冰川表面水文过程研究进展
【类型】期刊
【作者】杨康，刘巧（南京大学地理与海洋科学学院；中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所山地表生过程与生态调控重点实验室）
【作者单位】南京大学地理与海洋科学学院；中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所山地表生过程与生态调控重点实验室
【刊名】冰川冻土
【关键词】 冰川水文；冰面河；冰面湖；冰裂隙；锅穴
【资助项】国家自然科学基金项目(41501452,41371094)资助
【ISSN号】1000-0240
【页码】P1666-1678
【年份】2019
【期号】第6期
【期刊卷】1;|7;|8;|2
【摘要】冰面水文过程是冰川径流过程的重要组成部分,对于冰川运动与物质平衡具有重要影响.冰川表面在太阳辐射、冰川物理性质、冰面地形和成冰带空间分布等多种因素影响下消融,形成以冰面水系为主线,锅穴、冰裂隙、冰面湖等为端点的冰面融水输送与分配体系.深入理解冰面水文过程,掌握冰川表面融水的输送、存储与释放,对于研究短时间尺度的冰川融水径流过程、探索冰川动态响应机理具有重要意义.总结回顾了目前国内外冰面水文过程的研究现状,提出了该领域有待解决的主要科学问题.
【全文】 文献传递
冰川表面水文过程研究进展
摘 要：冰面水文过程是冰川径流过程的重要组成部分， 对于冰川运动与物质平衡具有重要影响. 冰川表面在太阳辐射、 冰川物理性质、 冰面地形和成冰带空间分布等多种因素影响下消融， 形成以冰面水系为主线， 锅穴、 冰裂隙、 冰面湖等为端点的冰面融水输送与分配体系. 深入理解冰面水文过程， 掌握冰川表面融水的输送、 存储与释放， 对于研究短时间尺度的冰川融水径流过程、 探索冰川动态响应机理具有重要意义. 总结回顾了目前国内外冰面水文过程的研究现状， 提出了该领域有待解决的主要科学问题.
关键词：冰川水文； 冰面河； 冰面湖； 冰裂隙； 锅穴
0 引言
冰川水文过程研究主要分析融水在冰川表面产生、 进入冰川内部甚至底部并排出冰川的过程， 及其对冰川动态、 河流补给、 冰川下游生态环境和人类生活等的影响[1-2]. 冰川水文过程的发育与演化， 不仅直接影响冰川径流过程， 而且间接作用于冰川物质平衡及其运动[3]. 冰川水文过程包括冰面、 冰内和冰下三个子过程[4]. 冰川表面消融后产生融水， 融水在进入冰内或冰下之前， 都要经过冰面的输送与分配[5]. 只有了解冰面水文过程的主要特征， 才能全面理解冰川融水的产汇流过程， 探索冰川底部排水过程对冰川运动的影响机制， 同时为提高冰川融水径流模拟精度提供参考.
冰川表面消融主要受太阳辐射以及由气温、 水汽和风速梯度而引起的感热和潜热通量等能量因素所制约[1,6]； 同时， 冰川物理性质、 表面地形、 成冰带空间分布、 反照率变化、 海拔高度和表碛分布等也会对冰面消融产生影响[4]. 虽然各种类型冰川规模差异较大， 但冰面水文过程涉及的水文单元基本相近， 包括冰面河(supraglacial stream/river)、 冰面湖(supraglacial lake)、 锅穴(moulin)、 冰裂隙(crevasse)等水文单元[1,3]. 其中， 冰面河是输送融水的主要载体， 冰面水系的构成和演化决定了融水输送的方式和效率， 直接影响冰川出口的流量过程[5]； 其它水文单元大都与冰面河连接， 成为融水输送的端点， 冰面湖是冰川表面存储融水的主要载体， 锅穴与冰裂隙则将融水释放进入冰川内部[3]. 冰面水文过程的研究， 主要就是分析上述各水文单元形成、 演化及其相互作用.
目前已有多篇文章综述了冰川水文过程的研究进展， 如Shreve(1972)、 Fountain等(1998)、 Jansson 等(2003)、 Hock(2005)、 Eyles(2006)、 卿文武等(2008)、 Irvine-Fynn等(2011)、 刘巧等(2012)均对冰川内部与底部水文过程研究进行了综述[4,7-13]. 卿文武等[13]论述了积雪覆盖对冰面汇流过程的影响. Irvine-Fynn等[4]概括了冰面河的下切作用， 并指出了冰面水系演化研究对于今后冰川水文过程研究的重要意义. 杨康[3]、 Chu[14]和Rennermalm等[5]分别总结了格陵兰冰盖表面消融研究的进展. Greenwood等[15]则从冰盖水文过程建模、 观测和古冰川水文单元分析三个方面出发， 对冰川水文及其影响做了详细分析. 目前， 针对冰面水文过程的综述相对有限. 本文从冰川表面分带， 冰面融水的输送、 存储与释放等多个方面， 总结了冰面水文过程的研究现状， 提出了有待解决的主要问题.
