東喀喇昆侖山昆常冰川近期躍動特征

楊婧睿， 蔣宗立， 劉時銀， 王 欣，張 勇， 張 震， 魏俊鋒

（1.湖南科技大學測繪遙感信息工程湖南省重點實驗室，湖南湘潭 411201； 2.云南大學國際河流與生態(tài)安全研究院，云南 昆明 650500； 3.安徽理工大學測繪學院，安徽淮南 232001）

0 引言

冰川根據(jù)運動特征可分為常態(tài)型冰川和躍動型冰川。躍動型冰川一般會經(jīng)歷兩個階段的交替，一個是以冰川物質快速從積蓄區(qū)向接收區(qū)轉移的短期活躍階段，其流速可能會增加10倍至1 000倍，并可能導致長度增加；另一個則是以末端停滯或后退為特征的通常持續(xù)10 年或更長時間的恢復階段［1］。在躍動階段，冰川發(fā)生運動松弛性動力卸荷，冰流速度急劇增大，往往是常態(tài)運動冰川的1～2 個量級，使大量冰體從上游向下游搬運，冰川上部表面急劇下降，而冰川中下部則急劇升高，冰舌末端向前迅速推進。而在恢復階段則發(fā)生相反的過程，即冰川上游冰量重新增多，運動速度恢復常態(tài)，冰的前峰向下游推進，而下游被壅高的冰體在增大的消融作用下不斷減薄，冰舌末端逐漸退縮，這個過程一直持續(xù)到下一次躍動［2］。躍動型冰川在所有冰川中只占很小的比例（數(shù)量小于1%）［3］，集中的地區(qū)主要有：阿拉斯加及加拿大育空地區(qū)［1，4-5］、喀喇昆侖山［6-7］、帕米爾［8］、天山［9-10］、斯瓦爾巴群島［11］、格陵蘭島［12］、冰島［13］。亞洲高山地區(qū)（High Mountain Asia，HMA），尤其是帕米爾高原、喀喇昆侖山和天山，被認為是最活躍的冰川躍動帶之一［14］，其躍動發(fā)生率可達該區(qū)域全部冰川數(shù)量的10%以上［15］。

2000 年以來，喀喇昆侖山西部和中部地區(qū)的冰川表現(xiàn)出頻繁前進，并出現(xiàn)輕微的物質增加，這被稱為喀喇昆侖異常［16］。Barrand 等［15］將ASTER 和Landsat 等遙感圖像與紙質地圖結合，對Kotlyakov等［17］提供的喀喇昆侖山躍動型冰川分布的1∶50 萬地圖進行了更新，采用多變量回歸分析方法對喀喇昆侖山中部的150 條冰川進行分析，通過冰川屬性與所處環(huán)境的關系得到該區(qū)域12.6%的冰川為躍動型冰川。Copland 等［18］通過冰川躍動所具有的典型特征，比如表面的環(huán)狀冰磧、表面裂隙的快速變化以及末端快速推進等，發(fā)現(xiàn)冰川躍動的范圍比以前報道得更加廣泛，并且發(fā)生躍動的冰川數(shù)量也有所增加。當前東喀喇昆侖山的冰川躍動開始引起人們的關注，喀喇昆侖山東北部的North Gasherbrum 冰川在2003—2007 年間發(fā)生了躍動，導致冰川上部物質向下明顯轉移，冰舌表面高度顯著增加，但冰川末端沒有明顯前進，Mayer等［19］就此事件對其機制進行研究，提出了一個包含基本滑動定律和冰下排水理論的冰川運動模型。

