàn)與該時(shí)段存在冰、雪過(guò)程，尤其是雪過(guò)程有關(guān). 積雪較大的反照率使得進(jìn)入水體的太陽(yáng)輻射變小，而湖底由于沉積物釋熱保持較高的溫度，導(dǎo)致在中間部分接受能量較少而出現(xiàn)局部正溫層；2月7日起，雪消融后，太陽(yáng)輻射能夠到達(dá)的深度逐漸變深，上部逆溫層接收的輻射最多，其下邊界隨之變深. 當(dāng)水溫升至約7℃后，水層失穩(wěn)，產(chǎn)生混合，混合層不斷加深；過(guò)渡至上部為逆溫層(18.2℃/m)、下部為近等溫層(0.04℃/m)結(jié)構(gòu)(圖4c紅實(shí)線).

溶解氧濃度的垂向結(jié)構(gòu)不同于水溫，由上至下逐漸衰減(-17 mg/(L·h)，甚至在水層底部出現(xiàn)缺氧(<2 mg/L[32])狀態(tài)(圖5b). 主要是因?yàn)樗畬禹敳拷邮躊AR更多，光合更強(qiáng)烈，而呼吸則因水溫低較緩慢，再者冰層凍結(jié)排氧會(huì)增加表層附近溶解氧；底部水溫較高，呼吸速率快，底泥耗氧明顯加快而出現(xiàn)缺氧狀態(tài).

圖4 觀測(cè)期內(nèi)水溫及溶解氧濃度的變化與垂向結(jié)構(gòu)(a：觀測(cè)期內(nèi)水溫及溶解氧濃度的變化趨勢(shì)； b：溶解氧濃度的垂向變化；c：水溫的垂向變化)Fig.4 Changes and vertical structure during the observation period of water temperature and dissolved oxygen concentration (a: trend during the observation period of water temperature and dissolved oxygen concentration; b: vertical change of dissolved oxygen concentration; c: vertical change of water temperature)

2.3 湖泊代謝速率

光合產(chǎn)氧速率1月18日前呈升高趨勢(shì)，隨后波動(dòng)降低，至1月27日后又呈升高趨勢(shì)，2月24日達(dá)到0.55 mg/(L·h)的最大值(圖6a). 觀測(cè)期光合產(chǎn)氧速率平均值為0.23 mg/(L·h). 呼吸耗氧速率趨勢(shì)與光合產(chǎn)氧速率變化過(guò)程相似，相關(guān)性較高(R2=0.73)，觀測(cè)期間平均呼吸耗氧速率為-0.091 mg/(L·h)，最大耗氧速率出現(xiàn)在2月18日，值為-0.252 mg/(L·h). 凈生產(chǎn)力是每天光合產(chǎn)氧與呼吸耗氧平衡作用的結(jié)果，圍繞0上下波動(dòng)，觀測(cè)期間平均為-0.006 mg/(L·h).

3 混合層的發(fā)展及其對(duì)代謝速率的影響

觀測(cè)后期，自2月8日水體出現(xiàn)穩(wěn)定而持續(xù)的等溫層，0.9 m下水溫隨后整體從6.7℃逐漸升高至9.9℃(圖4c，5a). 若以該層水溫白天升高0.5℃所需的太陽(yáng)輻射強(qiáng)度作為白天日均輻射的有效影響深度，則2月17日以后，太陽(yáng)輻射可照射至湖底(圖5a紅實(shí)線). 自此之后，因太陽(yáng)輻射在水體中傳輸滿足指數(shù)衰減規(guī)律，該等溫層內(nèi)從上至下吸收的太陽(yáng)輻射逐漸降低，則其升溫幅度也應(yīng)出現(xiàn)從上至下逐漸變小的趨勢(shì)，即上部升溫快而大、下部升溫慢而??；然而實(shí)測(cè)的水溫廓線從次日后仍維持上下等溫狀態(tài)(圖4c, 5a)，所以若未出現(xiàn)混合過(guò)程，該層水體無(wú)法維持穩(wěn)定而連續(xù)的等溫狀態(tài).

以水溫梯度(式(1))絕對(duì)值等值線圖方式表現(xiàn)混合層形成與發(fā)展過(guò)程更為直觀(圖6b). 受雪蓋層影響，觀測(cè)初期(1月9日-2月3日)未形成明顯而穩(wěn)定的混合層. 隨積雪融化變薄，透射增加，水溫升高至約7℃以后，連續(xù)的水體混合從中層水體(110 cm)開始出現(xiàn)，形成局部混合；之后其不斷向上、下擴(kuò)展，至2月14日以后混合層幾乎占據(jù)整個(gè)下層水體(90 cm以下).

