全球变暖日益加剧，冰川的加速消融和退缩对气候的直接和间接影响也变得更为突出.相对南北两极的冰川而言，山地冰川对当地环境的影响更加直接，也一直被当作气候变化的天然指示器 (Francou et al., 2003).过去受到地形条件以及落后监测技术的限制，无法对冰川进行连续长时间的观测；在进行冰川与气候的相互作用研究时，也因为缺乏关键变量而无法得到准确的信息 (Bamber and Rivera, 2007).现在微波遥感和光学遥感技术逐渐被应用到冰川研究中，人们可以定量提取冰雪环境参数，包括物理参数、几何参数及动力学参数等，利用获得的参数分析冰川运动、冰物质平衡信息 (Bamber and Rivera, 2007).

从研究方法来讲，光学影像的多光谱、高光谱特性确实是微波影像所不具备的，然而微波遥感也具有光学遥感没有的优势，如干涉、极化、穿透性等 (程晓，2004).利用微波遥感技术监测冰川，其优势更为明显.山地区域存在较大的地形起伏，光学影像很难满足其多变的地理位置需求，也容易受到低太阳高度角、冰雪强反射、多云覆盖等影响；而合成孔径雷达 (SAR) 对地形变化敏感，更易监测到微小的地形起伏 (Rabus and Fatland, 2000).尤其对于山地冰川而言，在短时间范围内冰川的运动变化较小，若想得到这些轻微的变化信息，应用SAR技术进行监测是非常有效的手段.此外，微波遥感技术可以全天候、全天时获取地球表面信息，受时间影响较小，也可以很大程度避免云雨雪等对影像质量的干扰.同时，雷达数据具有丰富的极化信息，可以从影像中提取较多的地物参数，并且冰区雷达影像具有清晰的纹理，可以较好地表达地物特征，更有利于地物目标的解译和识别 (Kwok, 2002).

本文利用偏移追踪的方法采用多时相的ENVISAT-ASAR数据得到研究区域冰川的流速空间结果，并分析冰川运动规律与局地地形及气候的关系，为该地区物质平衡研究和灾害监测提供重要信息.

中国境内的山地冰川主要位于青藏高原地区，其覆盖面积约4.9万平方公里，约占全国冰川总面积的84%，是世界上中低纬度地区最大的现代冰川分布区 (刘潮海等，2000).中国冰川主要分布在五大山系中，即天山、喀喇昆仑山、昆仑山、念青唐古拉山和喜马拉雅山等，这5座山系的总冰川面积和储量分别占中国相应总量的79%和84%(刘潮海等，2000).近几十年来，众多关于青藏高原的研究表明，冰川退缩在青藏高原普遍存在，且高原边缘地带的冰川退缩速率比高原内部快 (刘宗香等，2000).

喜马拉雅山的冰川条数为6475条，占中国冰川总条数的13.99%；冰川覆盖面积达8412 km²，冰储量约为709 km³(刘潮海等，2000).本文所研究的卓琼 (Kangshung) 冰川位于喜马拉雅山脉的昆布流域 (图 1)，该流域内遍布了诸多冰川，如昆布 (Khumbu) 冰川、卓琼冰川、绒布 (Rongbuk) 冰川等.昆布流域内的冰川多为南北走向，且大多位于珠峰的南部或者北部.而本文所研究的卓琼冰川位于珠峰东部，且为东西走向，属于该流域内表现较为活跃的冰川，卓琼冰川总长度约9 km.不论在地理位置还是运动状态上，卓琼冰川都具有一定的研究代表性 (Quincey et al., 2009).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区范围及冰川分布 Fig. 1 Map showing location of the study area and distribution of glaciers in the Khumbu basin. Data is derived from Landsat-8 of November 2013

本研究利用2003—2010年的7对单视复数据 (SLC)，采用偏移追踪的方法监测卓琼冰川运动情况.SLC数据包含幅度信息和相位信息，经过多视处理即成为只含有幅度信息的单波段影像.本研究中的雷达数据获取自ENVISAT卫星，它是欧洲迄今为止建造的最大环境卫星，每天绕地球圈数14.4圈，轨道重复周期为35天，共搭载了10个传感器，其中最大的设备是先进合成孔径雷达 (ASAR)¹⁾.本研究中所应用的数据来自ASAR传感器，实验数据的相关信息如表 1所示.