1 冰川表面分带
冰川按照积消状况的不同， 可以划分为积累区(accumulation zone)和消融区(ablation zone). 根据冰雪物理性质和消融状况的不同， 积累区或消融区又可进一步划分出一系列子区带(图1). 冰面水文过程主要发生于冰川消融区， 在积累区的附加冰带(superimposed ice zone)和湿雪带(wet snow zone)也偶尔存在[16]. 湿雪线(wet snow line)以上的渗浸带(perlocation zone)也存在表面消融现象， 但融水大多会再冻结因而不会产生雪冰界面径流. 干雪线(dry snow line)以上的干雪带(dry snow zone)在消融期不会有消融现象发生. 随着全球气候持续变暖， 大部分冰川积累区面积逐渐减小， 消融区面积相对增加， 冰川整体处于物质亏损的状态[17]. 例如， 1989-2004年间我国天山一号冰川消融区面积明显增大， 附加冰带面积显著减小， 东支顶部的部分附加冰带消失并被消融区代替[18]； 1970-2009年间我国天山中段南坡冰川面积与储量均减少25%以上[19]. 近20年来北极斯瓦尔巴(Svalbard)群岛Pedersenbreen冰川， 积累区的面积大幅度减少， 冰舌厚度最大减薄了60 m以上[20]； 位于热带地区的魁尔克亚(Quelccaya)冰帽， 近40年来也出现了冰层厚度持续变薄的状况[21]； 2012年消融期格陵兰冰盖干雪带面积仅占冰盖总面积3%[22]. Marzeion等[23]分析了人为因素与自然因素在全球冰川物质损失过程中的影响， 指出1990年后接近70%的冰川物质损失是由人为因素引起.
山地冰川表面消融规模较小， 多表现为分布在冰舌表面条带状、 树枝状或斑块状的冰面水系[2]. 冰面湖多发育在表碛覆盖冰川表面， 如喜玛拉雅山南坡和天山托木尔峰地区的冰川， 即发育着非常典型的冰面湖[25-26]. 冰盖或冰帽表面水文过程较为复杂， 根据表面水文单元发育状况的不同， 又可划分出三个分带， 由粒状雪线向下依次为： ①饱和粒状雪径流带： 该分带与附加冰带和湿雪带相对应， 在消融末期， 冰层始终被粒状雪层覆盖， 饱和的粒状雪层中存在饱和粒状雪径流， 并且在冰川表面洼地处形成冰面湖， 同时， 也有一小部分饱和粒状雪径流最终出露冰川表面， 形成冰面河， 但这些冰面水文单元的发育， 并不会引起附加冰带或湿雪带物质的损失[27]； ②冰面河-冰面湖带： 一般形成于冰川消融区， 距离冰盖或冰帽边缘较远， 冰体运动速率较小， 冰裂隙数量不多且深度较浅， 冰面河、 冰面湖、 锅穴等水文单元分布广泛[3-4,28]； ③冰裂隙控制带： 靠近冰盖或冰帽边缘的一个区域， 大量的冰裂隙控制着冰面河的流向和冰面湖的分布[29].
图1 冰川表面分带示意图(据文献[24]改绘)
Fig.1 A longitudinal profile showing the distribution of glacial zones and supraglacial hydrological processes (based on Ref. [24])
不同物理性质的冰川表面融水特征也存在差异[30]. 温冰川(temperate glacier， 又称海洋型冰川)冰内及冰下融水径流相当发育， 冰川表面产生的融水会很快被冰裂隙等截留， 进入冰川内部甚至底部， 冰面融水输送距离较短[31]， 此外， 这类冰川积累区消融是冰面融水径流的重要组成部分[1]. 我国贡嘎山地区和藏东南等地区的冰川等即为典型温冰川. 冷冰川(cold glacier， 又称大陆型冰川)冰内及冰下的融水径流发育较弱， 融水能够沿冰面输送较长距离[32]， 此外， 冷冰川的表面融水径流主要来源于消融区， 积累区的消融微弱[1]， 我国乌鲁木齐河源1号冰川[33]、 祁连山老虎沟冰川[34]， 以及Svalbard少部分冰川 [35] 等为典型的冷冰川. 冷冰川中的极地冰川常年不发生消融， 冰面水文过程基本不发育[36]. 多温冰川(polythermal glacier， 又称冷温复合冰川)的水热特征介于温冰川和冷冰川之间， 冰面、 冰内及冰下融水径流都有发育， 如我国喀喇昆仑山巴托拉冰川等即是多温冰川[37]， Svalbard部分冰川[38]， 格陵兰冰盖边缘大部分冰川也都属于多温冰川[39].
2 冰面融水输送
融水在冰川表面产生后， 在冰面地形作用下输送形成冰面融水径流[40]. 冰面融水径流会汇集形成冰面河， 冰面河彼此贯通后构成冰面水系， 冰面湖、 锅穴、 冰裂隙等则可视为冰面水系的终点[41]. 由于实地调查条件、 冰面河自身特征(宽度窄、 生命周期短[14])等的限制， 一直以来有关冰面河的研究较少， 以针对典型冰川的零散研究为主[4,14]. 近几年冰面河的研究主要集中在极地冰盖地区， 这成为冰川水文研究的新方向[4]. 只有深入理解了冰面河的发育、 水动力与水系形态特征， 才能掌握冰面融水输送的方式和效率.
