0 引言

冰川作为气候变化的指示器， 其变化可以敏感的反映出全球气候的变化[1]。冰川运动变化造成物质的再分配， 改变冰体所处的水、 热环境， 维系冰川的动态平衡[2]， 是冰川区别于其他自然冰体的主要标志[3]和存在、 发育的主要机制， 也是冰川学研究的主要内容之一[4]。 由于重力驱动， 冰川或冰盖内部的冰沿坡向下位移， 而受重力及融水作用， 冰川的底部运动包括沿基岩的滑动和由于底部沉积层变形造成的运动， 两者构成了冰川运动的主要形式[5]。研究冰川运动有助于了解冰川变化规律和分析大气环流的驱动机制， 为冰川综合考察和冰川资源合理利用提供科学依据[6]。当前， 冰川表面运动速度的观测方法主要有花杆差分 GPS(DGPS)监测、 光学影像互相关方法、 合成孔径雷达干涉(InSAR)等[7]。

中国山岳冰川发育， 20世纪50年代以来， 我国科学工作者对天山、 喜马拉雅山、 祁连山、 横断山和念青唐古拉山等典型冰川进行了运动观测研究[8]。横断山区是我国海洋型冰川的典型分布区域之一， 20世纪80年代中科院青藏高原科学考察队对贡嘎山海螺沟冰川等进行了考察。低纬度海洋型冰川的研究在玉龙雪山和梅里雪山等区域开展的也较晚[8]。但总体来看， 横断山区是我国冰川运动速度研究较为匮乏的区域之一。据观测， 海螺沟冰川冰舌中部最大运动速度188.8 m·a-1， 平均运动速度也高达155.3 m·a-1[9]； 郑本兴等[10]根据中日登山队遇难队员的遗体推断， 梅里雪山明永冰川运动速度达533 m·a-1， 可见， 海洋型冰川的运动速度远大于相同规模的大陆型冰川。

2006年， 云南省丽江市北部的玉龙雪山冰川与环境观测研究站正式建立， 开始对白水河1号冰川运动变化进行长期系统观测。景区修建大索道后， 该冰川冰面相对较易攀爬、 方便冰面观测。为保持对该冰川运动变化观测的连续性， 进一步揭示全球气候变暖背景下海洋型冰川运动变化的规律和掌握丽江地区冰川融水的补给情况， 该站科研人员于2016年冰川消融期(7-10月)系统开展了冰川实地观测研究， 获取了2016年该冰川的表面运动速度数据。全球定位系统(GPS)[11]测量冰面速度方便、 快捷和精确， 可在短时间内完整测量整条冰川[12]。本研究基于野外实测数据， 计算和分析消融期玉龙雪山白水河1号冰川的表面运动流速特征。

玉龙雪山(27°10′～27°40′ N， 100°9′～100°20′ E)位于青藏高原东南缘， 距离丽江市(丽江高原盆地)北部25 km， 属于横断山系， 南北长 40 km， 东西宽15 km， 最高峰扇子陡海拔5 596 m， 是中国最南的一座雪山。玉龙雪山地区在亚热带纬度、 高原与山地和季风综合作用下形成了复杂的气候环境， 具有亚热带、 雪山河谷和季风气候的综合特点[13]。

玉龙雪山冰川区大气环流异常复杂， 有非季风期(10月-次年5月)和季风期(6-9月)[14]。非季风期， 主要受西风环流南支以及亚洲冬季风控制， 携带水汽较少， 降水量小； 季风期， 主要受南亚季风系统影响， 包括来自孟加拉湾和印度的西南季风和来自西太平洋的东南季风， 降雨量大， 气温相对较凉爽[15]。玉龙雪山冰川区是我国季风海洋型冰川发育最为典型的代表性地区， 对全球气候变化的响应极为敏感， 是地球环境变化速率最快的季风气候区之一， 空间复杂、 气候易变[16]。玉龙雪山及其周边地区保存有清晰完整的第四纪冰川遗迹[13]， 由于海拔梯度较大， 因此也是山地植被垂直多样性分布格局研究的典型[17]。

