南极冰盖作为地球最大的冷源，对全球气候系统及海平面的变化研究有着非常重要的作用，具有重要的科学研究价值.自20世纪60年代以来，冰雷达、卫星测高、重力等技术在南极的成功应用，极大地促进了南极冰盖科学研究的发展和认识的深化.

在南极科学研究中，对南极冰盖底部冰下湖的研究是其中一个重要的方面，具有独特的研究价值.首先，冰下湖是南极冰盖底部融水在低洼处汇积形成的水域比较宽广、换流缓慢的水体，对冰盖底部温度和热力状态具有重要影响.冰下湖提供了冰盖热力学分析重要的边界条件(Siegert et al., 1996)，其存在影响到冰盖与底床的胶结程度，进而影响到冰盖的运动、蠕变及表面地形(Alley, 1992)，甚至有可能发生急速排泄形成特大洪水，导致冰盖的大面积崩解，急剧影响冰盖的稳定性并促发全球气候和海平面的突变(Lewis et al., 2006).其次，冰下湖底部存在较厚的沉积层，湖泊沉积物携带着潜在的非常有科学价值的年代记录，对于地质学和过去全球环境气候变化的研究具有重要的意义.最后，生命学家也对南极冰下湖寒冷、与外界隔绝的独特环境产生兴趣，试图解决一些生命科学问题，如发现、检测并认识独特的本土生命形式，认识其生态系统的功能与结构，认识湖盆的形成及其历史以及对微生物进化和习性的影响等(温家洪, 1998; 效存德等, 2001).因此，对南极冰下湖的研究具有非常重要的科学意义，已经成为极地科学研究的关键内容之一.

精确的空间多源观测技术，如冰雷达、卫星测高、卫星重力、地面勘察及测量、机载测量等获取的数据，是研究冰下湖及其变化的基本素材，能够帮助深刻解析冰下湖的形成和变化，为了解南极冰盖的起源及演化历史提供更可靠和更直接的证据.本文主要总结南极冰下湖的研究进展，对该领域的研究成果进行综合评述，并结合多源大地测量手段对未来可能的研究方向进行展望.

1967年，Robin等(1970)利用无线电回波探测(RES, radio echo sounding)在俄罗斯苏维埃站附近发现了第一个冰下湖.无线电回波探测也称冰雷达，在反射的雷达信号剖面中，由于冰水界面明亮、平坦的反射信号和周围的冰岩界面明显不同，因此很容易发现冰下湖的存在.1967-1979年，英国斯科特极地研究所(SPRI, UK Scott Polar Research Institute)、美国国家自然科学基金会(NSF, US National Science Foundation)和丹麦技术大学(TUD, Technical University of Denmark)进行了联合研究，利用机载冰雷达对南极冰盖的冰层厚度进行了大规模探测，调查了南极冰盖大约40%的地区，获得了大量无线电回波数据(Turchetti et al., 2008).Oswald和Robin(1973)通过分析这些雷达反射数据发现南极冰盖下存在17个冰下湖，其中包括迄今为止在南极发现的最大冰下湖——Vostok湖.

即便是发现了冰下湖，冰川学家一致认为，南极冰盖底部的冰下水流速非常缓慢，其对冰川动力的影响极小，并未受到重视.因此，20世纪80年代几乎没有学者进行冰下湖的研究.

20世纪90年代早期，Ridley等(1993)分析了欧洲遥感卫星ERS-1雷达测高仪获得的南极冰盖高精度高程数据，获取了Vostok湖的面积，发现Vostok湖超过200 km长，约50 km宽，证实了该湖是已发现的最大的一个冰下湖，比其他冰下湖大一个数量级.Kapitsa等(1996)再次分析了最新的卫星测高数据、雷达数据，以及现有的人工地震资料.根据最新的高程数据得出的表面坡度变化，确定了新的冰下湖边界.Vostok湖位于俄罗斯Vostok站的下方，1959-1960年，德国科学家采集了Vostok站的人工地震数据，Kapitsa等重新分析了这些地震数据，得出Vostok湖最深达510 m，湖床位于海平面以下710 m.同年，Siegert等(1996)重新研究了SPRI/NSF/TUD数据，发现了77个冰下湖.这些研究工作重新激发了学者们对南极冰下湖的研究兴趣，使得人们意识到Vostok湖及其他冰下湖可能是微生物的栖息地，而且湖底的沉积物可能记录了古环境和古气候的变化信息.