2.1 冰面河发育阶段
在春季， 冰川表面的雪层开始消融， 形成融水， 由于雪粒间孔隙较大， 这些融水会进入雪层中， 在地形等因素作用下输送. 同时， 通过重结晶等作用， 雪粒径逐渐变大， 形成粒状雪[27]. 随着消融加强， 雪层变薄， 部分融水会抵达雪层与冰层的交界面， 与粒状雪一起形成附加冰[42]. 由于附加冰层透水性差， 阻断了融水进一步下渗， 融水混合粒状雪在雪冰交界面开始流动， 形成雪冰界面径流[13]. 这种径流的流速由附加冰层的坡度和粒状雪的粒径特征等决定， 一般来说流速很小 [4]. 雪冰界面径流在冰面河出现前的几十天前就可以观察到[27]. 严格来讲， 雪冰界面径流并未出露冰川表面， 属于冰川内部径流， 但由于其对随后冰面河的形成具有重要影响， 所以本文将其作为冰面水文过程形成的第一阶段. 随着消融逐渐增强， 雪冰界面径流中的含水量增大， 呈现饱和状态， 雪冰界面径流逐渐演化为出露冰川表面的饱和粒状雪径流[24]. 在融水继续下渗， 粒状雪径流达到过饱和状态后会转化为冰面河[42]. Sugden[43]观察到在饱和粒状雪径流刚刚转化为冰面河时， 粒状雪中存储的融水会大量释放.
冰面融水径流汇集形成冰面河后， 会以热力侵蚀作用为主下切雪/冰层， 这与其它类型地表河流(以机械侵蚀作用为主)区别显著[40,44]. 由于融水的短波反照率(约为0.1)远比冰雪(冰约为0.4， 雪约为0.9)低， 随着消融逐渐增强， 河道中的融水会进一步加速周围冰雪的融化， 河道变宽、 变深[44-46]. 此时， 温冰川或多温冰川内部的细小通道开始发育[4]. 由于在冰川内部融水输送通道开启之前， 表面径流是输送融水的唯一方式， 因而冰面水系发育很好， 随着消融进行， 虽然温度升高、 消融增强， 但由于大量融水进入冰川内部， 冰面水系并不如初期发达； 冷冰川或多温冰川的冷冰层部分， 由于冰川内部水文过程基本不发育， 所以随着消融增强冰面水系发育更好， 这在Waldemar冰川的研究中得到了证实[32]. 在消融末期， 随着温度下降， 消融减弱， 融水供应减少， 冰面河开始闭合消失. 河道融水凝结后， 会在原来的河道位置形成冰带， 对于少数冰面河， 会有部分融水残留， 在冬季也不会完全冻结[27]. 冰面河被雪冰层覆盖后还可能形成冰内融水通道， 成为冰内水文过程的组成部分[47-48].
2.2 冰面河水动力
冰面河水动力直接影响着冰川融水的输送效率， 相关研究始于20世纪50年代， 主要包括对热力下切作用(thermal erosion)、 曲流(meandering)、 水力几何(hydraulic geometry)等的研究， 最早是受河流地貌学家的关注， 由于冰面河除表面浮冰外几乎不携带沉积物， 河床调整速率快， 相比于陆地表面河流更能揭示河流演化规律， 因而也被作为研究河道水动力学的理想载体[45].
热力下切作用研究主要有两种研究思路， 一种是分析影响下切速率的主要因素， 另外一种是数值模拟下切过程. Fountain等[10]提出了理想情况下曼宁粗糙系数、 径流量和河流比降是影响冰面河下切速率的主要因素. Isenko等[49]则将河道宽度和坡度视为主要影响因素. 冰面河形成后， 反射率较低的融水加速消融， 促进了河道下切， 如果下切速率远大于周围冰雪层的消融速率， 就会形成较深的河道， 例如Svalbard的Longyearbreen冰川冰面河下切速率(约为0.07 m·d-1)远大于冰层表面的消融速率(约为0.01 m·d-1)， 形成了深度较深的河道， 这些河道往往只会在冬季临时性闭合， 消融开始后又重新开启， 成为多年生冰面河[4]， 加拿大Kaskawulsh冰川、 格陵兰冰盖西南部等地区也观察到了这种多年生的冰面河[27,50]. 冰面河下切过程的模拟， 需要针对冰川整体特征， 综合考虑各方面因素， 目前研究尚不深入. Jarosch等[44]从冰层状态、 河道特征、 融水和冰层的热量交换三个方面出发， 提出了一个模拟冰面河演化的数值模型. Mantelli等[46]则指出虽然河道下切的控制因素有差异， 冰面河和陆地河流的形态具有较高的相似性. Banwell等[51]、 Poinar等[52]、 Clason等[53]、 Arnold等[54]、 Leeson等[55]则分别从不同角度模拟了冰面河输送融水填充冰面湖的过程.
