《Water Resources Research》：Ice Phenology and Thickness in Small Arctic Lakes: Field Observations and Mechanistic Controls
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本文综述了北极小型湖泊冰物候（ice phenology）与厚度的野外观测及机制驱动因素，重点分析了高（HE，770–1010 m）低（LE，~300 m）海拔10个湖泊的冰情记录。研究发现，结冰（ice-on）时间在高、低海拔湖泊中高度同步，与累积负度日（fDDS，~ -10°C·d 至 -30°C·d）密切相关；而融冰（ice-off）过程在低海拔仅持续数天，高海拔则延长至数周，主要受持续积雪、冷融水流入及升华作用影响。热力学模型准确预测总冰厚（R = 0.99），但低估了雪冰（snow-ice）比例。研究强调积雪对冰厚、质量及消融时间的关键调控作用，指出小湖泊冰情对北极变暖的响应比大型湖泊更直接，为理解气候变化下北极水生生态系统变化提供了重要机理依据。
1 引言
北极是全球变暖最快的区域，湖冰作为环境变化的哨兵指标，对水文循环、生物多样性及生态系统服务具有广泛影响。尽管小型湖泊在北方 boreal 和苔原带广泛分布，但现有冰情观测多偏向于具有独特冻融动力学的大型湖泊。本研究通过高分辨率野外相机记录了芬兰拉普兰西北部10个小型湖泊（2–20 ha）在两个连续季节的冰情，涵盖低海拔（LE，~300 m）和高海拔（HE，770–1010 m）区域。结冰时间在不同海拔间较为一致，浅水LE湖泊在累积负度日（freezing degree-day sum, fDDS）达-10°C·d时结冰，而较深HE湖泊则为-30°C·d。许多LE湖泊观察到地下水上涌导致的融化现象。LE湖泊的融化过程在5月下旬持续数天，而HE湖泊则因持续积雪、冷融水流入和升华增强而延长至6月末至7月初，持续数周。热力学湖冰模型准确预测了总冰厚（R = 0.99，均方根误差RMSE ≤ 5.8 cm），LE最大冰厚约80 cm，HE约100 cm，但雪冰比例被低估。积雪强烈调控冻结和融化过程，凸显未来降水变化对冰厚、质量和消融时间的影响。小湖泊冰情对北极变暖的响应快速且空间一致，这与大型湖泊中夏季储热、深度和湍流混合的重要调节作用不同。
2 材料与方法
2.1 研究区与站点
10个研究湖泊位于芬兰西北部（68–69°N，20–23°E），海拔245–1011 m a.s.l.。7个LE湖泊（248–333 m a.s.l.）位于北部 boreal 带，3个HE湖泊（774–1011 m a.s.l.）处于山地苔原或裸岩区。湖泊面积1.3–20.4 ha，最大深度1.9–15.0 m。LE湖泊水体浊度较高，赛克板深度（Secchi depth）较低；HE湖泊水体清澈。部分LE湖泊有地下水输入。
2.2 湖泊影像与水温数据
每个湖泊岸边安装一台轨迹相机（Willfine 4.0 P-CG，100°视场角），LE相机距岸2 m高，HE相机距岸50–150 m、高5–15 m。多数湖面在镜头范围内。部分相机在冬季因积雪覆盖或电池耗尽中断，共记录15次结冰事件和9次融冰事件。近水面（SWT）和近底层（BWT）水温由锚系温度记录仪（HOBO Pro v2）每两小时记录一次。
2.3 冰盖分类
结冰（F）和融冰（M）阶段简化：F1为首次出现永久冰，F2（ice-on）为全面覆冰；融冰阶段M1为首个开放水域出现，M2为离岸首现开放水，M3为>80%湖面冰消，M4（ice-off）为全部融冰。FT和MT分别表示秋季永久冻结前和春季开湖后的临时冰盖期。
2.4 气象驱动数据
从芬兰气象研究所（FMI）获取日均气温、太阳辐射、云量、气压、相对湿度、风速和陆地雪深数据。高海拔数据根据绝热递减率（~0.65°C/100 m）手动调整。结冰和融冰预测基于累积负度日（fDDS）和累积正度日（mDDS），LE湖泊ice-on约在fDDS为-10°C·d，ice-off在mDDS超+130°C·d。
2.5 冰厚度模型
2.5.1 冻结
冰增长由表面温度梯度驱动，考虑冰、雪热阻和大气缓冲效应。雪深基于陆地观测按比例缩放（LE 0.5x，Kilpisj?rvi 0.4x，HE 0.3x），雪密度和热导率按野外数据调整。雪冰形成在雪重达到冰浮力时发生，融雪水饱和雪层并冻结。
2.5.2 融化