之后的10年间，美国、意大利等国的多次作业，大大拓宽了对南极冰盖的调查范围，获得了大量的研究数据.根据这些数据，许多的冰下湖被发现，到2005年南极冰下湖数目已达到145个(Siegert et al., 2005).随着各国对南极冰盖研究的不断深入及湖泊识别技术的改进，学者们又发现了许多新的冰下湖.Cafarella等(2006)和Forieri等(2008)分析Dome C地区2003-2004年的雷达数据后发现了10个新的冰下湖；Popov和Masolov(2007)通过研究1998年和2006年测量的Vostok湖地面雷达数据，确定了该湖的边界，并在该湖边缘附近发现了29个蓄水溶洞，这些溶洞规模有大有小，小的不超过500 m，大的甚至超过10 km长，说明这些溶洞没有和Vostok湖相连；Wright等(2012, 2014)绘制出了Aurora冰下盆地的冰底地形图，并在Dome C地区和Aurora冰下盆地发现了19个新的冰下湖，后来在Byrd冰川的上游又发现了3个冰下湖；Welch等(2009)在Taylor Dome和南极点之间发现了2个冰下湖；Langley等(2011)在Recovery冰川流域的上游发现了1个冰下湖；Rivera等(2015)在西南极发现了1个冰下湖；李亚炜等(2015)通过雷达剖面影像筛选和分析确定了类似冰下湖反射的雷达影像，推测东南极Grove Mountains地区可能存在2个冰下湖.到2016年Siegert等(2016a)统计为止，总共已发现的冰下湖达到402个.

在寒冷的南极冰盖底部出现大量冰下湖，目前认为有5种可能的形成原因：(1) 远古时期存在的水体，如内陆湖或与海水相连的水体，随着水面结冰，冰盖发育，将水体封存，形成冰下湖；(2) 地球表面的地热活动异常，温度过高的地热流加热冰盖底部，使冰的温度上升，进而融化形成冰下湖；(3) 数千米厚冰层的巨大压力作用，配合地热流和冰盖流动过程中产生的热量，冰盖底部达到压力融点，融化形成冰下湖；(4) 冰盖底部存在活火山，活火山使得冰盖融化，形成冰下湖，这种冰下湖比较少见，只存在于西南极；(5) 冰盖底部存在的热岩也可以加热冰盖底部，使冰融化形成冰下湖.不管是哪种原因形成的冰下湖，融水温度都在压力融点之上，同时厚实的冰层起到隔热层的作用，使融水与南极寒冷的空气隔离，免受上部极端低温的影响，进而使水维持液态.

一直以来，学者们认为南极冰下湖是相互独立、相对稳定的封闭系统(Siegert et al., 2001).直到2006年之后，先前这种观点才慢慢发生改变.Wingham等(2006)最先研究冰下湖之间的联系，他们提出存在融水从高位的冰下湖排泄到低位的冰下湖从而流到冰盖边缘的宏观维系现象.Fricker等(2007)利用ICESat卫星的激光测高仪连续反复监测冰盖表面的高程变化，揭示冰下水的移动，并通过对比卫星影像差异，发现Whillans和Mercer冰流存在着许多广泛且活动的冰下水系.同年，Bell等(2007)将卫星影像与冰面高程相结合，确定了东南极Recovery冰流源头存在4个较大的冰下湖，从而为建立冰下湖与快速冰流之间的关系提供了一个很好的途径.Stearns等(2008)发现Byrd冰流地区冰下湖和该地区冰盖流速加快之间存在一定联系.Schroeder等(2013)和Young等(2016)通过分析西南极Thwaites冰川的雷达数据后发现，许多冰下通道内有水流通过.Wright等(2012)分析了雷达数据和冰盖模型后发现，Dome C和Totten冰川底部冰下湖之间的冰床一直都很潮湿，因此他们认为冰盖中部产生的冰下水会流向冰盖边缘.图 1描述了Aurora盆地的水文情况，可以看出，融水主要聚积在地势较低的地区，冰下融水的流动路径全部分布在达到压力融点的区域(Wright et al., 2012).在Carter和Fricker(2012)的研究中，Siple Coast的冰盖模型和水流模型显示，融水从冰下湖中排泄而出，最终流回到接地线附近.

