陳 健， 劉漢湖

（成都理工大學(xué)國土資源部地學(xué)空間信息技術(shù)重點實驗室，成都 610059）

山地冰川是冰凍圈的重要組成部分之一，也是極為重要的固體水資源，我國主要的河流都有冰川融水補(bǔ)給，其變化通常被視為氣候變化的記錄器和指示器［1-2］. 在全球氣候變暖的影響下，我國大多數(shù)冰川呈現(xiàn)出以退縮為主要特征的變化趨勢，對水資源循環(huán)和生態(tài)環(huán)境等都產(chǎn)生了顯著影響［2-3］.

冰川物質(zhì)平衡是冰川變化過程中的一個重要參數(shù)，能夠反映出冰川消融與積累量變化之間的關(guān)系，與冰川物理性質(zhì)有著直接或間接的聯(lián)系，是連接冰川、氣候和水資源等的重要紐帶［4］. 相對于冰川長度、面積等平面形態(tài)的變化，冰川物質(zhì)平衡更能從三位空間上反映出冰川對氣候變化的響應(yīng)，而且可以直接用于冰川變化對水資源影響的評估［5-6］. 但是，冰川變化的趨勢研究需要長時間序列的觀測數(shù)據(jù)，而靠花桿/雪坑法等傳統(tǒng)方法獲取的具有長期物質(zhì)平衡數(shù)據(jù)的冰川數(shù)量非常少［7-8］. 由于冰川多發(fā)育于氣候條件惡劣、交通不便的高寒地區(qū)，如青藏高原及其周邊山地發(fā)育的冰川，使得該方法有一定的局限性［9-10］. 近年來，隨著遙感科學(xué)技術(shù)的快速發(fā)展，也使基于高分辨率遙感數(shù)據(jù)獲取大區(qū)域、長時間序列的冰川物質(zhì)平衡數(shù)據(jù)成為可能［11-12］. 此背景下，大地測量法逐漸被廣泛應(yīng)用于冰川物質(zhì)平衡計算，通過比較不同時期的冰川表面高層差異，間接計算出冰川的物質(zhì)平衡. 針對格拉丹東地區(qū)冰川變化［13-14］，前人研究多注重于冰川面積和長度的變化，而對于格拉丹東地區(qū)冰川物質(zhì)平衡的相關(guān)研究則比較少，周文明等［15］根據(jù)冰川編目數(shù)據(jù)和Landsat影像評估了1992—2009年間格拉丹東冰川面積變化，指出其冰川面積共減少66.68 km2（減少率為7.37%），發(fā)現(xiàn)區(qū)域內(nèi)冰川冰舌幾乎都有不同程度的退縮，目前此地區(qū)冰川物質(zhì)平衡狀態(tài)未知.

為了探究格拉丹東地區(qū)冰川變化規(guī)律，以Landsat 影像、SRTM1、TanDEM-X 等資料為基礎(chǔ)數(shù)據(jù)，對2000—2015年格拉丹東地區(qū)冰川面積變化和物質(zhì)平衡變化進(jìn)行研究，為認(rèn)識該地區(qū)冰川變化規(guī)律和氣候變暖背景下冰川變化提供事實依據(jù).

1 研究區(qū)概況

格拉丹東冰川位于青藏高原腹地的唐古拉山中段山區(qū)（北緯33.5°，東經(jīng)91°），是我國長江三源之一西源沱沱河的發(fā)源地（圖1）. 此地區(qū)最高海拔為6621 m，是長江源區(qū)的最高峰，廣泛分布著50余條長達(dá)50 km、寬約30 km 的山地冰川群，冰川總體面積約1000 km2，分布形式多為星狀分布，冰川類型為冷性大陸性冰川.由于格拉丹東雪山處于青藏高原腹地，高海拔山脈阻擋了西邊界的西北寒流和南邊界的西南暖流，屬于高寒大陸性氣候，受季風(fēng)氣候影響很小，具有氣溫低和降水少的特點. 根據(jù)該地區(qū)氣象站數(shù)據(jù)顯示，其年平均氣溫約-4 ℃，每年5—9月份在0 ℃以上，90%降水量集中在5—9月份. 研究該地區(qū)冰川變化對當(dāng)?shù)丶扒嗖馗咴瓪夂蜃兓哂幸欢ǖ膯⑹咀饔?

