秦啟勇， 李雪梅， 張 博， 李 超， 孫天瑤

（1.蘭州交通大學測繪與地理信息學院，甘肅 蘭州 730070；2.甘肅省地理國情監(jiān)測工程實驗室，甘肅 蘭州730070；3.地理國情監(jiān)測技術應用國家地方聯(lián)合工程研究中心，甘肅 蘭州 730070）

全球氣候變化帶來的環(huán)境影響一直以來都備受國內外科研學者的關注，全球變暖對湖冰的影響日益明顯。在中緯度地區(qū)，秋冬季節(jié)湖冰的形成是大氣圈、水圈、區(qū)域性氣候以及地形地貌共同作用的結果［1］，不僅影響區(qū)域熱量和能量收支平衡，同時也可以反映區(qū)域氣候變化［2-3］。在湖冰研究中，湖冰物候是湖冰凍融的重要過程和參數(shù)，湖冰凍融過程與氣候和湖泊自身條件密切相關［4］，湖冰物候特征忠實記錄了局地氣候變化狀況，可作為反映局部氣候變化的指標，其凍結和消融時間被視作區(qū)域氣候變化的靈敏指示器［5-7］，可為干旱/半干旱缺資料地區(qū)提供數(shù)據(jù)補充，為研究氣候變化提供更為精確的參數(shù)指標。

氣候變化對湖冰物候（凍結時間推遲、消融時間提前及封凍持續(xù)時間縮短）變化產(chǎn)生了巨大影響。目前，很多研究者主要對北美、青海湖及青藏高原等地區(qū)湖泊進行研究。如Magnuson 等［8］研究了1846—1995年北半球的湖泊凍結和消融，結果顯示凍結日期平均每100 a 推遲5.8 d，消融日期平均每100 a 提前6.5 d；Benson 等［9］對近30 a 北美的75個湖泊研究發(fā)現(xiàn)完全消融時間平均提前1.9 d·(10a)-1，完全凍結時間平均延遲1.6 d·(10a)-1，并認為影響湖冰物候特征的主要因素是氣溫；車濤等［10］研究了青海湖近28 a的冰期變化，結果顯示湖冰持續(xù)日數(shù)縮短14～15 d，解凍期提前10 d，且湖冰物候對區(qū)域氣候變化敏感；Jun 等［11］采用MODIS 數(shù)據(jù)對青藏高原湖冰參數(shù)提取表明完全凍結時間延長了77 d；姚曉軍等［12］對可可西里地區(qū)2000—2011 年主要湖泊冰期研究發(fā)現(xiàn)，完全封凍持續(xù)時間提前2.21 d·a-1，封凍期持續(xù)時間提前1.91 d·a-1；祁苗苗等［5］對2000—2016 年青海湖湖冰物候研究表明完全消融日期呈明顯提前趨勢。上述研究主要考慮某地區(qū)的多個湖泊及青海湖湖冰物候的變化特征，對于具有高寒特色的天山湖冰特征變化研究較少，尤其對于坐落在封閉式高山盆地的微咸水湖賽里木湖，憑借其獨特的地理位置，湖泊及冰情演變很少受到人類活動的影響，可作為該地區(qū)湖冰物候理想的研究區(qū)。本文基于MODIS影像、中國湖泊數(shù)據(jù)集及氣象資料對賽里木湖近20 a的湖冰物候和凍結-消融模式變化進行了研究，并結合相關影響因素對其進行了分析，從而為賽里木湖乃至天山氣候變化特征提供數(shù)據(jù)支撐和科學依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