图 1

Figure 1

图 1 Aurora冰下盆地的水文特征(Wright et al., 2012) 三角形表示已知冰下湖，紫色圆圈表示冰下水运动引起冰盖表面高程发生变化的区域，红点表示雷达影像不具有冰下湖特征但可能存在冰下水的区域，标注数字的白色三角形表示Wright等在ICECAP研究中发现的冰下湖. Figure 1 The subglacial hydrology of the Aurora subglacial basin area (Wright et al., 2012) The locations of subglacial lakes are shown as triangles and sites of ice-surface elevation change interpreted as subglacial water movements are shown as purple circles. Sites that do not resemble substantial lakes in RES data where subglacial water could be detected, are also shown as red dots. Subglacial lakes identified in the ICECAP survey are shown as white triangles labeled with numbers.

以上研究表明，冰下融水会在冰盖的巨大压力作用下通过不同的冰下通道从高水位冰下湖排泄到低水位冰下湖，实现冰下湖之间的连通并流到冰盖边缘，最后融水回到南极接地线附近，甚至越过接地线注入海洋，从而引起海平面发生变化.

通过以上研究发现南极冰盖底部的冰下湖并非是彼此独立的，许多冰下湖泊相互贯通形成冰下水系，融水能够通过冰下水系快速流动.冰雷达可以探测到冰下湖的存在，但很难对其“变化特征”进行分析；当前卫星重力可以对冰下湖水位变化做出响应，但其分辨率还不足以满足冰下湖研究的尺度；地面观测详细准确，但实施困难且属局部监测.动态冰下湖的蓄水和排泄会引起上覆冰盖的抬升和沉陷，从而造成冰盖表面高程发生变化.卫星测高技术可以监测冰盖表面高程变化，已被广泛应用于研究南极冰盖动态冰下湖的存在、内在联系及其对冰盖动力的影响(Gray et al., 2005; Wingham et al., 2006; Fricker et al., 2007; Stearns et al., 2008).Smith等(2009)利用ICESat卫星对冰盖表面高程的重复观测首次制出了南极大陆动态冰下湖目录；Siegert等(2016b)发现大多数动态冰下湖分布在冰川流域或冰盖边缘.最著名的动态冰下湖之一是Smith等发现的Cook湖，位于东南极Vitoria大陆，研究数据表明，Cook湖的排泄使得上覆冰盖表面高程在2007-2008年间下降了约70 m，形成了一个约260 km²的沉陷，排水量达到了5.2±1.5 km³，是已发现的独立排水量最大的南极冰下湖.2009-2012年，Cook湖重新缓慢注水，使得冰盖表面重新上升(McMillan et al., 2013; Flament et al., 2014).Flament等(2014)通过分析Cook湖冰面测高数据发现，该湖的排泄对下游湖泊造成一定影响，而且可能和Wilkes盆地的水文系统存在关联性.

Smith等的文章发表后，为了探究动态冰下湖，学者们对南极冰盖表面高程发生变化的几处区域进行了无线电回波探测(Welch et al., 2009; Langley et al., 2011; Siegert et al., 2014；Wright et al., 2014)，但是相当一部分研究结果并没有发现冰盖底部存在大体积的冰下湖，与Smith等的研究结果存在较大差异.Siegert等(2016a)分析了几种可能的原因：(1) 冰盖表面高程变化可能不是由冰下湖的排泄和蓄水引起的；(2) 进行无线电回波探测时，冰下湖融水已经排出，因此没有探测到冰下湖的存在；(3) 无线电回波探测的冰下湖表面的中心位置和冰盖表面高程变化最大的地区存在偏离；(4) 冰盖表面高程变化也有可能来源于ICESat数据及分析过程中产生的误差.当高程变化十分微小或ICESat轨道数较少时，冰面高程变化来源于数据处理过程中产生的误差的可能性最大.

