【类型】期刊

【作者】许君利，张世强，韩海东，刘时银，张盈松（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）

【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

【刊名】冰川冻土

【关键词】 冰川表面运动；光学遥感影像；COSI-corr软件；科其喀尔巴西冰川

【资助项】中国科学院寒区旱区环境与工程研究青年人才基金项目　　（0984801001）；中国科学院知识创新工程重要方向项目　　（KZCX2-YW-GJ04）；科技部科技基础性工作专项项目　　...

【ISSN号】1000-0240

【页码】P268-275

【年份】2019

【期号】第2期

【期刊卷】1;|7;|8;|2

【摘要】天山托木尔峰科其喀尔巴西冰川是典型的树枝状山谷冰川,利用3组(6期)ASTER遥感影像通过COSI-corr软件反演了该冰川表面运动速度.与花杆测量数据进行对比,反演冰川表面运动速度平均绝对误差为3.1m.a-1,相对误差为11.9%,二者在空间上的分布基本一致,表明其反演精度符合要求.在此基础上,分析冰川表面运动速度空间分布及年际变化特征,结果表明:从空间分布看,冰川上部至末端的表面运动速度在横剖面上均具有从中部向边缘逐渐减少的特征;冰川运动速度具有在积累区随海拔降低逐渐增大,而在消融区则随海拔降低逐渐减小,符合冰川运动的一般规律.2001-2006年间科其喀尔巴西冰川海拔3 600m以上区域表面运动速度增大,而以下区域则呈减小趋势.

【全文】 文献传递

天山托木尔峰科其喀尔巴西冰川表面运动速度特征分析

许君利， 张世强， 韩海东， 刘时银， 张盈松

（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）

摘 要：天山托木尔峰科其喀尔巴西冰川是典型的树枝状山谷冰川，利用3组（6期）ASTER遥感影像通过COSI-corr软件反演了该冰川表面运动速度．与花杆测量数据进行对比，反演冰川表面运动速度平均绝对误差为3．1m·a-1，相对误差为11．9%，二者在空间上的分布基本一致，表明其反演精度符合要求．在此基础上，分析冰川表面运动速度空间分布及年际变化特征，结果表明：从空间分布看，冰川上部至末端的表面运动速度在横剖面上均具有从中部向边缘逐渐减少的特征；冰川运动速度具有在积累区随海拔降低逐渐增大，而在消融区则随海拔降低逐渐减小，符合冰川运动的一般规律．2001-2006年间科其喀尔巴西冰川海拔3 600m以上区域表面运动速度增大，而以下区域则呈减小趋势．

关键词：冰川表面运动；光学遥感影像；COSI-corr软件；科其喀尔巴西冰川

0 引言

气候变暖导致大部分山地冰川／冰盖持续退缩已成为不争的事实［1-4］．同时，也有研究发现一些冰川／冰盖却呈现出前进和跃动等特殊行为［5-7］，这在很大程度上与冰川运动特征有关［8］．另外，冰川运动速度不仅是冰川动力学模型和分布式冰川水文物理模型必不可少的参数之一，也是进行冰川阻塞湖溃决等相关灾害模拟和预测的重要参数［9-10］．因此，冰川运动速度的研究已受到国内外学者广泛关注．目前，冰川表面运动速度的研究包括多种方法：1）花杆测量法，是目前最直接最常用，也是精度最高的观测方法［11］，但因受人力物力限制，存在时间和空间上的局限性；2）合成孔径雷达干涉测量（InSAR）是近几年发展起来的新型测量方法，并已在南极和格陵兰冰盖得到广泛应用［12-15］．但是该方法要求遥感影像具有很强的相干性，而卫星重访周期一般为几天至几十天．考虑到冰川夏季强烈消融特性，在反演时往往需要选取几日内的影像对才能满足相干要求，然而仅利用几天的数据推算全年的运动速度则可能存在较大误差；3）基于光学遥感的最大相关分析法．该方法是通过计算两期配准后遥感影像的最大相关系数，从而获得位移信息，不仅在南极和格陵兰冰盖得到广泛应用［16-18］，也在山地冰川进行了一些尝试性研究［9，19-20］．此方法可以避免前二者的缺点，并且数据源相对广泛，同时，尽管配准精度和云层覆盖对反演冰川表面运动速度有较大的影响，但理论测量误差接近配准误差，因此可以用于长期的冰川表面运动速度变化特征分析．目前基于遥感数据的山地冰川表面运动速度变化特征的研究还十分有限．鉴于此，本文利用6期（3组）ASTER遥感影像反演天山托木尔峰地区科其喀尔巴西冰川表面运动速度，并利用实测资料评估了反演精度，分析了运动速度空间分布及年际变化特征．

