引言

早期的湖冰觀測方法主要是野外觀測，由湖岸邊的水文觀測站每日記錄湖冰物候信息，并通過鉆孔的方式測量湖冰厚度，之后借助聲吶、電磁波、超聲波儀器等進(jìn)行湖冰厚度觀測。但這些觀測方式有較大的局限性：

（1）耗費大量的人力物力，且觀測站分布不均，對于大型湖泊的觀測更加密切，但絕大多數(shù)中小型湖泊缺少觀測數(shù)據(jù)，因此很難獲得大范圍的湖冰數(shù)據(jù)；

（2）大多數(shù)存在冰期的湖泊其觀測環(huán)境惡劣、可達(dá)性有限，難以獲得準(zhǔn)確的湖冰物候；

（3）早期觀測標(biāo)準(zhǔn)難以統(tǒng)一，缺乏觀測精度一致、長時序的觀測數(shù)據(jù)。

此外，人工湖冰物候監(jiān)測點在1980年后持續(xù)下降，觀測網(wǎng)幾乎消失，數(shù)據(jù)缺失嚴(yán)重。隨著遙感技術(shù)的不斷發(fā)展，衛(wèi)星遙感提供了大規(guī)模、長時序、高時間分辨率的對地觀測數(shù)據(jù)，彌補了觀測站人工監(jiān)測的不足，有助于更高效率地進(jìn)行湖冰監(jiān)測。同時，在全球變暖的大前提下，越來越多的學(xué)者利用遙感手段開始了對湖冰及其屬性的研究。通過“Webof Science”核心數(shù)據(jù)庫，對檢索主題為“l(fā)ake ice”的2000-2021年間的論文關(guān)鍵詞詞頻進(jìn)行了統(tǒng)計（圖2），發(fā)現(xiàn)文獻(xiàn)數(shù)量呈逐年增長趨勢，且“Climate Change”、“Arctic”、“MODIS”等為研究熱點，其中“Climate Change”出現(xiàn)頻率最高，更加凸顯了湖冰對于氣候變化研究的重要性。湖冰的物候及冰厚變化信息最能直觀反應(yīng)氣候的變化影響，已有的關(guān)于湖冰的綜述或側(cè)重于湖冰監(jiān)測方法，或側(cè)重于物候、冰厚變化趨勢。

3、湖冰識別與湖冰物候、冰厚遙感監(jiān)測研究進(jìn)展

3.3 湖冰冰厚遙感監(jiān)測

湖冰厚度和對應(yīng)冰期時間呈正相關(guān)關(guān)系，即冰期越長，湖冰越厚。與湖冰物候研究相比，湖冰厚度研究較少，且以海冰和河冰冰厚研究為主，但其遙感監(jiān)測方法可相互借鑒。湖冰冰厚監(jiān)測主要采用微波遙感數(shù)據(jù)，其測算湖冰厚度主要可以歸結(jié)為三個方法：

（1）利用湖泊的冰熱信息，結(jié)合能量平衡方程或經(jīng)驗關(guān)系模型構(gòu)建湖冰模型，可用于湖冰物候提取及冰厚模擬。遙感平臺為湖冰模型提供氣溫、降水、云量等輸入數(shù)據(jù)。湖冰經(jīng)驗?zāi)Ｐ突谀芰渴罩胶?，即太陽短波輻射?jīng)歷冰層表面反射，在冰內(nèi)傳輸過程中被吸收和散射，最后透射入冰層下的水體（劉煜和吳輝碇，2018）的過程，發(fā)展了如CLIMo模型、HIGHTSI模型、LIMNOS模型等。CLIMo模型應(yīng)用較為廣泛，模擬了在不同的環(huán)境條件下的湖冰生消過程，模型的輸入參數(shù)包括氣溫、相對濕度、風(fēng)速、云量和降雪量等環(huán)境因素，輸出參數(shù)除能量平衡各組成要素外，還包括湖冰物候信息和湖冰厚度等。HIGHTSI模型更多地應(yīng)用于計算高緯度湖泊的湖冰生消過程。模型法對云和雪很敏感，因為云會阻擋熱輻射，雪則對其覆蓋下層的冰起到絕緣的作用，從而影響冰厚監(jiān)測結(jié)果。

（2）雷達(dá)和激光測高儀利用穿透效應(yīng)反演湖冰厚度。利用波形來識別來自冰面和水面的信號，即識別波形中的兩峰值（如圖5所示），計算出兩個信號之間的時間差，結(jié)合微波在冰中的傳播速度計算出冰厚。目前，Jason-1/2/3衛(wèi)星作為TOPEX/Poseidon（T/P）衛(wèi)星的后續(xù)任務(wù)，有時間跨度長（聯(lián)合T/P衛(wèi)星長達(dá)30年）、重訪時間短（10天）以及反演精度高（2.0-4.2cm）等優(yōu)勢，在長時序、高時間分辨率監(jiān)測湖泊冰厚方面有效（Li等，2022）。但積雪覆蓋是這種方法反演冰厚的最大的不確定性源。由于積雪的深度，這種不確定性可能導(dǎo)致冰厚反演結(jié)果誤差達(dá)到1m。

