Page 7 - 《高原气象》2021年第5期

高 原 气 象 40 卷
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降低，冰厚逐渐增加，但由于鄂陵湖地区向下短波 高点 6. 2 °C，而 14 m 的湖温基本维持在 4 °C 左右。
辐射较强，冰的反照率较低，据观测，93. 38% 的冰 湖冰在 2016 年 2 月 17 日左右开始融化［图 2（d）］，
反照率低于 0. 16（Li et al，2018），短波辐射透过冰 随着冰的融化，冰厚减小，冰吸收的太阳辐射减
层到达水层，在对流混合的作用下，3 m 和 14 m 的 少，进入水体中的辐射增多，且由于湖泊分层不再
湖温均开始升高，在 2016 年 3 月 7 日左右，两层湖 发生对流混合，3 m 湖温的增加速率大于冰未融化
温均升至 4 °C，此时湖泊达到混合均匀状态，同时 时的增温速率。2016 年 4 月 22 日左右，冰完全融
湖水密度达到最大值。又由于水体继续吸收太阳 化，此时相对于大气的-3. 5°C，湖泊温度较高，湖
辐射，开始出现分层现象，且辐射在水体中根据比 泊向大气传输热量，3 m 湖温降低，直到湖气之间
尔-朗伯定律随着深度衰减，到达 3 m 的辐射大于 达到热量平衡，3 m 湖温降到 4 °C，此后湖泊开始
14 m，3 m湖温继续上升，在冰完全融化时，升至最 吸收热量，湖温逐渐上升。

图2 控制组模拟的鄂陵湖湖表温度（a）、3 m湖温（b）、14 m湖温（c）和冰厚（d）分别与其观测值对比
横虚线分别为0 °C基准线（a）和4 °C基准线（b~c）
Fig. 2 Comparison between the simulated surface lake temperature（a），3 m lake temperature（b），14 m lake
temperature（c）and ice thickness（d）by the control simulation with the observed values.
The dotted lines are 0 °C baseline（a）and 4 °C baseline（b~c）
鄂陵湖的冬季湖温特征与其他地区的湖泊有 3. 2 局地气候特征分析
明显不同，位于非洲中部的 Kivu湖常年不结冰，湖 鄂陵湖冬季冰期具有降水少、风速大、向下短
温基本维持在 20 °C 以上（Thiery et al，2014），位于 波辐射强和气压低的特点（图 4），冬季冰期降水
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明尼苏达州东北部的 Thrush 湖冰封期湖温维持在 范围为 0~0. 05 mm·h ，平均值为 0. 004 mm·h 、
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4 °C左右（Fang and Stefan，1996），位于芬兰南部的 向下短波辐射 60~340 W·m ，平均值为 196. 001
Pääjärvi湖冰封期湖温维持在 0 °C 左右（Saloranta et W·m 、风速平均值为 4. 98 m·s 、向下长波辐射
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al，2009），而位于芬兰北部的北极苔原湖 K 湖，从 120~270 W·m ，平均值为 191. 98 W·m 、比湿平
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1993年 1月 15日至 5月 30日，观测到的湖温平均值 均值为 0. 0014 kg·kg 、气温-23~4 °C。与鄂陵湖
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基本保持水平，稳定维持在 4 °C 左右（图 3 虚线）。 不同，K湖冬季冰期降水最高可达 0. 47 mm·h ，平
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我们猜想这种差异可能是与高原的局地气候特征和 均值为 0. 05 mm·h 、存在极夜现象，向下短波辐
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湖冰的性质如反照率小、水质比较透明等有关，因 射平均值为 41. 71 W·m 、风速平均值较小，为
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此将鄂陵湖和K湖的局地气候特征进行对比分析。 3. 5 m·s 、向下长波辐射140~310 W·m ，平均值为
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