白水河1号冰川是玉龙雪山最大的一条冰川， 位于主峰扇子陡南坡， 属于典型的海洋性季风温冰川； 面积1.17 km2， 长约2.25 km。冰川表面崎岖不平、 裂隙发育， 特别是冰川下部地形陡峭， 冰崩和岩块崩落频繁， 冰川上部雪崩也常有发生(图1)。冰川区构造不稳定对冰川监测工作带来一定的困难[18]。

1 数据和方法

1.1 冰川表面运动观测网的构建

由于白水河1号冰川海拔4 400～4 600 m之间的表面裂隙较多， 且在消融季更为明显， 使得观测难度很大， 故2009年之后再未对其进行系统观测。为了便于比较， 本次用于观测的花杆主要布设在冰川区海拔4 600～4 850 m之间， 基本覆盖了白水河1号冰川粒雪盆[19]。

根据冰川表面形态合理布设花杆， 建立测速点， 共计16根花杆组成了观测网： 随着海拔梯度变化， 纵向布设6排测杆， 相邻两排测杆相对高差约50 m； 同一横断面上布设2～3根花杆， 相邻两根测杆间距约100 m。花杆的命名按列编号为A、 B和C， 然后根据海拔从低到高的顺序按“1～6”排序， B列花杆靠近冰川主流线， A和C列位于冰川主流线南北两侧的冰川边缘(图1)。为了保证测量精度， 尽量在一天内完成一次对16根花杆的测量。

1.2 数据观测

Trimble GeoXT型手持差分GPS静态测量精度可达亚米级， 后期处理后误差为±0.1 m[19]， 满足冰川表面运动速度测量的精度要求。使用该设备获得特定时间测速点的精确点位信息， 再过一段时间后重测， 比较相邻两个时间测速点的位置信息， 便可获得期间冰川的运动距离、 方向及速度。冰融化深度的测量借助5 m卷尺(精度0.01 m)， 每次读数均以测杆顶部为零刻度量测到达冰面的距离， 两次读数之差便是这期间冰融化的深度[11]。在冰川表面运动速度测量时， 先将仪器置于花杆底部并紧挨花杆， 等几分钟待仪器读数稳定后开始读数， 每隔1分钟读取1次数据， 读取3次， 取3次的平均值， 可在一定程度上减轻GPS定位的漂移现象[20]。

2016年7月15日， 完成了对白水河1号冰川观测花杆的第一次测量， 之后于同年的8月4日、 8月14日、 8月27日、 9月5日、 9月15日和10月17日， 依次完成了对花杆的另外6次完整测量。

1.3 数据处理

由于数据获取时段属于冰川消融旺季， 先用2016年7月15日和2016年10月17日作为花杆测量的时间起止点， 以其位移差值与间隔月数的比值作为2016年7-10月该冰川的月平均运动速度； 为了揭示消融季内冰川运动速度的日平均特征变化， 我们以对消融季冰川运动量贡献率最大的8月为研究对象[21]， 把2016年8月4日和9月5日为花杆测量的时间起止点， 以其位移差值与间隔天数的比值作为2016年8月该冰川的日平均运动速度。月尺度流速以m·mon-1为单位， 日尺度流速以m·d-1为单位。

据实测的2016年7-10月白水河1号冰川的表面流速数据， 借助ArcGIS软件， 利用克里金法插值， 绘制该冰川的表面流速分布图； 借助CorelDRAW 12软件， 在照片上对近年来的白水河1号冰川的末端海拔高度观测值在所对应的具体位置进行了还原， 绘制该冰川末端变化图。

基于16根花杆观测数据， 以其冰融化深度差值与间隔时间数的比值作为该冰川测速点的消融速度， 分别获取7月、 8月和9月测速点每个月的日平均消融速度和日平均运动速度， 比较其7月、 8月和9月消融速度和运动速度的日平均变化， 分析该冰川在消融季内运动速度和消融速度的变化关系； 另外， 将8月整月的冰川运动速度与7-10月冰川月平均速度对比分析， 探讨该冰川的时间运动特征。