賽里木湖古稱“凈?！?，是新疆海拔最高、面積最大的高山微咸水湖［13-14］，地處80°39′～81°30′E，44°27′～44°45′N。湖區(qū)四周群山環(huán)繞，自然資源豐富，由低到高分布有濕地、草原、森林，并有冰川存在，其在涵養(yǎng)山地水源和調節(jié)該地區(qū)乃至整個北疆地區(qū)的氣候和環(huán)境方面發(fā)揮著重要作用［15］。該湖坐落在封閉式高山盆地之中［16］，湖面呈橢圓形，湖面海拔2071 m，最大水深92 m，東西長29.5 km，南北寬23.4 km［17］，屬溫帶大陸性半干旱氣候。由于海拔較高，來自大西洋充足的水汽受地形抬升作用，局部豐富的降水形成西北干旱地區(qū)的“濕島”，同時受全球變暖的影響，大量冰雪消融，入湖補給隨之增加；賽里木湖無地表出口，全靠自然蒸發(fā)和湖底滲漏排泄來維持水量動態(tài)平衡［18］。此外，憑借其獨特的地理位置，湖泊及冰情演變很少受到人類活動的影響［19］，人類與自然和諧相處，自然生態(tài)處于基本平衡狀態(tài)。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源與處理

湖冰數(shù)據(jù)：相關研究表明，MODIS 數(shù)據(jù)在新疆地區(qū)地物識別的總體準確度在87.5%～94.0%，該數(shù)據(jù)能更好地反映天山地貌的真實情況［20］。選用2000—2019年由NSIDC提供的空間分辨率500 m的MODIS雪產(chǎn)品數(shù)據(jù)對賽里木湖湖冰開始凍結、完全凍結、開始消融和完全消融等屬性參數(shù)進行反演。該數(shù)據(jù)是基于歸一化差異降雪指數(shù)（NDSI）歷時8 d的綜合分類圖像，分類符合本研究的需要。

中國湖泊數(shù)據(jù)集［21］（1960—2015 年）結合Landsat影像和地形圖，利用半自動水體提取及人工目視檢查編輯，完成了過去55 a來詳細的中國湖泊（大于1 km2）數(shù)量與面積變化研究［22］。

氣象數(shù)據(jù)：溫泉氣象站點1980—2014年月平均氣溫數(shù)據(jù)下載于國家氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)（http://data.cma.cn/），受獲取資料的限制，2015—2019年數(shù)據(jù)通過線性擬合獲得。

數(shù)據(jù)預處理：采用MRT軟件對MODIS數(shù)據(jù)產(chǎn)品進行格式轉換、重投影等操作后，使用ArcGIS 對其進行批量裁剪，得到賽里木湖范圍內的MODIS產(chǎn)品。

2.2 研究方法

冰物候學研究水體上冰蓋的周期性形成和消融以及由于氣候的季節(jié)性和年際變化而導致的時間變化。當湖面水溫降至0 ℃以下時，冰就開始出現(xiàn)。冰蓋的形成會影響高海拔的水體，該地區(qū)的冷季溫度會在相當長的一段時間內降至0 ℃以下。為了避免極端天氣對冰物候信息的提取，不同研究者對湖冰開始凍結、完全凍結、開始消融和完全消融的4 個時間節(jié)點參數(shù)的獲取方式不同。Luo 等［23］計算一年內開闊水域覆蓋面積占最大湖面面積的百分比，得出湖冰物候；而Reed 等［24］計算一年內湖冰覆蓋面積占最大湖面面積的百分比，得出湖冰物候。以2018 年為例（圖1），可以看出賽里木湖開放水域面積和湖冰面積二者相關性很強，對于上述兩種方法會得到相同的結果。通過閱讀文獻，湖泊開始凍結日期是當下半年湖面首次有純像元結冰的現(xiàn)象出現(xiàn)并且湖冰比例為10%且可以連續(xù)保持不消失的日期；完全凍結日期是湖冰比例達到90%且可以連續(xù)保持不消失的日期；開始消融日期是湖冰比例為90%且能持續(xù)以消融狀態(tài)出現(xiàn)的日期；完全融化時間是湖冰比例首次為10%出現(xiàn)的日期［24］。在一個研究周期內，不同研究者對湖泊封凍期的定義不同，使用2個變量來描述冰蓋的持續(xù)時間：湖冰冰期（Ice duration，ID）是從開始凍結到完全消融的時間段，它是開始凍結日期（Freeze-up start，F(xiàn)US）到完全消融日期（Break-up end，BUE）之間的周期；湖泊完全封凍期（Compete ice duration，CID）是從完全凍結到開始融化的間隔，它是完全凍結日期（Freezeup end，F(xiàn)UE）和開始消融日期（Break up start，BUS）之間的周期［25］；為了簡單起見，12 月或11 月的冰凍被算作下一年的冰蓋，因為它屬于同一個冰周期，計算方法如下［24］：