（3）由于湖冰改變了原本微波信號的傳輸，隨著冰厚增加，后向散射系數(shù)和亮溫值增加。針對特定湖泊，可結(jié)合實測冰厚與同步觀測的遙感衛(wèi)星信號的后向散射系數(shù)（或亮溫值建立統(tǒng)計擬合模型，常用的擬合方式有線性、指數(shù)、對數(shù)和冪函數(shù)擬合。但這種統(tǒng)計模型方法不具有普適性，特定湖泊建立的統(tǒng)計模型難以推廣到其他湖泊或區(qū)域尺度。

圖5基于衛(wèi)星測高法反演湖冰冰厚示意圖

4、湖冰研究熱點區(qū)域

為進(jìn)一步探究全球湖冰遙感監(jiān)測研究的趨勢和熱點，本文在“Webof Science”核心數(shù)據(jù)集內(nèi)，按照檢索式進(jìn)行檢索，共計有237篇文章，經(jīng)過篩選，保留了123篇與湖冰物候、厚度變化趨勢高度相關(guān)的文章進(jìn)行后續(xù)分析。湖冰的研究熱點主要分布在北半球（121篇），尤其是北美（45篇）、北歐（32篇）及青藏高原地區(qū)（24篇）。全球超過一半的湖泊分布在北半球，且在北美和北歐存在大面積的湖泊群，因此北半球湖冰觀測比較系統(tǒng)全面：北美的蘇必利爾湖、大奴湖、北歐的卡爾湖、奧盧湖以及青藏高原地區(qū)的納木錯等湖泊的相關(guān)文章數(shù)量均在10篇及以上。南半球的湖泊相對較少且存在結(jié)冰期的湖泊大多分布在南極地區(qū)，以實地監(jiān)測為主。

4.1 熱點區(qū)域湖冰變化情況

隨著氣候變暖，全球湖泊整體呈現(xiàn)凍結(jié)時間推遲、消融時間提前、冰期縮短、冰厚減薄的趨勢。我們對前文中檢索的相關(guān)SCI文章的研究結(jié)果進(jìn)行了總結(jié)并合成了北半球湖冰物候變化時空特征分布圖（如圖6所示）。

圖6北半球100 km2以上湖泊湖冰凍結(jié)時間與消融時間變化情況

1850—2000年期間，北半球湖冰開始凍結(jié)時間平均每100年延遲5.8天，開始消融時間平均每100年提前6.5天。位于北溫帶的湖泊的結(jié)冰率已由1980年的61%降至2020年的43%，且這個下降趨勢還將持續(xù)。據(jù)相關(guān)研究預(yù)測，未來四十年（2040-2079）內(nèi)，北半球湖冰凍結(jié)日將推遲5-20天，消融日將提前約10-30天，從而導(dǎo)致湖冰冰期整體減少約15-50天，湖冰的最大厚度也將減少10-50cm?？紤]到研究的年份、數(shù)據(jù)源和湖泊對象等因素不同，不同學(xué)者得出的湖冰物候的變化速率結(jié)論也不盡相同：對于北半球（107-204年）的湖泊，60數(shù)據(jù)顯示個有超過百年實測記錄，湖泊開始凍結(jié)時間平均每100年晚11.0天，開始消融時間平均每100年早6.8天；北半球大于625km2的湖泊在1979-2018年間開始凍結(jié)時間推遲~23d/100a，開始消融時間提前~17d/100a。

（a） 北歐100 km2以上湖泊的湖冰凍結(jié)時間變化情況

（b） 北歐100 km2以上湖泊的湖冰消融時間變化情況

圖7 北歐100 km2以上湖泊的湖冰凍結(jié)時間和消融時間變化情況

北歐地區(qū)的湖冰研究集中在芬蘭、瑞典、波蘭三國（見圖7），北歐地區(qū)湖泊的冰損失顯著，結(jié)冰率由1980年的50%降至2020年的24%。1960至2000年間，芬蘭北部、中部、南部地區(qū)湖泊凍結(jié)日推遲速率分別為4.6d/100a、3.6d/100a、7.9d/100a，消融日呈現(xiàn)提前速率分別為7.5d/100a、6.6d/100a、8.6d/100a。對瑞典地區(qū)54個湖泊湖冰冰期進(jìn)行長時間（1960-1990年）分析，有47個湖泊的消融日顯著提前，速率在3-96d/100a之間。波蘭地區(qū)的18個在1961-2010年間有監(jiān)測數(shù)據(jù)的湖泊在這50年間開始結(jié)冰時間推遲~23d/100a，完全消融時間提前了~43d/100a，冰期時長減少了~56d/100a，Lake Morskie Oko的凍結(jié)日在40年內(nèi)（1971-2010年）推遲~41d/100a。