2 结果和讨论

2.1 冰川空间运动特征

2.1.1 横剖面运动特征

图2为白水河1号冰川各测速点的月和日运动平均速度变化情况。可见， 冰川月运动速度最大值在海拔4 647.42 m的A1(27°06′18.95″ N， 100°11′39.48″ E)处， 为4.106 m·mon-1； 最小值在海拔4 685.77 m的A2(27°06′16.44″ N， 100°11′34.46″ E)处， 为1.197 m·mon-1， 整条冰川的月平均运动速度为2.277 m·mon-1。A1处的冰川运动速度较其他点大， 与该处西侧约2.9 m处发育一条巨大的冰裂隙有关(图3)。2016年7月15日至10月17日期间， 该冰裂隙宽度从0.52 m扩大至3.9 m， 主要是由于该点冰面地势较陡， 加之处于消融季， 大量的降水和融水流入该冰裂隙， 导致冰裂隙不断扩宽、 加深， 因而该点的运动相对更加明显。有研究表明， 裂隙的发育壮大影响了冰川的流体运动， 甚至对裂隙两侧各点的运动造成大的分隔[21]； A2处冰川的运动速度最小， 与该处冰川的局部形态有很大关系， 该点附近冰川地形起伏和缓， 冰川运动不明显。A列花杆的月平均运动速度为2.32 m·mon-1， B列花杆的月平均运动速度为2.35 m·mon-1， C列花杆的月平均运动速度为2.17 m·mon-1， B列花杆的月平均运动速度高于A和C列花杆。

8月冰川的日运动速度最大值在海拔4 722.95 m 的B4(27°06′15.88″ N， 100°11′27.18″ E)处， 为0.168 m·d-1； 最小值在海拔4 793.45 m 的A4(27°06′08.51″ N， 100°11′20.16″ E)处， 为0.058 m·d-1， 整条冰川的8月日平均运动速度为0.109 m·d-1。B4处运动速度较其他点大， 与该处为冰川主流线及其局部形态有关， 海拔4 700 m附近冰川的地形坡度较陡。A4点位日运动速度最小， 分析原因为A4点位海拔接近冰川粒雪盆， 粒雪盆平坦而广阔， 同时受山体挤压， 导致冰川运动速度较小， 冰川的运动不明显。A列花杆的日平均运动速度0.093 m·d-1， B列花杆的日平均运动速度0.125 m·d-1， C列花杆的日平均运动速度0.105 m·d-1。B列花杆的日平均运动速度高于A和C列花杆。

总体来看， 在冰川海拔4 600 m以上， 7-10月冰川的月平均运动速度和8月的冰川日平均运动速度均呈现冰川横剖面上靠近主流线的花杆较两侧的花杆运动速度偏大， 从中部向边缘逐渐减小， 这是由于山谷冰川的运动受到了两侧山体的阻尼作用， 同时冰川厚度由中间向两侧减薄[22]。

2.1.2 纵剖面运动特征

图4为白水河1号冰川各测速点沿着海拔高度的纵向运动变化状况。总体来说， 该冰川7-10月的月平均运动速度和8月的日平均运动速度均随着海拔高度的上升而逐渐减小， 7-10月的月平均运动速度和8月的日平均运动速度与海拔高程变化的相关系数分别为-0.403和-0.505。个别测速点的特殊性与局部表面运动影响因素的复杂性有关， 如冰裂隙严重发育可能导致冰川局部运动速度加快。此外， 冰下地形也是一个不可忽视的因素， 冰川地形是构建冰川流动模型的基础[23]。白水河1号冰川的运动速度分布与一般山谷冰川不同， 越靠近冰川末端的运动速度越大， 上部粒雪盆的运动速度最小。以下的特征是造成冰川运动速度分布差异的主要原因：一方面， 观测范围内， 该冰川的粒雪盆平坦而广阔， 受雪崩等补给影响， 粒雪盆冰川主流线在冰川的中间偏右位置， 且粒雪盆主流线向冰舌主流线过渡时发生了方向上的改变[19]， 整个冰川的粒雪盆被巨大陡峭的山体“包裹”， 受山体挤压， 该处的冰川运动速度较小。