圖1 開放水域面積和湖冰面積關系Fig.1 Relationship between open water and lake ice areas

式中：FUS、FUE、BUS和BUE分別為湖泊開始凍結、完全凍結、開始消融和完全消融；LA和IA分別為湖泊面積（km2）和湖冰面積（km2）；K(t)=IA/LA 是一年內湖冰面積與湖泊最大面積的比值；t是日期。以0.1和0.9的閾值作為湖冰面積與一年內最大湖泊面積的比值來描述冰物候。

在得到湖冰比例數(shù)據(jù)之后，分別從每年湖泊時間序列中的所有MODIS圖像中提取直方圖，繪制每年湖冰面積與湖泊面積比值曲線圖，以2018年為例如圖2。冰物候事件被識別為代表湖冰比例曲線的交叉點，閾值分別為0.1 和0.9。若觀察到開始凍結和完全融化期間出現(xiàn)了多個有閾值的交叉點，這可能是由于風事件和融化期間重新結冰造成的冰消退，或者是8 d 合成方法沒有考慮到云層覆蓋造成的。由于湖冰是由8 d 采樣，每個冰物候的確切日期為閾值以下和閾值以上的第1個點的線性插值。

圖2 湖冰物候參數(shù)獲取示意圖Fig.2 Schematic diagram of obtaining lake ice phenological parameters

2.3 MODIS 8 d合成資料提取湖泊面積驗證

本文利用中國湖泊數(shù)據(jù)集及借鑒部分用Landsat 數(shù)據(jù)研究賽里木湖面積的文獻資料作為補充數(shù)據(jù)來估算MODIS 8 d合成數(shù)據(jù)中推算湖冰面積的準確性。將中國湖泊數(shù)據(jù)集及借鑒的數(shù)據(jù)作為真值來驗證基于MODIS 8 d合成數(shù)據(jù)中提取的湖冰和開放水域面積之和，結果顯示，基于MODIS 年平均湖泊面積誤差率最大為6%，而與MODIS 最大湖泊面積誤差僅為1%，因此基于MODIS 8 d合成數(shù)據(jù)中提取的湖泊面積的最大值比平均值更準確（表1）。此外，開放水域面積和湖冰面積兩者之間有很強的相關性，R2=0.998（P＜0.01），表明基于MODIS 8 d 合成數(shù)據(jù)提取的湖冰面積具有較好的精度，計算冰物候是可靠準確的。

表1 基于MODIS提取湖泊面積驗證Tab.1 Validation of extracted lake area based on MODIS

3 結果與分析

3.1 賽里木湖湖冰形成條件

根據(jù)距離賽里木湖最近的溫泉氣象站氣溫數(shù)據(jù)來看，賽里木湖在1980—2014 年年平均氣溫為4.1 ℃，年平均降水量255.07 mm。從年內氣溫和降水分布（圖3）得到，賽里木湖降水量主要集中在4—9月，高于0 ℃氣溫集中在4—10月，7月降水和氣溫均達到峰值，同時賽里木湖11月—翌年3月月平均氣溫低于0 ℃。賽里木湖湖冰自11 月開始逐步形成，翌年3月湖冰開始消融。溫度低于0 ℃時，湖冰從淺水處開始凍結逐漸擴張至湖中心，達到完全凍結，春季冰層上方的氣溫和下方水溫升高，導致冰層變薄，最終導致冰層破裂?？傮w而言，11 月—翌年3 月，低于0 ℃的氣候為賽里木湖湖冰創(chuàng)造了發(fā)育條件，促進了賽里木湖湖冰的形成，溫度的升高又促進了湖冰的消融。

圖3 1980—2014年溫泉氣象站月平均氣溫和降水量變化Fig.3 Variations of monthly average temperature and precipitation in Wenquan meteorological station from 1980 to 2014

