秦啟勇， 李雪梅， 張 博， 李 超， 孫天瑤

（1.蘭州交通大學(xué)測(cè)繪與地理信息學(xué)院，甘肅 蘭州 730070；2.甘肅省地理國(guó)情監(jiān)測(cè)工程實(shí)驗(yàn)室，甘肅 蘭州730070；3.地理國(guó)情監(jiān)測(cè)技術(shù)應(yīng)用國(guó)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(lái)的環(huán)境影響一直以來(lái)都備受國(guó)內(nèi)外科研學(xué)者的關(guān)注，全球變暖對(duì)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(jié)果［1］，不僅影響區(qū)域熱量和能量收支平衡，同時(shí)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(guò)程和參數(shù)，湖冰凍融過(guò)程與氣候和湖泊自身?xiàng)l件密切相關(guān)［4］，湖冰物候特征忠實(shí)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(biāo)，其凍結(jié)和消融時(shí)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(bǔ)充，為研究氣候變化提供更為精確的參數(shù)指標(biāo)。

氣候變化對(duì)湖冰物候（凍結(jié)時(shí)間推遲、消融時(shí)間提前及封凍持續(xù)時(shí)間縮短）變化產(chǎn)生了巨大影響。目前，很多研究者主要對(duì)北美、青海湖及青藏高原等地區(qū)湖泊進(jìn)行研究。如Magnuson 等［8］研究了1846—1995年北半球的湖泊凍結(jié)和消融，結(jié)果顯示凍結(jié)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(duì)近30 a 北美的75個(gè)湖泊研究發(fā)現(xiàn)完全消融時(shí)間平均提前1.9 d·(10a)-1，完全凍結(jié)時(shí)間平均延遲1.6 d·(10a)-1，并認(rèn)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(jié)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?qū)^(qū)域氣候變化敏感；Jun 等［11］采用MODIS 數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原湖冰參數(shù)提取表明完全凍結(jié)時(shí)間延長(zhǎng)了77 d；姚曉軍等［12］對(duì)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(shí)間提前2.21 d·a-1，封凍期持續(xù)時(shí)間提前1.91 d·a-1；祁苗苗等［5］對(duì)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(shì)。上述研究主要考慮某地區(qū)的多個(gè)湖泊及青海湖湖冰物候的變化特征，對(duì)于具有高寒特色的天山湖冰特征變化研究較少，尤其對(duì)于坐落在封閉式高山盆地的微咸水湖賽里木湖，憑借其獨(dú)特的地理位置，湖泊及冰情演變很少受到人類活動(dòng)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(guó)湖泊數(shù)據(jù)集及氣象資料對(duì)賽里木湖近20 a的湖冰物候和凍結(jié)-消融模式變化進(jìn)行了研究，并結(jié)合相關(guān)影響因素對(duì)其進(jìn)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(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

賽里木湖古稱“凈海”，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(diào)節(jié)該地區(qū)乃至整個(gè)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(zhǎng)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(lái)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(shí)受全球變暖的影響，大量冰雪消融，入湖補(bǔ)給隨之增加；賽里木湖無(wú)地表出口，全靠自然蒸發(fā)和湖底滲漏排泄來(lái)維持水量動(dòng)態(tài)平衡［18］。此外，憑借其獨(dú)特的地理位置，湖泊及冰情演變很少受到人類活動(dòng)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(lái)源與處理

湖冰數(shù)據(jù)：相關(guān)研究表明，MODIS 數(shù)據(jù)在新疆地區(qū)地物識(shí)別的總體準(zhǔn)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(shí)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(duì)賽里木湖湖冰開(kāi)始凍結(jié)、完全凍結(jié)、開(kāi)始消融和完全消融等屬性參數(shù)進(jìn)行反演。該數(shù)據(jù)是基于歸一化差異降雪指數(shù)（NDSI）歷時(shí)8 d的綜合分類圖像，分類符合本研究的需要。