另一方面， 冰舌区的坡度较大， 裂隙密布， 冰川消融强烈， 降水和融水经由冰裂隙进入冰川内部或底部， 加之冰川温度较高， 再冻结率较小[19]， 降低了冰体底部滑动的摩擦阻力， 使冰川滑动加快， 从而导致冰舌的冰川运动速度较快。

再者， 对于山谷冰川， 冰面宽度改变会引起运动速度的变化， 若宽度变窄会促使运动速度增加， 反之则会引起运动速度减小[24]。冰流量和速度较大的冰川应该具有较大的物质平衡梯度， 或者冰流由宽阔的粒雪盆进入狭窄谷床的形态[25]。白水河1号冰川的粒雪盆开阔平坦， 往冰川末端方向冰面受南北两侧山体限制， 冰面宽度不断变窄， 从而导致冰川的运动速度加快。

据李吉均[9]和张国梁[26]研究， 贡嘎山燕子沟冰川消融区冰川运动的速度变化不大， 在冰川末端处的冰川运动速度较大。刘时银[11]认为冰舌上部的冰川塔状分布及冰川滑动是导致这一现象的主要原因。据曹敏等[27]研究， 天山青冰滩72号冰川冰舌中部及冰川末端的运动速度大于冰舌上部， 他们认为冰川滑动是导致冰川运动速度差异分布的主要原因。综合来看， 冰川底部滑动、 冰下地形与冰面宽度等是影响白水河1号冰川运动速度空间差异分布的重要因素。

2.1.3 区域运动特征

将获取的2016年7-10月的冰川表面流速数据导入ArcGIS软件， 利用克里金法进行插值， 绘制冰川的表面流速分布状况图(图4)。可见， 在冰川的可观测区域内， 随着海拔上升冰川的流动速度逐渐减小。海拔 4 600～4 650 m处冰川的运动速度最大与其冰面坡度大和冰裂隙密集分布有关。

该冰川的运动速度方向大多沿主流线方向或者平行于主流线， 运动方向大致偏东北方向， 符合山岳冰川运动方向分布的一般规律， 即无论在冰川积累区还是消融区， 冰川运动矢量大多沿主流线方向向下运动， 或者稍微偏离主流线一定方向[3]。同时， 该冰川个别花杆观测点的运动方向偏离主流线方向。A列花杆的布设靠近冰川东南侧边缘， 受岩体挤压和冰体沿坡消融退缩的影响， 该区域形成了坡度较大的东南向冰体坡， 故A1、 A3和A4点的运动方向大致向东， C5和C6处于粒雪盆向冰舌的过渡区域， 据前人研究划分， 粒雪盆大致处于海拔4 800～4 900m的位置[19]， 此时C5和C6测点向偏东南方向运动， 这是因为粒雪盆受雪崩等补给影响， 该区域冰川主流线在冰川中部偏右的位置， 粒雪盆主流线向冰舌主流线过渡时发生了方向上的改变。

2.2 冰川时间运动特征

图6表明， 该冰川7、 8和9月的日平均运动速度分别为0.115 m·d-1、 0.156 m·d-1和0.049 m·d-1， 而日平均消融速度分别为5.465 m·d-1、 3.836 m·d-1和1.968 m·d-1， 相差数10倍(47.52、 24.59和40.16)。7月冰川的消融速率最大， 而此时的冰川运动速度并不最大， 冰川运动速度最大值出现在8月； 9月冰川逐渐进入消融末期， 而冰川的运动速度减小、 趋于平稳。可见， 该冰川在消融季内运动速度的变化滞后于消融速度的变化。