3.2 賽里木湖湖冰物候特征

通過反演2000—2019年的MODIS遙感影像，獲取湖冰開始凍結、完全凍結、開始消融和完全消融的4個節(jié)點參數(shù)來分析賽里木湖湖冰變化趨勢，表2列出了基于MODIS 數(shù)據(jù)反演的賽里木湖湖冰物候特征數(shù)據(jù)。

表2 2000—2019年賽里木湖湖冰物候參數(shù)Tab.2 Parameters of lake ice phenology in Sayram Lake during 2000—2019 /d

2000—2019 年賽里木湖平均開始凍結日期為11 月2 日，最遲開始凍結日期為2009 年12 月4 日，最早開始凍結日期出現(xiàn)在2013 年9 月6 日，平均經(jīng)過約78 d 的凍結，賽里木湖于翌年1 月完全被冰層覆蓋，平均在1 月18 日完全凍結，最遲完全凍結日期為2010 年和2017 年的1 月30 日，最早完全凍結日期為2004、2006、2011、2015、2018 年和2019 年各年的1 月8 日；至4 月下旬賽里木湖開始消融，平均開始消融日期為4 月26 日，最早開始消融日期為2009 年4 月8 日，最遲消融時間出現(xiàn)在2003 年5 月10 日，經(jīng)過約21 d 的消融，賽里木湖平均于5 月17日完全消融，最早完全消融日期為2007 年和2009年的4 月29 日，最遲完全消融日期出現(xiàn)在2005 年6月7日。2000—2019年賽里木湖湖冰冰期和完全封凍期各年差異較大，其中，湖冰冰期平均為196 d，最短和最長持續(xù)時間分別為146 d（2008—2009 年）和237 d（2007—2008 年）；湖泊完全封凍期平均為99 d，最短持續(xù)時間為76 d（2008—2009 年），最長持續(xù)時間為114 d（2005—2006年和2010—2011年）。其中，在湖冰凍結消融過程中會出現(xiàn)特殊情況，如開始凍結并持續(xù)增加凍結面積，一段時間又出現(xiàn)湖冰開始逐漸消融且面積持續(xù)增大，一段時間湖冰又開始凍結直至完全凍結，湖冰經(jīng)歷結冰-消融-結冰-完全凍結的過程；同樣，在湖冰消融時也會出現(xiàn)消融-結冰-消融-完全消融的過程，這種現(xiàn)象的出現(xiàn)表明賽里木湖冰情特征的復雜性。

2000—2019年賽里木湖冰物候變化顯著，統(tǒng)計結果顯示，在此期間開始凍結和完全凍結時間總體上均呈提前趨勢，平均分別每年變化0.43 d 和0.25 d；開始消融時間總體上呈提前趨勢，平均每年提前0.03 d，幾乎保持穩(wěn)定；完全消融時間呈提前-推遲的波動趨勢，總體上呈提前趨勢，變化率為0.44 d·a-1；湖冰完全封凍期呈延長趨勢，平均每階段變幅為0.01 d，湖冰冰期呈縮短趨勢，變化率為0.05 d·a-1；近20 a賽里木湖湖冰完全凍結日期平均出現(xiàn)在1月18 日，最早出現(xiàn)在1 月8 日，最遲出現(xiàn)在1 月30 日。1980—2014 年1 月氣溫呈下降趨勢，1 月氣溫均低于0 ℃，為賽里木湖湖冰完全凍結創(chuàng)造了條件，促進了湖冰完全凍結，氣溫下降是引起完全凍結日期提前的主要因素；開始消融和完全消融日期平均出現(xiàn)在4 月26 日和5 月17 日，開始消融日期均在4 月8日—5月10日之間，而完全消融日期均在5月初—6月7 日，分析了4—5 月及5—6 月平均氣溫，發(fā)現(xiàn)二者均呈上升趨勢，促進了賽里木湖湖冰消融（圖4）。總體而言，氣溫是影響湖冰物候的主要因素。