曲流特征研究主要针对规模较小的冰川中少数冰面河开展. 例如Knighton[45]讨论了挪威Østerdalsisen冰川冰面河的河床调整特性， 指出虽然冰川环境与其它陆地环境差异较大， 但冰面河的曲流性质与陆地河流类似. 他的工作并未从理论上揭示冰面河产生曲流的原因， Parker[56]继续这一工作， 从顺直冰面河的不稳定性出发， 研究了加拿大Barnes冰帽表面径流产生曲流的原因， 提出河道宽度和深度共同决定曲流波长. Freguson[57]分析了控制瑞士Lower Arolla冰面河弯度的因素， 指出冰面河道弯度最大的河段对应的水动力消耗速率最高. Karlstrom等[58]进一步指出曲流现象是由冰面河上游向下游不断传递.
水力几何研究关键在于分析冰面河径流量(Q)的变化特征及其影响因素. 径流量反映了融水输送的效率， 可以表达为
(1)
式中： w为河流宽度； d为河流平均深度； v为河流流速； c1c2c3=b+f+m=1. 指数权重b、f、m分别反映了河流宽度、 深度与流速对于径流量的影响程度， 一般通过实测数据拟合得到[44]. Bryka
a[59]在对Waldemarbreen冰川的研究中得到b=0.13、 f=0.38、m=0.49， 反映了流速对于径流量的影响最为显著， 但他同时指出指数权重可能随着融水供应、 河道调整等的不同而产生变化. 另外， 冰面河的径流量呈现显著的日际(昼、 夜)变化， 这和陆地径流区别显著， 同时， 融雪和融冰时形成的冰面河， 会分别呈现不同的径流量延迟特征， 一般来说， 融雪径流的延迟要大于融冰径流[60]. 一般来说， 冰川的实际测量条件较差， 很难系统的开展冰面河宽度、 深度、 流速与径流量的测量， 利用高空间分辨率遥感影像提取冰面河宽度[61]， 改造浮标、 声学多普勒流速剖面仪(acoustic Doppler current profiler， ADCP)等使其满足冰面河深度与流速测量[41]， 将为深入研究冰面河水力几何提供可能. Legleiter等[62]利用ADCP设备测量了格陵兰冰盖冰面河的水深， 为冰面河水力几何特征实测提供了有益的探索.
2.3 冰面水系
冰面河在输送融水的过程中会彼此贯通构成冰面水系. 冰面水系的形态和演化过程， 决定了冰面水文过程输送融水的方式与效率， 对冰川融水的产汇流过程具有重要影响[5]. 简单来说， 连续、 有组织的冰面水系， 融水输送效率较高， 会更多地将融水输送至冰川末端， 冰川出口径流延迟较小； 不连续、 无组织的冰面水系， 融水输送效率较低， 融水会更多地滞留在冰川表面或进入冰川内部甚至底部， 冰川出口径流延迟较大[40]. 冰面水系的研究开始较晚， 这主要是因为早期研究以规模较小的冰川为主， 很少能观察到规模较大的冰面水系[4]. 随着对格陵兰、 Svalbard等冰盖或冰帽研究的深入， 冰面水系的作用受到重视[40,63-66]. 但由于大多数冰川地区的实地调查条件较差， 很难开展大规模的冰面水系的研究， 到目前为止， 这类研究尚不多见. 在这种情况下， 航空、 航天遥感成为系统研究冰面水系必需的技术手段[67-69]. 冰面水系的形态和演化过程是冰面水系研究的主要内容.
规模不同的冰川发育的冰面水系形态相差很大， 规模较小的山岳冰川多形成从主干径流向外生长的条带状、 树枝状或网状的河系结构[1]， 例如Knighton[70]在挪威Austre Okstindbreen冰川观察到了树枝状的冰面水系结构. 而规模较大的冰盖或冰帽， 表面则发育着形态结构十分复杂的冰面水系[71]. Thomsen等[72-73]使用航空遥感影像提取并分析了西格陵兰Jakobshavn地区的冰面水系， 指出冰面水系规模很大， 并围绕冰面湖或锅穴形成了数量庞大的封闭集水区域. 近几年出现的无人机(unmanned aerial vehicle， UAV)航拍， 成像方式灵活， 成本较低， 有应用于冰面水系监测的良好潜力[74]. Rippin等[75]利用高分辨率UAV提取了Svalbard地区一个小型冰川的冰面水系， 并且分析了水系密度与冰面粗糙度(roughness)及反照率(albedo)的相关性. 航空影像空间、 时间覆盖范围小， 很难被应用于广泛区域的冰面水系制图. 卫星遥感影像在冰面水系监测中具有广阔的应用前景[3]. McGrath等[76]利用高空间分辨率WorldView-1全色波段影像(0.5 m空间分辨率)数字化勾绘了一个小型集水区中的冰面水系， 指出冰面河的位置可能具有年际重现的特征； Joughin等[77]同样采用数字化方法从WorldView-1全色波段影像中勾绘了西南格陵兰冰盖一个集水区中的冰面水系， 作为辅助数据探讨了冰面湖的演化过程； Lampkin等[78]利用Landsat-7 ETM+全色波段影像(15 m)勾绘了西南格陵兰冰盖部分消融区内连通冰面湖的较宽河流， 着重探讨了冰面湖的汇水与干涸规律. Yang等[71]提出了综合光谱与形状特征的遥感影像冰面河自动化提取方法. Yang等[40]进一步分析了这些冰面水系的形态结构特征(水系等级、 河宽、 水深、 水面比降等)， 指出了冰面水系与陆地水系的主要异同. 冰面河生命周期短， 干涸速度快， 光学遥感影像河流识别方法很难提取完整的冰面水系， 合成孔径雷达数据由于波长较长， 穿透能力较好， 能够探测含水雪/冰层， 对于表面干涸但浅层冰层内含水量仍较高的径流区域具有探测能力， 能够揭示冰面水系的整体情况， 在冰面水系的提取识别研究中具有广阔的应用前景[79].
