0 引言

冰冻圈是地球表层连续分布且具有一定厚度的负温圈层，是气候系统的重要组成部分［1-3］，其中的山地冰川发育与气候和地形有关，同时也是反映气候变化的指示器［4］。IPCC 第五次评估报告指出，1901 - 2012 年全球平均地表温度升高了0.89 ℃（0.69～1.08 ℃），在全球变暖的背景下，青藏高原及周围山地的冰川普遍退缩［5-6］。但由于区域气候的空间差异和不同区域冰川自身的异质性等因素的影响，导致了青藏高原不同地区冰川退缩的幅度存在明显的空间差异性，尤其在喀喇昆仑-帕米尔地区还出现了冰川物质呈正平衡的现象［7］。

2005年，Hewitt［8］首先提出了“喀喇昆仑异常”，其实质是指喀喇昆仑山地区的部分冰川存在退缩停滞乃至前进现象。2011 年，Gardelle 等［9］基于大地测量学方法的估算结果将“喀喇昆仑异常”扩展为“帕米尔- 喀喇昆仑异常”。喀喇昆仑及其周边地区冰川变化的异常现象引起了国内外众多学者的关注。Bolch 等［10］基于多源DEM 数据估算出1970 年以来喀喇昆仑山Hunza 流域的冰川物质平衡趋近于正平衡。Zhou 等［11］利用多源DEM 数据估算出喀喇昆仑山冰川1973 - 2000 年间的物质平衡变化仅为-0.09±0.03 m w. e.·a-1。有学者尝试利用喀喇昆仑地区气温的异常变化来解释“喀喇昆仑异常”［12-13］，但由于喀喇昆仑地区气象站点缺乏，且再分析资料在高海拔地区适用性差的缺点，导致目前关于“喀喇昆仑- 帕米尔异常”的解释仍存在较大的争论。当前多数研究认为西风环流增强导致降水量增加，从而使得喀喇昆仑山地区的冰川出现了退缩停滞乃至前进的现象［14-15］。

冰川面积变化是影响物质平衡估算的重要因子之一，目前喀喇昆仑山地区的冰川面积资料主要源于Randolph Glacier Inventory（RGI）6.0 冰川编目数据集，但该数据集中喀喇昆仑山地区的冰川面积信息多获取于2000 年前后，近十几年来的面积变化资料比较缺乏［16］。目前部分关于喀喇昆仑地区冰川面积变化的研究已经在克勒青河流域［17］、努布拉流域［18-19］、巴基斯坦中央喀喇昆仑山国家公园［20］等区域开展，而位于印度河上游的什约克河流域近20 年来的冰川变化研究仍比较缺乏。因此，本文拟利用获取于1993、2000 和2016 年的Landsat TM/ETM+/OLI 影像，结合已有的冰川编目数据，通过目视解译方法提取冰川边界，并在此基础上分析什约克流域近20 年来冰川面积变化状况，以期明确该流域冰川面积变化的特征，并为后续进行冰川物质平衡估算研究提供基础数据。同时，结合周边地区气象站点的气温和降水量资料，探讨该流域冰川面积变化的时空分布特征及其空间变化存在异质性的原因。

1 研究区概况

喀喇昆仑山位于青藏高原西北部，地形高峻，平均海拔超过5500 m，是世界第二高的山脉，地处西风环流和印度洋季风的水汽通道，山地降水相对丰富［21］。喀喇昆仑山发育了青藏高原及周边地区最密集的山地冰川，该区域的冰川融水是印度河上游的重要水源，对当地居民生产生活有非常重要的意义［22］。

什约克河是印度河上游的主要支流之一，发源于里莫冰川和锡亚琴冰川，三条主要支流分别为努布拉河、萨尔托洛河和哈什河［23］。什约克流域地理位置位于75.90°～79.61° E、33.59°～35.70° N 之间（图1），流域面积约3.34×104km2，海拔分布在2290～7820 m之间。流域内山地冰川广泛发育，其中最大的锡亚琴冰川（77.05° E、35.5° N）长约74 km，面积约1094 km2，是喀喇昆仑山中部区域最大的冰川，也是除极地外世界第二大冰川［24］。

