湖冰的形成与消融受诸多气候因子（气温、风速等）与非气候因子（海拔、经纬度、盐度、湖泊面积、湖泊最大深度、湖泊容积等）的相互作用^［1-4］，既是复杂的物理现象，也是气候波动与水循环变化的良好指示器^［5-8］。湖泊冻结过程往往受湖泊的特定因素如湖泊形态、溶解性固体总量（TDS）、湖泊表面水温与气温等影响，而冰的消融过程则更容易受到气候因素的影响^［9-10］。

目前，国内外湖冰研究主要关注湖冰物候特征提取、区域变化趋势及影响因素分析^［11-15］，过往对湖冰物候冻结-消融空间模式的分析，多在单个湖泊或较大地理区域多个大型湖泊湖冰物候特征分析的基础上开展。Qi等^［16-17］认为，青海湖湖泊冻结-消融空间模式在一定程度上可以反映湖泊水深差异，其消融空间模式与冻结空间模式相同，即湖冰形成较早的区域消融较早。Ke等^［18］指出，纳木错的消融空间模式与冻结空间模式相反，即湖冰形成较早的区域消融较晚。Yang等^［19］指出，湖冰冻结-消融空间模式可以反映可可西里地区湖泊水深和盐度的差异，虽然其湖冰均表现出冻结空间模式与消融空间模式相反的特征，但冻结空间模式亦存在差异，即湖冰由湖泊一岸扩展到另一岸、湖冰由湖岸蔓延至湖心、湖冰由子湖扩展至全湖，他们认为这种差异性与湖泊形态和湖底地貌有关。鉴于类似巴丹吉林沙漠腹地般密集分布且规则排列的湖泊尚未见报道有湖冰冻结-消融空间模式的差异性分析，以及极端干旱区湖泊湖冰物候研究同样鲜有系统性的开展，因此可利用湖冰物候信息补充因技术手段和观测资料限制缺少的巴丹吉林沙漠现代气候与水文变化资料，并通过对比干旱区沙漠湖泊湖冰物候与其他高寒地区湖泊湖冰物候的异同，以便从新的角度认识干旱沙漠表层系统过程与机理，改善干旱区气候模拟预测效果。

巴丹吉林沙漠位于东亚季风边缘区的内蒙古高原西部（39°04′15″—42°12′23″N、99°23′18″—104°34′02″E，图1），总面积约5.216×10⁴ km²，是中国第二大沙漠^［20］。在该沙漠腹地高大沙山之间分布有100多个形态、矿化度各异的湖泊^［21-22］，在特殊的地质地貌和干旱气候背景下，湖泊群如何响应全球气候变化尚待进一步研究。巴丹吉林沙漠湖泊水化学特征表现为自东南向西北矿化度升高^［21］，湖泊附近及内部多有泉水出露，沙漠腹地具有明显的气温与地温的“暖岛效应”^［23-24］，降水集中于春、夏季^［25］。目前在巴丹吉林沙漠开展的研究多聚焦于湖泊群水化学特征与补给来源、陆气相互作用、长时间尺度环境演变等，但因受制于观测方法，对湖泊水补给来源尚未统一认识，对湖冰物候研究更少^［26-34］。本研究团队野外考察发现，冬季时巴丹吉林沙漠腹地绝大部分湖泊均有冻结-消融现象，且不同湖泊间存在多种冻结-消融空间模式。基于此，本文拟在多源遥感影像解译识别、野外实地考察与原位观测数据分析基础上，对沙漠腹地湖泊冻结-消融空间模式的差异性及其影响因素进行研究，填补极端干旱区湖泊湖冰物候研究的空白，以更深入地理解干旱区气候变化与水文循环及圈层相互作用的演化过程和水资源的形成机制。

巴丹吉林沙漠为极端干旱区，交通不便，观测站网无法覆盖所有典型区域，数据采集比较困难。遥感作为获取大尺度地物信息的数据探测技术，具有经济成本低、监测范围广、时效性强等优势，特别是近年来高分辨率遥感卫星技术发展迅速，为精确监测巴丹吉林沙漠腹地湖泊要素变化提供了强有力的支持。