冰面河需要持续的融水供应才能存在， 随着消融进行， 由于冰川水热类型不同、 集水流域消融状况变化、 冰川内部水文过程等因素的影响， 冰面水系会呈现复杂的演化特征， 从而造成融水输送效率的变化[29]. 因此， 在提取冰面水系形态的基础上， 还应对冰面水系的演化过程有深入认识. 冰面河生命周期短， 需要采用多期高空间分辨率遥感影像， 才能进行冰面水系演化过程的分析. Brykaa[32]以水系密度作为指标， 利用多期实地调查数据及航空影像， 研究Waldemar多温冰川冷冰层区域的冰面水系， 指出冰面水系会随着消融的增强而发育更好， 随着消融的结束而闭合. 但这一演化过程， 仅适用于没有内部水文过程发育、 集水流域面积较小且特征单一的冰川， 与热力性质不同、 规模较大的冰面水系演化过程会存在较大区别. Karlstrom等[66]分析了格陵兰冰盖冰面水系演化， 指出冰盖基岩地形(bedrock topography)与冰面消融速率共同控制着冰面水系演化. 发展针对多期高空间分辨率遥感影像的冰面水系提取与变化检测方法， 将是冰面水系演化研究需要首先解决的问题[71]. Lampkin等[78]利用15 m 分辨率Landsat-7 ETM+全色波段影像提取了格陵兰冰盖西南部的冰面水系， 初步分析了冰面水系的演化特征， 为冰面水系的演化研究提供了一个有益示例.
2.4 冰面河模拟
由于遥感影像空间分辨率、 覆盖条件、 径流提取方法等的限制， 目前尚不能利用遥感影像提取广阔区域内的冰面水系[71]. 这种情况下， 利用冰川数字地形模型(DEM)划分集水流域、 提取模拟冰面水系成为一种新思路[80]. 冰面河在冰川表面地形作用下流动， 这一过程类似普通坡面汇流过程[13]. Lewis等[81]利用DEM数据划分了格陵兰冰盖的集水流域， 结合径流模型模拟的消融数据， 分析了各个集水流域的融水贡献. Ahlstrom等[82]对比分析了不同空间分辨率DEM数据提取冰川表面集水流域的准确性. Yang等[80]则分析了中等空间分辨率DEM数据用于模拟冰面水文过程的适用性. 以上研究均表明通过DEM数据提取的模拟径流可以在一定程度上反映冰面水文过程特征. 由于融水供应变化， 冰川内部通道、 冰面湖、 冰裂隙、 锅穴等的发育， 以及DEM数据自身精度的影响， 模拟的冰面水文过程与实际情况存在差异. 例如， 在进行数字水文分析时， 需要填充地形洼地， 这样得到的是连续的冰面水系， 但冰川表面往往分布着真实的地形洼地， 融水会汇集到这些洼地中成湖， 冰面水系被阻断， 因此需要判别真伪洼地， 保留真实洼地， 仅填充伪洼地[80,83]. 锅穴与冰裂隙同样能够阻断冰面河， 但这两类要素很难通过DEM识别[84-85]. 综合遥感影像建模或识别这些水文单元， 分析其对冰面水系的影响， 将会提高冰面河模拟的准确性[85]. 通过高空间分辨率遥感影像立体像对构建的高精度DEM， 也将在冰面水系模拟中发挥重要作用.