Siegert等(2014)利用机载冰雷达对动态冰下湖Institute E2进行了测量，生成了Institute E2湖的高分辨率冰下地形图(图 2)、Institute E2的雷达影像图和反射率图(图 3).该湖的雷达影像图中没有明显的冰下湖反射面；冰水界面的反射率通常比冰岩界面高10~20 dB(Oswald and Robin, 1973)，由于Institute E2湖的反射率特征呈现出多样性，并伴随一定的空间相干性，说明具有冰下湖特征.Siegert等分析了Institute E2湖的冰下地形，认为该冰下湖可能生长于山丘的背面，由于受周围地形环境的影响，其对冰盖表面的高程变化十分敏感，冰下湖蓄水水位上升，顶部冰盖随之抬升的同时对湖面的反向压力增大，从而限制了冰下湖的发育.因此，相较Smith等的研究结果，Siegert等认为Institute E2湖可能短期存在，但规模不会很大.同年，Wright等(2014)对东南极Byrd冰流的动态冰下湖进行了冰雷达探测，同Siegert等的研究一样，在可能存在动态冰下湖的区域，雷达影像没有显示出冰下湖的存在.Byrd冰流地区冰床的地形起伏相当大，很多山丘高度达到500 m，Wright等认为该区域可能与Institute E2湖相似，即冰下水流受地形环境的影响，融水可能短期蓄积在山丘的背面，规模不大.

图 2

Figure 2

图 2 Institute E2湖冰下地形图(Siegert et al., 2014) (a) Institute冰流冰下地形图，白色实线表示接地线，高程系统为WGS84；(b)灰色实线表示RES测量路线(Ross et al., 2012)，黑色虚线表示ICESat断面，红色虚线表示Institute E2湖(Smith et al., 2009)，黑色实线表示图 3中的RES断面，分别标注为A-A’，B-B’和C-C’，高程系统为WGS84. Figure 2 Subglacial topography of subglacial lake Institute E2 (Siegert et al., 2014) (a) Subglacial topography of the Institute Ice Stream region. The grounding line is provided in white. Elevations are in metres above WGS84; (b) Ice-surface elevation with RES (grey lines) (Ross et al., 2012) and ICESat transects (black dotted lines) over and around Institute E2 (dashed line) (Smith et al., 2009). RES lines in black and labelled A-A', B-B' and C-C' refer to RES transects provided in figure 3. Elevations are in metres above WGS84.

图 3

Figure 3

图 3 Institute E2湖雷达影像(Siegert et al., 2014) (a)、(b)和(c)分别为图 2b中的A-A’、B-B’和C-C’.在雷达影像图中，白线表示雷达反射信号，下图分别为冰盖表面高程、冰床高程、水压势能和冰床反射率，高程系统为WGS84. Figure 3 RES transects centred on Institute E2 (Siegert et al., 2014) The locations of the transects are provided in figure 2b. (a) transect A-A', (b) transect B-B' and (c) transect C-C'. For each transect, the radar reflection signal is shown as a white bar on the radargram. Beneath the radargrams graphs of ice-surface elevation, bed elevation, basal hydropotential and basal reflectivity are provided. Elevations are in metres above WGS84.

南极冰盖下存在很大数目的冰下湖泊，动态冰下湖相互贯通形成冰下水系.观测南极冰下湖的融水迁移对于研究冰川动力学、冰盖的物质平衡及稳定性，以及研究南极冰盖对海平面的贡献有着十分重要的意义(Lewis et al., 1992; Bell et al., 2007; 张栋等, 2010; Siegert et al., 2016a).

研究冰下湖融水迁移的一种有效方法是Shreve(1972)于1972年提出的冰下水压势能方程.该方程可以分别用于计算冰下水压势能与冰面高程、冰层厚度、底部地形、底部融水厚度、冰-水密度等参数之间的关系，被有效的应用于探测南极冰盖冰下湖和融水流动路径的分布.冰下水压势能方程根据冰面高程和底部地形两种冰盖的基本特征参数计算水压势能，冰下融水的流动路径主要跟冰下水压势能梯度有关，根据其最大梯度方向计算融水的流向和冰下湖的分布.Wright等(2008)利用冰下水压势能方程发现南极冰盖的细微变化会对冰下融水的流向和分布产生很大影响.Livingston等(2013)通过分析南极冰盖地形数据库BEDMAP2提供的冰厚和冰下地形数据，联合冰下水压势能方程，得出了南极和格陵兰冰盖冰下湖及融水流动路径的可能分布.

大地测量手段并辅以冰川学及地球物理观测手段可以提供与冰下水压势能方程相关的输入信息，图 4给出了利用大地测量手段并辅以冰川学和地球物理观测手段研究冰下湖融水迁移的实现途径.