圖4 1980—2014年各月平均氣溫變化趨勢Fig.4 Trends of monthly mean temperature from 1980 to 2014

3.3 賽里木湖凍結與消融模式

賽里木湖冰情變化過程在一定程度上可以反映湖泊水深差異［4-5］，圖5顯示了2017—2018年賽里木湖開始凍結、完全凍結、開始消融、完全消融狀況。冰的形成通常是沿著淺水灣的湖岸開始的，賽里木湖與青海湖凍融模式一致，從邊緣淺水處開始凍結逐漸擴張至湖中心，達到完全凍結；春季冰層上方的氣溫和下方水溫升高，導致冰層變薄，最終導致冰層破裂。賽里木湖湖冰于2018 年4 月下旬開始破裂，從東北部和東部邊緣開始消融并逐漸向中心緩慢消融，至完全融化，賽里木湖融化較為迅速僅持續(xù)40 d。總體而言，賽里木湖凍結與消融空間模式相同，即湖岸是湖冰形成最早也是消融最早的區(qū)域。

圖5 賽里木湖凍結與消融過程Fig.5 Freezing and melting processes of Sayram Lake

3.4 賽里木湖湖冰物候影響因素分析

從湖泊面積、年均氣溫、累積負積溫、氣溫＜0 ℃的天數(shù)、湖岸線的長度和湖泊形態(tài)因子（湖岸線長度與湖泊面積的比值）來著重分析與賽里木湖湖冰物候的關系并通過顯著性檢驗［26］，其中氣溫數(shù)據(jù)來源于距離賽里木湖最近的溫泉氣象站，湖泊面積從MODIS數(shù)據(jù)中通過湖冰和開闊水域最大值獲取，湖岸線長度通過湖泊數(shù)據(jù)集并通過插值來獲取，如表3所示。

表3 賽里木湖湖冰物候特征與各影響因素間的相關系數(shù)Tab.3 Correlation coefficients between lake ice phenology and influencing factors in Sayram Lake

湖泊面積、氣溫＜0 ℃的天數(shù)、湖岸線長度及湖泊形態(tài)因子是影響開始凍結日期的主要因素，開始凍結日期與湖泊面積呈正相關，湖泊面積越大，則其貯水量也越大，熱容量隨之增大，從而導致湖冰開始凍結時間越遲；與湖岸線長度、氣溫＜0 ℃的天數(shù)及湖泊形態(tài)因子呈負相關關系，即氣溫＜0 ℃的天數(shù)越大和湖岸線越復雜開始凍結時間越早；湖泊形態(tài)因子與湖岸線復雜程度有關，即湖岸線越復雜，意味著該湖泊存在更多最先形成湖冰的淺水灣。

年均氣溫、氣溫＜0 ℃的天數(shù)及湖岸線長度是影響賽里木湖完全凍結的關鍵因素，年均氣溫與其呈負相關關系，造成此原因與1月氣溫有關，近20 a溫泉氣象站1月氣溫呈下降趨勢。影響湖冰開始消融和完全消融的主要因素包括湖泊面積、湖岸線長度及湖泊形態(tài)因子，湖泊面積越大、湖泊形態(tài)因子越大和湖岸線越復雜，湖冰開始消融和完全消融時間越早；年均氣溫也是影響賽里木湖完全消融的主要因素。從湖泊完全封凍期來看，影響因素主要是年均氣溫和湖岸線的復雜度，年均氣溫與完全凍結、完全消融及完全封凍期均表現(xiàn)為較好的負相關，進一步說明氣溫是湖冰冰情變化的主要因素，湖冰物候受到氣候變化影響的同時，湖冰狀況反過來會影響當?shù)貧夂蚰酥劣绊懞痛髿庵g的質量和能量交換。影響湖泊封凍期的主要因素包括累積負積溫、氣溫＜0 ℃的天數(shù)和湖泊形態(tài)因子，封凍期與累積負積溫呈正相關，即累積負積溫越大，封凍天數(shù)越長。