3 冰面融水存储
3.1 冰面湖的形成
冰面湖是冰川表面的主要储水容器， 在冰盖和面积较大的冰帽上广泛分布[86-87]， 在山地冰川消融区也较常见， 如我国喜马拉雅山部分冰川发育的冰面湖非常典型[88-91]. 在一些山地冰川的裸冰区， 由于气候变暖， 冰面消融加剧， 某些部位也可蓄水形成间歇性的小冰湖， 如李忠勤[92]在天山乌鲁木齐1号河源冰川上发现的冰面湖. Liu等[93]分析了中亚KhanTengri-Tumor地区山地冰川冰面湖的空间分布， 指出该地区冰面湖呈现显著的年际变化特征. 冰面湖按照形成原因， 可以划分为两类. 由于不同厚度表碛对消融过程的促进和抑制作用差异显著[94]， 引起冰川表面的差异性消融， 融水常在冰面低洼处汇集形成冰面湖. 随后， 因冰面湖水体吸收热量促进了与其接触冰体的加速消融[95]， 使冰面湖进一步扩张， 我国的冰面湖多属于此种类型[96]. 另外一种是由冰面融水直接汇集到冰川表面低洼处成湖， 一般出现在规模较大的冰帽或冰盖表面[86]. 若洼地体积较小， 融水会填满洼地后溢出， 继续输送； 若洼地体积较大(大于对应集水流域可能的融水量)， 融水则会汇集在湖中， 冰面河被阻断. 部分冰面湖在储水达到一定程度时， 底部冰层开裂形成锅穴， 释放融水后干涸[97]， 这种类型的冰面湖多发育在规模较大的冰盖或冰帽表面. 此外， 还有一部分冰面湖会始终保持一定的融水， 成为“越冬”湖[79].
3.2 冰面湖的扩张
冰面湖扩张主要是冰面差异消融和冰面湖能量、 水量交换的结果[98-99]. 冰川表碛覆盖区由于表碛的保护作用， 一定深度表碛下的冰川消融受到抑制， 而冰面湖由于反照率低[100-101]， 热量收入大， 使得夏季冰面湖盆的平均消融速度甚至可达到表碛覆盖冰面平均消融速度的7～10 倍[99]， 成为表碛覆盖区冰川消融的主要机制之一[102]. 在这种热量收支背景下， 冰面湖通过湖岸冰崖面消融、 湖水位线附近的热融扩张、 湖底冰面消融、 湖岸冰崖冰崩解等方式扩张[88]. 高晓等[103]指出喜马拉雅地区科西河流域1999-2010年间冰湖面积呈现增加趋势， 这种趋势在南北坡又具有不同特征. 冰面湖扩张的直接结果是湖水量增加， 这又为冰面湖岸进一步消融扩张、 冰面湖的溃决消亡和新的冰面湖形成创造条件. Sakai等[99]通过喜马拉雅山南坡表碛覆盖冰川冰面湖的分析， 提出表碛区冰面湖的形成与演化的概念模型： 冰面湖和冰崖吸收的热量， 这些热量绝大部分以冰面湖的排水路径——冰下通道或/和冰面与表碛间沟渠进行散失； 在热量散失的过程中， 冰面湖的排水系统不断发育扩大， 从而导致冰下排水通道和冰面沟渠顶部坍塌， 形成新的冰面湖和冰崖； 这些新的冰面湖为未来冰面湖和冰崖形成和发育创造条件， 如此形成正反馈机制， 从而加快表碛覆盖冰川的消融. 基于上述冰面湖能、 水平衡原理， 研究者建立了不少基于的能、 水平衡的冰面湖形成与演化模型， 并在喜马拉雅山[99]、 阿尔卑斯山[88]、 格陵兰[104]等冰川区冰面湖形成与演化进行了数值模拟.
3.3 冰面湖的指示意义
冰川冰面湖的快速发育和不断扩张， 是近年来冰川加速消融的直接体现， 在母冰川对气候变化的响应特征等方面具有很好的指示作用. 我国西部山岳冰川在减薄退缩的同时， 冰舌表面冰面湖大量发育扩张[96]. 王欣等[96]以科其喀尔冰川消融区为例， 对促进冰面湖形成与扩张的热机制开展了研究. 对于规模很大、 表面消融强烈的冰川， 冰面湖的数量、 面积、 体积等还能用于作为衡量消融模型模拟结果的指标[87]. Leeson等[105]指出伴随着气候变暖， 格陵兰冰盖冰面湖逐步向冰盖内部扩张. 同时， 冰面湖自身可以成为重要的储水容器， 存储大量的冰川表面融水， 对融水的输送与释放产生影响[106]. 冰面湖的体积计算需要深度信息， 实地测量和通过遥感影像反演是主要的测深方法[107-109]. 例如， Pope等[110]提出了一种利用Landsat-8多光谱遥感影像反演冰面湖深度的方法， Tedesco等[111]利用架设了GPS、 声纳、 光谱仪等设备的遥控船， 实测了一个西南格陵兰冰面湖的深度， 指出实测深度与遥感影像反演深度之间存在约15%的差异. 但这两种方法很难计算大范围的冰面湖体积， 通过DEM模拟冰面湖的形状， 估算冰面湖体积， 是一种有效的替代方法[55].