中國(guó)湖泊數(shù)據(jù)集［21］（1960—2015 年）結(jié)合Landsat影像和地形圖，利用半自動(dòng)水體提取及人工目視檢查編輯，完成了過(guò)去55 a來(lái)詳細(xì)的中國(guó)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?dú)庀笳军c(diǎn)1980—2014年月平均氣溫?cái)?shù)據(jù)下載于國(guó)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(guò)線性擬合獲得。

數(shù)據(jù)預(yù)處理：采用MRT軟件對(duì)MODIS數(shù)據(jù)產(chǎn)品進(jìn)行格式轉(zhuǎn)換、重投影等操作后，使用ArcGIS 對(duì)其進(jìn)行批量裁剪，得到賽里木湖范圍內(nèi)的MODIS產(chǎn)品。

2.2 研究方法

冰物候?qū)W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(dǎo)致的時(shí)間變化。當(dāng)湖面水溫降至0 ℃以下時(shí)，冰就開(kāi)始出現(xiàn)。冰蓋的形成會(huì)影響高海拔的水體，該地區(qū)的冷季溫度會(huì)在相當(dāng)長(zhǎng)的一段時(shí)間內(nèi)降至0 ℃以下。為了避免極端天氣對(duì)冰物候信息的提取，不同研究者對(duì)湖冰開(kāi)始凍結(jié)、完全凍結(jié)、開(kāi)始消融和完全消融的4 個(gè)時(shí)間節(jié)點(diǎn)參數(shù)的獲取方式不同。Luo 等［23］計(jì)算一年內(nèi)開(kāi)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(jì)算一年內(nèi)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(kāi)放水域面積和湖冰面積二者相關(guān)性很強(qiáng)，對(duì)于上述兩種方法會(huì)得到相同的結(jié)果。通過(guò)閱讀文獻(xiàn)，湖泊開(kāi)始凍結(jié)日期是當(dāng)下半年湖面首次有純像元結(jié)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(jié)日期是湖冰比例達(dá)到90%且可以連續(xù)保持不消失的日期；開(kāi)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(shí)間是湖冰比例首次為10%出現(xiàn)的日期［24］。在一個(gè)研究周期內(nèi)，不同研究者對(duì)湖泊封凍期的定義不同，使用2個(gè)變量來(lái)描述冰蓋的持續(xù)時(shí)間：湖冰冰期（Ice duration，ID）是從開(kāi)始凍結(jié)到完全消融的時(shí)間段，它是開(kāi)始凍結(jié)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(jié)到開(kāi)始融化的間隔，它是完全凍結(jié)日期（Freezeup end，F(xiàn)UE）和開(kāi)始消融日期（Break up start，BUS）之間的周期［25］；為了簡(jiǎn)單起見(jiàn)，12 月或11 月的冰凍被算作下一年的冰蓋，因?yàn)樗鼘儆谕粋€(gè)冰周期，計(jì)算方法如下［24］：

圖1 開(kāi)放水域面積和湖冰面積關(guān)系Fig.1 Relationship between open water and lake ice areas

式中：FUS、FUE、BUS和BUE分別為湖泊開(kāi)始凍結(jié)、完全凍結(jié)、開(kāi)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(nèi)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(nèi)最大湖泊面積的比值來(lái)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(shí)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(shí)別為代表湖冰比例曲線的交叉點(diǎn)，閾值分別為0.1 和0.9。若觀察到開(kāi)始凍結(jié)和完全融化期間出現(xiàn)了多個(gè)有閾值的交叉點(diǎn)，這可能是由于風(fēng)事件和融化期間重新結(jié)冰造成的冰消退，或者是8 d 合成方法沒(méi)有考慮到云層覆蓋造成的。由于湖冰是由8 d 采樣，每個(gè)冰物候的確切日期為閾值以下和閾值以上的第1個(gè)點(diǎn)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(yàn)證