表 1(Table 1)

表 1 研究数据信息 Table 1 Data information used in this study 主影像 辅影像 数据 日期 轨道编号 日期 轨道编号 时间间隔 (天) 1 2003-04-12 162015 2004-06-05 162027 420 2 2004-01-17 162023 2005-01-01 162033 350 3 2005-03-12 162035 2005-11-12 162042 245 4 2007-05-26 162058 2008-05-10 162068 350 5 2008-01-26 162065 2009-01-10 162075 350 6 2008-12-06 162074 2009-12-16 162085 385 7 2009-12-26 162085 2010-08-28 162092 245

表 1 研究数据信息 Table 1 Data information used in this study

1) https://earth.esa.int/web/guest/missions/esa-operational-eo-missions/envisat.

研究采用的SLC数据的极化方式为VV极化.通过对原始数据进行距离向处理 (脉冲压缩) 和方位向处理 (SAR合成) 之后，可以得到一个复数据的二维表，一个幅度可视化图像即代表了这个成像区域，这样的数据类型是SLC数据的典型特征.其优点在于复数资源，不仅幅度可以可视化作为图像来处理，而且相位可以作为干涉测量的基础.但缺点是这类图像的斑点噪声较强，增加了解译的困难程度 (李佳等，2013).

利用雷达数据监测冰川运动方法主要分为两种，即差分干涉测量 (D-InSAR) 和追踪 (Tracking)(程晓，2004).D-InSAR可以计算冰川的位移，但干涉相位对于去相干噪声十分敏感.本研究中采用的7对数据，影像的时间间隔通常在一年左右，若采用D-InSAR的方法，则会产生严重的去相干效应，从而影响实验效果.此外，D-InSAR只能获得雷达视线方向上的形变，而追踪的方法可以同时获得视线方向和垂直于视线方向的形变，也弥补了D-InSAR单方向的不足 (Luckman et al., 2007).

利用追踪的方法监测冰川运动有多种不同的途径，如特征追踪 (Feature-tracking)、偏移追踪 (Offset-tracking).本研究采用的是偏移追踪中的强度追踪，利用GAMMA软件实现主辅影像的强度追踪.采用强度相关的方法逐级配准两幅SAR影像，并根据配准偏移量计算表面位移.配准偏移量易受到轨道位置差异、电离层以及地形起伏等的影响 (Luckman et al., 2003).但是研究中采用的数据空间垂直基线都在200 m以内，地形起伏的影响可以忽略；此外，电离层的影响一般对高纬地区如南北两极的影响比较显著，昆布流域处于中低纬度，也可以不考虑电离层的影响 (李佳等，2013)；研究区除了被冰雪覆盖的区域外，大部分为山脉，可以认为影像的主体部分是稳定的.通过以上分析，认为配准之后的偏移量主要是由轨道偏移所引起的.本研究将轨道偏移量转化为距离向和方位向的表面位移，进行冰川运动的监测.此外，在研究中采用Lee滤波抑制图像的斑点噪声，这类算法通过滑动窗口获得图像局部统计特性来完成滤波，能较好抑制图像同质区的相干斑噪声 (Walsh et al., 2003).图 2为2007—2008年卓琼冰川流速，研究中将冰川划分为多个较小的三角形来提取冰川中线，并利用该中线上的流速代表冰川的整体流速.

图 2

Fig. 2

图 2 2007—2008年卓琼冰川流速 Fig. 2 Center-line ice velocity of the Kangshung glacier in 2007 and 2008

本文选择了位于珠峰东部运动较为活跃的卓琼冰川进行监测，监测时间范围为2003—2010年.研究发现，卓琼冰川的流向自西向东，自冰川末端向上游流速逐渐增加.在此之前也有部分研究对该冰川的流速进行了提取 (Quincey et al., 2009; 王欣等，2015)，Quincey等 (2009)用特征追踪的方法提取了1992—2002年时间段的卓琼冰川的流速结果 (图 3).从图 4中可以看出，在本文的研究时间段内卓琼冰川年均流速最高约40 m·a^-1，位于冰川的顶端，最低流速接近0 m·a^-1，位于冰川的末端.而这一研究结果也与Quiency等得到的流速结果相近.在1992—2002年期间，卓琼冰川的流速自顶端至末端逐渐从约40 m·a^-1降低至近0 m·a^-1，而在本研究的2003—2010年时间段内，卓琼冰川的流速从约45 m·a^-1降低至近0 m·a^-1.由于对冰川流速缺乏完整的实地监测数据，故本文的研究结果仅能对比之前的研究进行精度分析.考虑到，研究方法和使用数据存在差异，以及冰川中线流速的提取方法存在差异，则研究结果会存在一定程度的误差.