4 冰面融水释放
4.1 冰面湖快速排水
冰面湖在达到一定的储水状态后， 融水的压力会使湖底出现裂隙， 快速释放融水进入冰川内部[86]. Selmes等[86]利用MODIS影像详细分析了格陵兰冰面湖的分布特征， 指出约有10%的冰面湖会发生快速排水的现象. Das等[112]发现一个面积为5.6 km2的冰面湖能够在2 h内排干， 融水进入冰盖内部后起到润滑作用， 加速了局部冰体的运动. Doyle等[113]也观察到了一个面积为4 km2的冰面湖在1.5 h内快速排干， 同时发现了由于融水到达冰盖底部后引起的冰面抬升(0.8 m·h-1). 冰面湖快速排水释放融水进入冰川内部， 被认为对冰体运动有加速作用， 同时也会造成冰川物质损失加速[112,114-115]. 然而， 这一假设受到了挑战， 例如Joughin等[77]认为夏季消融期冰面湖快速排水期间， 西南格陵兰冰盖冰体运动速率加速并不显著. Selmes等[86]通过统计分析全格陵兰冰盖冰面湖的快速排水现象， 发现冰面湖快速排水与冰盖物质损失之间反而存在负相关关系. 出现以上矛盾观点的主要原因在于缺乏对冰川内部与底部水文过程的了解[3]. 随着冰下水文探测与建模手段的不断发展[116-118]， 今后对冰面湖快速排水及其影响的认识将会不断提升[15].
值得注意的是， 冰面湖的排水与其自身演化过程中所伴随的冰面-冰内冰下水系演化也密切相关. 冰面湖等蓄水体通过对流热交换， 将表层热量输送到冰水界面， 从而不断向下“融蚀”冰体[119-120]， 直至与冰下水系通道建立水力联系. 随着冰面融水量增加并携带热量不断改造和拓宽这些排水通道， 冰内及冰下水压也会升高， 当达到某个极限时， 便会以溃决的方式释放这些压力， 最终引起冰面湖的溃决排水[15]. 冷季， 由于冰川运动减缓， 且大部分冰内排水通道冻结封闭， 冰面湖会以蓄水为主. 消融期初期， 在各种冰内排水通道尚处于封闭或慢速排水状态时， 大量的融雪径流和冰川表面消融径流会在冰川低洼表面蓄水， 常见冰面湖大量发育[121].
4.2 锅穴
锅穴是竖直的运水通道， 能够阻断冰面河， 释放融水进入冰川内部[41]. 锅穴是连通冰川表面和内部水文过程的纽带[122]. 在冰川上有两类锅穴存在， 一种是冰裂隙和冰面河的相交位置， 这类锅穴一般位于冰川末端冰裂隙与冰面河相交处[85]； 另外一类是位于冰面湖底[86]. 两类锅穴在冬季都会被新雪覆盖而关闭， 其中部分锅穴下一个消融期会在冰面融水冲刷或冰面湖水压作用下重新开启[123]. 不同于其它线状或面状冰面水文单元， 锅穴为点状要素， 这使得锅穴的识别难度较大. 早期研究多采用实地调查的方式定位锅穴[124]. 随着高空间分辨率航空影像和卫星遥感影像的发展， 从影像中目视解译识别锅穴已成为锅穴识别的新方法[76]. 利用影响锅穴分布的高程、 坡度、 坡向等信息预测锅穴空间分布的方法也值得关注[85]. 锅穴的数量和空间分布， 会影响冰面水系的发育与冰川出口处的流量延迟特征[3]. 锅穴数量较少时， 冰面水系的连续性好， 融水沿冰面直接输送至冰川出口； 相反， 锅穴数量较多时， 冰面水系的连续性差， 更多的融水会更快的进入冰川内部， 由冰川内部或底部通道输送至冰川出口， 冰川表面和内部的融水输送， 通常具有不同的输送效率， 从而使得冰川出口出流量延迟特征产生变化[53]. Smith等[41]分析了该区域523个锅穴释放融水的效率， 指出冰面产生的融水能够被锅穴高效地释放进入冰盖内部. 此外， 冰面融水通过锅穴也可能输送至冰川底部， Arnold[125]指出汇入锅穴的冰面河径流量大于0.15 m3·s-1时， 融水可以输送至冰川内部可达300 m. 但这是模型模拟结果， 在实际分析中， 冰川内部融水输送通道的发育状况决定了融水在冰盖内部的输送[126-127]， 目前关于冰内排水通道存在快速排水系统和慢速排水系统两种假说[11].