1 研究区概况

科其喀尔巴西冰川（冰川编号：5Y674A0005；41°48．77′N，80°10．20′E）位于天山托木尔峰南坡，台兰河流域，是典型的树枝状山谷冰川，最大的汇合口位于海拔3 800m处，总长约25．1km，面积83．56km2，冰储量15．79km3，其中消融区长度19．0km，面积约30．6km2［21］．相对于青藏高原内陆河流域发育的冰川，科其喀尔巴西冰川分布从海拔3 020m到6 342m，冰川作用差较大达3 322m；消融期较长，每年自5月初开始至9月中下旬结束．此外，该冰川消融区表碛广泛发育并且厚度较厚，据野外考察表明，自海拔3 750m以下区域基本为表碛分布区，最大厚度可达到2．0m以上［22］．据冰川编目资料［21］，科其喀尔巴西冰川表碛分布面积为17．5km2，占整个冰川面积的21%．从遥感影像上也可以清楚地判读表碛分布（图1），表碛的广泛分布在一定程度上增强了冰川表面特征，有利于冰川表面运动速度的提取．

2 数据与资料

2．1 ASTER遥感影像和DEM数据

由于该冰川区春夏季多为云雨天气，常伴有大面积较厚的云层覆盖，难以获取到该季节连续时相的高质量ASTER遥感影像．2001-2009年间无云或云量稀少的ASTER 1A遥感影像仅有3组影像满足本研究要求（表1），分别为：第1组2001-01-12／2002-03-04，第2组2005-05-06／2006-08-13和第3组2006-02-22／2007-01-04，每组中2景影像时间间隔约为1a．仅有第2组影像是在春夏季获取，且消融区上部云层覆盖严重，消融区下部也存在小块云层覆盖，其它2组影像（1和3）均为冬季获取，几乎无云覆盖且雪盖很薄，消融区纹理特征较为明显．

此外，由于该冰川区缺乏更高精度的数字高程模型（Digital Elevation Model），本研究利用CGIAR-CSI（The Consultative Group on International Agricultural Research Consortium for Spatial Information，http：／／srtm．csi．cgiar．org／）提供的SRTM v4数字高程模型对ASTER 1A遥感影像进行正射纠正和图像配准．经检查，所选用的SRTM原始数据仅在冰川区海拔最高点附近存在小面积空洞，该版本数据已经过全面填补．研究表明，天山山区SRTM与1∶10万地形图平均差值约为6m［23］，因此空洞的影响基本可以忽略．

2．2 花杆测量数据

2009年5月18号在冰川表面海拔3 100～4 200m区域布设了54根花杆（共布设55根花杆，其中53号杆丢失），花杆位置如图1所示．花杆编号从冰川末端海拔3 128m开始，依次向上增加，至海拔3 800m冰川汇合口处，先从东支向上布设至43号杆，再从西支依次向上布设．2009年6月1日、7月1日、8月1日、8月30日和9月28日分别对每根花杆采用2台水平精度和垂直精度分别为5mm＋1ppm和10mm＋2ppm的X20单频静态接收机进行GPS测量，利用差分计算获取每根花杆的位置信息，即经纬度坐标．实测时为了验证GPS测量精度，对两个固定点，重复测量16次，结果表明：经度方向标准差为0．11m，纬度方向为0．08m．将2009年5-9月野外花杆观测数据按照时间间隔换算为年平均运动速度，用于评估基于光学遥感获取冰川表面运动速度的精度．