本文利用中國(guó)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(xiàn)資料作為補(bǔ)充數(shù)據(jù)來(lái)估算MODIS 8 d合成數(shù)據(jù)中推算湖冰面積的準(zhǔn)確性。將中國(guó)湖泊數(shù)據(jù)集及借鑒的數(shù)據(jù)作為真值來(lái)驗(yàn)證基于MODIS 8 d合成數(shù)據(jù)中提取的湖冰和開(kāi)放水域面積之和，結(jié)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(zhǔn)確（表1）。此外，開(kāi)放水域面積和湖冰面積兩者之間有很強(qiáng)的相關(guān)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(jì)算冰物候是可靠準(zhǔn)確的。

表1 基于MODIS提取湖泊面積驗(yàn)證Tab.1 Validation of extracted lake area based on MODIS

3 結(jié)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?dú)庀笳練鉁財(cái)?shù)據(jù)來(lái)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(nèi)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(dá)到峰值，同時(shí)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(kāi)始逐步形成，翌年3月湖冰開(kāi)始消融。溫度低于0 ℃時(shí)，湖冰從淺水處開(kāi)始凍結(jié)逐漸擴(kuò)張至湖中心，達(dá)到完全凍結(jié)，春季冰層上方的氣溫和下方水溫升高，導(dǎo)致冰層變薄，最終導(dǎo)致冰層破裂?？傮w而言，11 月—翌年3 月，低于0 ℃的氣候?yàn)橘惱锬竞鶆?chuàng)造了發(fā)育條件，促進(jìn)了賽里木湖湖冰的形成，溫度的升高又促進(jìn)了湖冰的消融。

圖3 1980—2014年溫泉?dú)庀笳驹缕骄鶜鉁睾徒邓孔兓疐ig.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(guò)反演2000—2019年的MODIS遙感影像，獲取湖冰開(kāi)始凍結(jié)、完全凍結(jié)、開(kāi)始消融和完全消融的4個(gè)節(jié)點(diǎn)參數(shù)來(lái)分析賽里木湖湖冰變化趨勢(shì)，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(kāi)始凍結(jié)日期為11 月2 日，最遲開(kāi)始凍結(jié)日期為2009 年12 月4 日，最早開(kāi)始凍結(jié)日期出現(xiàn)在2013 年9 月6 日，平均經(jīng)過(guò)約78 d 的凍結(jié)，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(jié)，最遲完全凍結(jié)日期為2010 年和2017 年的1 月30 日，最早完全凍結(jié)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(kāi)始消融，平均開(kāi)始消融日期為4 月26 日，最早開(kāi)始消融日期為2009 年4 月8 日，最遲消融時(shí)間出現(xiàn)在2003 年5 月10 日，經(jīng)過(guò)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(zhǎng)持續(xù)時(shí)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(shí)間為76 d（2008—2009 年），最長(zhǎng)持續(xù)時(shí)間為114 d（2005—2006年和2010—2011年）。其中，在湖冰凍結(jié)消融過(guò)程中會(huì)出現(xiàn)特殊情況，如開(kāi)始凍結(jié)并持續(xù)增加凍結(jié)面積，一段時(shí)間又出現(xiàn)湖冰開(kāi)始逐漸消融且面積持續(xù)增大，一段時(shí)間湖冰又開(kāi)始凍結(jié)直至完全凍結(jié)，湖冰經(jīng)歷結(jié)冰-消融-結(jié)冰-完全凍結(jié)的過(guò)程；同樣，在湖冰消融時(shí)也會(huì)出現(xiàn)消融-結(jié)冰-消融-完全消融的過(guò)程，這種現(xiàn)象的出現(xiàn)表明賽里木湖冰情特征的復(fù)雜性。

2000—2019年賽里木湖冰物候變化顯著，統(tǒng)計(jì)結(jié)果顯示，在此期間開(kāi)始凍結(jié)和完全凍結(jié)時(shí)間總體上均呈提前趨勢(shì)，平均分別每年變化0.43 d 和0.25 d；開(kāi)始消融時(shí)間總體上呈提前趨勢(shì)，平均每年提前0.03 d，幾乎保持穩(wěn)定；完全消融時(shí)間呈提前-推遲的波動(dòng)趨勢(shì)，總體上呈提前趨勢(shì)，變化率為0.44 d·a-1；湖冰完全封凍期呈延長(zhǎng)趨勢(shì)，平均每階段變幅為0.01 d，湖冰冰期呈縮短趨勢(shì)，變化率為0.05 d·a-1；近20 a賽里木湖湖冰完全凍結(jié)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(shì)，1 月氣溫均低于0 ℃，為賽里木湖湖冰完全凍結(jié)創(chuàng)造了條件，促進(jìn)了湖冰完全凍結(jié)，氣溫下降是引起完全凍結(jié)日期提前的主要因素；開(kāi)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(kāi)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(shì)，促進(jìn)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(shì)Fig.4 Trends of monthly mean temperature from 1980 to 2014