冰川躍動是冰川動力不穩(wěn)定性的表現(xiàn)，它的發(fā)生既取決于環(huán)境因素（相對靜態(tài)），也取決于觸發(fā)因素（相對動態(tài)）。目前認為冰川躍動主要有兩種觸發(fā)機制［20］：一種是由于冰川底部溫度的差異促進了底磧的變形，這種躍動開始加速/減速時不受任何季節(jié)控制［21］；另一種是由于冰下孔隙水壓力的改變而導致的不穩(wěn)定，這種受水文調節(jié)的躍動具有快速加速和減速（即幾天到幾周）的特點［22］，可能在排水效率低的冬季開始，而在夏季排水效率高的時候結束。對于喀喇昆侖山冰川躍動的機理而言，其觸發(fā)機制具有異質性［6］。研究表明喀喇昆侖山的冰川躍動是由熱力或冰下水文條件作用觸發(fā)的，不同的冰川，由于其熱力、水文條件和形態(tài)特征的不同，躍動的控制機理也各不相同。一方面，喀喇昆侖山的冰川躍動被認為是熱力學控制而不是水文控制，這與該地區(qū)降水增加及冰川積累模式可能引起的高海拔地區(qū)變暖相吻合［23］；另一方面，對單個躍動事件的觀測又表明冰下水文條件的變化可能是其主要觸發(fā)機制［19］。

遙感技術的應用及發(fā)展使得冰川時序的流速變化、表面高程變化、末端前進和形態(tài)特征的變化監(jiān)測更加便捷，使得利用遙感技術快速識別和研究躍動型冰川成為可能［24］。合成孔徑雷達（SAR）技術自20 世紀末以來就得到了廣泛的應用，目前利用SAR 影像估算山地冰流速主要有三種方法：差分干涉雷達測量技術（D-InSAR）、偏移量跟蹤技術、多孔徑干涉測量技術（MAI）［25］。由于山地冰川運動速度較極地冰川要快得多，嚴重的去相干導致難以獲取有效的干涉相位信息，采用特征追蹤方法，即便在兩景SAR 影像失相干的情況下也可以比較準確測量距離向和方位向上的位移。Strozzi 等［26］應用SAR 偏移量跟蹤方法估計冰川表面在SAR 圖像斜距和方位向上的運動速度，并對1992—1996年斯瓦爾巴群島北部Monacobreen 冰川躍動進行分析；Paul等［27］通過對喀喇昆侖山Hispar冰川時序的SAR及光學圖像的分析得出其流速和表面特征的變化，從而推斷該冰川躍動屬于阿拉斯加型。因此，根據(jù)冰川躍動特征推斷冰川躍動的機理是可行的途經(jīng)。

目前詳細的冰川躍動特征報道仍然很少，本文基于多源遙感數(shù)據(jù)，用以確定昆常冰川的時序流速變化、表面高程變化和邊界變化，進而分析其躍動特征，為全面認識喀喇昆侖山冰川躍動機理提供更多的依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

喀喇昆侖山脈跨越巴基斯坦、印度和中國邊境，是世界中、低緯山岳冰川最發(fā)育的地區(qū)。昆常冰川位于克什米爾東南部，喀喇昆侖山脈東部，喜馬拉雅山脈南部，西南則是克什米爾山谷，其主干冰川編號為IN5Q153D0055，中心位置為34°49′N、77°52′E（圖1）。昆常冰川主體呈自西向東的流向，是由五條支冰川構成的樹枝狀山谷冰川，其支流昆常五號冰川冰舌前端存在一冰湖。有研究表明：喀喇昆侖山在一年中的不同時期分別受到三種不同天氣系統(tǒng)的影響［28］，其降水在不同季節(jié)的差異較大。該地冰川類型介于喜馬拉雅山的“夏季積累”類型和歐洲西部阿爾卑斯山的“冬季積累”類型之間［29］。

圖1 昆常冰川位置（圖中標注了兩個橫剖面位置T-T'，P-P'及主流線F-F'）Fig.1 Location of the Kunchhang Glacier（with two cross transverse profiles T-T'，P-P' and the mainstream F-F'）

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

Sentinel-1 SAR是ESA繼ERS、Envisat之后的C波段傳感器，由共享同一軌道平面的兩顆極地軌道衛(wèi)星組成，重訪周期為12 天。本文使用Sentinel-1A的IW 模式下5 m×20 m分辨率的數(shù)據(jù)進行冰川表面運動場的提取，以及Envisat-1/ASAR 數(shù)據(jù)對昆常冰川支流的流速進行提取。同時使用了ITS_LIVE 項目（https://nsidc.org/apps/itslive/）中的高亞洲年均流速數(shù)據(jù)作為補充數(shù)據(jù)進行分析。