3 方法及其精度评估

本研究基于光学遥感最大相关法反演冰川表面速度，对3组光学遥感影像分别处理，获取2001／2002、2005／2006及2006／2007年度科其喀尔巴西冰川表面运动速度，分析其空间分布特征以及年际变化特征．

3．1 数据处理流程

获取年平均冰面运动速度的流程包括两期图像之间的位移量和年平均运动速度计算两大部分（图2）．前者采用加利福尼亚大学开发的COSI-corr（Co-registration of Optically Sensed Images and Correlation［24-25］）软件包来获取位移信息，它是基于IDL（Interactive Data Language）语言开发的应用于检测地震波位移的软件包，支持ASTER、SPOT和QUICKBIRD传感器，曾被应用到冰川表面运动的计算［24，26］．其核心算法是图像配准与相关系数的计算，不同时期图像配准是整个过程的关键，该软件利用DEM以及轨道参数自动获取同名点（tie points），并将其转换为GCPs点，其配准精度可达0．1个像元［24］．

位移获取流程包括4个模块（图2）：图像配准，位移计算，文本导出及数据后处理，其中，前3个模块在COSI-corr环境下完成，数据后处理通过ESRI公司的ArcGIS软件完成．位移计算过程具体包括：1）ASTER 1A数据进行配准和正射纠正后；2）计算相关系数得到3个栅格位移图层；3）在ArcGIS环境下转化为矢量图层，经过噪声剔出和方向错误鉴别，最后通过目视判读得到可信的位移数据．

图像配准过程中，需要一景已经完成正射的遥感影像作为基准图像，本研究选用来自USGS的Landsat ETM＋影像（轨道号：P147R031，获取日期2002-10-05）．分别在每组中选择一幅ASTER影像（主图像）配准到该影像上，之后将另外一幅ASTER影像配准到经过正射纠正的ASTER影像．计算最大相关系数时，采用频率域算法，参考窗口设为128，搜索窗口设为32．位移数据分为3个图层：东西向位移、南北向位移以及信噪比．信噪比（Signal Noise Ratio，SNR）表示相关程度，从无相关性（0）到完全相关（1），值越大表示计算出的位移量越可信，一般选择SNR≥0．99的部分［24-25］．受到云和阴影影响，部分位移值不能真实反映表面运动，需要进行后处理．将位移数据导出后生成具有方向箭头的矢量图层，剔除云、阴影覆盖部分及与冰川主流线方向偏差超过20°的部分后，即可得到冰川表面的速度场信息．

此外，由于每组数据时间间隔都不是一个完整年，上述流程获取的速度场不是严格意义上的年平均运动速度．因此，需要将其转换成年平均运动速度，采用以下公式：

式中：Vyr为年平均运动速度；A为冬季日平均运动速度与夏季日平均运动速度的比率，可由夏日改算系数换算而来．本研究采用邻区唯一的实测资料，科其喀尔巴西冰川附近的台兰冰川1978年测得的平均夏日改算系数0．699［27］，由此换算A为0．482；153为夏季总天数（5-9月）；212为冬季总天数；Vs为夏季日平均运动速度，可由遥感影像计算的位移数据推出：