4 討論

本文分析了2000—2019 年賽里木湖湖冰物候變化，有別于前人對其他湖泊冰物候研究結論。在全球變暖背景下，很多學者研究［8-12］得出湖泊冰物候開始凍結和完全凍結呈推遲趨勢，與本文研究結果存在差異；而王智穎等［27］研究發(fā)現(xiàn)青藏高原湖區(qū)開始凍結日期北部早，完全融化日期南部早，與本文研究結果一致。賽里木湖開始凍結和完全凍結呈提前趨勢，完全凍結時間提前的原因之一與1 月平均氣溫呈下降趨勢有關；其次可能是冰物候對氣溫等因素的滯后響應存在差異，表現(xiàn)為區(qū)域、地形之間的差異。其中，年均氣溫、氣溫＜0 ℃的天數(shù)及湖岸線長度是影響賽里木湖完全凍結的關鍵因素，而影響湖冰開始消融和完全消融的主要因素包括湖泊面積、湖岸線長度及湖泊形態(tài)因子。研究賽里木湖湖冰物候可為干旱、半干旱缺資料地區(qū)提供數(shù)據(jù)補充，進而為賽里木湖乃至天山氣候變化特征提供數(shù)據(jù)支撐和科學依據(jù)。

受可獲取資料限制，湖泊的礦化度、風速等因素對湖冰物候的影響亦不可忽視。本文所得出的一些推論仍有待于科學考察和驗證，同時，缺乏不同尺度數(shù)據(jù)研究結果的對比，以獲得更加可靠的結果。此外，賽里木湖完全封凍期的減少不僅會影響區(qū)域熱量收支平衡而且對該區(qū)域氣候變化會產(chǎn)生一定的影響。本文僅僅分析了近20 a賽里木湖湖冰物候變化情況，并對其影響因素進行分析，下一步對更長時間序列及整個天山的湖冰物候進行研究以及湖冰物候對區(qū)域氣候變化會產(chǎn)生什么樣的影響都有待于進一步深入研究。

5 結論

本文借助MODIS影像、中國湖泊數(shù)據(jù)集及氣象數(shù)據(jù)對極具高寒特色的封閉式高山盆地賽里木湖湖冰物候變化特征與凍結-消融模式變化進行了研究，并結合相關影響因素綜合分析可以看出：

（1）賽里木湖開始凍結時間平均為11 月上旬（11 月2 日），經(jīng)過78 d 的凍結于翌年1 月中旬（1 月18 日）完全凍結，開始消融時間為4 月下旬（4 月26日），于5 月中旬（5 月17 日）完全消融，湖泊完全封凍期平均為99 d，湖冰冰期平均為196 d。

（2）2000—2019年賽里木湖完全凍結時間呈提前趨勢，變化率為0.25 d·a-1，造成此結果主要與1月平均溫度呈下降趨勢有關；開始消融時間和完全融化時間總體上均呈提前趨勢，平均每年提前0.03 d和0.44 d，完全封凍期持續(xù)時間延長，平均每階段變幅為0.01 d，而湖冰冰期持續(xù)時間縮短。

（3）賽里木湖凍結空間模式與消融空間模式相同，一般先從湖岸開始凍結，然后由湖岸逐漸擴張至湖中心達到完全凍結，于4月下旬開始破裂，從東北部湖岸開始解凍，同時湖冰從岸邊逐漸向中心緩慢消融，至完全消融，與凍結過程相比，賽里木湖消融較為迅速，僅持續(xù)40 d。

（4）賽里木湖冰期變化是自身條件及氣候變化共同作用的結果。其中，氣溫＜0 ℃的天數(shù)、湖岸線長度是影響湖泊開始凍結和完全凍結的關鍵要素；氣溫＜0 ℃的天數(shù)越多開始凍結時間越早；湖邊緣越復雜開始凍結時間往往較早。影響湖冰開始消融和完全消融的主要因素包括湖泊面積、湖岸線長度及湖泊形態(tài)因子。影響湖泊封凍期的主要因素包括累積負積溫、氣溫＜0 ℃的天數(shù)和湖泊形態(tài)因子，封凍期與累積負積溫呈正相關，即累積負積溫越大，封凍天數(shù)越長。