TerraSAR-X/TanDEM-X 系統(tǒng)是德國宇航局（DLR）先后發(fā)射的兩顆SAR 衛(wèi)星，它們相距300 m左右同時飛行，組成了一個雙星分布式的SAR 系統(tǒng)。本研究使用了該系統(tǒng)雙基站（bi-static）下條帶（stripmap）模式獲取的SLC數(shù)據(jù)，即一發(fā)雙收的條帶模式數(shù)據(jù)，具有“0 時間基線”的特點。SRTM DEM與TanDEM 都采用InSAR 技術進行地表高程模型測繪，研究表明其精度分別為±16 m 和±10 m［30］。本文選取2000 年獲取的SRTM-C DEM 和2012 年、2014 年的TSX/TDX 數(shù)據(jù)用于昆常冰川表面高程變化計算。

ICESat-2（Ice，Clouds，and Land Elevation Satellite-2）是NASA 在ICESat/GLAS 之后發(fā)射的新一代激光測高衛(wèi)星。本文獲取了2018 年10 月以來ICESat-2的激光測高數(shù)據(jù)用來對比昆常冰川部分區(qū)域；同時對TSX/TDX DEM 中的冰川區(qū)域做500 m 的緩沖，之后提取剔除緩沖區(qū)后的非冰川區(qū)域的ICESat-2/ATLAS數(shù)據(jù)點來評價TSX/TDX的精度。

另外，本文使用Landsat影像用以確定支流冰川末端的變化情況；使用30 m 分辨率的SRTM 數(shù)字高程模型作參考DEM 以對SAR 數(shù)據(jù)進行基于地形的精配準。數(shù)據(jù)使用的具體情況見表1。

表1 本研究使用的遙感數(shù)據(jù)Table 1 Remote sensing data used in the study

2.2 冰川表面流速與高程提取

2.2.1 冰川表面流速提取

本文對SAR 影像使用特征跟蹤的方法提取冰川運動速度，主要包括預處理，基于地形的精配準，主從影像的特征匹配，匹配特征點的偏移跟蹤與偏移量計算以及考慮坡度影響的冰川表面流速提取。本文采用IW 模式下的Sentinel-1A 數(shù)據(jù)分辨率為5 m×20 m，匹配窗口設置為256×64，相關系數(shù)閾值設定為0.05，經(jīng)過重采樣等計算步驟最終得到的冰川表面流速分辨率為100 m×100 m。 采用瑞士GAMMA 合成孔徑雷達軟件中的Offset Tracking 方法進行偏移量提取，然后使用Esri公司的ArcGIS 平臺軟件進行了冰川表面流速和流向的計算。

本文對SAR 數(shù)據(jù)的處理均在瑞士GAMMA 軟件平臺下進行的，在數(shù)據(jù)處理過程中影像配準、多項式擬合以及數(shù)據(jù)重采樣等操作也都存在一定誤差，量化誤差結果等于方位向和距離向的誤差之和。系統(tǒng)處理過程誤差主要來自影像軌道抖動誤差和偏移跟蹤的多項式擬合過程，GAMMA 雷達數(shù)據(jù)處理平臺的配準算法誤差控制在0.01 個像素范圍內，對應Sentinel-1A 距離向和方位向分別約為0.018 m 和0.009 m，相對誤差等于絕對誤差除以觀測時間，計算得日均流速誤差約0.011 m。

非冰川區(qū)域被認為是靜止區(qū)域，其包括了圖像對的偏移估計、偏移值轉換為表面流速以及系統(tǒng)誤差等的誤差源。SAR 影像特征跟蹤法的靜止區(qū)域誤差因搜索窗口的大小不同而產生差異。Huang等［31］就搜索窗口大小設置對光學和SAR 圖像特征匹配的誤差進行了研究，證明了不同的窗口尺寸會導致不同的速度，并提出了平均速度梯度（AVG）方法，以改善特征跟蹤中的窗口大小并獲得最合適的流場。蔣宗立等［32］對靜止區(qū)域的匹配誤差通過設置不同大小窗口搜索結果進行比較分析，最終選擇窗口尺寸為128×256進行特征匹配。本文將匹配窗口設置為256×64，對靜止區(qū)域的像素偏移值做了統(tǒng)計，即可代表冰川表面流速的相對誤差。圖2 是結果采樣總體誤差的直方圖，可以看出剔除冰川區(qū)500 m 緩沖區(qū)后的非冰川區(qū)域穩(wěn)定，SAR 影像的特征跟蹤方法適合于對冰川表面速度進行估計。