式中：D为两期影像计算出的位移量；Days为两期影像时间段内夏季天数；Dayw两期影像时间段内冬季天数．

3．2 精度评估

将2009年科其喀尔巴西冰川实测54个花杆观测数据与2006／2007年度相应位置遥感监测冰川运动速度进行对比研究（2006／2007年度遥感数据是距2009年实测数据最近的可用ASTER影像）．除去5个花杆观测点（花杆号分别为：40、41、43、50和51）遥感反演数据为无效值外，其它49根花杆观测点结果显示：遥感观测年平均运动速度为29．1 m·a-1，花杆观测年平均运动速度为26．0m· a-1，平均相对误差为11．9%．从图3可以看出，绝对误差在5m·a-1之内的有26根，占49个有对应遥感数据观测点的53．1%；10m·a-1之内的有35根，占71．4%；15m·a-1之内的有44根，占90．0%．年平均运动速度小于10m·a-1的花杆点绝对误差较小，平均仅为2．3m·a-1，而相对误差较大，平均为64%，但是每个点实测和遥感反演数据均属同一个数量级；运动速度大于10m·a-1的花杆点，平均误差和相对误差分别为3．6m·a-1和10．3%．误差超过15m的花杆有5根，花杆号分别为：29、33、37、38和52，遥感监测运动速度依次为：59．4、56．4、73．1、77．1和28．0m·a-1，与实际测量结果对比误差为36．2%、75．2%、32．1%、26．0%和44．1%．需要指出的是，实测结果为2009年的平均运动速度，由于没有获取到与实测时间一致的ASTER图像，2006／2007年度遥感反演数据与2009年的实测速度存在一定差异．整体而言，科其喀尔巴西冰川运动速度遥感监测结果可以接受，可以利用其分析其空间分布和比较年际变化．

4 冰川运动结果

4．1 冰川表面运动速度空间分布特征

3组遥感影像反演的冰川表面运动速度在空间上具有较为相似的分布特征，以2006／2007年度数据为例分析其年平均运动速度空间分布特征．2006／2007年度科其喀尔巴西冰川表面平均运动速度为24．4m·a-1．最大运动速度为117．9m· a-1，位于东支海拔4 500m附近，最小速度位于冰川末端及冰川边缘（如图4）．从冰川上部到冰川末端，冰川横剖面上，运动速度从中部向边缘逐渐减少，这是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［28］．纵剖面上，冰川表面运动速度随海拔降低逐渐增大至海拔4 500 m左右，继而随海拔降低而减小，符合Paterson提出的冰川流动特性，积累区冰川运动速度自源头处逐渐增加至平衡线附近，平衡线至冰川末端区域受上游物资补给量限制和冰川消融的影响，逐渐减小［29］．根据冰川编目，科其喀尔巴西冰川多年平均平衡线位于海拔4 350m［21］，近年来随着气温升高，冰川平衡线有所升高．野外调查显示，2003-2009年平衡线高度上升至海拔4 500m左右，与本研究最大运动速度出现于海拔4 500m基本吻合．

将海拔3 800m以下区域冰川表面运动速度按高程进行100m分带统计（如图4），结果显示：年平均运动速度随海拔降低从33．4m·a-1逐渐减小至2．8m·a-1．但海拔3 400～3 500m区域冰川表面年平均运动速度为4．4m·a-1，均低于毗邻2个高度带3 300～3 400m和3 500～3 600m的年平均运动速度．这可能主要由坡度差异性引起，一般而言，冰川运动速度随坡度增大而增大，3 400～3 500m高度带平均坡度为3．95°，均小于高度带3 300～3 400m和3 500～3 600m的平均坡度（4．95°和5．86°）．此外，也可能由以下原因引起：1）海拔3 400～3 500m区域内，冰川朝向由SSE逐渐变为S方向，说明此区域冰川运动受到山脊的阻挡作用，从而在一定程度上降低了此高度带冰川运动速度；2）对于山谷冰川，冰面宽度改变也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［8］．3 400～3 500 m区域冰面平均宽度约为1．87km，均大于海拔3 300～3 400m和3 500～3 600m的平均宽度（1．58km和1．55km），从而在一定程度上降低了该区域冰川运动速度．

此外，2006／2007年度冰川汇合口以上东、西支冰川表面运动速度分别为66．0m·a-1和34．4m ·a-1，东支运动速度明显大于西支，约为2倍．从遥感影像上判断，东支的积累区面积明显大于西支，说明二者物质来源差异较大，这可能是两支冰川表面运动差异的主要原因．