2 数据与方法

2.1 数据来源

本文采用Landsat 系列卫星搭载的TM、ETM+和OLI 传感器所获取的遥感影像数据，均来源于美国地质调查局（http：//glovis. usgs. gov）。这些数据均为L1T 级数据产品，美国地质调查局进行了系统辐射校正和地面控制点校正，并基于DEM 数据进行了地形校正（表1）。郭万钦等［25］在对Landsat 遥感影像的正射校正精度检验后指出，Landsat 遥感影像具有相当高的校正精度，在其检验的23 景影像中大部分影像校正精度在1/2 像元左右，因此在本研究中未对影像进行进一步校正。为尽可能准确地提取冰川边界，选取影像时尽可能选择消融季末期云雪干扰较小的影像，而对于云雪干扰严重的影像，则选择了相近年份的影像作为参考，最终选定 了1993、2000、2016 年 三 个 时 期 的 影 像37景（表1）。

本研究中的DEM 数据采用分辨率为30 m 的SRTM1 数据集产品，来源于美国地质调查局地球资源观测与科学中心（http：//eros.usgs.gov）。气象数据来源于中国气象科学数据共享服务网（http：//cdc. cma. gov. cn），选用了研究区周边塔什库尔干（37.8°N、75.2°E，海拔3090.9 m）、狮泉河（32.5°N、80.1° E，海拔4278.6 m）和Srinagar（34.1° N、74.8° E，海拔2175.7 m）三个气象站1981 - 2015年的气温和降水数据。此外，在冰川边界信息提取的过程中还参考了Google Earth 影像数据和RGI 6.0冰川编目数据（http：//www.glims.org）。

2.2 冰川信息提取方法

（1）提取方法

从信息提取的角度出发，冰川信息提取方法分为目视解译和计算机自动分类两种［26］。目视解译的精度较高但费时费力，计算机自动分类虽可以快速获取大尺度区域的冰川信息但往往还需要人工进行修正，尤其是对于表碛和阴影覆盖冰川的自动识别［27］。有研究运用目视解译和多种计算机自动分类方法对冰川边界进行了提取，对比提取结果表明目视解译精度最高［28-29］。本研究在完成部分冰川的目视解译后，通过对比目视解译和RGI 6.0 的冰川边界发现，目视解译的准确性显著较高，可有效避免RGI 6.0 中存在的错误划分山脊线、误判积雪为冰川等问题（图2）。为提高冰川面积信息的提取精度，本研究采用了目视解译法。

目视解译是基于现有的冰川学知识，对遥感影像中的冰川边界进行矢量化提取。借助ArcGIS 10.2 软件使用TM 和ETM+影像中的6、2、3 波段以及OLI 影像中的7、2、3 波段分别代表红、绿、蓝进行假彩色合成，结果对冰雪反映效果良好（图2）。利用ArcGIS 10.2 软件中的编辑工具对冰川边界进行矢量化人工提取，在提取过程中结合RGI 6.0 冰川编目影像数据和DEM 数据进行参考，相邻冰川以山脊线为界分开。此外，在提取过程中为减小积雪斑块对提取精度的影响，将0.01 km2作为最小冰川面积的阈值，对面积＜0.01 km2的对象予以剔除。在解译完成后进行仔细检查修正，并将冰川数据投影转换为Albers 等积投影，以便统计冰川面积信息及其变化。

（2）不确定性分析

在本研究当中采用目视解译方法提取冰川边界，而在遥感影像中冰川与非冰川之间存在一定程度的过渡性，所以本研究通过统计冰川轮廓线经过的像元数量计算冰川面积信息提取的不确定性［30-32］。

式中：A为冰川面积信息提取的误差；S为遥感影像中1/2 个像元的面积（Landsat TM 为450 m2，ETM+/OLI 为112.5 m2）；N 为冰川轮廓线经过的像元数量。通过式（1）计算可得1993、2000、2016 年冰川面积信息提取的误差分别为±241.65 km2、±222.39 km2、±219.63 km2，分别占到同期冰川总面积的±3.31%、±3.05%、±3.04%。

冰川面积变化的不确定性由下式计算得出。

式中：E 为某一时段内冰川面积变化的不确定性；A1为该时段起始时期的冰川面积提取误差；A2为该时段终止时期的冰川面积提取误差。1993 - 2000年、2000-2016年、1993-2016年三个时段冰川面积变化的不确定性分别为±4.50%、±4.31%、±4.49%。