融化包括表面、内部和底部过程，通过显式能量平衡计算。太阳辐射分为红外（驱动表面融化）和可见光（驱动内部和底部融化）。雪层耗尽后，感热、潜热和地表辐射直接作用于冰面。冰消（ice-off）定义为湖面>80%无冰（M3）。
3 结果
3.1 冰期持续时间
LE湖泊冰期平均7.3个月（占全年61%），HE湖泊wfl54为8.0个月（67%），wfl56为8.5个月（71%），Kilpisj?rvi为6.8个月（57%）。海拔每升高100 m，冰期延长4.8天（p < 0.01）。LE湖泊结冰迅速且同步，融冰短暂；HE湖泊融冰过程延长。
3.2 结冰
3.2.1 观测冻结动态
HE湖泊9月末出现临时冰，F1从湖岸开始，迅速扩展至全湖覆冰（F2）。LE湖泊在局部区域因地下水涌出出现延迟冻结或重新融化孔洞（直径30 cm至数米）。
3.2.2 结冰前气温模式
LE湖泊日平均气温在10月中旬降至零下，F2发生在连续4-5天负温后。HE湖泊结冰时间略早于LE，但无显著年际差异。LE湖泊平均fDDS为-10±3°C·d，HE湖泊wfl55为-12°C·d，wfl56为-25°C·d，wfl54为-48°C·d。Kilpisj?rvi结冰延迟5周，fDDS约-100°C·d。
3.2.3 秋季水温演变
LE湖泊SWT在9月初降至10°C以下，BWT同步下降，表明秋季翻转。浅水湖冷却快，深水湖冷却慢。结冰时多数湖泊混合温度≤4°C，但wfl29因化学跃层BWT保持4°C。HE湖泊在临时冰期出现SWT与BWT分离。
3.3 融冰
3.3.1 观测融化动态
LE湖泊融冰从5月下旬开始，5天内完成；HE湖泊融冰持续21–24天，受深厚积雪和冷融水流入延缓。融冰过程包括冰面融池扩大、岸线开放和水面残冰消散。
3.3.2 融冰前气温模式
LE湖泊ice-off发生在mDDS 154±24°C·d时，HE湖泊为192–241°C·d。mDDS达130°C·d后，HE湖泊ice-off延迟9–15天，表明气温并非唯一预测因子。
3.3.3 春季水温变化
SWT在融冰开始前几天开始上升，在湖面开放20%–50%时与BWT在~4°C混合。春季翻转期LE湖泊持续3–9天，HE湖泊2–9天。冰消后SWT迅速升至10°C以上。
3.4 冰厚度模型
3.4.1 冻结
模型显示LE湖泊最大冰厚75–86 cm（4月中），HE湖泊100–103 cm（5月中），Kilpisj?rvi 82–86 cm（5月初）。模型与Kilpisj?rvi实测值高度吻合（R=0.99，RMSE 4.5–5.8 cm）。雪冰厚度被低估，因模型未充分捕捉雪积累和融冻事件。雪热阻占冬季总热阻54%–62%，冰占31%–42%，大气缓冲占4%–7%。
3.4.2 融化
LE湖泊融冰期5–6周，HE湖泊6–7周。雪层消融后融化加速，底部融化占总融化30±3%，表面占70±4%。雪冰层比凝结冰早2–4周消失。模型对LE湖泊ice-off预测误差<1天，HE湖泊早2–4天，Kilpisj?rvi早4–7天。
4 讨论
4.1 冰物候
小湖泊因面积小、风暴露低和浅水层热响应快而结冰迅速。fDDS约-10°C·d适用于LE湖泊，-30°C·d适用于较深HE湖泊。地下水涌出导致LE湖泊冰面局部开放。融冰在LE湖泊快速完成，HE湖泊因低气温、高反照率和融水流入而延长。mDDS变异显示气温单独预测ice-off不可靠，太阳辐射和雪属性是关键。春季翻转发生在湖面开放20%–50%时，小湖泊易全层混合。
4.2 冰厚度
4.2.1 模型性能与验证
模型准确模拟总冰厚，但低估雪冰比例，因雪深估计偏差和野外雪冰识别困难。雪层热绝缘主导冰增长阶段，雪冰形成可抵消凝结冰减少。HE湖泊ice-off延迟与冷融水流入有关。大型湖泊需考虑风致破碎作用。
4.2.2 冰增长与融化驱动因素
雪热阻在冰期早期即超冰层，抑制冰增长；但雪重超载引发洪水可促进雪冰形成。雪消融时间决定冰吸收辐射量，显著加速融化。动态反照率模型可改善融化预测。
4.3 小型北极湖泊冰物候与厚度的未来
小湖泊冰情将紧密跟踪秋季气温变化。冬季降雪增加可能提升雪冰比例，增加冰厚变率。雪冰低透光性将抑制冰下生物活动，影响水生生态系统。精确雪情观测和模型改进对预测未来冰情至关重要。
5 结论
北极和高海拔湖泊冰生消对生态系统至关重要且受气候变化强烈影响。本研究通过野外记录、气象驱动和机制模型揭示了10个芬兰小型湖泊冰情特征：结冰快速同步，融冰随海拔延长；热力学模型精准预测总冰厚但低估雪冰；积雪是冰厚、质量和消融时间的关键调节因子。小湖泊冰情对北极变暖的响应比大型湖泊更直接，未来需加强跨海拔梯度观测以提升预测能力。