（a） 北美100 km2以上湖泊的湖冰凍結(jié)時間變化情況

（b） 北美100 km2以上湖泊的湖冰消融時間變化情況

圖8 北美100 km2以上湖泊湖冰凍結(jié)時間和消融時間變化情況

北美地區(qū)的湖冰研究集中于加拿大、五大湖附近及阿拉斯加等地（見圖8）。加拿大北極群島的許多湖泊每年有超過10個月被冰覆蓋，基于AVHRR數(shù)據(jù)設(shè)定反射率閾值提取湖冰物候，1985-2004年間加拿大近北極地區(qū)開始凍結(jié)時間平均延遲~12d/100a，開始消融時間平均提前~18d/100a，冰厚減少10-30cm，常年封凍的湖泊減少，轉(zhuǎn)型為季節(jié)封凍。加拿大地區(qū)的Great Bear Lake和Great Slave Lake湖冰監(jiān)測比較完善，對這兩個湖在2000-2006年的湖冰物候進(jìn)行時間序列分析，發(fā)現(xiàn)Great Bear Lake的冰期由2000年的247天降至2006年的218天，Great Slave Lake冰期也由193天降至183天。阿拉斯加北部地區(qū)湖泊在冬季結(jié)冰的數(shù)量也在減少，湖冰多呈現(xiàn)浮冰狀，1991-2011年，凍結(jié)日晚了5.9天，消融日提前了17.7-18.6天，冰期減少了約24天。模擬研究結(jié)果顯示，在2041-2070年間，這種趨勢還將繼續(xù)，無積雪時平均最大冰厚將減少10-60cm，有積雪時平均最大冰厚將減少5-50cm。青藏高原也同樣出現(xiàn)湖冰冰期縮短的現(xiàn)象（見圖9）。

青藏高原湖泊冰期平均在176天左右，完全封凍期130天左右；由于氣候的區(qū)域差異，高原北部湖區(qū)比南部湖區(qū)開始凍結(jié)期早、完全融化期晚、完全封凍期長。

（a） 青藏高原100 km2以上湖泊的湖冰凍結(jié)時間變化情況

（b） 青藏高原100 km2以上湖泊的湖冰消融時間變化情況

圖9 青藏高原100 km2以上湖泊湖冰凍結(jié)時間和消融時間變化情況

表2列舉了前人研究中青藏高原典型湖泊的湖冰變化趨勢。考慮到所用的遙感數(shù)據(jù)源、研究年份不同，不同學(xué)者對同一湖泊的湖冰變化速率有不同的結(jié)論：以納木錯為例，文獻(xiàn)建立湖泊表面溫度模型，研究1978-2017年期間納木錯的湖冰物候，得出開始凍結(jié)時間平均每百年延遲約57天，開始消融時間平均每100年提前約23天的結(jié)論；文獻(xiàn)對MODIS地表反射率、地表溫度和冰雪覆蓋數(shù)據(jù)值設(shè)定閾值，納木錯2000-2015年間開始凍結(jié)時間平均每100年延遲約58天，開始消融時間平均每100年提前約9天；文獻(xiàn)通過多閾值法，利用被動微波數(shù)據(jù)和MODIS數(shù)據(jù)，認(rèn)為納木錯1979-2013年間開始凍結(jié)時間延遲9天，開始消融時間提前10天，即開始凍結(jié)時間平均每100年延遲約26天，開始消融時間平均每100年提前約29天。盡管不同研究對于湖泊湖冰物候時間變化幅度表現(xiàn)較大的差異，但均一致地表明其開始凍結(jié)時間延遲、開始消融時間提前的特征。目前，關(guān)于青藏高原湖冰厚度的研究較少，但可以確定的是隨著溫度的升高，青藏高原湖冰冰厚也有減薄的趨勢。

表2青藏高原典型湖泊的湖冰物候變化趨勢

4.2 湖冰變化影響因素

現(xiàn)有研究一致表明：氣溫是影響湖冰物候的最重要因素。美國中西部、東部和歐洲中部的湖冰受全球變暖的影響，冰期縮短的趨勢顯著?；谇嗖馗咴貐^(qū)湖冰研究結(jié)果，如果氣溫升高2℃，凍結(jié)日期平均將推遲7.3天，消融日期平均提前12.4天，冰期顯著縮短，平均縮短19.7天。