4．2 冰川表面运动速度年际变化

4．2．1 年际变化结果

对比分析2001／2002、2005／2006和2006／2007年度3期科其喀尔巴西冰川表面运动速度结果表明：1）2001-2006年间，该冰川表面运动特征年际变化较为明显（图5），整体呈减小趋势，运动速度平均减少19．8%；2）冰川表面运动速度变化具有明显的3个分带，海拔3 700m以上区域表面运动速度显著增加，2001-2006年间平均增加42．1%；海拔3 600～3 700m运动速度变化不明显，平均变化0．1%；冰川上部海拔3 600m以下区域表面运动速度则呈显著减小趋势，平均减少62．2%．这与天山山区其他树枝状山谷冰川运动速度特征具有较大相似性［30］；3）表面运动速度变化幅度由冰川中流线两侧逐渐增大，3期冰川表面运动速度空间分布结果显示（图5a），海拔3 600m以下区域，运动速度小于5m·a-1的面积由冰川末端和冰川边缘逐渐向冰川中部扩大．2001／2002年度，该区域年平均运动速度小于5m·a-1所占本区域面积比例仅为3．8%，2005／2006年度升高到40．2%，至2006／2007年度比例更是占一半以上；4）汇合口以上东支冰川表面运动速度增幅明显大于西支，2001-2006年间，平均增幅40．1%，远大于西支平均增幅8．7%；5）冰舌末端海拔3 200m以下区域（图5b），冰川表面运动速度不稳定．2001／2002-2006／2007年度，运动速度先减小后增大且随海拔降低变化幅度呈增大趋势，海拔3 100～3 200m平均运动速度由15．5m·a-1降低至3．3m·a-1，增至4．3m· a-1；海拔3 100m以下，平均运动速度由17．1m ·a-1降低至1．9m·a-1，增至2．8m·a-1；6）运动方向发生改变，2001／2002年度整个区域的运动方向基本一致，为SSE，2005／2006年度各点运动方向差异显著，但整体可分为SE和E两个方向，2006／2007年度整个区域运动方向转变为NE．这说明冰舌末端区域受冰川消融差异等因素影响，冰川的运动方向在局地可能发生变化．

4．2．2 冰川表面运动变化原因

冰川表面运动作为冰川冰变形、底部变形和冰川底部滑动等共同作用的综合表现，受物质平衡、冰温、冰内冰下水压等因素影响［29］．长期物质平衡资料显示［30］，1957-1982年间台兰河流域冰川物质平衡呈增大趋势，之后呈显著减小趋势，但累计物质平衡始终为负，这与本研究冰川表面运动整体呈减小趋势结论相一致．然而，积累区及消融区上部物质传输区的冰川运动速度受积累量变化影响较大，研究表明1990年后积累量呈增加趋势［30］，这可能导致积累区向消融区物质输送速率增大，因此，这可能是科其喀尔巴西冰川海拔3 600m以上区域表面运动速度呈增加趋势的重要原因之一．还有研究显示，1981-2004年间，冰舌区厚度明显减薄［22］，并且1990年以后消融区消融速率显著增加［30］，这些可能导致冰川补给量不足，进而导致海拔3 600m以下冰川运动速度减小．同时，对于局部区域，影响科其喀尔冰川表面运动因素可能更为复杂，如冰川底部滑动也可能导致冰川局部区域运动速度快速变化．据野外观测，2009年6月科其喀尔冰川西支海拔4 000m左右曾发生冰裂隙瞬间闭合现象，说明科其喀尔巴西冰川可能存在底部滑动现象．此外，消融区冰下／冰内通道较为发育，通道内水量变化及其方向变化，以及冰内融水通道的扩张、坍塌等均会在一定程度上改变应力分布，从而引起冰川运动速度的变化，冰川末端海拔3 200 m以下局部区域表面运动方向发生改变可能与此有关．

5 结论与讨论

通过2001-2009年间满足要求的3组光学影像反演获取了科其喀尔巴西冰川表面运动速度，并与2009年实测结果进行了对比，结果有以下特征：

（1）遥感反演与实地观测结果相比，总体误差为3．1m·a-1（11．9%）；年平均运动速度＜10m ·a-1的区域绝对误差为2．3m·a-1，相对误差为64%，但所有数据仍同属一个数量级；而＞10m· a-1，绝对误差和相对误差分别为3．6m·a-1和10．3%．