图 3

Fig. 3

图 3 Quincey等 (2009)提取的1992—2002年卓琼冰川流速结果 Fig. 3 Center-line ice velocity and topography profiles of the Kangshung glacier from 1992 to 2002 derived from SRFT datasets (Quincey et al., 2009)

图 4

Fig. 4

图 4 2003—2010年卓琼冰川流速 Fig. 4 Center-line ice velocity of the Kangshung glacier from 2003 to 2010

由于冰川中部的流速波动比较大，所以本文分别选择了距离冰川末端7、5、2 km的位置对不同年份的卓琼冰川流速结果进行综合分析，如表 2所示.对比Quincey提取的1992—2002年卓琼冰川流速，发现在1992—1998年间 (表 3)，卓琼冰川的流速较快；而在2001—2010年间 (表 2、表 3)，卓琼冰川的流速有下降的趋势.这也与同期的气候变化息息相关，喜马拉雅山脉地区的温度较20年前有明显的升高，降雪更多地被降雨所替代从而导致冰川的补给和积累不足 (Benn et al., 2012)，冰川流速减慢.虽然本文研究时间段与Quincey的研究时间段没有重叠，但是近几年喜马拉雅山地区并不存在显著的地质变化，且本研究得到的冰川流速与Quincey在2001—2002年间提取的流速接近，故认为本文研究结果有较高的可信度和准确度.

表 2(Table 2)

表 2 2003—2010年间本研究提取的卓琼冰川流速变化 Table 2 Ice velocity of the Kangshung glacier between 2003—2010 derived from this study 测量年份 距离末端7 km速度/(m·a-1) 距离末端5 km速度/(m·a-1) 距离末端2 km速度/(m·a-1) 2003-04—2004-06 31.13 22.80 8.84 2004-01—2005-01 28.22 21.05 9.27 2005-03—2005-11 36.58 20.89 5.88 2007-05—2008-05 28.02 21.30 4.98 2008-01—2009-01 28.54 26.10 7.06 2008-12—2009-12 30.10 20.03 4.97 2009-12—2010-08 27.52 15.94 10.22

表 2 2003—2010年间本研究提取的卓琼冰川流速变化 Table 2 Ice velocity of the Kangshung glacier between 2003—2010 derived from this study

表 3(Table 3)

表 3 1992—2002年间Quincey等 (2009)提取的卓琼冰川流速变化 Table 3 Ice velocity of the Kangshung glacier between 1992—2002 (Quincey et al., 2009) 测量年份 距离末端7 km速度估值/(m·a-1) 距离末端5 km速度估值/(m·a-1) 距离末端2 km速度估值/(m·a-1) 1992-09—1993-12 33 28 19 1993-12—1995-08 31 28 17 1996-05—1998-09 33 31 20 2001-07—2002-09 27 20 8

表 3 1992—2002年间Quincey等 (2009)提取的卓琼冰川流速变化 Table 3 Ice velocity of the Kangshung glacier between 1992—2002 (Quincey et al., 2009)

研究发现卓琼冰川流向自西向东，流速自冰川末端向上游逐渐增加.在冰川上游区域，流速较为平稳，变化幅度较小，冰川流速自上游向中游呈稳步下降的趋势.而在冰川的中游区域，出现流速波动的情况，波动范围一般在3~7 m·a^-1之间.如在距离冰川末端5 km的位置，流速有突然增大的变化趋势；而在距离冰川末端2~3 km的位置，冰川流速有突然降低的趋势.虽然，冰川中部普遍存在流速波动，但都处于正常的变化范围，因此并不会影响卓琼冰川的总体运动情况.对比7个监测时间段内的数据发现，在冰川的下游和末端区域，不同时间段内的流速变化较大.推测由于冰川下游和末端海拔较低，降雪补给减弱且温度升高导致冰川出现融化，使得下游流速的年际变化更为显著.此外，冰川末端的流速并没有完全降低至0 m·a^-1，最低流速为0.62 m·a^-1.昆布流域内的其他冰川末端普遍出现运动停滞的情况 (王欣等，2015)，卓琼冰川末端的运动较为活跃，这也主要是因其特殊的地理位置所决定.

研究结果显示2003—2005年期间冰川的流速较大，最大流速达到45 m·a^-1，而在2005—2010年期间，冰川的流速有所下降，最大流速基本维持在35~40 m·a^-1.纵观2003—2010年间卓琼冰川的流速，发现在2005-03—2005-11期间冰川流速较其他监测时间段有显著的增加，最高流速达到45 m·a^-1，并且在该时间段内距离冰川末端5~6 km的位置冰川流速的下降幅度也较大.