3 结果与分析

3.1 冰川总面积与数量变化

统计结果（表2）表明：1993、2000、2016 年什约克流域冰川总面积分别为7304.15±241.65 km2、7288.98±222.39 km2、7220.62±219.63 km2。2016年冰川面积较1993 年减少了83.53±326.55 km2，占1993 年冰川面积的1.14%±4.49%，冰川年均萎缩率为0.05%±0.20%。其中1993-2000 年冰川面积 减 小 了15.17±328.41 km2，年 均 萎 缩 率 为0.03%±0.64%，2000 - 2016 年冰川面积减小了68.36±312.56 km2，年均萎缩率为0.06%±0.27%，说明近20 年来什约克流域冰川呈现出微弱的退缩趋势。此外，1993 - 2000 年研究区中冰川增多了10 条，2000 - 2016 年减少了14 条，可能是规模较大的冰川消融分解为小冰川，而小冰川消融殆尽所致。通过对比发现，研究区冰川退缩速率显著低于青藏高原及周边地区（表3）。

3.2 不同规模冰川的面积和数量变化

本研究将什约克流域冰川的规模划分为8个等级，统计了1993、2000、2016 年研究区不同规模冰川的面积和数量变化情况（图3）。统计结果表明：1993-2016 年研究区内规模≤0.1 km2的冰川数量和面积均呈增加趋势，这可能是大冰川消融分解成小冰川所致；规模处于＞0.1～5 km2的冰川条数和面积均呈减少趋势，其面积之和由2255.79±166.54 km2 减至2173.04±118.50 km2；规模处于＞5～10 km2的冰川条数和面积都在增加，规模处于＞10～100 km2的冰川条数和面积都在减少。研究区内冰川面积在10 km2左右的数量较多，这些规模较大冰川的消融分解增加了＞5～10 km2规模的冰川数量。规模＞100 km2的冰川数量没有变化，面积有小幅度的减少。

为进一步探究不同规模冰川消融变化的特点，以1993年冰川规模为基准（对三个时期的冰川进行了唯一编号，使其能够一一对应，若冰川分裂为多条冰川则仍视为同一冰川进行统计；若后期冰川消融殆尽则用0 值补齐，使之对应）计算了每一条冰川的面积萎缩率。统计分析了1993-2016年研究区8 个规模等级冰川的平均面积萎缩率（图4）。结果表明，冰川的平均萎缩率随着冰川规模的增大呈明显的递减趋势，规模≤0.1 km2的冰川平均萎缩率达12.55%，而规模＞100 km2的冰川平均萎缩率仅为0.26%，说明冰川规模越小，退缩幅度越大，越易受到气候变化的影响。

3.3 不同朝向冰川的面积变化

利用DEM 数据并参考RGI 6.0 冰川编目数据，借助ArcGIS 10.2 软件提取并分析了各个朝向冰川的分布及面积变化状况（图5）。结果显示，研究区内冰川数量上呈现出北多南少的特点，2016年研究区NW、N、NE 三个朝向冰川数量之和占到全部冰川数量的62.82%；面积上则呈现出东多西少的特点［图5（a）］，2016年E朝向冰川面积占冰川总面积的31.67%，这主要是因为研究区面积最大的两条冰川（锡亚琴冰川和里莫冰川）都是E朝向。从各朝向冰川的平均萎缩率来看，N 朝向冰川的平均萎缩率显著高于S 朝向［图5（b）］，NW、N、NE 三个朝向分别为8.01%、8.88%、8.19%，而SW、S、SE 三个朝向分别为3.67%、4.33%、4.22%；E 朝向冰川平均萎缩率高于W 朝向，二者分别为7.66%和5.33%。各朝向冰川平均萎缩率的不同与各朝向冰川的面积特征［图5（c）］以及研究区气候特征和水汽主要来源有关。研究区N 朝向冰川规模较小，更容易受到气候变化的影响，因此平均萎缩率相对较高；E朝向冰川的平均面积为5.75 km2，而在将前述的两条面积最大的冰川去除后则减少为1.65 km2，说明E 朝向也以规模较小的冰川为主，因此平均萎缩率也相对较高；研究区内水汽来源主要为西风南支气流，因此偏西偏南方位水汽相对充足，对冰川的补给作用较强，从而减小了该朝向冰川的退缩速率。

3.4 不同高程带冰川的面积变化

利用DEM 数据获取了研究区内不同高程带冰川面积的分布情况。研究区冰川分布的海拔在3230～7820 m之间，故以600 m为间隔划分了7个高程带（图6）。结果表明，研究区大部分冰川面积分布于海拔4400～6800 m 之间，1993-2016 年海拔低于6800 m 的各个高程带冰川均呈现出不同程度的退缩趋势，其中5000～6200 m 冰川总面积减少最为明显，而3200～5000 m 冰川总面积减少幅度很小，甚至在1993-2000年有增加的现象，这可能与什约克流域大量冰川末端存在前进现象有关。同时，1993-2016 年海拔高于6800 m 的冰川总面积几乎没有变化。