圖1 研究區(qū)位置圖Fig.1 Location map in the study area

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)及預(yù)處理

研究使用的主要數(shù)據(jù)有Landsat影像、SRTM1、TanDEM-X、冰川編目數(shù)據(jù)集、氣象資料和降水?dāng)?shù)據(jù)（表1）.所有數(shù)據(jù)均采用WGS1984參考橢球的橫軸墨卡托投影（WGS_1984_UTM_Zone_46N）.

1）Landsat影像：Landsat系列衛(wèi)星的影像覆蓋整個區(qū)域的時間序列較長，其影像空間分辨率和光譜分辨率也均適合冰川監(jiān)測，所以Landsat系列遙感影像被廣泛用于冰川編目，成為監(jiān)測冰川的主要數(shù)據(jù)源. 選取的Landsat影像需具有云量低和獲取時間接近冰川的消融末期等特點，這樣才能獲取到到較為準(zhǔn)確的冰川邊界. Landsat數(shù)據(jù)來自地理空間數(shù)據(jù)云（http：//www.gscloud.cn/）.

2）SRTM1 數(shù)據(jù)來自美國地質(zhì)勘探局（https：//earthexplorer.usgs.gov/），獲取時間為2000 年2 月，空間分辨率為30 m的SRTM1數(shù)據(jù)絕對高程精度要優(yōu)于16 m（95%置信區(qū)間），并隨研究區(qū)的不同而呈現(xiàn)不同精度. 在估算冰川物質(zhì)平衡中，考慮到SRTM中X波段對冰雪的輕微穿透性和季節(jié)波動，一般將SRTM DEM作為1999年冰川消融末期的表面高程. TanDEM-X數(shù)據(jù)來自德國航天航空中心（https：//www.dlr.de/DE/），其空間分辨率為90 m，是由兩個幾乎完全相同的雷達(dá)衛(wèi)星共同測得，絕對高度誤差約1 m，為了便于研究，將其空間分辨率重采樣成30 m.

3）冰川編目數(shù)據(jù)：中國第二次冰川編目數(shù)據(jù)來自寒區(qū)旱區(qū)科學(xué)數(shù)據(jù)中心（http：//westdc.westgis.ac.cn/）.該數(shù)據(jù)以2007年9月18日獲取的Landsat ETM+遙感影像為基礎(chǔ)繪制而成. 以此數(shù)據(jù)為參考，區(qū)分冰川區(qū)和非冰川區(qū)等信息，提取冰川邊界和面積.

4）此外，本研究還獲取了相關(guān)的氣象數(shù)據(jù)，主要為離研究區(qū)域位置最近的沱沱河氣象站點的年平均氣溫和降水量數(shù)據(jù). 該數(shù)據(jù)來自國家氣象科學(xué)數(shù)據(jù)共享服務(wù)平臺（http：//data.cma.cn/）.

表1 研究所用數(shù)據(jù)列表Tab.1 List of data used for research

2.2 研究方法

2.2.1 冰川邊界提取方法 冰川邊界提取主要采用比值閾值法，其原理是利用冰的強(qiáng)反射波段與弱反射波段之間的比值來增強(qiáng)地物波譜之間的差異，然后再選取合適的閾值將研究區(qū)劃分為冰川區(qū)和非冰川區(qū). 常用的Landsat TM/ETM+影像比值波段有紅色波段與短波紅外（TM3/TM5）和近紅外波段與短波紅外波段（TM4/TM5）. 由于地物環(huán)境的差異性導(dǎo)致閾值選取比較困難，需要結(jié)合影像反復(fù)對比，確定閾值大小，最后還需要結(jié)合冰川編目數(shù)據(jù)和目視解譯來確定冰川面積邊界.