圖2 非冰川區(qū)偏移分布Fig.2 Offsets in non-glacier area

2.2.2 冰川表面高程提取

使用瑞士GAMMA 合成孔徑雷達干涉測量軟件平臺對TSX/TDX 雙星SAR 數(shù)據(jù)進行差分干涉處理，將SRTM DEM 作為參考DEM，通過差分處理，去除SRTM DEM 模擬的地形相位，并去除基線誤差導致的線性趨勢相位，從而得到冰川表面高程變化的殘差相位，把殘差相位轉化為高程變化值，即可獲得2000—2012 年冰川表面的變化［33-34］。采用迭代的方法更新初始查詢列表從而得到優(yōu)化的DEM，采用通用DEM 差值的方法，獲得2012—2014 年的冰川表面高程變化。因SRTM-X 未覆蓋研究區(qū)，故本文采用SRTM-C 進行研究，SRTM-C 波段相對于X波段在喀喇昆侖山的冰川穿透深度為2.4 m［35］。

通常假設在非冰川區(qū)域的高程沒有變化，從而估算殘余高程差帶來的不確定性（σ）。通過計算，非冰川區(qū)域平均高程差（MED）為-1.77 m。使用非冰川區(qū)域的標準偏差（SD）可能高估樣本的不確定性，因此通過平均值（SE）的標準誤差來估計不確定性［35］。定義為

式中：N為空間去相關處理后的像元個數(shù)。

本研究將所有DEM 空間分辨率統(tǒng)一為30 m，取空間去相關距離為600 m［36］。使用非冰川區(qū)高程變化差值的SE和MED計算總體誤差。

經(jīng)計算得到2000—2012 年表面高程變化的總體誤差σ=1.79 m，以同樣的方法計算出2012—2014 年表面高程變化的總體誤差σ=1.37 m。2000—2012 年和2012—2014 年的非冰川區(qū)高程變化呈正態(tài)分布（圖3）。

圖3 非冰川區(qū)高程變化Fig.3 Elevation change in non-glacier area

ICESat-2/ATLAS 數(shù)據(jù)為散點，提取非冰川區(qū)域的點與TSX/TDX 高程值作差，對二者高差進行分析。標準差（SD）和均方根誤差（RMSE）的公式為

式中：di為ICESat/ATLAS 與TSX/TDX DEM 的高程差；n為ICESat/ATLAS 點在非冰川區(qū)的數(shù)量。ICESat-2/ATLAS 非冰川區(qū)點分布及ICESat/ATLAS 與TSX/TDX的高差統(tǒng)計分析如圖4所示。

圖4 ICESat-2/ATLAS點分布及與TanDEM 高程差值Fig.4 Distribution of ICESat-2/ATLAS points and the elevation difference with TanDEM