3.5 前进冰川的变化

1993-2016 年研究区中291 条冰川的末端存在前进现象，约占1993 年冰川数量的7.59%。其中，106 条冰川的末端在1993-2016 年出现了持续前进的现象；110 条冰川的末端在1993-2000 年呈前进状态，在2000-2016年呈退缩或稳定状态；75条冰川的末端在1993-2000 年呈退缩或稳定状态，在2000-2016 年呈前进状态。1993-2000 年和2000-2016 年冰川末端的前进分别导致冰川总面积增加了11.53 km2和7.90 km2，可见研究区冰川末端的前进现象在一定程度上减小了冰川总面积退缩的幅度。同时，从前进冰川的条数和由此引起的冰川面积变化来看，研究区1993-2016 年冰川末端前进现象呈减弱的趋势，这也与同时期研究区冰川总面积呈较微弱退缩的趋势相符。此外，对于大多数前进冰川而言，冰川面积随着末端的前进而增加，但也有部分前进冰川的面积呈减少趋势。如G078050E34825N冰川的末端在1993-2000年前进了约113 m，冰川面积由9.44 km2增加为9.47 km2；在2000-2016年前进了约221 m，冰川面积却由9.47 km2减少为9.38 km2，面积减少的主要原因是冰川末端两侧消融强烈。

借助ArcGIS 10.2 软件对研究区1993-2016 年前进冰川的空间分布特征进行了分析（图7），结果表明：研究区前进冰川的规模差异较大，最小的仅为0.08 km2，最大为68.89 km2，但主要以＞0.5～10 km2的中等规模为主［图7（a）］；研究区绝大多数前进冰川的末端位于海拔4000～5600 m，其中4800～5000 m 最多［图7（b）］；研究区前进冰川的朝向分布并不均匀，偏东偏北朝向多而偏西偏南朝向少，N、NE、E 三个朝向之和占到总数的57.04%［图7（c）］。本研究认为前进冰川朝向分布不均的主要原因可能是研究区南坡的太阳辐射强于北坡，导致南坡冰川物质损失高于北坡，因此北坡前进冰川较多。此外，研究区偏西偏南方向降水较多，导致SW朝向前进冰川较多。

通过对比不同时段的遥感影像和Google Earth影像，对4 条比较典型的前进冰川做了进一步的分析（图8）。G077682E34933N 冰川在1993-2005 年末端退缩了1063 m，平均退缩速率为89 m·a-1，面积减小了0.60 km2，2005- 2009 年末端前进了198 m，面积增加了0.54 km2，在此期间冰川末端宽度明显增加，导致其面积显著增大。2009-2016年末端前进2512 m，面积增加了1.92 km2，在此期间的末端前进速率为359 m·a-1。G078078E34602N 冰川在1993-2016 年末端持续前进了763 m，平均前进速率为33 m·a-1，冰川面积则增加了0.43 km2。G077577E35282N 冰川在1993 - 2005 年末端退缩303 m，冰川面积减少了0.08 km2，2005 - 2009 年末端前进59 m，2009 - 2016 年末端前进1404 m，平均前进速率为201 m·a-1，冰川面积增加了1.20 km2。G077742E34999N 冰川末端的变化状况较为复杂（图8、图9），1993-2000 年冰川的北支和南支都发生了显著的前进现象，南支末端先于北支末端进入下游山谷，因此阻滞了北支末端的进一步前进。南支末端前进了555 m，北支末端则快速前进了1670 m，其年均前进速率达239 m·a-1，在此期间冰川面积由15.77 km2增加至16.65 km2，但冰川南支箭头所指处宽度明显变窄；2000 年9 月至2001 年6月间冰川南支发生了断裂，而冰川末端却无明显变化，因此推测断裂发生是1993-2000 年冰川快速前进期间物质大量向下方迁移而导致箭头处冰川厚度明显减薄，在消融季融化殆尽所致，同时也可能与山谷下游坡度增大有关；2001-2005 年冰川末端基本保持稳定；2005-2009 年冰川北支末端后退了53 m，南支末端则前进了37 m，南支末端脱离主体的部分迅速消融殆尽，冰川面积因此减少了0.16 km2；2009-2016年冰川北支末端后退了360 m，南支末端则前进了202 m，冰川面积由16.33 km2减少为15.71 km2。

