【类型】期刊

【作者】张通，效存德，秦翔，侯典炯，丁明虎（中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈科学国家重点实验室；中国科学院大学；中国气象科学研究院气候系统研究所）

【作者单位】中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈科学国家重点实验室；中国科学院大学；中国气象科学研究院气候系统研究所

【刊名】冰川冻土

【关键词】 珠穆朗玛峰；东绒布冰川；地形特征；冰厚度；冰川槽谷

【资助项】国家自然科学基金创新研究群体科学基金项目　　（41121001）；国家重点基础研究发展计划（973计划）项目资助　　（2007CB411503）

【ISSN号】1000-0240

【页码】P1059-1066

【年份】2019

【期号】第5期

【期刊卷】1;|7;|8;|2

【摘要】冰川地形特征的研究是构建冰川流动模型的基础.根据探地雷达获取的冰川厚度数据(2009年)和1∶5万地形图(1974年),得到沿珠穆朗玛峰东绒布冰川主流线的冰厚度分布以及5条冰川槽谷的形态特征.结果表明:沿东绒布冰川主流线的平均表面坡度约为0.08,平均厚度约为190m,最大厚度约为320m(海拔6 300m);在1974—2009年间沿冰川主流线冰厚度平均减薄约30m;东绒布冰川表碛覆盖区与白冰区尚未分离,目前很可能是一条停滞冰川,冰川末端位于海拔5 540m附近(下游方向);东绒布冰川槽谷形态接近于V型,而不是U型(b指数变化范围约为0.7～1.3).

【全文】 文献传递

珠穆朗玛峰东绒布冰川厚度测量与地形特征分析

张 通1，3，效存德1，2，秦 翔1，侯典炯1，丁明虎2

（1.中国科学院 寒区旱区环境与工程研究所 冰冻圈科学国家重点实验室，甘肃 兰州 730000；2.中国气象科学研究院 气候系统研究所，北京 100081；3.中国科学院大学，北京 100049）

摘 要：冰川地形特征的研究是构建冰川流动模型的基础.根据探地雷达获取的冰川厚度数据（2009年）和1∶5万地形图（1974年），得到沿珠穆朗玛峰东绒布冰川主流线的冰厚度分布以及5条冰川槽谷的形态特征.结果表明：沿东绒布冰川主流线的平均表面坡度约为0.08，平均厚度约为190 m，最大厚度约为320 m（海拔6 300 m）；在1974—2009年间沿冰川主流线冰厚度平均减薄约30 m；东绒布冰川表碛覆盖区与白冰区尚未分离，目前很可能是一条停滞冰川，冰川末端位于海拔5 540 m附近（下游方向）；东绒布冰川槽谷形态接近于V型，而不是U型（b指数变化范围约为0.7～1.3）.

关键词：珠穆朗玛峰；东绒布冰川；地形特征；冰厚度；冰川槽谷

0 引言

冰川地形特征是冰川学研究的基本内容，冰川地形在很大程度上决定着冰川的运动特征：比如，冰川内部的垂直剪应力依赖于冰川厚度与表面坡度［1］；冰川流动对冰川厚度的变化很敏感［2］；冰川槽谷的坡向、支流的交汇和槽谷的弯曲会使得冰川主流线发生偏移，并发育不对称冰川槽谷［3］.因此，了解冰川地形特征是构建可靠的冰川流动模型的前提和基础.应用浅冰近似（shallow ice approximation）模型，可建立一维流线型冰川流动模型来模拟冰川对气候的响应和末端的进退［4－5］.根据一阶（first order）和高阶（higher order）近似，可建立二维一阶流线（flow-line）型模拟沿冰川中流线的速度场［6－7］.因此，沿冰川中流线或主流线的地形特征至关重要.同时，由于冰川槽谷的存在，冰川纵横比（aspect ratio）往往较大，需对冰川中流线上的速度场进行修正［1］.而构建三维的冰川动力模型，则必须全面获悉冰川的地形特征，包括横剖面槽谷的形态，否则将导致冰川速度场模拟结果产生较大误差［8］.虽然普遍认为冰川槽谷为U型，但事实上其具有较广泛的形态特征［9－10］，影响其发育的因素较多，包括冰川作用时间、基岩岩性、冰通量等［9，11］.不同区域，不同山系发育的冰川槽谷可能具有较大差别.更为重要的是，因为缺乏冰川厚度的实测资料，目前对冰川槽谷形态的统计研究大多仅限于冰川作用后的槽谷（glaciated valley）［10］.那么，冰川作用尚在进行的冰川（如珠穆朗玛峰东绒布冰川）槽谷形态是否同样是U型是一个令人关心的问题.