3 結果與分析

3.1 冰川表面流速變化

將SAR 圖像對匹配的強度偏移值除以圖像對時間間隔從而得到日均流速，包括2004 年8 月至2010 年5 月以及2014 年10 月至2020年8月間 日 均時序冰川表面流速數(shù)據(jù)（圖5）。通常情況下山地冰川表面流速小于0.5 m·d-1［37］，2007-04-28 平均流速增加為0.61 m·d-1，開始顯示出躍動趨勢，2007-07-07 平均流速降低，最低降至0.07 m·d-1，直到2008-06-21 平均流速再次增加至0.61 m·d-1。 接著對ITS_LIVE 項目（https://nsidc.org/apps/itslive/）中下載的高亞洲年均流速數(shù)據(jù)作為本文獲取的Sentinel-1A 數(shù)據(jù)獲取前年份的補充數(shù)據(jù)進行分析（圖6），發(fā)現(xiàn)從2011 年到2014 年，昆常冰川主干中部流速逐年升高，具有明顯的躍動前鋒并且向前緩慢推進，此時冰川已經(jīng)開始躍動。根據(jù)Sentinel-1A 流速數(shù)據(jù)顯示，2016 年之后該冰川出現(xiàn)兩次快速運動期（圖7），分別為2017-05-19 至2017-07-30 以及2018-05-14 至2018-07-25。詳細分析發(fā)現(xiàn)：2017-05-07 時中部平均流速為1.28 m·d-1，第一次快速運動期的最高流速達到2.36 m·d-1，到2017-07-30 時速度快速下降，平均流速為1.13 m·d-1，之后流速一直保持在平穩(wěn)狀態(tài)，平均值為1.31 m·d-1。直到2018-05-14流速升為1.44 m·d-1，流速開始加快，第二次快速運動期的最高流速達到2.12 m·d-1，到2018-08-06運動速度快速下降，平均流速降為0.97 m·d-1。之后流速持續(xù)減緩至0.32 m·d-1，恢復到正常的山地冰川表面流速，進入平靜（恢復）期。2019-05-21 冰川中上部區(qū)域平均流速達到1.17 m·d-1，再一次顯露出躍動的跡象，直至2019-08-01 流速減緩至0.41 m·d-1，之后流速再次增加，于2019-09-06 達到1.14 m·d-1；2019-10-12 流速降至0.24 m·d-1，再次進入平靜（恢復）期。2020-05-15冰川中上部區(qū)域流速再次增加至1.74 m·d-1，到目前為止其平均流速一直保持在0.82～1.54 m·d-1。另外，根據(jù)躍動期間冰川不同位置的橫剖面表面流速分布（圖8）可以看出，其流速值分布符合冰川躍動的特征，橫截面為梯形甚至矩形，即躍動期間冰川底部發(fā)生了滑動，呈現(xiàn)明顯的塊體運動而不是緩慢的冰川冰變形［28］。躍動結束后冰川恢復到正常流速分布（2018-08-30）。其中橫剖面T-T'靠近主流線的一側流速有明顯增高，可能是由于支流匯入。

圖5 昆常冰川主干沿主流線日均流速變化Fig.5 Variation of daily average velocity along the mainstream of the trunk of Kunchhang Glacier

圖6 2011—2014年昆常冰川主干沿主流線表面流速變化Fig.6 Variation of surface velocity along the mainstream of the trunk of Kunchhang Glacier during 2011—2014

圖7 躍動期間兩次快速流動的流速變化Fig.7 Velocity variation of two rapid flows during the surge

圖8 躍動期間橫剖面（T-T′和P-P′）表面流速變化Fig.8 Surface velocities along the transverse profiles T-T′ and P-P′ during the surge

3.2 冰川表面高程變化

昆常冰川主干躍動在2007—2019 年間，TSX/TDX DEM 的高程變化可代表躍動時的冰川表面高程信息（圖9）。高程變化中的異常值主要分布在地形坡度較大的區(qū)域，本文在計算中剔除了疊掩和陰影區(qū)域。沿昆常冰川主干的主流線分別提取2000—2012 年和2012—2014 年的表面高程變化［圖10（a）］，結果表明，冰川表面高程變化分布不均，2000—2012年冰川主流線上的積蓄區(qū)減薄約10 m左右；干流中部有隆起現(xiàn)象，平均增厚（10.19±1.79）m，出現(xiàn)明顯的躍動前鋒；末端以消融為主，平均減?。?9.71±1.79）m；2012—2014 年隆起區(qū)域平均增厚（8.21±1.37）m 并向下遷移，而冰川接收區(qū)表面高程繼續(xù)減薄。本文獲取了冰川積蓄區(qū)2018 年以及冰川中部2020 年的ICESat-2/ATLAS 的激光測高數(shù)據(jù)，用于計算躍動后的冰川表面高程變化，由于ATLAS 數(shù)據(jù)是沿航跡的離散點，只能覆蓋昆常冰川主干部分區(qū)域［圖9（b）］，仍以有限點高程變化代表相應區(qū)域的高程變化（圖11），圖中顯示，2014—2018年積蓄區(qū)除部分點輕微增高外，其余大部分測高點的高程降低，即積蓄區(qū)厚度在減薄，平均減?。?.77±3.38）m，表明物質從積蓄區(qū)遷移到了接收區(qū)。根據(jù)2020 年的ICESat-2/ATLAS 激光測高數(shù)據(jù)，可以得到2014—2020年昆常冰川主干中部變化情況［圖11（b）～（d）］：A-A′橫斷面平均減薄（10.89±3.38）m；B-B′橫斷面平均減?。?.47±3.38）m；C-C′橫斷面平均增厚（19.67±3.38）m，這表明物質從積蓄區(qū)向接收區(qū)轉移。