本研究收集了2019年11月至2020年3月巴丹吉林沙漠腹地湖泊区的Landsat 7、Landsat 8、Sentinel-2、GF-1、GF-6等卫星遥感影像，其中利用Landsat 7、Landsat 8、Sentinel-2影像通过Google Earth Engine平台完成加载等预处理，GF-1和GF-6影像则下载自中国资源卫星应用中心（http：//www.cresda.com）并进行了几何校正，用作前述3种遥感影像数据的补充。Landsat 7和Landsat 8多光谱空间分辨率为30 m，在研究区两颗卫星结合观测可实现8 d的重访周期；Sentinel-2发射了A、B两颗星，多光谱空间分辨率为10 m，A、B二星结合在研究区可实现2—5 d的观测重访周期；GF-1和GF-6多光谱空间分辨率为16 m，在研究区两颗卫星结合可实现2—4 d的观测重访周期（表1）。

本研究团队在巴丹吉林沙漠布设了多个野外自动观测气象站和湖泊、地下水水位计，在本研究中主要整理了湖泊面积^［20］、湖泊测深^［35］、湖水溶解性固体总量（TDS）^［36］、泉水及地下水温度^［24］等野外原位观测数据（表2、3）用以湖冰物候影像因素的分析。此外，本研究团队于2019年12月上旬和2020年1月上旬，分两次深入巴丹吉林沙漠进行湖冰物候科学考察，利用无人机、数码相机、实地测量等获取了伊和吉格德、额肯吉林（东）、昭尔格图、中诺尔图、额肯吉林、乌尔塔·布拉格、巴彦诺尔、达布苏图、车日格勒、呼都格吉林、扎拉特、音德尔图、呼和吉林、苏木吉林、苏木·巴润吉林、诺尔图、宝日陶勒盖、沃斯格图、萨音乌苏、巴丹湖等20余个湖泊的湖冰实地图像。

湖冰物候的观测方法主要有遥感观测和地面原位观测两种，遥感影像提取湖冰物候的处理方法则主要有阈值法和指数法两种。巴丹吉林沙漠湖泊区湖泊分布密集且面积较小，同时部分湖泊有藻类或卤虫生长，对影像解译造成了一定影响，因此本研究主要采用在指数计算预处理的基础上进行目视解译判断的方法提取了巴丹吉林沙漠腹地湖泊2019—2020年湖冰物候，由于数据量较大，Landsat 7、Landsat 8、Sentinel-2的影像处理和目视解译均通过Google Earth Engine平台完成。不同湖泊冻结-消融空间模式所受影响因素的分析则主要通过对比湖泊面积、湖泊测深、湖水TDS等要素的异同来完成。

指数计算选用的主要计算方法为归一化积雪指数法（Normalized Difference Snow Index，NDSI），即利用可见光（主要是绿光）及短波红外波段的组合突显影像中积雪覆盖的部分^［37-39］。本研究中Landsat 7选用第2波段和第5波段进行计算，计算公式为：

Landsat 8选用第3波段和第6波段进行计算，计算公式为：

Sentinel-2选用第3和第11波段进行计算，计算公式为：

结合指数计算和目视解译校正的结果，将本研究中Landsat 7、Landsat 8、Sentinel-2归一化积雪指数的阈值定为0.7、0.7、0.6，即指数计算结果大于这些阈值的湖泊像元是处于冻结状态的，部分湖泊像元结冰但归一化指数计算结果小于阈值，其与周围开阔水域指数计算结果相差无几，因此湖泊的具体冻结-消融特征在指数计算的基础上通过目视解译完成。