珠穆朗玛峰（以下简称“珠峰”）海拔8 844.43 m，位于青藏高原南部边缘喜马拉雅山脉中段（86.92°E，27.98°N），是低纬度地区一个巨大的现代冰川作用中心［12］.山峰以南地区主要受印度季风影响，以北则主要受大陆性气候控制［13］.东绒布冰川在珠峰北坡发育，为一复式山谷冰川.东绒布冰川长14.0 km ［14］，面积27.3 km2［15］.自1959—1960年对珠峰地区首次科学考察以来，对东绒布冰川已进行了冰川地貌、冰川气象、冰川水文、冰芯气候等大量的工作［16－18］，但尚未对珠峰地区冰川的冰下地形进行较为详细的测量与研究.仅在1968年4月应用重力仪在绒布冰川观测了两个断面的冰厚数据［14］.探地雷达（Ground penetrating radar）（GPR）目前常用于探测冰川厚度与冰下地形［19－20］.本研究应用探地雷达对东绒布冰川进行了较全面的厚度测量，因而是对珠峰地区冰川科学考察和研究的重要补充.

1 资料获取与处理

2009年4月底至5月初，采用加拿大Sensors and Software公司生产的Pulse EKKO Pro型探地雷达（GPR），对东绒布冰川进行了厚度测量，主要测线见图1.东绒布冰川冰塔林在海拔5 700～6 300 m间非常发育（图1），因此，在此区域内无法开展厚度测量工作.雷达天线中心频率为100 MHz，非屏蔽，收发分置.测量方式为共偏移距法，保持发射／接收天线间距为4 m，并同步移动.雷达测线（点）定位方式采用南方灵锐S82（GPS）静态测量.东绒布冰川大致可由断面C2分为表碛覆盖区和白冰区两部分（图1）.

根据2011年春夏季野外观测，在表碛覆盖区，表碛厚度分布并不均匀（数毫米至数米），但总体上随海拔升高而减薄.在C1断面附近及下游方向，表碛覆盖区域的面积可占整个横断面的90%以上（目测），裸露冰很少，大部分表碛厚度在数十厘米到数米之间；而在C2断面附近，裸露冰所占比例可占到70%（目测），且表碛厚度总体在10 cm以下；而在C2断面以上，冰川亦只有中碛垄上有大范围的表碛（厚度＜10 cm）覆盖.因此，我们在白冰区取探地雷达波速为0.168 m·ns－1［21］.因为表碛与冰介电常数的差异，探地雷达波速在厚表碛覆盖区与白冰区显然是不同的.因此，在厚表碛覆盖区的两处位置（P1和P2）（图1），应用共中点法（Common Mid-Point，简称CMP）进行雷达波速测量.CMP法采集数据时，将发射、接收天线沿一中心点逐渐增大偏移距，那么冰岩界面的雷达反射波的双程走时与偏移距之间构成一双曲型关系［22－24］.据此，将雷达波的各条测道的能量迭加，则在冰岩界面处雷达波能量必然有一峰值［22］，即在雷达波速分析图中形成一“亮斑”（图2右）.CMP法现已广泛用于冰川雷达波速的测量［22－24］.测量结果表明，表碛覆盖区P1和P2处雷达波速约0.13～0.15 m·ns－1（图2）.

