0 引言

冰川运动造成物质的再分配，改变冰体所处的水、热环境，维系冰川的动态平衡［1］，是冰川发育的主要机制［2］，也是冰川学研究的主要内容之一［2－3］.冰川运动的研究不仅有助于了解冰川的基本性质，也是进行冰川变化模拟与预估的基础.目前，冰川运动的研究在极地冰盖上开展较多［4－8］.对于山地冰川，多选择规模小、表面洁净的冰川［9－12］，而对大型冰川开展运动观测研究则较少.冰川规模往往同冰川地貌单元的复杂程度相关联，如小型山地冰川往往呈现出洁净、平整、连续的地貌特征，而大型山谷冰川常具有冰面污化(连续的表碛、内碛)、起伏(如冰崖、冰坎)、破碎(如冰裂隙、冰瀑布等)的表面结构特征，这些复杂的冰川地貌特征是冰川与气候环境共同作用的结果，同时又影响着冰川运动过程［13］.有研究表明，中国西部冰川运动有减缓的趋势，这与物质平衡的持续亏损密切相关［14－16］.天山托木尔峰地区的大型山谷冰川常分布有广泛的连续表碛，这些岩石碎屑来源于冰川上部山体的崩塌或者冰川对于底部基岩的侵蚀［13］.冰川上部的分散冰碛物随冰川向下运动，逐渐融出、汇集，而冰川底碛也可能在冰川运动的作用下向冰川表面转移，从而形成了冰川中下部连续的表碛覆盖.厚层的表碛覆盖及丰富的内碛不仅阻碍了热量的传输，也对冰川中下部的冰密度、冰温、静水压力和冰内应力场产生重要影响，从而影响冰川运动.科其喀尔冰川是典型的托木尔型山谷冰川之一，冰舌末端最大厚度达2.0 m以上［17］.许君利等［18］和黄磊等［19］利用遥感影像反演技术和SAR(Synthetic Aperture Radar)图像相关技术对该冰川表面运动速度的空间变化及年际变化特征进行了分析.然而，利用遥感手段只能获得水平运动速度特征，无法获取冰川的垂直运动速度信息.另外，受遥感影像可用性的制约，较难直接获得完整年的运动速度分布.本文基于2009年5月至2011年10月科其喀尔冰川各花杆的GPS实测资料，尝试对该类型冰川运动速度的时空变化特征进行分析和讨论，为相关的冰川变化和运动模拟研究提供参考.

1 研究区概况

科其喀尔冰川［20］(冰川编目编号:5Y674A5)位于新疆温宿县北部，托木尔峰山汇南部，为大陆型复式山谷冰川(图1).冰川上部自西向东计有10条支冰川汇入主冰川，总长25.1 km，面积83.56 km2，冰储量15.79 km3.冰川表碛覆盖面积大约为19.5 km2，约占整个消融区的83%［21］.冰川上限海拔6 342 m，下限海拔3 020 m，雪线海拔约4 350 m.冰舌地段冰面湖、冰洞、冰下河道等相当发育［13］，海拔3 750 m以下消融区大部分为表碛层覆盖.表碛组成主要为灰色、深灰色花岗岩颗粒碎屑和岩块.冰川上部地形较为复杂，冰川作用差较大.20世纪90年代以来，该冰川厚度明显减薄，冰舌区平均厚度减薄在 0.5 ～1.5 m·a－1［22］，表明冰川处于较强烈的负物质平衡状态.目前在冰川区已开展了气象梯度观测、冰川厚度观测、冰川物质平衡观测等，为开展冰川运动特征分析提供了重要的数据基础.

2 资料获取及处理方法

2.1 花杆观测

目前，DGPS(差分定位GPS)、InSAR(Interferometric Synthetic Aperture Radar)以及光学影像的相关测量(cross－correlation)是确定冰川位移的主要方法［23］.遥感测量能够使我们获得大且完整的空间覆盖，从宏观上揭示冰川变化的特征，但其应用也具有很大的局限性.InSAR分析受地形坡度及较长的时间基线限制，易造成失相严重而难以产生清晰的干涉条纹，使图像相干性很低［24－25］.光学图像相关法可适用于长的时间间隔，但其在影像获取方面受到云遮、雪盖的限制，还受影像分辨率和不同时期图像的精确配准能力所限制［19，26］.DGPS是目前GPS测量中精度最高的一种定位方法，已被广泛用于冰川运动的监测上，但由于山地冰川所处的地理位置和恶劣的自然条件，使得监测难度大，只能在少数冰川上进行.