圖9 冰川表面高程變化Fig.9 Change of glacier surface elevation

圖10 昆常冰川沿主流線的高程變化Fig.10 Elevation changes along the mainstream of Kunchhang Glacier

圖11 昆常冰川主干部分區(qū)域的高程變化Fig.11 Elevation changesin some regionsof the trunk of Kunchhang Glacier

昆常冰川南分支于2004—2005 年發(fā)生躍動，TSX/TDX 的2012 年高程可代表躍動后的冰川表面高程信息［圖10（b）］。結果表明主流線上距末端2 500 m 內的冰川表面高程增加，末端最大增厚（186.82±1.79）m，而積蓄區(qū)表面高程平均下降了（25.07±1.79）m，因躍動后表面高程變化相對滯后，相應的高程變化與實際躍動后的高程變化存在一定的偏差。

4 討論

4.1 昆常冰川躍動特征

在兩次躍動之間的時間稱為躍動周期，它包括兩個階段，即躍動階段和恢復階段［2］。2000—2012年昆常冰川主干中部高程明顯增加，出現(xiàn)明顯的躍動前鋒，冰舌及末端高程顯著降低，符合躍動特征，說明此時冰川已經(jīng)開始發(fā)生躍動；2012—2014 年中部高程增加并向下推進，而冰舌下部高程仍在減薄，期間年均流速曲線符合躍動前鋒形態(tài)且持續(xù)向前推進，處于冰川躍動的加速階段；2014—2015 年期間昆常冰川躍動速度有所減緩，2016 年之后冰川主干經(jīng)歷兩次快速運動期，第一次從2017-05-19 開始到2017-07-30 結束，最高流速達到2.36 m·d-1；第二次從2018-05-14 開始到2018-07-25 結束，最高流速達到2.12 m·d-1，都歷時了2 個月左右。2018 年8月以后冰川進入恢復階段，躍動結束。根據(jù)昆常冰川時序流速和表面高程變化，可以推斷其躍動年份為2007—2019 年。從Landsat 影像中可以看出，昆常冰川主干末端為表磧覆蓋，冰川物質以動力波的形式向下傳輸，但并未使末端顯著前進，本次躍動前鋒未超越上一次躍動的前鋒終止位置。

與喀喇昆侖山東部的其他躍動冰川對比發(fā)現(xiàn)，昆常冰川與位于喀喇昆侖山脈中東部的Hispar冰川躍動特征較為相似。Hispar 冰川在2015 年春季被觀測到最大流速高達14 m·d-1，夏季流速突然下降，2015年冬季至2016年春季流速再一次增加［27］，其躍動被認為是與冰下水文狀況的變化有關，因此歸類為阿拉斯加型。昆常冰川也經(jīng)歷過兩次短暫的快速運動，分別在2017 年和2018 年春季的開始，在夏季排水效率高的8月結束，并且結束持續(xù)時間較短，其特征符合冰下水文條件控制的躍動。近期在喀喇昆侖山中西部的Khurdopin 冰川［38］、Kyagar 冰川［39］以及Shispare冰川［40］也發(fā)生過躍動。Khurdopin冰川在2015—2017 年的夏季具有最高的躍動速度，并且歷史觀測表明其躍動周期約為20年；Kyagar冰川躍動始于2014年融化季節(jié)，流速的演化表明其符合水文控制的躍動，并且推斷其躍動周期約為15～20 年；Shispare 冰川躍動從2017 年4—5 月開始，到2019年6—7月結束，其中2018年6月初觀測到Shispare冰川的躍動流速峰值約為（18±0.5）m·d-1，這是喀喇昆侖山使用SAR 特征匹配方法所報道的最高流速。Shispare 冰川與Kyagar 冰川躍動類似，都以雪崩為主要補給來源，屬于水文條件控制的躍動［41］。