圖5 觀測(cè)期內(nèi)水溫與溶解氧濃度的變化(a：水溫等值線圖；b：溶解氧等值線圖)Fig.5 Changes in water temperature and dissolved oxygen concentration during the observation period (a: water temperature contour map; b: dissolved oxygen contour map)

圖6 新陳代謝速率變化與混合層發(fā)展過(guò)程(a：新陳代謝速率；b：混合層發(fā)展過(guò)程)Fig.6 Metabolic rate change and mixed layer development process (a: metabolic rate; b: mixed layer development process)

依混合層發(fā)展過(guò)程，將觀測(cè)期劃分為兩個(gè)階段：1月9日-2月3日的間斷性小范圍弱混合或不混合階段和2月3日到觀測(cè)結(jié)束的混合快速發(fā)展與持續(xù)穩(wěn)定混合階段. 從第1階段至第2階段整體水溫從6.0℃升至7.3℃，僅升溫1.3℃；冰下總PAR由14.8 W/m2升至22.8 W/m2，增加54%. 而光合產(chǎn)氧速率第2階段是第1階段的3.2倍，呼吸耗氧速率是第1階段的2.5倍(圖6a). 顯然，除了水溫升高、PAR增大促進(jìn)光合和呼吸作用外，水體混合伴隨的溶解氧再分配、底部浮游植物和營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)懸浮必然也會(huì)促進(jìn)代謝速率加快. 例如，溶解氧下移和底部營(yíng)養(yǎng)物上移能夠增強(qiáng)底部缺氧層和底泥的耗氧作用，致使湖泊總呼吸速率大幅度升高；垂向混合使得底部營(yíng)養(yǎng)鹽、浮游植物向上輸移至上層，光照強(qiáng)度更大，促進(jìn)光合作用產(chǎn)氧速率.

4 討論

4.1 水溫、溶解氧濃度的年際差異及同其他湖泊的比較

本文觀測(cè)處于烏梁素海冰層凍結(jié)后期向融化期轉(zhuǎn)變的過(guò)程，凍結(jié)期水溫結(jié)構(gòu)主要由穩(wěn)定的上部逆溫層和下部弱逆溫層構(gòu)成，并逐漸過(guò)渡為融化期的上部逆溫層-下部混合層結(jié)構(gòu). 這種水溫結(jié)構(gòu)在結(jié)冰的淡水湖泊中較為常見[33-34]. 但烏梁素海作為中緯度寒旱區(qū)淺湖的典型代表，其冰封期水溫結(jié)構(gòu)也呈現(xiàn)出不同之處：1)上部逆溫層和凍結(jié)期的下部弱逆溫層的溫度梯度分別為19.2和1.4℃/m，遠(yuǎn)高于北歐、中歐、北美等湖泊，主要原因是水淺[35]、底泥溫度高等；2)整體水溫高，下部弱逆溫層或混合層溫度達(dá)到9～10℃，而高緯度湖泊多接近冰點(diǎn)或不高于4℃[36-37]，主要是因?yàn)榫暥鹊洼椛涓鼜?qiáng)、干旱半干旱氣候決定冬季降雪少，裸冰面使得穿透輻射更多而加熱水體；3)凍結(jié)末期和融化初期的下部混合層(等溫層)并非每個(gè)冬季都會(huì)出現(xiàn). 2016-2019年4個(gè)冬季中(圖7)，僅有2015-2016、2017-2018年兩個(gè)冬季出現(xiàn)大范圍混合層(圖7a、c紅實(shí)線)，且發(fā)現(xiàn)只有當(dāng)中下層水溫升高至6～7℃以后才會(huì)出現(xiàn)明顯的混合過(guò)程，這與烏梁素海的鹽度垂向結(jié)構(gòu)有關(guān).