野外考察和遥感影像解译发现巴丹吉林沙漠腹地湖泊存在泉水出露处不冻结的现象，因此本研究将开始冻结时间（Freezing up start，FUS）定义为通过遥感影像观察到湖泊表面出现纯像元结冰的第1天，完全冻结时间（Freezing up end，FUE）定义为通过遥感影像观察到湖泊除泉水出露处以外没有明显的湖冰面积增长消融情况的第1天，开始消融时间（Breaking up start，BUS）定义为通过遥感影像观察到湖泊表面除泉水出露处以外出现纯像元湖冰消融且不会再次冻结的第1天，完全消融时间（Breaking up end，BUE）定义为通过遥感影像观察到湖泊表面湖冰完全消融的第1天。因在本研究中将Landsat 7、Landsat 8、Sentinel-2、GF-1、GF-6遥感数据的观察结果进行了时间序列上的数据融合，且利用2019—2020年两次冬季野外考察拍摄的图像与考察时段前后的遥感影像进行了交叉验证，补充了因遥感影像分辨率限制和湖泊浑浊而未能明确判断的湖冰具体冻结特征，所以尽管各影像时间分辨率不尽相同且有积云等影响，湖冰物候的最大观测时间误差仅为3 d，与以往国内外湖冰物候研究列出的时间误差大致相同。

巴丹吉林沙漠腹地湖泊众多，形态各异，不同湖泊矿化度差异性大，微气象条件差异则与湖泊和湖盆形态密切相关，且实地考察中发现众多湖泊存在地下水与出露的泉水补给。对2019—2020年巴丹吉林沙漠腹地湖泊冻结-消融空间过程的遥感解译和实地观测表明，大部分面积较小的湖泊冻结-消融过程比较相似，均是由湖岸向湖心冻结，冻结较早的区域消融较晚，而一些面积较大且有明显地下水和泉水补给的湖泊和一些孪生湖泊则表现出不同的冻结-消融空间模式特征，其中的代表性湖泊湖冰物候特征及冻结-消融空间过程如表4所列，代表性湖泊所处位置见图1。

湖泊开始冻结时间最早的是沙漠腹地湖泊区东南边缘的巴丹湖、包尔准图和沙漠腹地湖泊区西北边缘的乌尔塔·布拉格。中诺尔图、苏木·巴润吉林、东诺尔图、呼和吉林、巴润伊克日西湖等湖泊开始冻结时间相较于边缘湖泊推迟了1个月及更长的时间，它们开始消融的时间亦比其他湖泊更早，冬季冻结不完全，其湖冰出现位置与地下水或泉水出露处基本一致。

巴丹吉林沙漠腹地湖泊的冻结-消融空间模式则可归纳为4种（图2）：①湖冰自湖岸蔓延至湖心、冻结早的区域融化晚的冻结-消融空间模式，代表型湖泊如音德尔图；②湖冰自湖岸蔓延至湖心、冻结早的区域融化早的冻结-消融空间模式，代表型湖泊如包尔准图；③湖冰自湖泊一岸扩展至另一岸、冻结早的区域融化晚的冻结-消融空间模式，代表性湖泊如乌尔塔·布拉格；④湖冰自湖泊一岸扩展至另一岸、冻结早的区域融化早的冻结-消融空间模式，代表性湖泊如中诺尔图。

以往研究成果显示，湖泊面积越大、水越深、容积越大，冻结越晚，冻结过程持续越长，矿化度升高会导致冰点降低从而延迟冻结时间，湖泊表面水温越高冻结时间亦会推迟；而气温越高，消融时间越早，消融速度越快；较大的风速既能吹散已经形成的薄冰延缓湖泊的冻结过程，亦能加速湖泊的消融过程^{［4-5，10，40］}。

湖泊区东部的音德尔图湖冰自湖南岸狭长、水浅且有地下水与泉水出露处开始生成，并从浅岸向开阔水深湖中心扩展，冻结期持续约1周，湖泊越早冻结的区域湖冰厚度越厚（影像上表现为越不透明的白色）；消融过程与冻结过程相反，湖东北部开阔水域的湖冰逐渐减薄至率先破裂，随后消融的是湖西北部，狭窄的连接处和湖南岸最迟消融，整个消融过程持续约1周。湖中心的钙华岛及湖岸边有泉水出露，湖岸南侧亦有泉水和地下水出露。泉水和地下水的矿化度较低而水温较高，其对湖泊的补给在降低周边湖水矿化度同时亦提升了湖水温度，因此泉眼周围及补给湖泊处的湖水不冻结，在不冻结区域的外围，由于矿化度降低导致的冰点升高，湖冰相较于湖泊其他区域反而更易于生成且厚度更厚。从遥感影像上可识别出最先冻结区域即为泉水及地下水补给湖泊区域，当湖泊冻结程度较为完全时，泉水水流对湖泊的补给路线清晰可见，即形成了不冻结的裂隙（图3）。