从2009年5月至2011年10月，在科其喀尔冰川消融区布设55根花杆组成冰川运动观测网(图1)，并利用两台国产单频GPS接收机(华测X20)对所建立的花杆测量点进行观测，从而获取每根花杆的位置信息.GPS的水平测量精度为5 mm+1 ppm，垂直精度为10 mm+2 ppm［18］.测量时段为每年5－10月的冰川消融期，并于每月的月初进行花杆位置测量，以便得到月尺度的冰川运动数据.

2.2 气象观测

冰川共架设7套自动气象观测站(图1)对近地层主要气象要素进行梯度观测.根据2009年1月至2011年12月连续3 a的气温观测数据，对地表以上2 m的月气温进行了统计如表1.

如表1所示，1月份的温度最低，8月份的温度最高，且只有5－9月的月均气温在0℃以上，其他各月的月均气温都在0℃以下，其中6－8月份的温度较高.由此可知，该冰川的消融期为5月初至9月末.受下垫面和地形因素的影响，海拔3 200～3 450 m的表碛区中下部的温度梯度最大(－1.15℃·(100m)－1);海拔3 750～4 000 m的表碛区上部的温度梯度次之(－0.98℃·(100m)－1);而海拔3 000～3 200 m的冰川末端区域的温度梯度最小(－0.12℃·(100m)－1);海拔3 450～3 750 m的表碛区中上部的温度梯度仅次于冰川末端的温度梯度(－0.15℃·(100m)－1);且海拔4 000～4 300 m的裸冰区的温度梯度也较小(－0.34℃·(100m)－1).

2.3 数据处理

运动速度计算分为水平运动速度和垂直运动速度.图2为插入冰内的花杆，在t时间花杆在冰川表面P1(坐标为x1，y1，z1)位置，1年后花杆移动到冰川表面P2(坐标为x2，y2，z2)位置;α为冰面的平均坡度;Z为两次测量的高程差(z1－z2)，即冰川表面花杆插入点对空间固定坐标轴的垂直位移;Uxy为水平运动位移，即水平速度分量，采用下式计算:

式中:Ux为经向运动位移;Uy为纬向运动位移.年运动速度为相邻两年同时段测量值之差;月运动速度由相邻月份测量结果计算得到，测量间隔不足整月的，根据日平均运动速度外推至足月.

如果冰的流动平行于冰面，Z应当等于Uxy tanα.然而根据楔形原理［27］，消融区内冰的流动是向上的，因此，垂直位移Z比Uxy tanα小，(Uxy tanα－Z)就是在没有消融的条件下冰面增高的速率，这个速度在冰川物理学中被称为上升速度［2］(Uz，向上为正).但实际中，冰川消融会使冰面下降(消融速度为A)，则垂向运动速度计算为:

3 结果与讨论

3.1 冰川运动的空间分布特征

3.1.1 冰川的年水平运动速度特征

冰的流速主要取决于冰川的表面坡度、厚度及物理性质等因素［2］.图3展现了2009年7月至2011年7月科其喀尔冰川消融区年均水平运动速度分布和年均垂直运动速度分布.从水平运动速度分布图可以看出，消融区水平运动最大值在冰川东支海拔4 000 m左右，年平均速度为86.69 m·a－1.其主要原因是东支冰川积累区宽大(图1)，冰量补给较西支充足，在冰川横断面宽度相近的情况下，冰川运动更快;此外，冰瀑布是冰川运动最快的地貌单元，而该区域位于冰瀑布前方，受冰流快速补给的影响，冰川运动较快.冰川年均水平运动速度的最小值出现在海拔3 200 m左右的冰川边缘，其原因可能为:1)位于冰舌转弯内缘，受侧壁较大的磨擦拖曳;2)内碛含量较高，阻碍了冰的变形;3)该处冰面的平均坡度相对较小(约2.0°)，且冰川厚度薄(约45 m)，沿冰面向下的冰流驱动力较弱.在纵向上，冰川消融区的年水平运动速度在冰舌区中上部(海拔3 500 m以上或冰川剖面C以上，如图1)变化非常明显，平均变化梯度为19.32 m·(100m)－1;而海拔3 500m以下的表碛区中下部运动速度变化不大，平均运动速度为3.35 m·a－1，变化梯度仅为0.6 m·(100m)－1.有研究显示，近年来冰舌区冰川厚度明显减薄，而冰川消融速率却在增加，可能使冰舌区中下部冰川补给量不足［18］，从而导致冰川运动速度减小.