（2）科其喀尔巴西冰川表面运动速度整体随海拔降低呈逐渐减小趋势，最大速度位于海拔4 500 m处，年平均运动速度为117．9m·a-1，最小运动速度位于冰川末端及冰川边缘．

（3）2001-2006年间，科其喀尔巴西冰川表面运动速度海拔3 600m以上区域呈现增大趋势，而以下区域则呈减小趋势．

（4）冰川上部运动速度增大可能由近年来区域物质补给量增大以及冰川底部滑动引起；而冰川下部运动速度减缓和运动方向改变，可能由消融加剧、冰川厚度减薄、冰内冰下通道改道以及冰内融水通道的扩张、坍塌等共同作用所致．

参考文献（References）：

［1］ Bolch T．Climate change and glacier retreat in northern Tien Shan（Kazakhstan／Kyrgyzstan）using remote sensing data［J］．Global Planet Change，2007，56：1-12．

［2］ Granshaw F D，Fountain A G．Glacier change（1958-1998）in the North Cascades National Park Complex，Washington，USA［J］．Journal of Glaciology，2006，52（177）：251-256．

［3］ Koch J，Menounos B，Clague J J．Glacier change in Garibaldi Provincial Park，southern Coast Mountains，British Columbia，since the Little Ice Age［J］．Global Planet Change，2009，66：161-178．

［4］ Wang Y T，Hou S G，Hong S M，et al．Glacier extent and volume change（1966-2000）on the Su-lo Mountain in northeastern Tibetan Plateau，China［J］．J Mt Sci，2008，5：299-309．

［5］ Pritchard H，Murray T，Luckman A，et al．Glacier surge dynamics of Sortebrae，east Greenland，from synthetic aperture radar feature tracking［J］．J Geophys Res-Earth，2005，110（F3），F03005．

［6］ Roberts D H，Yde J C，Knudsen N T，et al．Ice marginal dynamics during surge activity，Kuannersuit Glacier，Disko Island，West Greenland［J］．Quaternary Sci Rev，2009，28：209-222．

［7］ Shangguan Donghui，Liu Shiyin，Ding Yongjian，et al．Surging glacier found in Shaksgam River，Karakorum Mountains［J］．Journal of Glaciology and Geocryology，2005，27（5）：641-644．［上官冬辉，刘时银，丁永建，等．喀喇昆仑山克勒青河谷近年来发现有跃动冰川［J］．冰川冻土，2005，27（5）：641-644．］

［8］ Douglas I B，David J A E．Glaciers and glaciation［M］．London：Hodder Arnold Publication，1998：162-175．

［9］ Mayer C，Lambrecht A，Hagg W，et al．Post-drainage ice dam response at Lake Merzbacher，Inylchek Glacier，Kyrgyzstan［J］．Geogr．Ann．，2008，90A（1）：87-96．

［10］Qing Wenwu，Chen Rensheng，Liu Shiyin．Progress in study of glacier hydrological model［J］．Advance in Water Science，2008，19（6）：893-902．［卿文武，陈仁升，刘时银．冰川水文模型研究进展［J］．水科学进展，2008，19（6）：893-902．］

［11］Jing Zhefan，Ye Baisheng，Jiao Kejin，et al．Surface velocity on the glacier No．51at Haxilegen of the Kuytun River，Tianshan Mountains［J］．Journal of Glaciology and Geocryology．2002，24（5）：563-566．［井哲帆，叶柏生，焦克勤，等．天山奎屯河哈希勒根51号冰川表面运动特征分析［J］．冰川冻土，2002，24（5）：563-566．］

［12］Goldstein R M，Engelhardt H，Kamb B，et al．Satellite radar interferometry for monitoring ice sheet motion：Application to an Antarctic ice stream［J］．Science，1993，262：1525-1530．