位于昆布流域的冰川多数为南北走向，而本文所研究的卓琼冰川为东西走向.冰川的运动方向可以通过距离向和方位向的位移合成来判断，一般而言，南北走向冰川的运动方向主要受到方位向位移的影响，而对于东西走向的冰川而言，距离向的位移对冰川运动贡献更大 (王欣等，2015).由图 5可见，在2003—2010年这7个时间段内，卓琼冰川的运动位移在距离向表现普遍连续，距离向位移从冰川上游至冰川末端逐渐降低.虽然，在方位向上冰川存在一定程度的位移，但是其位移值并不连续，处于间断的状态，如图 6所示.这也与上文中所提到的卓琼冰川东西走向的地理位置相关.因此在本研究中，卓琼冰川的运动主要是源于其在距离向的位移贡献，而方位向位移变化对于研究结果的贡献并不大.

图 5

Fig. 5

图 5 卓琼冰川距离向位移强度 Fig. 5 Displacement intensity in range direction of the Kangshung glacier during varied time intervals (a) 2003-04-12—2004-06-05; (b) 2004-01-17—2005-01-01; (c) 2005-03-12—2005-11-12; (d) 2007-05-26—2008-05-10; (e) 2008-01-26—2009-01-10; (f) 2008-12-06—2009-12-16; (g) 2009-12-26—2010-08-28.

图 6

Fig. 6

图 6 卓琼冰川方位向位移强度 Fig. 6 Displacement intensity in azimuth direction of the Kangshung glacier during varied time intervals (a) 2003-04-12—2004-06-05; (b) 2004-01-17—2005-01-01; (c) 2005-03-12—2005-11-12; (d) 2007-05-26—2008-05-10; (e) 2008-01-26—2009-01-10; (f) 2008-12-06—2009-12-16; (g) 2009-12-26—2010-08-28.

山地冰川的流速类型大体可以分为以下3类，类型Ⅰ是冰川的运动速度自末端向上呈逐渐增长趋势，以本文所研究的卓琼冰川为主要代表；类型Ⅱ是冰川运动速度自末端向上呈明显减少的趋势，该类冰川表面具有较多冰碛物覆盖，以西洛子 (West Lholsa) 冰川为代表；类型Ⅲ是冰川的运动速度并没有明显的变化趋势，如绒布冰川等 (Rabus and Fatland, 2000).从图 7可以看出卓琼冰川在研究时间段内年流速趋势基本一致，即自西向东，自冰川顶端至末端，流速逐渐降低.对比卓琼冰川流速结果与其他冰川的流速结果 (Quincey et al., 2009; 王欣等，2015)，可以认为卓琼冰川属于该流域内运动相当活跃的冰川，最高流速达到45 m·a^-1.卓琼冰川发源于珠峰的东部，之后流入高海拔冰碛物较少的大面积纯净冰区.冰川顶部的海拔高达5400 m，较低的温度使得降水更容易形成冰雪，从而使得冰川的顶部有丰富的冰雪物质积累.此外，因为卓琼冰川位于珠峰东部，西风带来的冰雪为卓琼冰川提供持续的补给 (Benn et al., 2012).该流域内其他海拔较低的冰川，由于温度较高，降雪更多被降雨所替代，从而导致冰川的补给不足，物质积累减弱.从研究结果来看，处于较低海拔的冰川其运动状态大多处于停滞阶段 (Quincey et al., 2009).

图 7

Fig. 7

图 7 卓琼冰川年流速 Fig. 7 Ice velocity of the Kangshung glacier during varied time periods (a) 2003-04-12—2004-06-05; (b) 2004-01-17—2005-01-01; (c) 2005-03-12—2005-11-12; (d) 2007-05-26—2008-05-10; (e) 2008-01-26—2009-01-10; (f) 2008-12-06—2009-12-16; (g) 2009-12-26—2010-08-28.

如图 7所示，在冰川的顶端和末端流速变化并不大，而较大的年际变化主要集中在冰川中部且冰川中部的流速也存在突变的情况.这主要是由于以下两个原因造成的，一是，卓琼冰川属于高海拔冰川，冰川中部的海拔高度变化范围在5200~4700 m之间，海拔落差较大，较易形成陡峻的坡度.而坡度变化较大的流域，冰川流速存在突变的情况也较多；此外，由于卓琼冰川表面冰碛物的堆积较少，使得冰川自上游向末端运动的同时受到冰碛物阻碍的情况也较少.因此在陡峻的坡度区域，卓琼冰川流速突变的可能性很大.然而，陡峻的坡度并不能影响冰川的整体运动趋势，而只是对冰川局部的运动有明显影响 (Beniston, 2003)，这是由于冰川的总体运动趋势与冰川所处的地理位置、气候环境相关性更大.二是，冰川中部的流速突变也与中部存在部分冰面湖有一定关系，冰面湖形成后伴随着热喀斯过程加速冰面消融，从而增大冰内水的压力与冰下水系动态关联，在一定程度上会加剧冰川运动速度的波动 (Kääb et al., 2012; Willis, 1995).