2.2.2 DEM配準(zhǔn) 由于不同源的DEM數(shù)據(jù)獲取方式、后期處理過程及大地水準(zhǔn)參考面可能存在差異，會使兩者DEM數(shù)據(jù)集在水平與垂直方向上產(chǎn)生匹配誤差，如果直接用于冰川表面高程變化的研究，結(jié)果則會產(chǎn)生很大的誤差. 因此在計算冰川的高程變化之前，需要將不同源的DEM數(shù)據(jù)進(jìn)行相對配準(zhǔn). 以SRTM為基準(zhǔn)對TanDEM-X DEM進(jìn)行配準(zhǔn)，其配準(zhǔn)原理主要根據(jù)2期DEM在高程偏差（dh）、坡度（α）和坡向（β）之間存在的三角函數(shù)關(guān)系［16］：

為了盡可能減少空間匹配誤差，一般需要多次迭代過程完成最終的平移. 配準(zhǔn)過程中需要排除冰川和湖泊的影響. 利用高程偏差的5%和95%分位數(shù)剔除異常值的影響. 最后，根據(jù)非冰川區(qū)的高程差殘差與地形最大曲率之間的線性關(guān)系來校正冰川區(qū)的高程殘差.

2.2.3 不確定性分析 冰川面積的不確定性一般采用緩沖區(qū)法評估，選取遙感影像空間分辨率的一半為半徑做緩沖區(qū)，其緩沖區(qū)的面積即為冰川面積的不確定性. 冰川面積變化不確定性的公式為［17］：

式中：E1和E2分變?yōu)閮善诒娣e的不確定性.

冰川高程變化的不確定性σ 采用無冰區(qū)高程殘差的平均值MED和標(biāo)準(zhǔn)差SE計算，其公式為：

式中：N為無冰雪區(qū)域采樣影像元的總數(shù)，選取600 m作為空間去相關(guān)最大距離，以此來減弱DEM自相關(guān)聯(lián)系對實驗的影響（表2為校正后DEM數(shù)據(jù)誤差特征分布）.

表2 校正后DEM數(shù)據(jù)誤差特征分布Tab.2 Distribution of error characteristics of calibrated DEM data

2.2.4 冰川物質(zhì)平衡的估算 基于多源數(shù)字高程模型提取冰川平衡量的方法被稱為大地測量法，該方法已廣泛應(yīng)用于冰川物質(zhì)平衡估算的研究［18］. 通過比較不同時期的DEM數(shù)據(jù)得到高程變化，結(jié)合冰川面積變化求出體積變化，再加上冰川近表層的密度數(shù)據(jù)，則可獲取到冰川物質(zhì)平衡公式：

式中：BN為冰川物質(zhì)平衡；ρ 為冰川表層冰雪平均密度；Sg為冰川面積；N為冰川區(qū)所占的像元總數(shù)；Δh 為不同時期DEM高程差值；Si為柵格DEM的單個像元面積.

冰川物質(zhì)研究中，ρ 大多數(shù)采用估計值，并非實測值. 由于冰川表面受到粒雪、積雪及冰的含量等影響，冰川表層密度隨時間和空間變化幅度為100～917 kg·m-3. Bolch等［19］在假設(shè)冰川密度穩(wěn)定分布的條件下，采用900 kg·m-3的恒定冰川密度作為轉(zhuǎn)換參數(shù). Robson等［20］認(rèn)為冰川表層密度最小估計值為800 kg·m-3，最大估計值為917 kg·m-3，選擇兩者的平均值（860±60）kg·m-3作為冰川密度估計值. Huss［21］采用粒雪壓實模型，基于兩條長時間序列的冰川物質(zhì)平衡實測數(shù)據(jù)，模擬了冰川體積-物質(zhì)這一轉(zhuǎn)換過程，結(jié)果表明，在一定時間空間內(nèi)，冰川密度是在不斷變化的，但是變化幅度并不大. 在長時間、大空間研究尺度上建議采用（850±60）kg·m-3作為冰川物質(zhì)平研究中的密度參數(shù)是比較合適的，其中60 kg·m-3作為密度參數(shù)的誤差進(jìn)行計算. 該轉(zhuǎn)換參數(shù)目前已被很多冰川物質(zhì)平衡研究采納. 最終采用（850±60）kg·m-3對冰川物質(zhì)平衡進(jìn)行估算.