跃动冰川的定义为周期性发生快速运动的冰川［39-40］。当冰川跃动时，末端会在短时间内出现快速前进，其速度往往是平时的数倍至上百倍，冰川跃动后可能会出现数年补偿性的后退，其爆发周期从几十年到上百年不等［12］。跃动冰川具有很明显的表面特征，如冰川末端的快速前进、冰体破碎产生大量裂隙、冰面产生明显的中碛褶皱等［41］。Jiskoot［42］将喀喇昆仑山及附近山地的冰川跃动过程分为5 个阶段：①冰川上部物质增加但末端退缩或稳定；②冰川末端开始前进并逐渐加速，这一过程可持续数年；③冰川末端快速前进；④冰川末端前进速度变缓，由于消融而厚度变薄；⑤冰川末端停止前进，末端的部分冰体可能会发生断裂，脱离主体逐渐消融殆尽。根据跃动冰川的定义和特点以及图8和图9中4条冰川末端的变化特征，推测这4条冰川为跃动冰川，并处于跃动过程的不同阶段。Bhambri 等［43］基于RGI 5.0 编目数据和Landsat 影像数据对喀喇昆仑山地区跃动冰川进行了研究，同样认为前述4条冰川为跃动冰川。

4 冰川对气候变化的响应

山地冰川是气候和地形综合作用的产物，其变化主要受气温和降水两种气象要素的影响，但二者的作用强度并不相同［44］。气温升高一方面导致冰川消融量增加，另一方面会引起冰川整体温度上升，造成冰川“冷储”减少，导致冰川对温度上升的敏感性大大提升［45］。降水量增加会引起冰川补给量的增加，同时也导致区域内云量增加，从而削弱太阳辐射，抑制冰川消融。通常而言，气温在冰川物质平衡变化中起主导作用，主要表现在气温升高1 ℃造成的冰川物质损失需要降水量增加25%才能够抵消［46］。有研究在对冰川变化与气温、降水的定量关系分析后指出：在温度变化≤0.5 ℃的情况下，降水量变化可以对冰川变化起较大的作用；当温度变化＞0.5 ℃时，冰川变化主要取决于温度，降水不起主要作用［47］。陈虹举等［48］在对中国冰川变化对气候变化的响应程度进行研究后也指出，升温是中国西部冰川退缩的决定性因素。

山地冰川变化滞后于气候变化，王宁练等［49］分析了全球冰川末端波动与气候变化的关系，发现北半球山地冰川末端变化在大范围统计意义上滞后气候变化12～13 年。喀喇昆仑山什约克流域地形高峻，自然环境恶劣，研究区中气象站点分布稀疏且缺乏长时间序列观测资料，因此本文基于研究区周边塔什库尔干、狮泉河、Srinagar 三个站点的气象资料对研究区近35 年来的气候变化状况进行了分析（Srinagar 站点气象资料不连续）。分析结果（图10）显示：近35 年来塔什库尔干、狮泉河、Srinagar三个气象站点的年均温均呈波动上升趋势，升温速率 分 别 达0.47 ℃·（10a）-1、0.56 ℃·（10a）-1、0.28 ℃·（10a）-1，均显著高于IPCC 第五次评估报告中1901-2012 年全球平均地表升温速率。同时，近35年来塔什库尔干气象站年降水量呈增加趋势，增加速率为11.85 mm·（10a）-1，狮泉河和Srinagar 两站年降水量则呈微弱增加趋势，增加速率分别为1.32 mm·（10a）-1和0.76 mm·（10a）-1。总体而言，近35 年来研究区所在区域气温显著上升，降水量亦呈增加趋势，因此气温显著上升是研究区冰川退缩的主要原因，而降水量的增加则是研究区冰川退缩速率相对较低的主要原因。Yao等［50］在对青藏高原及其周边山地冰川变化与大气环流形势变化的关系进行分析后也指出，西风环流增强导致降水量增加，使喀喇昆仑山成为青藏高原周边冰川萎缩率最小的区域。

5 结论

本文基于Landsat 系列卫星遥感数据分析了近20 年来喀喇昆仑山什约克流域冰川面积变化状况，并结合周边气象台站资料对引起冰川变化的原因进行了探讨，主要得出了以下结论：

（1）近20 年来喀喇昆仑山什约克流域冰川呈现微弱退缩态势，退缩速率明显低于青藏高原其他地区。

（2）1993-2016 年什约克流域中291 条冰川的末端存在前进现象，在一定程度上减小了冰川总面积退缩的幅度。研究区部分前进冰川的变化特征与跃动冰川的变化特征相符。

（3）气温显著上升是什约克流域冰川退缩的主要原因，而年降水量增加则是冰川退缩速率相对较低的主要原因。

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