圖7 2016-2019年水-泥溫度廓線圖Fig.7 Water-sediment temperature profile of 2016-2019

烏梁素海溶解氧濃度的垂向結(jié)構(gòu)形態(tài)與芬蘭、俄羅斯等國(guó)家湖泊的監(jiān)測(cè)結(jié)果[37]基本一致，但值比其高，主要是因?yàn)闉趿核睾＞暥容^高，太陽(yáng)輻射強(qiáng)，覆雪薄且水淺，故冰下一定深度仍能進(jìn)行光合作用. 融化期形成的低氧融水也可使冰下方附近溶解氧濃度降低，這與Meding和Jackson在北美溫帶湖泊的觀測(cè)結(jié)果一致[38]. 烏梁素海底層水體缺氧區(qū)域的發(fā)展與持續(xù)時(shí)間與冰封時(shí)間長(zhǎng)短及是否存在雪蓋層關(guān)系密切，如2月8日前連續(xù)的冰面積雪存在使得湖泊底部缺氧現(xiàn)象逐漸加重(圖5). 較少的光合產(chǎn)氧可能會(huì)對(duì)湖底沉積物呼吸耗氧造成脅迫作用，這是輻射通過(guò)光合作用對(duì)呼吸作用的間接控制[23]，也是光合作用產(chǎn)氧與呼吸作用耗氧存在相近趨勢(shì)的可能原因之一.

觀測(cè)期光合平均產(chǎn)氧速率為0.23 mg/(L·h)，最大值為0.55 mg/(L·h). 呼吸耗氧速率平均值為-0.091 mg/(L·h)，最大值為-0.252 mg/(L·h). 光合產(chǎn)氧速率高于Obertegger等在意大利Tovel湖研究測(cè)得的值(最大約為0.3 mg/(L·h)[39])，這是因?yàn)門ovel湖為貧營(yíng)養(yǎng)湖，無(wú)法支持高的代謝速率. 第1階段代謝速率(平均GPP為0.112 mg/(L·h)，平均R為-0.054 mg/(L·h))與Song等在該區(qū)域于2016-2017年所測(cè)得的結(jié)果(GPP最大值約為0.2 mg/(L·h)，R最大約為-0.1 mg/(L·h))基本一致. 但第2階段(即混合階段)代謝速率(平均GPP為0.356 mg/(L·h)、平均R為-0.133 mg/(L·h))，高于Song等[23]于2016-2017年冬季測(cè)得的結(jié)果. 這一年際差別主要是由混合層的貢獻(xiàn)導(dǎo)致，2017-2018年冬季出現(xiàn)了大深度的水體混合過(guò)程，促進(jìn)了代謝過(guò)程；而2016-2017年冬季并未形成明顯的混合過(guò)程.

前人監(jiān)測(cè)或調(diào)查結(jié)果顯示，非冰封期(尤其是夏季)烏梁素海水溫較高(均大于20℃)[40-41]，冰封期溫度低，主要是因?yàn)楸訕O大削弱穿透的太陽(yáng)輻射，并且水體持續(xù)向冰層放熱[33]；但溶解氧濃度高于烏蘭等[42]于2014-2015年7和9月的觀測(cè)值(分別為6.1和5.8 mg/L)，一方面是因?yàn)楸馄谳^低的水溫降低了耗氧速率，另一方面是由于冰蓋層的存在阻隔了溶解氧的逸散. 除此以外，還可能與逐年上升的溶解氧濃度趨勢(shì)有關(guān)[43].

4.2 冰封期烏梁素?；旌蠈拥男纬蓹C(jī)制

圖8 2016-2017年鹽度廓線圖Fig.8 Salinity profile of 2016-2017

冰封湖泊混合層的發(fā)展過(guò)程與透射輻射密切相關(guān)[44]. 一般而言，對(duì)結(jié)冰的淡水湖泊，因結(jié)冰前的風(fēng)動(dòng)力混合和凍結(jié)期水體不斷向冰層釋放熱量，開始融化前水體溫度多低于4℃，甚至整體接近冰點(diǎn). 融化期，表面積雪融化消失和增強(qiáng)的太陽(yáng)輻射促使更多輻射穿透冰層，對(duì)水層形成垂向差異化加熱(從上至下加熱升溫速率逐漸降低)，上部升溫快而大，更接近最大密度溫度(4℃)，引起水體上下失穩(wěn)混合[34,44]. 然而烏梁素海卻呈現(xiàn)不同的水溫結(jié)構(gòu)和混合形成特征，凍結(jié)期整個(gè)水層維持著逆溫結(jié)構(gòu)，上層水體溫度低于4℃而中下水層溫度通常高于4℃，但此時(shí)并未在接近4℃時(shí)發(fā)生明顯的混合現(xiàn)象(圖7)，這是因?yàn)樽杂苫旌线^(guò)程是由水溫和鹽度共同控制的. 烏梁素海實(shí)際是微咸水湖，水樣測(cè)試表明，其鹽度在上、中水層垂向差異較小，而近底部分層較穩(wěn)定(圖8). 根據(jù)水狀態(tài)方程[45]，鹽度分層對(duì)水密度的影響比溫度更為顯著. 根據(jù)2016-2017的采樣鹽度廓線數(shù)據(jù)，只有當(dāng)中下部水溫接近或超過(guò)6～8℃(超過(guò)4℃)時(shí)，水體密度結(jié)構(gòu)才能出現(xiàn)失穩(wěn)反轉(zhuǎn)，這與2015-2016、2017-2018年冬季的觀測(cè)結(jié)果一致. 但是由于沉積物表面附近的高鹽度，混合層無(wú)法深入到底泥表面，無(wú)法進(jìn)行全深度混合.