［13］Joughin I，Tulaczyk S，Fahnestock M，et al．A mini-surge on the Ryder Glacier，Greenland，observed via satellite radar In-terfetometry［J］．Science，1996，274：228-230．

［14］Dowdeswell J A，Unwin B，Nuttall A M，et al．Velocity structure，flow instability and mass flux on a large Arctic ice cap from satellite radar interferometry［J］．Earth and Planetary Science Letters，1999，167：131-140．

［15］Cheng Xiao，Zhang Yanmei．Detecting ice motion with repeatpass ENVISAT ASAR interferometry over Nunataks region in Grove Mountain，East Antarctic——the preliminary result［J］．Journal of Remote Sensing，2006，10（1）：118-122．［程晓，张艳梅．ENVISAT ASAR重轨INSAR用于东南极冰盖格罗夫山角峰地区冰流探测的初步结果［J］．遥感学报，2006，10（1）：118-122．］

［16］Scambos T A，Dutkiewicz M J，Wilson J C，et al．Application of image cross-correlation to the measurement of glacier velocity using satellite image data［J］．Remote Sensing of Environment，1992，42（3）：177-186．

［17］Whillans I M，Jackson M，Tseng Y H．Velocity pattern in a transect across Ice Stream B，Antarctica［J］．Journal of Glaciology，1993，39（133）：562-572．

［18］Rolstad C，Amlien J，Hagen J O，et al．Visible and near-infrared digital images for determination of ice velocities and surface elevation during a surge on Osbornebreen，a tidewater glacier in Svalbard［J］．Annals of Glaciology，1997，24：255-261．

［19］Kääb A．Combination of SRTM3and repeat ASTER data for deriving alpine glacier flow velocities in the Bhutan Himalaya［J］．Remote Sensing of Environment，2005，94（4）：463-474．

［20］Huang Lei，Li Zhen．Mountain glacier flow velocities analyzed from satellite optical images［J］．Journal of Glaciology and Geocryology，2009，31（5）：935-940．［黄磊，李震．光学遥感影像的山地冰川运动速度分析方法［J］．冰川冻土，2009，31（5）：935-940．］

［21］Liu Chaohai，Ding Liangfu，Wang Zongtai．Glacier Inventory of China．Tianshan Mountains（Interior Drainage Area of Tarim Basin in Southwest）［M］．Beijing：Sciences Press，1987：15-69．［刘潮海，丁良福，王宗太．中国冰川目录Ш天山山区（西南塔里木内流区）［M］．北京：科学出版社，1987：15-69．］

［22］Xie Changwei，Ding Yongjian，Liu Shiyin，et al．Variation of Koxkar Boxi Glacier terminus in Tuomuer Peak during last 30 year［J］．Jounral of Glaciology and Geocryology，2006，28（5）：672-677．［谢昌卫，丁永建，刘时银，等．近30a来托木尔峰南麓科其喀尔冰川冰舌区变化［J］．冰川冻土，2006，28（5）：672-677．］

［23］Bolch T，Kamp U，Olsenholler J．Using ASTER and SRTM DEMs for studying geomorphology and glaciation in high mountain areas［C］／／Oluic M．New Strategies for European Remote Sensing．Rotterdam：Millpress，2005：119-128．

［24］Leprince S，Barbot S，Ayoub F，et al．Automatic and precise orthorectification，coregistration，and subpixel correlation of satellite images，application to ground deformation measurements［J］．Ieee T Geosci Remote，2007，45：1529-1558．

［25］Scherler D，Leprince S，Strecker M R．Glacier-surface velocities in alpine terrain from optical satellite imagery——Accuracy improvement and quality assessment［J］．Remote Sensing of Environment，2008，112：3806-3819．

［26］Quincey D J，Glasser N F．Morphological and ice-dynamical changes on the Tasman Glacier，New Zealand，1990 2007［J］．Global and Planetary Change，2009，68：185-197．