本文通過分析發(fā)現(xiàn)昆常冰川躍動存在一些不同于已報道的躍動特征：昆常冰川相對于其他冰川高達每天數(shù)十米的躍動速度而言，其平均躍動速度相對較慢：2004—2008 年該冰川積蓄區(qū)多次出現(xiàn)流速增加現(xiàn)象，顯露出躍動開始的跡象；2008 年之后冰川平均流速有所降低并趨于穩(wěn)定，之后經(jīng)歷兩次快速運動期，于2018年進入平靜期；2019年5月及9月該冰川中上部區(qū)域平均流速兩次增加且持續(xù)1～2個月；2020 年5 月昆常冰川中上部區(qū)域平均流速再一次增加至1.74 m·d-1。其次，觀察到昆常冰川躍動持續(xù)期長達10年左右（2007—2019年），相對于水文控制的躍動持續(xù)期（1～2 年）而言，可能更偏向于比如斯瓦爾巴德群島的經(jīng)典熱條件控制的躍動（3～10 年）［42］，這表明其他因素可能也影響著躍動，比如Lovell等［43］認為喜馬拉雅山脈Sabche冰川的躍動行為受到冰下地形的影響，因為在其山谷上方的狹窄區(qū)域存在碗狀的凹陷區(qū)域，更利于冰川物質的堆積。推測昆常冰川積蓄區(qū)可能存在類似的粒雪盆。Raymond 等［44］認為微躍動發(fā)生在融化季節(jié)，此時表面融化使得融水輸入的速度要比前一個冬天輸入的要快，這會導致系統(tǒng)中的水儲存和冰床水壓的增加，當水壓達到足以使冰與冰床分離時，局部會產生微躍動。根據(jù)該冰川中上部區(qū)域平均流速于2004 年9 月、2019 年5 月和9 月以及2020 年5 月短暫增加，推斷冬春季大量雪崩使得昆常冰川的中上部區(qū)域很可能發(fā)生了微躍動，積蓄區(qū)雪崩/微躍動導致了躍動前鋒（隆起）形成。

對比1980—2000 年昆常冰川沿主流線的年均流速（圖12），1989 年相對于其他年份出現(xiàn)異常高值，可能發(fā)生了躍動，初步推斷昆常冰川近兩次躍動之間的間隔約為30 年。根據(jù)2016 年躍動開始之前發(fā)生過微躍動，推測昆常冰川在躍動前其中上部區(qū)域可能會發(fā)生微躍動，這可能能為識別躍動開始提供依據(jù)。另外，在其積蓄區(qū)每隔一段時間便出現(xiàn)異常高的流速值，可能是雪崩，印證了Gardner 等［45］提出的喀喇昆侖山冰川躍動的發(fā)生可能受雪崩造成的碎屑物質異常堆積的影響；東喀喇昆侖山的冰川與西喀喇昆侖山的冰川相比，海拔位置相對更高，處于季風和西風降水的雨影區(qū)中，故降水量較大［46］，并且積蓄區(qū)較為陡峭，在降水增多的趨勢下，容易發(fā)生雪崩。

圖12 1987—2000年昆常冰川主干沿主流線流速變化Fig.12 Velocity variation along the mainstream of the trunk of Kunchhang Glacier during 1987—2000

4.2 昆常冰川支流躍動情況

Landsat 于1998 年9 月16 日的影像顯示［圖13（b）］，昆常五號冰川的末端存在冰湖，面積約為0.17 km2。通過對比1991 年8 月29 日的影像，此冰湖為阻塞湖。2003 年7 月20 日冰湖面積達到最大，約為0.5 km2，2005 年8 月26 日，冰川末端前進，冰湖消失。