風(fēng)速、積雪量等氣候因素對湖冰生消也有重要影響。風(fēng)會加速湖面氣流運動和水動力作用，帶走湖冰形成時所產(chǎn)生的潛熱，較大的風(fēng)速會使得薄冰破裂，在初冰期和破冰期時，加速湖冰消融。積雪覆蓋在湖冰上，反射部分太陽輻射的同時也隔絕了湖冰與大氣的部分熱傳遞，起到一定的保溫作用，減緩湖冰消融速率。在湖冰生長初期，湖泊表面溫度隨著氣溫的下降而下降，湖水由湖岸邊開始凍結(jié)，此時的湖冰較薄且不穩(wěn)定，當(dāng)風(fēng)速增大時，新生湖冰易破裂。湖冰進(jìn)入穩(wěn)定增長期后，冰厚往往由氣溫和積雪量決定，湖冰厚度隨積雪量的增長而增長，湖冰消融時間因此變晚。

湖冰物候及厚度的變化也與湖泊自身屬性有關(guān)，如湖泊面積、形狀、水深、湖水透明度、鹽度、礦化度等，咸水湖的湖冰物候變化較淡水湖更大。在高緯度地區(qū)，湖冰變化也與源自太平洋和大西洋的主要大氣環(huán)流有關(guān)，如南方濤動、太平洋北美濤動、北大西洋濤動等，這些大氣環(huán)流對溫度和降雪的產(chǎn)生影響，進(jìn)而影響湖冰物候及厚度。

5、總結(jié)與展望

湖冰變化是氣候變化的映射，越來越多的學(xué)者聚焦于湖冰研究。多源遙感觀測為湖冰研究提供了大規(guī)模、長時序、高時間分辨率的數(shù)據(jù)，為湖冰監(jiān)測提供了便利，促進(jìn)了對于全球湖冰物候、冰厚在過去近半個世紀(jì)變化規(guī)律的掌握。湖冰遙感監(jiān)測研究多關(guān)注于湖冰物候、冰厚變化趨勢等方面，取得了顯著的研究進(jìn)展。湖冰在凍結(jié)期間變化表現(xiàn)出高時頻的特征，因此需要高時間分辨率的遙感數(shù)據(jù)。MODIS傳感器數(shù)據(jù)及被動微波遙感數(shù)據(jù)因其每日重訪的周期被廣泛應(yīng)用于湖冰監(jiān)測，但受限于其較低的空間分辨率。當(dāng)前的湖冰研究主要集中于大型湖泊，對中小型湖泊的關(guān)注有限，如何結(jié)合中高分辨率衛(wèi)星數(shù)據(jù)，利用其空間分辨率上的優(yōu)勢，提高湖泊湖冰觀測的精度是未來研究重點方向之一。

另外，已有的研究更多著眼于已發(fā)生的變化，限于衛(wèi)星服役年限而無法構(gòu)建長時序的湖冰信息，缺少對過去遙感技術(shù)未興起時期的湖冰冰情評估，且對未來湖冰變化特征的預(yù)測還不充分。隨著大數(shù)據(jù)和人工智能等技術(shù)的不斷發(fā)展，利用遙感大數(shù)據(jù)和機器/深度學(xué)習(xí)方法的湖冰遙感監(jiān)測方法，實現(xiàn)湖冰物候、厚度信息的歷史長時序重建與未來變化特征預(yù)測是十分關(guān)鍵的研究突破口。

目前，湖冰監(jiān)測研究集中于北美、北歐地區(qū)。青藏高原地區(qū)湖冰對氣候變化的響應(yīng)十分敏感，但由于海拔高、地形復(fù)雜、通達(dá)性差、中小型湖泊數(shù)量多等特征，加之國內(nèi)遙感起步發(fā)展相對較晚等原因，青藏高原地區(qū)的湖冰研究還不充分，適合該地區(qū)的方法與模型和對其他屬性如冰厚研究尚處于探索階段。青藏高原的湖冰物候變化是高山區(qū)氣候變化的縮影，認(rèn)識該地區(qū)湖冰變化的過去、現(xiàn)在及未來對研究全球氣候變化有重要的指示意義，該地區(qū)是湖冰研究未來亟需關(guān)注的重點區(qū)域。

隨著氣候變暖，全球湖泊整體呈現(xiàn)凍結(jié)時間推遲、消融時間提前、冰期縮短、冰厚減薄等趨勢特征，勢必引發(fā)湖泊物理水文、水化學(xué)及生態(tài)系統(tǒng)的系列連鎖反應(yīng)，進(jìn)而對流域自然與人居環(huán)境造成脅迫，應(yīng)對措施刻不容緩。遙感只是用來觀測其變化的工具，反思?xì)夂蜃兓⒉扇⌒袆硬攀呛b感監(jiān)測的意義所在和當(dāng)務(wù)之急。

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審核編輯黃宇