［27］Su Zhen，Song Guoping，Wang Lilun，et al．Existing glacier in the Tumuer Region［C］／／Glacier and Meteorology in Mt．Tumuer region，Tianshan．Ürümqi：People＇s Publishing House of Xinjiang，1985：32-98．［苏珍，宋国平，王立伦，等．托木尔峰地区的现代冰川［C］／／天山托木尔峰地区的冰川与气象．乌鲁木齐：新疆人民出版社，1985：32-98．］

［28］Nye J F．The flow of a glacier in a channel of rectangular，elliptic or parabolic cross-section［J］．Jounral of Glaciology，1965，5（41）：661-690．

［29］Paterson W S B．The Physics of Glaciers（2nd Edition）［M］．Oxford：Pergamon Press，1994：37-59．

［30］Shen Yongping，Liu Shiyin，Ding Yongjian，et al．Glacier mass balance change in Tailanhe river watersheds on the south slope of the Tianshan Mountains and its impact on water resources［J］．Jounaral of glaciology and geocryology，2003，25（2）：124-129．［沈永平，刘时银，丁永建，等．天山南坡台兰河流域冰川物质平衡变化及其对径流的影响［J］．冰川冻土，2003，25（2）：124-129．］

Change of the Surface Velocity of Koxkar Baxi Glacier Interpreted from Remote Sensing Data，Tianshan Mountains

XU Jun-li， ZHANG Shi-qiang， HAN Hai-dong， LIU Shi-yin， ZHANG Ying-song
（State Key Laboratory of Cryospheric Sciences，Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou Gansu 730000，China）

Abstract：Climate warming has been resulting in continuous retreat of glaciers and ice sheet．However，there are some glaciers and ice sheets exhibiting some kinds of surprising behaviors，such as rapid advance or surging．Many of them result from glacier／ice sheet motion，as the discharge of ice mass is largely dependent on the flow velocity of glacier and ice sheet．In this study，the Koxkar Baxi Glacier，located in south slopes of the Tomur Peak in Tianshan Mountains，Northwest China was selected for glacier surface flow velocity study based on COSI-corr software and optical remote sensing images．The three pairs of ASTER images taken in 2001．01．12／2002．03．04，2005．05．06／2006．8．13and 2006．02．22／2007．01．04were used for velocity extracting．Glacier flow velocity data observed by D-GPS based on the 54stakes during May to September 2009was used for accuracy assessment of the velocity extracting from ASTER images during 2006／2007．A mean absolute error of 3．1m·a-1（11．9%）is obtained，which，in general，indicates that the glacier flow velocity extracted from ASTER can be used to analyze the spatial distribution and change of surface flow velocity．It was found that glacier reaches its maximum flow velocity near the center part，and the velocity decreases towards both lateral margins．In a longitudinal profile，ice flow velocity in the accumulation area increases down to the equilibrium line，while decreases towards the glacier terminal．The maximum velocity，117．9m·a-1，was found at 4 500ma．s．l．near the equilibrium line altitude，while the minimum velocity，1．3m·a-1，was located at the glacier terminal and lateral margin in 2006／2007．There was a significant increase of glacier flow velocity in the altitude above 3 600 m a．s．l．from 2001／2002to 2005／2006and 2006／2007，as well as a remarkable decrease below 3 600 m a．s．l．

Key words：glacier surface flow velocity；optical remote sensing image；COSI-corr software；Koxkar Baxi Glacier

中图分类号：P343．6

文献标识码：A

文章编号：1000-0240（2011）02-0268-08

收稿日期：2010-10-13；

修订日期：2010-12-06

基金项目：中国科学院寒区旱区环境与工程研究青年人才基金项目（0984801001）；中国科学院知识创新工程重要方向项目（KZCX2-YWGJ04）；科技部科技基础性工作专项项目（2006FY110200）资助

作者简介：许君利（1983—），女，江苏东海人，工程师，2008年在中国科学院寒区旱区环境与工程研究所获硕士学位，主要从事冰川变化遥感监测研究．E-mail：xujunli05＠lzb．ac．cn