4.3 冰裂隙
冰裂隙是在冰川运动过程中形成， 当冰的纵向应变力超过临界断裂韧性时， 就会形成裂隙， 冰裂隙的形态、 数量等与冰川运动速率密切相关[128]. 以往对冰裂隙的研究， 主要是将其作为反映冰川运动速率的一项重要指标， 但与此同时， 冰裂隙对冰面水文过程也具有重要影响. 冰川末端运动速率大， 冰裂隙多， 往往形成冰裂隙控制带， 直接控制该区域冰面水系的形态[27]. 当冰裂隙发育较多时， 冰川表面难以形成连续的冰面河网络， 融水沿冰面河输送注入冰裂隙， 形成注水冰裂隙， 或者在冰面河与冰裂隙相交处形成锅穴， 融水进入冰川内部. McGrath等[76]分析了一个冰面集水区的物质平衡， 指出该集水区表面消融的融水有48%进入了冰裂隙， 进而释放进入冰川内部， 这揭示了冰裂隙在释放融水过程中的重要作用. 冰裂隙的识别是研究冰裂隙对冰面水文过程影响的重要步骤. Xu等[129]和Bindschadler等[130]分别探讨了利用中分辨率的ASTER 影像识别冰裂隙的方法. 周春霞等[131]和Whillans等[132]则提出基于了高空间分辨率SPOT卫星影像的冰裂隙识别方法. 冰裂隙多呈现为直线段状， 冰面融水会在裂隙内部产生季节性的再冻结[85]. 部分冰裂隙自身也是融水在冰盖表面输送的终点， 融水会沿这些冰裂隙进入冰盖内部. 但不同于锅穴， 冰裂隙能够汇集融水的流域面积一般较小， 它是通过一种更加分布的方式将融水输送至冰盖内部， 输送效率低于锅穴主导的集水流域[76]. 与冰面湖和冰面河类似， 冰裂隙规模的扩大也可视为冰川消融加剧的指标， 例如杜建括等[133]发现我国玉龙雪山冰川区白水1号冰川冰裂隙数量增多， 规模扩大， 至2011年， 冰川表面已陆续发育为一系列规模较大的冰裂隙， 并指出这是该地区冰川持续退缩的重要标志.
5 结语
本文分析了冰面融水的输送、 存储与释放等水文过程. 总结来说， 今后的冰面水文过程研究应集中于冰面水文过程的专题制图， 新的监测技术手段， 以及冰川水文过程综合研究三个领域. 现有的径流模型假设冰面融水可以快速输送和释放， 但实际上， 由于锅穴、 冰裂隙、 冰面湖、 冰川内部融水通道等的发育， 冰面水系并不一定连续高效输送融水. 只有识别并提取冰面水文单元， 才能掌握冰面水文过程的整体状况和变化趋势. 这将是一个十分有挑战性的研究领域， 对冰面观测手段、 特征提取方法、 精度验证等均提出了很高要求， 只有生成了满足精度要求的冰面水文专题图件， 才能准确分析冰川表面输送融水的效率和分配融水的方式. 冰川所在区域一般来说实地调查条件较差， 因而遥感已成为冰川水文过程研究的主要技术手段. 特别是在冰面水文单元识别提取、 冰面河水动力等研究中， 遥感将发挥重要作用. 鉴于此， 高空间分辨率遥感和雷达遥感的应用潜力应当进一步发掘. 同时， 随着冰川研究中后勤保障能力的不断提高， 冰川实地调查的条件将不断改善， 应关注适用于冰面水文过程调查的仪器设备的开发和应用. 最后， 冰面融水的产生、 输送和释放是一个整体过程， 应该通过一个综合的研究视角进行分析， 涵盖冰川融水的产生(例如冰面反照率的变化、 冰面消融建模等)、 冰川表面/内部/底部融水输送与存储、 冰缘水文环境(例如冰川堰塞湖、 冰缘融水径流等)等各个方面， 最终较为完整地揭示冰川水文过程的重要影响.
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Supraglacial drainage system: a review
Abstract：Supraglacial drainage system is one of the most important parts of glacial drainage systems, which impacts glacier surface ablation processes through transfer and drainage of surface meltwater. The existence of supraglacial drainage system also significantly impacts glacier flow and dynamics. Most of the conventional glacier hydrologic models suggest that surface meltwater can efficiently drain from glaciers and thus ignore the ability of supraglacial drainage system to retain meltwater. However, the impact of this retention, which leads to large uncertainties in glacier runoff prediction, could not be ignored. Therefore, it is crucial to improve the understanding in supraglacial drainage systems. The formation of supraglacial drainage system is controlled by glacier size, physical characteristics and ablation zone distribution. There is a seasonal development process of supraglacial drainage system from subsurface flow to slush flow and then to open channel flow. This dynamic supraglacial drainage system can route glacial surface meltwater into moulins, ice crevasses or supraglacial lakes through supraglacial networks with variable efficiencies and delays over space and time. In this paper, an attempt is tried to review the current supraglacial drainage system studies, and to discuss the evolution, distribution and constitution of supraglacial drainage system in sequence and their roles in meltwater transfer and drainage. In particular, hydrodynamics of supraglacial networks are discussed in detail to illustrate the pattern, efficiency and meltwater partition of supraglacial drainage system.
Key words：glacier hydrology; supraglacial stream; supraglacial lake; ice crevasse; moulin
doi：10.7522/j.issn.1000-0240.2016.0194
收稿日期：2016-06-05;
修订日期：2016-10-09
基金项目：国家自然科学基金项目(41501452； 41371094)资助
E-mail: yangkangnju@gmail.com.
中图分类号：P343.6
文献标志码：A
文章编号：1000-0240(2016)06-1666-13
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