为研究东绒布冰川槽谷形态特征，根据1974年航拍绘制的1∶5万绒布冰川地形图（等高线间距为20 m），在具备冰川厚度资料处选取了5条冰川槽谷横断面（C1～C5）（图1）.提取冰面以上的冰川槽谷高程时，把槽谷的上限定为各横剖面的冰川边缘线（trimline）.冰川边缘线是冰川侵蚀作用上限，可通过直接测量法来确定：以冰川边缘线为分界线，其下坡度较大，而其上则坡度较小［10，25］.提取冰川槽谷剖面时，还需考虑谷底是否有流水侵蚀过程、边坡是否有一定厚度的沉积物等因素［10］.但对于东绒布冰川而言，目前其冰下槽谷形态只受冰川作用侵蚀.本研究中，冰下地形通过雷达测量获取，而冰面以上的槽谷形态根据地形图提取，二者并未做修正.

2 沿冰川主流线的地形特征

东绒布冰川冰塔林区域长度可达6 km（图1）.因此在无法获取冰川厚度资料的区域，其冰川厚度分布通过线性插值方法得到.在海拔6 300 m以上，探地雷达测线与冰川主流线并不完全吻合（图1）.根据冰川槽谷的形态特征（第3节）、探地雷达测线与冰川主流线的相对位置和实测雷达厚度数据（图3），我们得到了沿冰川主流线的冰川厚度分布.沿东绒布冰川主流线的冰川表面和冰岩界面形见图4.沿东绒布冰川中流线的平均冰厚度约为190 m，平均坡度约为0.08（图4）.

在惹普拉垭口（海拔6 518 m），冰川厚度约为120 m，这与在2002年钻取的透底冰芯长度（108.83 m）［26］吻合.沿东绒布冰川中流线，冰川厚度变化较大.在海拔6 400～6 518 m，冰厚测量路线沿惹普拉冰流（图1）.但惹普拉冰流只是东绒布冰川的一条支流.从规模而言，北坳冰流更有可能是东绒布冰川的干流（北坳冰流冰裂隙非常发育，无法获取详细的冰川厚度数据来验证）（图1）.因此，从海拔6 400 m开始，随着惹普拉冰流汇入东绒布冰川干流，冰川厚度增加到最大值320 m（海拔6 300 m）.由于章子冰流汇入东绒布冰川干流（图1），冰川厚度亦有少量增加.因为章子冰流与主流对冰川槽谷底部分别侵蚀，在海拔5 800～5 900 m，中碛垄底部有较为明显的凸起（较两侧冰流槽谷底部高数十米）.在表碛覆盖区冰川厚度变化较平缓，冰川表面坡度较小（约0.03）（图4）.雷达测量所到的最末端（C1断面中央处）表面虽然有厚表碛覆盖（未见裸露冰），但是表碛层底下依然存在约30 m厚的冰层.海拔约5 600 m以下为厚表碛覆盖区，底下的冰层受厚表碛层保护而消融微弱［27］；而在海拔5 600～5 700 m处大致为表碛覆盖区与白冰区的过渡地带，表碛厚度较小，消融较强烈（可达－2.9 m·a－1）.从1974年到2009年，沿东绒布冰川中流线冰厚度平均减薄约30 m，而在过渡地带（海拔5 600～5 700 m）平均减薄约70 m（图4）.在1971—2004，珠峰地区平均升温速率约为0.023℃·a－1，远大于全球同期升温速率［28］.如未来珠峰地区持续升温，东绒布冰川持续消融，冰厚不断减薄，那么表碛覆盖区和白冰区必然会在将来某一特定时间分离，即东绒布冰川长度会在某一时刻急剧缩短，随后冰川末端可能会快速退缩（因末端消融强烈）.但在2009年冰川冰区与表碛覆盖区之间底下的冰层依然连续.虽然东绒布冰川的冰塔林末端处于持续退缩状态［29］，但据此却依然无法肯定东绒布冰川本身处于退缩状态.目前，东绒布冰川处于停滞状态的可能性较大，实际的冰川末端位于C1断面附近（下游方向）.