比較不同時期的冰川邊界發(fā)現(xiàn)：從1998 年9 月到2011 年8 月，昆常五號冰川的末端一直在前進［圖13（e）］。1998年9月到2003年9月，冰舌末端緩慢向前推進0.11 km2，整體形態(tài)未發(fā)生明顯改變。2003年9月到2004年9月，冰川末端大幅度推進，長度顯著增加，這一年推進的面積增加了0.47 km2，冰舌的前端開始擴張，形態(tài)較一年前有顯著變化。2004 年9 月到2005 年8 月，冰川末端繼續(xù)向前推進，并且在這一年前端冰湖消失，冰川面積增加了0.78 km2。從2005 年8 月到2011 年8 月，分支末端持續(xù)推進，最終與昆常冰川主干匯合。

圖13 冰湖及冰川支流末端變化Fig.13 Changes of glacial lake and glacier branch terminal

通過對比Landsat TM 影像，可以判斷昆常冰川南分支于2004—2005 年發(fā)生躍動，致使冰湖消失。對Envisat/ASAR 影像提取的主流線各時段表面流速進行分析，統(tǒng)計結果如圖14所示?？芍?，從2004-08-21開始，流速變化很快，最高峰出現(xiàn)在距離末端大約9 km 的位置，表面速度達到2 m·d-1；距離末端6 km 位置出現(xiàn)次高峰，表面速度達到1.8 m·d-1；2004-10-30 到次年2 月冬季整體流速減緩；2005-02-12 至2005-03-19 期間，冰川中部的兩處區(qū)域流速顯著增高，最高達1.6 m·d-1；2005 年3 月開始，流速整體變緩，到2005-05-28 時流速降至0.25 m·d-1，2005年夏季冰川進入平靜期。

圖14 昆常冰川南分支主流線上各時段表面流速Fig.14 Surface velocity along the mainstream of the southern branch of Kunchhang Glacier in different periods

5 結論

本文基于多源遙感數(shù)據(jù)對東喀喇昆侖山的昆常冰川躍動過程中的流速與表面高程變化進行分析，結果表明：

（1）喀喇昆侖山東部的昆常冰川主干在躍動期（2007—2019 年）內經(jīng)歷過兩次快速運動，第一次從2017-05-19 開始到2017-07-30 結束；第二次從2018-05-14開始到2018-07-25結束；兩次快速運動都在夏季排水效率高的8月結束，結束持續(xù)時間較短，推斷該冰川躍動屬于冰下水文控制的阿拉斯加型躍動，觸發(fā)躍動的原因可能為積蓄區(qū)較多的降水、頻繁的雪崩導致積蓄區(qū)物質增加而冰舌強烈的減薄，冰川物質分布不平衡導致物質快速從積蓄區(qū)以物質波的形式向接收區(qū)進行傳輸，冰川末端并未顯著前進。昆常冰川中上部區(qū)域平均流速多次短暫增加，很可能發(fā)生了微躍動。對比ITS_LIVE 計劃中昆常冰川沿主流線的年均流速，初步確定昆常冰川近兩次躍動之間的間隔約為30年。

（2）昆常冰川積蓄區(qū)雪崩使冰川物質堆積，從而導致2000—2012 年主干中部隆起，高程明顯增加；2012—2014 年積蓄區(qū)繼續(xù)減薄，隆起向下推移；結合流速變化，可以得出自2007年以來昆常冰川已經(jīng)處于躍動前期。對比冰川積蓄區(qū)2018 年以及冰川中部2020 年的ICESat-2 的激光測高數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)2014—2018 年積蓄區(qū)厚度減薄，平均減薄（9.77±3.38）m；2014—2020 年昆常冰川主干中部平均增厚（19.67±3.38）m。

（3）昆常冰川南分支在2004—2005 年間發(fā)生躍動，致使分支末端的小冰湖完全被沖毀，2005 年夏季進入平靜期，其末端已與昆常冰川主干匯合。躍動后末端最大增厚（186.82±1.79）m，積蓄區(qū)表面高程平均下降了（25.07±1.79）m，2012—2014 年時高程基本處于平衡狀態(tài)。