广泛的表碛覆盖也对冰川运动产生重要影响.一方面，厚层表碛会阻碍冰面同大气之间的热量传输，从而使得冰温相较于无表碛时大幅降低，从而不利于冰的变形，冰川内碛在冰舌中下部的富集也对冰川运动起到抑制作用;另一方面，表碛覆盖对下部冰层施加了额外的重力，使得冰层中纵向及横向应力增加，有利于冰川运动;冰内应力增加使得底部冰层的融点降低，消融加剧，可能促进冰川沿基底滑动.但总体而言，由于冰舌下部坡度较缓，连续表碛覆盖对冰川运动的抑制作用应大于其促进作用.

受气候和地形条件等因素的影响不同区域冰川运动速度的大小存在一定的差异，同一区域的不同冰川也表现出区域性规律.如表2所示，大陆型冰川由于发育区平均气温较高，且冰川作用差大，因此运动速度较极大陆型冰川快.同为大陆型冰川，则冰川平均坡度越大，温度越高，冰川运动也较快.

3.1.2 冰川的年垂直运动速度特征

冰为非压缩体，从冰川平衡速度的楔形模式［27］中得到，积累区冰的运动方向向下，而在消融区则向上，则单位时间内冰川厚度的增加量即为垂直运动速度，也称上升速度.在靠近平衡线的消融区上部，物质平衡梯度较大且谷床狭窄，冰川水平流速较快，同时为保持冰川的连续和楔的完整，必须有足够的冰量予以补充，因此，对应的冰川上升速度也较大.从图3可知，冰川垂直运动速度的最大值出现在西支海拔4 000～4 200m的平衡线下部(最大值15.34 m·a－1)，与此处冰面坡度陡(约16.08°)、冰面狭窄、物质平衡梯度大有关.冰川东支海拔4 000 m附近的水平运动速度尽管较大，但没有同时出现垂直速度的极值，主要是由该处的地形与位置决定的.冰体运移到冰床坡度很陡的位置时，在重力作用下发生快速位移形成伸张流，但后续冰量的补给未能及时弥补因冰川快速流动产生的物质损失，就会引起冰面的断裂形成张裂隙，并最终形成冰瀑布.而在冰瀑布根部，由于地形坡度显著变缓，冰川流速有所降低，在后续冰流的挤压下，冰裂隙闭合形成完整冰面.随着冰床横断面的变宽，冰瀑布根部的快速补给得以消化，冰流逐渐由压缩流转变为伸张流.而西支观测点处于同冰瀑布相当的海拔，坡度较陡，虽未形成冰瀑布，但冰裂隙相当发育.受其上部窄小粒雪盆的影响，上游冰流量较东支小，流速稍慢，但在较大坡度的影响下，保持了较高的上升速度.

在冰舌上部的冰川汇合区，由于冰面显著变宽，冰川水平运动速度放缓的同时，垂向运动亦明显减弱，平均上升速率为3.93 m·a－1.处于冰舌中下部的表碛区，由于远离冰川积累区且地形平缓，冰川垂直运动速度平均小于2.0 m·a－1.此外，表碛覆盖通过对冰川物质平衡的影响而对冰川的水平及垂向运动起到抑制作用.根据楔形理论，冰流量及运动速度同物质平衡梯度或冰川谷床形态相关，理想条件下，冰川物质平衡梯度大的区域，冰川运动较快［37］.而在冰川表碛区，由于厚层表碛对冰面消融强烈的抑制作用［38－39］，该处的物质平衡梯度实际为负值，即随海拔的增加，物质损失增大(图4).在表碛区下部任取一断面，则断面以上年内冰川物质平衡同全冰川年物质平衡的差值很小，意味着断面冰流量很小，冰川水平与垂向的运动速度均较小.较低的运动速度表明，表碛区特别是其下部的厚层表碛区，同冰川上部的冰量联系较弱.由于观测序列较短，目前还不能直接判断这种联系是否在逐年减小(冰流运动减弱)，但根据物质平衡的观测结果，近年来科其喀尔冰川处于连续的物质亏损状态［14］，可以推断二者的联系应在不断减弱.如果科其喀尔冰川物质平衡持续为负，则冰川中下部表碛区将很可能与主冰川分离，形成独立的埋藏冰，或进一步形成石冰川.

科其喀尔冰川的垂直运动速度的最大值与天山乌鲁木齐河源1号冰川［28］的垂直运动速度的最大值(3.02 m·a－1)相比，明显偏大.这可能与1号冰川规模小、厚度薄及平均坡度较小有关.