冰川运动速度的年内变化通常受两种因素的影响： 一种是冰川积累与消融在当年内引起的冰厚度变化， 使冰川运动速度在春末时最大、 夏末时最小； 另一种是冰川的底部滑动， 消融季节冰岩交界面融水量丰沛， 导致冰川底部发生滑动， 此时冰川速度应当最大。冰川底部滑动是影响白水河1号冰川在消融季的运动速度时空分布的主要因素[19]。冰川作为一个整体， 当冰川消融最强烈时， 大量冰川融水以及降水通过冰裂隙进入冰川底部所造成的冰川底部加速滑动需要一定的时间， 故冰川运动速度的变化较冰川消融速度的变化有一定的滞后性[21]。9月冰川逐渐进入消融末期， 冰面融水减小， 季风消退， 降水量减小。冰川经过一个消融期后， 冰川厚度减薄， 冰川补给量不足， 进而导致冰川运动速度也减小。

图7表明， 该冰川8月的流速最大， 是7-10月冰川月平均运动速度的1.54倍， 对7-10月冰川月平均运动速度的贡献率是51.4%， 说明8月该冰川运动量对消融季冰川运动的贡献最大， 这主要是由冰川的消融状况及其冰川底部加速滑动决定。8月整条冰川的冰温较高， 降水事件多， 降雨量大， 冰川表面消融强烈， 此时冰面形成诸多冰面河， 加之冰川表面冰裂隙完全发育， 冰裂隙密布且规模大， 冰裂隙即宽又深， 致使大量的降水和融水经由冰裂隙进入冰川内部或底部， 加之冰温较高， 再冻结率小， 必然促使冰川底部加速滑动， 从而导致冰川运动速度较快。在短期的观测中， 冰川流速有跳跃式变化， 与冰川消融强度的变化有密切关系， 后者可加速冰川底部的滑动速度[21]。

2.3 冰川末端变化特征

自1999年起， 每年夏季(7月)利用GPS测量仪器对白水河1号冰川末端的海拔高度进行定位测量， 在冰舌两侧选取固定观测点， 测量冰川的宽度变化[19]。在此基础上， 收集了白水河1号冰川的末端海拔高度记录， 并在照片上对近年来的一些观测值所对应的具体位置进行了还原(图8)。 1982年该冰川末端的海拔高程为4 100 m[21]， 2016年末端上升至4 439 m， 34年间上升了339 m， 平均每年上升9.97 m； 1999年该冰川末端的海拔高程为4 200 m[19]， 1999-2016年的17年间， 其末端就上升了239 m， 末端海拔平均每年上升14 m， 占34年来冰川末端退缩量的70%， 可见， 冰舌退缩速度不断加快。

据2016年观测， 冰舌已退缩至冰床地形较陡位置， 冰裂隙严重发育， 6月末到10月底末端冰体崩塌3次， 规模较大一次发生在9月3日， 是冰川末端退缩的直观反映。随着气候的不断变暖， 冰川末端退缩趋势将持续下去。

3 结论

综上所述， 玉龙雪山白水河1号冰川消融期的运动特征归纳如下：

(1) 空间运动特征方面， 该冰川的流速在海拔4 600～4 650 m较大， 与4 600～4 650 m的冰川地形坡度和冰裂隙广布有关。主流线附近冰川的运动速度较两侧大， 由冰川末端到冰川粒雪盆冰川的运动速度逐渐减小， 与一般山岳冰川的运动规律不同， 主要是由于该冰川的底部滑动、 冰面坡度和冰川表面宽度改变所致。运动方向上， 该冰川的运动速度矢量大多沿主流线向下运动或者稍微偏离主流线一定的方向。

(2) 时间运动特征方面， 该冰川的运动速度与消融速度不同步变化， 而是相对滞后。

(3) 冰裂隙的发育壮大影响了冰川的流体运动， 并对裂隙两侧的冰体运动造成大的分隔， 影响了冰川的整体运动方式使该冰川的运动方式较为特殊。

(4) 1982-2016年的34年间， 该冰川末端的海拔高程上升了339 m， 末端海拔平均每年上升9.97 m， 而1999-2016年的17年间， 其末端就上升了239 m， 末端海拔平均每年上升14 m， 显示冰川末端的退缩将持续并且有不断加速的趋势。

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