3 結(jié)果與分析

3.1 冰川面積變化

2000—2015年格拉丹東地區(qū)冰川總面積從（842.46±2.1）km2，減少到（819.82±1.6）km2，面積縮?。?6.6±2.6）km2，占冰川總面積的3.20%±0.3%，年均縮小率0.2%±0.02%. 從不同朝向冰川面積百分比看（圖2），冰川在各朝向的變化率不一致. 其中西北朝向和東朝向冰川分布較多，分別占冰川總面積的23.3%和16.1%，南朝向和東北朝向冰川分布較少，僅占冰川總面積的5%和7.2%. 通過計算不同朝向冰川面積縮小率（圖2）可得，西朝向和南朝向年均面積縮小率最大，分別為0.53%±0.02%和0.52%±0.02%，其次是西北、東南、東、西南、北和東北朝向冰川年均縮小率最小.

圖2 格拉丹東地區(qū)不同朝向冰川面積分布和變化Fig.2 Distribution and variation of glacier area in different directions in the Geladandong region

3.2 冰川物質(zhì)平衡變化

格拉丹東冰川2000—2015年冰面高程變化為（-2.72±0.21）m，年均變化為（-0.17±0.04）m·a-1. 冰川體積減少（2.29±0.17）km3，年均物質(zhì)平衡為（-0.13±0.01）mw.e·a-1，累計物質(zhì)虧損量為（-2.08±0.15）mw.e.，換算成水當(dāng)量約為（108.2±37.9）×104m3. 該區(qū)域冰川物質(zhì)平衡空間差異性較大（表3），不同朝向的冰川呈現(xiàn)出不同的冰川物質(zhì)平衡狀態(tài). 2000—2015年大多數(shù)冰川呈現(xiàn)出不同程度的負(fù)平衡狀態(tài)，也有少數(shù)冰川接近于平衡狀態(tài)或者呈現(xiàn)正平衡趨勢，比如圖3中的a、b、c和d處冰川，呈現(xiàn)出一定程度的正平衡趨勢. 由圖2和表3知，南朝向和西朝向冰川面積年均縮小率最大，分別為0.052%和0.053%，冰川物質(zhì)平衡為（-0.38±0.01）mw.e.和（-0.35±0.01）mw.e.，呈現(xiàn)出較強(qiáng)的負(fù)物質(zhì)平衡，原因可能是由于南朝向和西朝向的冰川冰舌較長，末端冰川所處的海拔較低，其末端減薄效果顯著（圖3），底部冰川坡度比較平緩，上游的冰雪物質(zhì)補(bǔ)給不能及時傳輸?shù)侥┒?，進(jìn)而導(dǎo)致其面積逐漸減少所致.

圖3 格拉丹東地區(qū)2000—2015年冰川高程變化Fig.3 Changes in glacier elevation of Geladandong region during 2000-2015

表3 2000—2015年格拉丹東地區(qū)冰川物質(zhì)平衡分布特征Tab.3 Distribution characteristics of glacial mass balance in the Geladandong region during 2000-2015

3.3 前進(jìn)冰川與躍動冰川分析

通過對比冰川編目數(shù)據(jù)和Landsat系列衛(wèi)星遙感影像，發(fā)現(xiàn)格拉丹東地區(qū)2000—2015年主要有4條冰川末端發(fā)生過明顯前進(jìn)和躍動現(xiàn)象（圖4）. 在此期間，冰川a最大前進(jìn)距離為（347±30）m，底部表面高程平均升高約28.8 m；冰川b 最大前進(jìn)距離為（346±30）m，底部表面高程平均升高約22.4 m；冰川c 最大前進(jìn)距離為（250±30）m，底部表面高程平均升高約17.6 m；冰川d最大前進(jìn)距離為（367±30）m，底部表面高程升高約33.6 m.根據(jù)圖3分析，4條前進(jìn)冰川的上游高程差均呈現(xiàn)負(fù)的平衡狀態(tài)，而下游底部因積累過量物質(zhì)而不斷被抬升和前進(jìn)，呈現(xiàn)出正平衡狀態(tài). 因此，前進(jìn)冰川可能是由于上游積蓄區(qū)物質(zhì)量不斷下滑到下游接收區(qū)造成的.