3.3 賽里木湖凍結(jié)與消融模式

賽里木湖冰情變化過(guò)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(kāi)始凍結(jié)、完全凍結(jié)、開(kāi)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(kāi)始的，賽里木湖與青海湖凍融模式一致，從邊緣淺水處開(kāi)始凍結(jié)逐漸擴(kuò)張至湖中心，達(dá)到完全凍結(jié)；春季冰層上方的氣溫和下方水溫升高，導(dǎo)致冰層變薄，最終導(dǎo)致冰層破裂。賽里木湖湖冰于2018 年4 月下旬開(kāi)始破裂，從東北部和東部邊緣開(kāi)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(jié)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(jié)與消融過(guò)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(fù)積溫、氣溫＜0 ℃的天數(shù)、湖岸線的長(zhǎng)度和湖泊形態(tài)因子（湖岸線長(zhǎng)度與湖泊面積的比值）來(lái)著重分析與賽里木湖湖冰物候的關(guān)系并通過(guò)顯著性檢驗(yàn)［26］，其中氣溫?cái)?shù)據(jù)來(lái)源于距離賽里木湖最近的溫泉?dú)庀笳?，湖泊面積從MODIS數(shù)據(jù)中通過(guò)湖冰和開(kāi)闊水域最大值獲取，湖岸線長(zhǎng)度通過(guò)湖泊數(shù)據(jù)集并通過(guò)插值來(lái)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(guān)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(zhǎng)度及湖泊形態(tài)因子是影響開(kāi)始凍結(jié)日期的主要因素，開(kāi)始凍結(jié)日期與湖泊面積呈正相關(guān)，湖泊面積越大，則其貯水量也越大，熱容量隨之增大，從而導(dǎo)致湖冰開(kāi)始凍結(jié)時(shí)間越遲；與湖岸線長(zhǎng)度、氣溫＜0 ℃的天數(shù)及湖泊形態(tài)因子呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，即氣溫＜0 ℃的天數(shù)越大和湖岸線越復(fù)雜開(kāi)始凍結(jié)時(shí)間越早；湖泊形態(tài)因子與湖岸線復(fù)雜程度有關(guān)，即湖岸線越復(fù)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(zhǎng)度是影響賽里木湖完全凍結(jié)的關(guān)鍵因素，年均氣溫與其呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，造成此原因與1月氣溫有關(guān)，近20 a溫泉?dú)庀笳?月氣溫呈下降趨勢(shì)。影響湖冰開(kāi)始消融和完全消融的主要因素包括湖泊面積、湖岸線長(zhǎng)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(fù)雜，湖冰開(kāi)始消融和完全消融時(shí)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(lái)看，影響因素主要是年均氣溫和湖岸線的復(fù)雜度，年均氣溫與完全凍結(jié)、完全消融及完全封凍期均表現(xiàn)為較好的負(fù)相關(guān)，進(jìn)一步說(shuō)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(shí)，湖冰狀況反過(guò)來(lái)會(huì)影響當(dāng)?shù)貧夂蚰酥劣绊懞痛髿庵g的質(zhì)量和能量交換。影響湖泊封凍期的主要因素包括累積負(fù)積溫、氣溫＜0 ℃的天數(shù)和湖泊形態(tài)因子，封凍期與累積負(fù)積溫呈正相關(guān)，即累積負(fù)積溫越大，封凍天數(shù)越長(zhǎng)。