表 4为1981—2010年西藏定日气象站累年值年均气温、降水数据，定日气象站位于28.63°N、87.08°E，海拔4300 m，距离珠峰约100 km，该气象站的数据对于分析研究区域的气候情况具有一定的代表性.从表 4中可以看出，1981—2010年年均气温为3.2 ℃，年极端最高气温出现在2009年，达到25.8 ℃.较多研究结果表明，自2000年以来冬半年 (10—3月) 的平均气温比20世纪70年代升高了将近1 ℃，而夏半年 (4—9月) 的月平均气温的升高则较弱，可以认为珠峰地区的升温在冬半年尤其强烈 (杨续超等，2006).从流速结果来看，在2003—2005年期间，冰川的流速较大，而在2005—2010年期间，冰川的流速有所下降，这也与近几年珠峰地区的气温显著升高从而导致冰雪补给减弱明显相关.1981—2010年年最多降水量出现在2007年，达到443.4 mm，但是同年的流速较其他年份流速并没有显著增加，可以推测虽然降水量增大但是由于气温升高的缘故使得降雪被降雨所替代，造成冰川补给不足，流速减缓.已有大量研究表明，高海拔地区对全球气候变化反应敏感，变暖的幅度一般随海拔高度的升高而逐渐增加 (Beniston et al., 1997; Diaz and Bradley, 1997; Giorgi et al., 1997).根据定日气象站的分析数据推断，珠峰地区高海拔地段的升温更加显著 (杨续超等，2006).相对于其他气候条件 (如降水、湿度、风速风向等)，卓琼冰川的运动受温度变化的影响更大.

表 4(Table 4)

表 4 1981—2010年西藏定日气象站累年值年均气温、降水数据2) Table 4 Data of temperature and precipitation at the Tingri meteorological station from 1981 to 20102) 类型 累年数据 数值 气温 年均气温/(℃) 3.2 年均最高气温/(℃) 12.1 年均最低气温/(℃) -4.8 年极端最高气温/(℃) 25.8 年极端最低气温/(℃) -27.7 年极端最高气温出现年份 2009 年极端最低气温出现年份 1989 降水 年最多降水量/mm 443.4 年最少降水量/mm 104.9 年最多降水量出现年份 2007 年最少降水量出现年份 1982

表 4 1981—2010年西藏定日气象站累年值年均气温、降水数据2) Table 4 Data of temperature and precipitation at the Tingri meteorological station from 1981 to 20102)

2) http://data.cma.gov.cn/data/search.html?dataCode=A.0029.0005_540

本研究利用偏移追踪的方法对青藏高原昆布流域的卓琼冰川运动进行监测和分析，通过与Quincey等提取的1992—2002年该冰川的流速对比进行可靠性评估，认为本文得到了较好的卓琼冰川流速结果.在2003—2010年期间，卓琼冰川表现活跃，冰川的流向自西向东、流速自冰川末端向上呈逐渐增长趋势，这主要是由于卓琼冰川的地理位置决定.卓琼冰川是珠峰众多冰川中海拔较高且海拔跨度较大的冰川，海拔落差近800 m.在高海拔地区，冰川上游处于温度较低地带，相对于低海拔地区的冰川，降雪更丰盛从而更容易形成冰雪的聚集.此外，卓琼冰川的东西走向以及位于珠峰东部的特殊地理位置使其更容易获得来自珠峰西部风雪的补给.由于卓琼冰川的冰雪补给相对其他冰川更加充足，物质积累较多，所以冰川运动活跃.从研究结果可以看出卓琼冰川年际间的运动状态稳定.

对于冰川的运动监测还包含众多范畴，如冰川体积变化、冰川表面冰雪覆盖情况、冰物质平衡等.但冰川流速的监测仍然是冰川变化研究中尤为重要的部分，对于之后进一步的冰川物质平衡分析极为关键.

感谢欧空局为本研究提供数据支持，感谢中国气象站数据网提供定日气象站气象观测数据.