圖4 2000—2015年格拉丹東地區(qū)前進(jìn)冰川與躍動冰川末端變化Fig.4 Changes of advancing and leaping glaciers terminuses in the Geladandong region during 2000-2015

4 討論

4.1 冰川物質(zhì)平衡對氣候變化的響應(yīng)

冰川是寒冷氣候時期的產(chǎn)物，對氣候變化響應(yīng)十分靈敏. 氣候決定了冰川發(fā)育及規(guī)模的變化，具有周期波動的性質(zhì)，而且受到地區(qū)性氣候的約束，這種變化與氣候變化并不是完全同步的. 通常，冰川變化滯后于氣候變化，根據(jù)前人研究，中國西部冰川末端變化滯后氣候變化10～20年. 為了分析氣候和降水對格拉丹東地區(qū)冰川變化的影響，收集了距該地區(qū)最近的國家基準(zhǔn)氣象臺站—沱沱河夏季（6—9月）平均氣溫和非冰川消融期（10月至翌年5月）降水?dāng)?shù)據(jù)集. 由圖5可知，該區(qū)域冰川消融期平均氣溫為29.6 ℃，而非消融期的平均降水量為49.6 mm，2000—2015年此地區(qū)消融期氣溫和非消融期降水呈明顯上升趨勢. 一般而言，氣溫是影響冰川消融量的重要因素，而降水是影響其積累量的重要因素. 如果冰川消融量與積累量相等，則冰川物質(zhì)平衡不會發(fā)生變化，2000—2015年格拉丹東冰川總體面積一直減少，冰川物質(zhì)平衡處于負(fù)狀態(tài)，表明該冰川的消融量大于積累量. 雖然該地區(qū)非消融期的降水量有所增加，可能使其冰川物質(zhì)積累在一定時間內(nèi)增加，但冰川總體處于負(fù)物質(zhì)平衡狀態(tài)，原因可能是夏季升溫導(dǎo)致冰川消融量大于積累量，故認(rèn)為非消融期降水量增加并不能彌補(bǔ)夏季升溫. 由圖5可知，近16年該地區(qū)夏季平均氣溫上升速率為0.4 ℃·a-1，Oerlemans等［22］研究表明，氣溫變化是冰川區(qū)域內(nèi)冰川消融與積累過程中的關(guān)鍵性因素，氣溫升高1 ℃造成冰川消融量大約需要增加25%～35%降水量才能消除氣溫升高給冰川造成的影響. 但是冰川區(qū)域內(nèi)年均降水量通常增加幅度不大. 因此，夏季氣溫升高可能是導(dǎo)致格拉丹東冰川物質(zhì)虧損的主要因素.

圖5 1999—2015年沱沱河氣象站夏季氣溫和非消融期降水變化Fig.5 Changes of summer temperature and non-ablative period precipitation of the Tuotuo river weather station during 1999-2015

4.2 冰川前進(jìn)與躍動原因

2000—2015年格拉丹東地區(qū)冰川物質(zhì)平衡總體呈現(xiàn)負(fù)積累狀態(tài)，但有4條冰川末端明顯表現(xiàn)出正積累狀態(tài)，從圖3可以看出，a、b、c和d冰川2000—2015年上游物質(zhì)虧損比較嚴(yán)重，上游冰川強(qiáng)烈消融，導(dǎo)致冰川物質(zhì)不斷從上游下滑到下游，進(jìn)而引起冰川前進(jìn).