图 4

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图 4 利用多源测量数据研究冰下湖 Figure 4 Subglacial lake research using multi-sources measurement data

卫星测高技术能够高精度获取南极冰盖的表面高程变化.2003年NASA发射的ICESat激光测高卫星，轨道倾角为94°，全球覆盖范围达到±86°S，可以观测南极大部分冰盖的高程变化.卫星携带的高精度激光测高仪对冰盖表面反射非常敏感，反射信号不易穿透冰雪面，激光脚点小，沿轨采样密集，测量精度可达±10 cm.但是，ICESat激光测高获得的冰盖表面高程变化可能包含多种干扰信号如表面冰雪、冰川运动、基底运动、地形起伏误差等，需要分析干扰信号特点并加以改正(史红岭等, 2009; 沈强等, 2011; 袁乐先等, 2015).同样，卫星雷达测高、航空测高也可以获取冰盖表面的高程变化，同时也需要对各种干扰信号加以改正(王泽民等, 2013; 黄科伟等, 2016).此外，通过在冰盖表面安装GNSS连续观测站也可以获取高精度的表面高程变化.由于南极地区恶劣的气候环境，GNSS连续观测技术耗费大量的人力物力，无法大范围观测，只能作为局部重点区域的检核手段.

冰雷达和地震勘探技术都可以探测南极冰盖的冰底地形.冰雷达基于无线电回波理论，电磁波在传播过程中，遇到介电性质不同的两种介质时会在界面发生反射.冰体与岩石不同的介电性质使得冰雷达能够探测到基岩，利用雷达回波确定冰岩界面的位置，可以探测冰盖厚度和冰底地形等特征(崔祥斌等, 2009; 唐学远等, 2009).与冰雷达不同的是，地震勘探是利用冰下介质弹性和密度的差异，通过分析地震波在冰下的传播规律，探测冰盖的内部结构和冰底地形等特征.

基于卫星测高、航空测高、GNSS、冰雷达、地震等多源观测手段，联合冰下水文学的水压势能方程，输入冰面高程变化和冰底地形以及其他相关数据，计算水压势能的变化量，可以对冰下融水的流动路径和冰下湖的分布进行模拟，实现对南极冰下湖融水的迁移量及时空分布的监测，从而揭示其对冰盖质量平衡及稳定性的影响，及其对海平面变化的贡献.

通过重力卫星GRACE、GRACE Follow-on、多期航空重力和地面重力观测及多源重力数据融合可以精确观测地球重力场的微小变化从而确定南极冰盖整体质量的变化，所获得的重力场时变信息被应用于研究冰盖质量重新分布的时空变化.利用这些重力资料监测南极冰盖冰下湖和冰下水系的融水迁移和时空分布，对上述冰下水压势能方程的输出结果进行有效的评价.但在利用卫星重力数据研究南极冰盖质量变化的长期性趋势时会受到冰后回弹模型(GIA, Glacier Isostatic Adjustment)的影响，GIA主要是指黏弹地球受末次冰期以来冰退期地表冰负荷和海水负荷变化的激发，主要体现为地幔物质的流动和地壳的运动.GIA能够引起地球内部物质的重新分布导致地球重力场的变化，对评价的精度和稳定性造成影响，所以有必要对GRACE的反演结果进行改正(高春春等, 2015).同时，还需剔除冰盖表面冰雪质量变化的影响，从而更加准确的从重力变化角度反映冰下湖的融水迁移.

综述南极冰下湖的研究进展，详细描述和分析了一些主要研究结果.通过对各种对地观测资料特别是冰雷达、重力卫星、卫星测高、地震等测量技术及观测结果的分析，对南极冰下湖有了进一步的理解与认识.目前已发现的南极冰下湖数目达到402个，讨论了其可能的形成原因，探讨了冰下湖群的水文特征，特别是详细评述了动态冰下湖及冰下水系的发现过程与探测手段，深入思考了利用大地测量手段并辅以冰川学、地球物理学手段监测冰下融水迁移过程的技术方案.可以设想，研究南极冰下湖的存在及其对冰盖物质平衡的影响，以及对全球气候环境和海平面的贡献将是今后极地研究的重要方向，冰盖底部融水的变化和迁移、冰下水系的存在及其状态变化等问题尤其重要.