3.1.3 冰川运动速度的空间变化率

将冰川消融区布设的花杆取11个横剖面，从冰舌区的剖面A至冰川东支的剖面K，每个剖面上的3根花杆分别布设在冰川主流线附近及其两侧(图1).图5展现了冰川年均水平运动速度和垂直运动速度在各剖面的变化，可以看到，水平与垂直运动速度均表现出随海拔逐渐增大的规律，但也有一定的波动，垂直运动速度随高程表现出的波动尤为明显.如剖面H处的水平运动速度和垂直运动速度都大于剖面I处，主要因为剖面H位于东西支冰流汇合处，受到冰川东支和西支的物质补给，从而加快了冰川的运动，尤其加快了上升流的运动.J剖面的垂直运动速度大于K剖面，主要因为K剖面位于冰瀑布根部，地形坡度较缓.通过计算各剖面间的速度变化率发现，水平运动速度和垂直运动速度的最小变化率都出现在冰舌下部表碛区海拔3 400 m左右(剖面B至剖面C之间)，最小水平流速变化率为0.86 m·a－1·(100m)－1，最小垂直速度变化率为0.16 m·a－1·(100m)－1.水平运动速度和垂直运动速度的最大变化率都出现冰川汇合区海拔3 700 m左右(剖面H与剖面G之间)，最大水平流速变化率为29.92 m·a－1·(100m)－1，最大垂直速度变化率为7.76 m·a－1·(100m)－1.这主要与剖面间的坡度梯度和相对大的负物质平衡有关(图4);其次，由于剖面H位于冰川汇合口处，冰川断面变窄，流速有所增大，形成压缩流.由此向下，在较大物质平衡梯度的作用下，冰流量迅速减小，在横截面积相当的情况下，冰川流速下降较快，因而形成较大的流速变化率.

通过横向对比，大多横断面上中部的运动速度大于两侧，这主要由山谷冰川受到两侧山体的阻尼作用及冰川厚度由中间向两侧减薄所致，符合理想冰川消融区运动矢量的分布特征［2］.而有的剖面却出现了局部流速增大的区域，如剖面C上冰川西侧的运动速度大于冰川中部和东侧的运动速度，可能由于该剖面位于槽谷转弯处，冰川运动方向的改变使左侧冰体厚度突然增大，从而增大了左侧冰川的运动速度.又如剖面E、F、G，冰川东侧的运动速度大于冰川中部和西侧，这3个剖面位于冰川汇合区，汇合区冰体受到冰川东支和西支的物质补给.由于冰川东支的表面运动速度大于冰川西支的运动速度，所以冰川东侧受到上部的物质补给要大于冰川西侧，从而加快了冰川东侧的运动.另外，该区域冰川东侧有支冰川汇入，增加了冰川东侧的冰量，同时也使冰川运动速度增大.剖面 K自南向北冰川增速非常明显，主要受该剖面北侧冰瀑布的影响.

3.2 冰川运动的时间变化特征

3.2.1 冰川运动的年际变化特征

如表3所示，冰川消融区2009/2010年度的冰川年运动速度总体大于2010/2011年度，这与冰川不同时期的年物质平衡、年降水量和年气温紧密相关.首先，冰川末端同期降水量2009/2010年度大于2010/2011年度，积累增多，冰流量增大，这是2009/2010年度冰川运动速度明显偏大的主要原因;其次，2009/2010年度冰川夏季平均气温也大于2010/2011年度，冰温相对较高，也有利于冰川冰的变形;再者，该冰川2009/2010年度处于负平衡状态，冰川厚度会持续减薄，造成冰川纵向应力的变小，从而导致冰体运动速度不断减小.但2010/2011年度最大水平运动却比2009/2010年度增大了11.7 m·a－1，这可能与冰川底部突然滑动有关.据野外观测，2009年6月科其喀尔冰川西支海拔4 000 m左右曾发生冰裂隙快速闭合现象，说明科其喀尔巴西冰川可能存在底部滑动现象.