3 冰川槽谷形态特征

一般而言，可认为冰川横剖面为悬链线型，并可由如下形式描述［11，30－31］：

式中：x和y分别为到冰川槽谷最低点的水平和垂直距离.Graf等［31］提出使用槽谷宽深比FR＝D／W作为对这一模型的补充，式中：D为冰川槽谷深；W 为冰川槽谷宽度.研究表明，b并不固定，且具有较大的变化范围（小于1至大于5），但大多约为1.5～2.5［10］；FR 约为0.1～0.6［11］.取冰川槽谷最低点为槽谷两壁分界点，通过最小二乘法拟合我们可以得到各个断面的冰川槽谷参数［32］（表1）.因所选取的5处槽谷横断面分布于东绒布冰川不同海拔处（5 450～6 518 m），我们认为所得地形参数可反映东绒布冰川地形的整体特征.可以看出，b值变化范围约为0.7～1.3，接近于1（表1），即冰川槽谷接近于V型（图5）而不是U型（b＝2）.

这与天山乌鲁木齐河源1号冰川若干槽谷形态特征（V型）类似［33］.同时，b与ln a之间具有显著的线性关系：－ln a＝7.1b－6.5（相关系数为0.96）（图6上）.类似地，天山地区冰川槽谷b与ln a的关系为｜ln a｜＝6.582b－6.133［10］.一方面，a与b之间相互制约、相互确定［32］；另一方面，由于地域差异，a与b二者之间的关系也可能不尽相同.另外，b与FR二者之间并没有显著的相关性（图6下），说明东绒布冰川槽谷的发育可能并不符合Hirano等［34－35］提出的山地冰川发育模式（FR随b增大而增大，冰川槽谷发育以下蚀为主）.

一般认为经过冰川作用的槽谷（glaciated valley）大多为U型［11］.冰川对基岩的侵蚀速率可通过下式计算

式中：C为侵蚀常数；Ub为冰川底部滑动速率［36］.因冰川槽谷两壁产生的阻力减小了冰川中部的变形，V型冰川槽谷中央处的底部滑动速率会产生一局部小值，使得冰川中央底部的侵蚀速率略小于两侧，从而冰川槽谷会缓慢从V型演化至U型［11，36］.Seddick等［36］认为当底部滑动速率大于6 m·a－1时，冰川槽谷会在50 ka之内从V型发育至U型.Harbor［11］认为冰川槽谷的形态演化依赖于侵蚀速率，侵蚀速率大则单次冰川作用即可形成典型的冰川槽谷，否则需多次冰川作用.同时，如果冰川槽谷中央区域基岩相比于边坡更易侵蚀，冰川槽谷两壁会呈现“上凸”的形态［9］，导致较小的b值.对于东绒布冰川而言，其运动的主要方式是冰川内部的流变而不是底部滑动［37］.但因为东绒布冰川较长，其海拔区间跨度较大，其消融区下游一定区域的底部很可能存在暖冰层［38］，会产生一定程度的底部滑动［1］.因此，东绒布冰川底部大部分区域很可能处于冻结状态.相应地，冰川底部对基岩的侵蚀速率很小，导致冰川槽谷发育缓慢.

4 结论与讨论

东绒布冰川是珠峰地区一条大型复式山谷冰川，对其地形特征的研究可为未来冰流模型的构建奠定基础，具有重要意义.根据野外实测探地雷达厚度数据，估算沿东绒布冰川中流线的平均坡度约为0.08，平均厚度约为190 m，而最大厚度约为320 m（海拔6 300 m）.从海拔6 400～6 300 m，冰川厚度增加，底部基岩的坡度较大.在海拔5 600 m以下，东绒布冰川表面覆盖厚表碛层（厚度可达数米），消融微弱；在海拔5 700 m以上则为白冰区，其中海拔5 700～6 300 m之间为冰塔林区；而在海拔5 600～5 700 m，东绒布冰川表面覆盖表碛层较薄（约＜10 cm），消融强烈.目前东绒布冰川白冰区与表碛覆盖区之间并未分离，底部依然下覆一定厚度（约30～50 m）的冰.东绒布冰川实际末端位置在海拔5 540 m附近（下游方向），但无法肯定其是否处于退缩状态.目前东绒布冰川是停滞冰川的可能性较大.但如东绒布冰川持续消融，白冰区与表碛覆盖区会逐渐分离.当二者完全分离时，冰塔林区的末端方可认为是东绒布冰川真正的末端.而预测二者分离的时间则需构建冰川动力模型［39］.因东绒布冰川冰塔林区覆盖范围较大［40］且消融较强烈，可以预见无厚表碛覆盖的东绒布冰川将快速退缩.