冰川躍動是冰川變化過程中的一種特殊狀態(tài)，對于其發(fā)生的具體原因目前還沒有比較系統(tǒng)且全面的解釋，大多數(shù)研究者認(rèn)為冰川躍動是由于冰川內(nèi)部動力平衡達(dá)到臨界值而造成的一種現(xiàn)象，在此過程中，冰溫、冰表面應(yīng)力及水膜不穩(wěn)定力等因素都起到了很大作用. 根據(jù)前人研究，可將冰川躍動的發(fā)生機(jī)制分為兩類：一是熱控動力學(xué)機(jī)制，二是水控動力學(xué)機(jī)制. 前者是夏季氣溫升高，冰川上游的大量融水進(jìn)入冰體內(nèi)，導(dǎo)致冰川內(nèi)部表面水量增加，同時加大了冰川底部靜水壓力，當(dāng)靜水壓力與冰覆蓋層表面壓力之差達(dá)到臨界值時，會引起冰下沉積層形變和孔隙度增加，從而導(dǎo)致冰下水系統(tǒng)逐漸崩潰，大量的水流運(yùn)動也增加了底部冰川運(yùn)動速度，進(jìn)而觸發(fā)冰川躍動；后者則認(rèn)為冰川內(nèi)部物質(zhì)不斷積累導(dǎo)致底部溫度達(dá)到壓力融點，更多儲水洞穴打開，排水系統(tǒng)由集中式變?yōu)榉稚⑹?，隨著冰川底部的靜水壓力逐漸增大，底部冰川運(yùn)動速率也在變大，導(dǎo)致冰川加速滑動，當(dāng)達(dá)到臨界值時，引起冰川躍動. 然而，由于冰川類型和規(guī)模、冰川所在地區(qū)巖性和地形及區(qū)域氣候特征等存在差異，不能統(tǒng)一用某一種特定機(jī)制去詮釋冰川躍動的原因.

就格拉丹東地區(qū)而言，前人研究認(rèn)為熱力學(xué)和水力學(xué)作用是造成格拉丹東地區(qū)冰川躍動的主要因素.根據(jù)氣候資料，從20世紀(jì)90年代以來，格拉丹東地區(qū)夏季氣溫升高趨勢明顯，進(jìn)而導(dǎo)致冰川融水增加，大量融水滲入到冰川內(nèi)部，冰川內(nèi)部應(yīng)力平衡遭到破壞，導(dǎo)致更多儲水洞穴打開，為其冰下通道排水營造了良好的條件，同時大量液態(tài)水的潤滑作用也逐漸增大了冰體運(yùn)動速率，從而致使冰川發(fā)生躍動.

5 結(jié)論

利用Landsat影像、SRTM1、TanDEM-X等資料分析了格拉丹東地區(qū)2000—2015年間的冰川面積變化和物質(zhì)平衡變化. 結(jié)果表明：

1）2000—2015年格拉丹東地區(qū)冰川總面積從（842.46±2.1）km2，減少到（819.82±1.6）km2，面積縮小（26.6±2.6）km2，占冰川總面積的3.20%±0.3%，年均縮小率為0.2%±0.02%.

2）2000—2015年間格拉丹東地區(qū)冰川平均減?。?2.72±0.21）m，年均變化為（-0.17±0.04）m·a-1. 冰川體積減少（2.29±0.17）km3，年均物質(zhì)平衡為（-0.13±0.01）mw.e·a-1，累計物質(zhì)虧損量為（-2.08±0.15）mw.e.，換算成水當(dāng)量約為（108.2±37.9）×104m3. 格拉丹東地區(qū)冰川物質(zhì)平衡總體呈現(xiàn)負(fù)平衡狀態(tài)，但其中有4條冰川表現(xiàn)出正物質(zhì)平衡狀態(tài).

3）2000—2015期間格拉丹東冰川總體面積一直減少，冰川物質(zhì)平衡處于負(fù)狀態(tài)，氣溫升高可能是導(dǎo)致格拉丹東地區(qū)冰川不斷退縮的主要原因.

4）格拉丹東地區(qū)前進(jìn)與躍動冰川是熱控和水控機(jī)制共同促成的，內(nèi)部液態(tài)水的增加導(dǎo)致其對冰川的潤滑作用也增大，促使冰川上游物質(zhì)不斷向下游轉(zhuǎn)移，從而導(dǎo)致冰川前進(jìn)與躍動.