3.2.2 冰川运动的年内变化特征

不同观测时段的气温和降水不同，冰川运动速度也会有差异.因冬季观测困难，月冰川运动速度的观测仅在每年的5－10月进行，为分析不同观测时段的冰川运动速度差异提供了数据基础.表4展现了2009－2011年夏季冰川消融区的月均水平运动速度、月平均气温和海拔3 007 m冰川大本营的月降水.可以看出:6月份的水平运动速度最大，9

月最小，这与天山乌鲁木齐河源1号冰川的研究结果一致［1］;5－7月的运动速度值较大，从7月份开始运动速度开始减小.首先，气温的变化直接影响冰温，冰温稍高有利于冰变形，同时也有利于冰川消融.不同观测时段的日均气温，尤其是日均正积温是影响冰川消融速率的主要气象要素［40］，融水丰富可能有利于冰川滑动.因此，冰川运动速度变化同气温变化趋势表现出较好的一致性.其次，由于冰川区降水主要为固态(降雪)，因此降水的增加使得冰川的补给增大，有利于冰川的运动;如6、7月间降水量较大，同期冰川运动也较快.

为了便于比较各个时期内流速变化情况，绘制了冰川消融期各月的水平运动速度以及消融期月均运动速度图(图6).从图6可以看出，不同月份表面运动速度在纵剖面上的分布情况不同.5－7月最大值出现在冰川东支海拔4 000m附近，而8月、9月的最大值区域则出现在冰川西支海拔4 000 m附近.在5－8月期间，月运动位移在3.5m以上的区域面积在逐渐增大，且该区域由消融区上部向下逐渐扩展;8－9月期间该区域面积又逐渐向冰舌上部退缩.5－9月水平运动速度的空间分布与8月份运动速度的空间分布最为接近.该冰川表面运动速度的季节变化规律与天山乌鲁木齐河源1号冰川表现出很好的一致性.运动速度在春季最大，到夏、秋季节持续减小，最小值出现在秋季［1］.在不同季节中东西支冰川速度分布差异较大，在运动速度较快的春季与夏季西支冰川个别点位运动速度值较大，且速度值的大小差别较大;东支冰川速度分布相对均匀，且速度值都较大;在运动速度相对较慢的冰舌区冰川速度分布更加均匀，且速度值都较小.

冰川运动的本质是冰体在自身重力作用下的近塑性变形或沿坡滑动，一方面表现出冰川上下游物质平衡的变化所引起的物质分配;另一方面反映出冰川区气候和水环境的变化.通过上述分析可以看到，消融区上部冰川运动速度的年内变化同气温和降水的变化具有一定的相关性，表明冰川能够对短期快速的气候变化做出响应.比较而言，冰川表碛区内的冰川运动较为稳定，不受气候季节波动的影响，而与冰川总体的物质平衡状况有关.

4 结论与展望

通过对天山科其喀尔冰川2009年5月至2011年10月各花杆观测点位置变化的分析，主要得出以下结论:

(1)受到较大的冰川作用差和坡度的影响，科其喀尔冰川平衡线附近年最大运动速度达到86.69 m·a－1，冰川的年均水平运动速度为31.84 m·a－1，较天山乌鲁木齐河源1号冰川、水管河4号冰川等大陆型冰川快;冰川年均垂直运动速度为3.50 m·a－1，能够在很大程度上弥补由于快速消融造成的冰川厚度减薄.

(2)在纵剖面上，冰川运动速度呈现出随海拔降低而减小的特征;而在横剖面上，主要受地形因素的影响，出现了局部流速增大区域.

(3)由于观测序列较短，冰川运动速度的年际变化不明显，但年内变化显著.冰川运动速度的空间分布同气温和降水等气候因子的变化呈现出显著的正相关，可能反映出气候快速变化对冰川运动的影响.

影响冰川运动的因素主要包括冰川的厚度、温度、冰川两侧的阻力、底部阻力、气候条件等［41］.对于具有复杂下垫面的大型山谷冰川而言，冰川运动的机制及其影响因素则更为复杂，表现在:1)冰内及冰下排水通道的发育使得冰川结构极不均一，因而对冰内的应力分布产生了影响;2)连续表碛覆盖改变了其下冰体的热力和重力条件，因而能够对冰川运动产生影响，但对于其作用机理还不太清楚;3)由于观测困难，目前还无法确定底部滑动对科其喀尔冰川运动的影响程度.一般认为消融期冰川的底部滑动是冰川快速运动的主要原因［42］.年内冰川运动变化通常由冰川底部运动控制，至少有一部分受到冰下水压波动的影响［43］.冰下水压高会减少冰川和基床之间的摩擦，降低冰川底部阻力，从而使冰川的底部运动加强.为了更好的了解该冰川表面运动速度的形成机制，还需要进行该冰川积累区运动速度观测以及冰川底部滑动测量.

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