乌尔塔·布拉格位于湖泊区西北部，湖冰物候分布特征与水下地形一致^［35］，湖冰物候冻结-消融空间模式反映了湖泊形态、泉水与地下水补给的综合作用，湖东岸有地下水出露，同时水位较浅，最先冻结，而由于湖泊本身形态规则面积较大，整体的冻结-消融空间模式表现为自东岸至西岸先冻结的区域后融化。当湖泊完全冻结时，由西岸至南岸同样能够观察到带状分布的较厚冰层及泉水补给路线，其冻结较东岸晚的原因应为近岸平均水深较深。

湖泊区西北部的中诺尔图开始冻结时间较晚，完全消融时间较早，封冻期较短（表4）。其北侧与西侧湖岸最先生成平行于湖岸的带状分布的薄冰，表示这些区域有地下水补给湖泊，随后湖泊自北岸向南岸逐渐冻结完全。其消融过程与冻结过程相似，即由北侧向南侧消融，这种冻结早的区域消融早的现象揭示了消融期前后水温异常升高的原因是由于地下水补给量在这个时段增大^［26］，因此北岸与西岸湖泊冰面以下升温更快，消融更早。而湖泊区东缘包尔准图先冻结的区域先开始消融亦是同样原因，当湖岸湖冰受地下水补给开始解冻时，湖心部分湖冰仍能维持存在，因而形成湖心-湖岸的冻结-消融空间过程。

此外，沙漠内诸如苏木·巴润吉林、诺尔图、呼和吉林等由于湖泊容积大而不易冻结的湖泊，湖冰基本出现于泉水和地下水补给湖泊处（图3）。据遥感影像和实地考察确认，泉水、地下水与湖水混合后使湖水局部矿化度降低而更易于冻结是巴丹吉林沙漠绝大多数湖泊开始冻结的形式。而巴丹东湖、西湖冻结-消融空间模式的差异性体现了泉水、地下水补给与湖泊矿化度的共同作用，巴丹西湖矿化度远大于东湖，其最先结冰的区域是西部有泉水和地下水出露的区域，随着东湖矿化度较小的湖水通过沙山北侧的过水通道补给西湖，淡盐水交汇引起矿化度下降，冰点上升，因此湖冰更容易形成，且逐渐向湖泊中部蔓延；达布苏图东湖不冻结而西湖完全冻结的原因亦是矿化度的巨大差异及湖泊深度。巴润伊克日东、西湖之间的湖冰物候差异除了反映湖泊形态和地下水补给条件的差别外，西湖的湖冰形态还是湖冰受风力条件影响的表现，西湖湖盆冬季存在风速较大的东西向风，容易将已冻结的冰吹散并堆叠于已生成的冰之上，即形成遥感影像中冰的“条纹”（图4）。

巴丹吉林沙漠湖泊群存在4种冻结-消融空间模式。湖冰自湖岸蔓延至湖心、冻结早的区域融化晚；湖冰自湖岸蔓延至湖心、冻结早的区域融化早；湖冰自湖泊一岸扩展至另一岸、冻结早的区域融化晚；湖冰自湖泊一岸扩展至另一岸、冻结早的区域融化早。大部分湖泊（面积较小）的冻结-消融空间模式为自湖岸冻结至湖心，冻结早的区域消融晚。

湖冰物候受泉水与地下水补给条件、TDS、气象条件、湖泊形态等因素的影响，沙山两侧或同一湖盆内的孪生湖泊冻结消融特征之间的差异性反映了这些因素的影响。

泉水或地下水与湖泊混合后降低局部TDS使湖水冰点升高而更易冻结，这是巴丹吉林沙漠湖泊群湖冰冻结的最初形式。

每年2月一些湖泊存在岸边湖冰消融更加迅速和湖水水温的异常上升现象，这指示2月地下水补给量大幅增加，亦即湖冰物候在一定意义上是巴丹吉林沙漠湖泊群接受区域深层地下水补给的直接反映。