以1974年航拍测绘得的绒布冰川1∶5万地形图为基础，根据实测的冰川厚度数据，在海拔5 450～6 520 m间提取了5条冰川槽谷形态，发现东绒布冰川槽谷接近于V型（b指数接近于1）.其主要原因可能有：1）东绒布冰川所处位置海拔较高，冰温较低，冰川底部大部分处于冻结状态，冰川流动缓慢，以致冰川对基岩的侵蚀速率较小，导致冰川槽谷从V型发育至U型的过程非常缓慢；2）东绒布冰川槽谷底部基岩岩性不一，底部中央区域的基岩强度较小，较易侵蚀，导致槽谷两壁“上凸”（b＜1）.因此，虽然对于已经过冰川作用的槽谷（glaciated valley）而言，其形态大致可认为是U型，但仍有冰川覆盖的冰川槽谷形态则未必一定接近于U型（如东绒布冰川和天山乌鲁木齐河源1号冰川）.不同的冰川发育条件，如不同的气候条件，不同的基岩岩性，不同的冰川作用时间等，都可导致不同的冰川槽谷形态（b指数有较大的变化范围）.因此，在对冰川进行冰下地形勘探时，对冰川槽谷横剖面的观测尤为重要.

致谢：感谢刘伟刚博士在野外工作中的帮助.

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Ice Thickness Observation and Landform Study of East Rongbuk Glacier，Mt.Qomolangma

ZHANG Tong1，3，XIAO Cun-de1，2，QIN Xiang1，HOU Dian-jiong1，DING Ming-hu2

（1.StateKeyLaboratoryofCryosphericSciences，ColdandAridRegionsEnvironmentalandEngineeringResearchInstitute，Chinese AcademyofSciences，LanzhouGansu 730000，China ；2.InstiuteofClimateSystem，ChineseAcademyofMeteorological Sciences，Beijing 100081，China；3.UniversityofChineseAcademyofSciences，Beijing 100049，China）

Abstract：Study of the glacial landform features is the basis for developing ice flow models.The ice thickness distribution along the main flow-line together with the glacial valley shape of the East Rongbuk Glacier is revealed by using the ice thickness data obtained by ground penetrating radar sounding in 2009 and a 1∶50 000 landform map（1974）. We found that the average ice surface slope and ice thickness along the main flowline are around 0.08 and 190 m，respectively，and the maximum ice thickness is around 320 m（at 6 300 m a.s.l.）.During the period of 1974－2009，average decrease of the ice thickness along the main flow-line was around 30 m.The debris-covered and clean ice areas are now still connected，indicating that the glacier is probably stagnant at present.The terminus is at 5 540 m a.s.l.or so.The glacial troughs of the East Rongbuk Glacier are closer to“V”-type rather than“U”-type，with an index b ranging from 0.7 to 1.3.

Key words：Mt.Qomolangma；East Rongbuk Glacier；landform characteristics；ice depth；glacial trough

中图分类号：P343.6

文献标识码：A

文章编号：1000-0240（2012）05-1059-08

收稿日期：2012-02-11；

修订日期：2012-05-15

基金项目：国家自然科学基金创新研究群体科学基金项目（41121001）；国家重点基础研究发展计划（973计划）项目（2007CB411503）资助

作者简介：张通（1985—），男，浙江浦江人，2010年在中国科学院寒区旱区环境与工程研究所获硕士学位，现为博士研究生，主要从事冰川／冰盖流动模型研究.E-mail：zhgtong＠gmail.com