混合層對(duì)水溫結(jié)構(gòu)的影響最為直觀，使水溫結(jié)構(gòu)成為判斷混合層是否存在的標(biāo)志之一[26]. 以2016-2017和2017-2018年為例，前者未出現(xiàn)混合而以逆溫形式存在，后者后期出現(xiàn)混合層而在冰下冷界面層下有以近等溫形式存在的對(duì)流混合層(圖7b，c). 水溫結(jié)構(gòu)的改變必然會(huì)改變以熱導(dǎo)方式進(jìn)行的氣-冰-水-泥體系熱傳遞，影響能量在其中的分布. 對(duì)流混合對(duì)溶解氧結(jié)構(gòu)的影響包括直接和間接兩個(gè)過(guò)程，一是水體垂向混合會(huì)直接引起溶解氧的垂向混合，趨向于等氧狀態(tài)，如，2017-2018年冬季混合前的分層狀態(tài)下，湖底缺氧層隨分層結(jié)構(gòu)的延續(xù)由湖底擴(kuò)展到冰下1.1 m(2月13日)，混合后湖底缺氧狀態(tài)得到極大的緩解(圖5)；二是垂向混合可以使微藻、營(yíng)養(yǎng)鹽上移接收更多的光照而促進(jìn)光合產(chǎn)氧[46-47]，還可以使得溶解氧向下遷移至低氧區(qū)域甚至底泥附近而促進(jìn)底層生化耗氧，共同造成上部氧多、下部氧少的趨勢(shì)，這也解釋了為什么混合并未引起上下等氧狀態(tài)(圖4b).

5 結(jié)論

對(duì)烏梁素海結(jié)冰條件下水體溫度、溶解氧的分層結(jié)構(gòu)和混合動(dòng)態(tài)開展原位監(jiān)測(cè)與理論計(jì)算分析，取得以下結(jié)論：

1)烏梁素海在凍結(jié)中后期仍保持較高的水溫(接近10℃)，凍結(jié)期水溫垂向結(jié)構(gòu)主要由穩(wěn)定的上部逆溫層和下部弱逆溫層構(gòu)成，并可逐漸過(guò)渡為融化期的上部逆溫-下部混合層結(jié)構(gòu). 混合過(guò)程并非每年都會(huì)出現(xiàn)或出現(xiàn)日期不同，取決于冰雪條件、底泥溫度和鹽度特征.

2)結(jié)冰期溶解氧濃度較高，由上到下降低，出現(xiàn)湖底缺氧層，其發(fā)展與持續(xù)時(shí)間與冰封時(shí)間長(zhǎng)短及是否存在雪蓋層關(guān)系密切. 溶解氧動(dòng)態(tài)由光合產(chǎn)氧和呼吸耗氧平衡決定，而光合產(chǎn)氧、呼吸耗氧速率的變化動(dòng)態(tài)主要受太陽(yáng)輻射強(qiáng)度、水溫和混合過(guò)程影響. 混合層的形成與發(fā)展受水體鹽度與溫度共同控制，其能極大地促進(jìn)光合產(chǎn)氧和呼吸耗氧作用、調(diào)控水溫和溶解氧結(jié)構(gòu).

輻射強(qiáng)、降雪(冰面積雪)少是中緯度寒旱區(qū)湖泊區(qū)別于其他地區(qū)的顯著特征，其對(duì)冰封期水溫、溶解氧、代謝速率和分層動(dòng)態(tài)的影響作用在寒旱區(qū)具有普遍性. 但冰下水體分層與混合特征的年際差異也說(shuō)明不同時(shí)期或不同湖泊具有明顯個(gè)體差異，未來(lái)冰雪、溫(含輻射)、鹽同步觀測(cè)將能更細(xì)致地揭示冰封期不同湖泊混合過(guò)程及冰雪條件的影響.

致謝：感謝內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學(xué)烏梁素海濕地生態(tài)系統(tǒng)國(guó)家定位觀測(cè)研究站提供的技術(shù)支持和后勤保障.