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(duì)其他湖泊冰物候研究結(jié)論。在全球變暖背景下，很多學(xué)者研究［8-12］得出湖泊冰物候開(kāi)始凍結(jié)和完全凍結(jié)呈推遲趨勢(shì)，與本文研究結(jié)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(kāi)始凍結(jié)日期北部早，完全融化日期南部早，與本文研究結(jié)果一致。賽里木湖開(kāi)始凍結(jié)和完全凍結(jié)呈提前趨勢(shì)，完全凍結(jié)時(shí)間提前的原因之一與1 月平均氣溫呈下降趨勢(shì)有關(guān)；其次可能是冰物候?qū)鉁氐纫蛩氐臏箜憫?yīng)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(zhǎng)度是影響賽里木湖完全凍結(jié)的關(guān)鍵因素，而影響湖冰開(kāi)始消融和完全消融的主要因素包括湖泊面積、湖岸線長(zhǎng)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(bǔ)充，進(jìn)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(xué)依據(jù)。

受可獲取資料限制，湖泊的礦化度、風(fēng)速等因素對(duì)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(xué)考察和驗(yàn)證，同時(shí)，缺乏不同尺度數(shù)據(jù)研究結(jié)果的對(duì)比，以獲得更加可靠的結(jié)果。此外，賽里木湖完全封凍期的減少不僅會(huì)影響區(qū)域熱量收支平衡而且對(duì)該區(qū)域氣候變化會(huì)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(duì)其影響因素進(jìn)行分析，下一步對(duì)更長(zhǎng)時(shí)間序列及整個(gè)天山的湖冰物候進(jìn)行研究以及湖冰物候?qū)^(qū)域氣候變化會(huì)產(chǎn)生什么樣的影響都有待于進(jìn)一步深入研究。

5 結(jié)論

本文借助MODIS影像、中國(guó)湖泊數(shù)據(jù)集及氣象數(shù)據(jù)對(duì)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(jié)-消融模式變化進(jìn)行了研究，并結(jié)合相關(guān)影響因素綜合分析可以看出：

（1）賽里木湖開(kāi)始凍結(jié)時(shí)間平均為11 月上旬（11 月2 日），經(jīng)過(guò)78 d 的凍結(jié)于翌年1 月中旬（1 月18 日）完全凍結(jié)，開(kāi)始消融時(shí)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(jié)時(shí)間呈提前趨勢(shì)，變化率為0.25 d·a-1，造成此結(jié)果主要與1月平均溫度呈下降趨勢(shì)有關(guān)；開(kāi)始消融時(shí)間和完全融化時(shí)間總體上均呈提前趨勢(shì)，平均每年提前0.03 d和0.44 d，完全封凍期持續(xù)時(shí)間延長(zhǎng)，平均每階段變幅為0.01 d，而湖冰冰期持續(xù)時(shí)間縮短。

（3）賽里木湖凍結(jié)空間模式與消融空間模式相同，一般先從湖岸開(kāi)始凍結(jié)，然后由湖岸逐漸擴(kuò)張至湖中心達(dá)到完全凍結(jié)，于4月下旬開(kāi)始破裂，從東北部湖岸開(kāi)始解凍，同時(shí)湖冰從岸邊逐漸向中心緩慢消融，至完全消融，與凍結(jié)過(guò)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?xiàng)l件及氣候變化共同作用的結(jié)果。其中，氣溫＜0 ℃的天數(shù)、湖岸線長(zhǎng)度是影響湖泊開(kāi)始凍結(jié)和完全凍結(jié)的關(guān)鍵要素；氣溫＜0 ℃的天數(shù)越多開(kāi)始凍結(jié)時(shí)間越早；湖邊緣越復(fù)雜開(kāi)始凍結(jié)時(shí)間往往較早。影響湖冰開(kāi)始消融和完全消融的主要因素包括湖泊面積、湖岸線長(zhǎng)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(fù)積溫、氣溫＜0 ℃的天數(shù)和湖泊形態(tài)因子，封凍期與累積負(fù)積溫呈正相關(guān)，即累積負(fù)積溫越大，封凍天數(shù)越長(zhǎng)。