天山烏魯木齊河源1號冰川消融期反照率特征

岳曉英， 李忠勤，， 王飛騰， 李宏亮， 沈思民

（1.中國科學院西北生態環境資源研究院冰凍圈科學國家重點實驗室，甘肅蘭州 730000；2.西北師范大學地理與環境科學學院，甘肅蘭州 730070）

0 引言

太陽凈輻射為冰川消融提供最主要的能量源［1-3］，而冰川反照率的高低直接決定了其表面所吸收的太陽輻射能的多少，控制著冰川表面與大氣層之間的能量交換過程。因此，冰川反照率是冰川能量-物質平衡過程中的關鍵參數，對冰川消融起至關重要的作用，二者間的正反饋機制成為近年來冰川加速消融的重要原因之一［4］。受雪冰自身物理屬性（例如：表面類型、顆粒粒徑、含水量、粗糙度、密度、晶體結構、污化物含量等）和外在條件（例如：云量、太陽入射角等）的影響，單條冰川以及不同區域冰川反照率時空變化十分復雜［5］。新雪的反照率值最大，可達到0.9以上，而重度污化冰的反照率僅為0.1 左右［6］。因此，為了更準確的模擬冰川消融過程，理解冰川對氣候變化的響應機理，對冰川反照率尤其是消融期反照率特征及其影響因素的研究十分必要。

冰川反照率的傳統觀測主要依賴于安裝在氣象站上的總輻射量表或便攜式光譜輻射儀［7-8］。由于冰面狀況復雜多變，冰面反照率無論在空間上還是時間上都存在較大的變率，實測資料僅能提供冰川表面有限觀測點短時間尺度的反照率數據，難以滿足分布式能量-物質平衡模型的數據需求。自20世紀60年代以來，日益發展的衛星遙感技術能夠獲取冰川區域大范圍、長時間序列的影像資料，為冰川表面反照率時空變化特征研究提供了新的手段，是對傳統觀測手段的重要技術補充。因此，近年來利用遙感數據在全球不同冰川區廣泛開展了冰川反照率時空變化特征及其影響因素的研究，例如北極格陵蘭地區［9］、喜馬拉雅山［10］、阿爾卑斯山［11］、青藏高原［12］以及中國西部典型冰川區［13］等。

天山烏魯木齊河源1號冰川地處亞歐大陸中部的干旱半干旱區，四周被廣袤的沙漠和戈壁所環繞［圖1（a）］。而且，該冰川的物質積累和消融都主要發生在夏季。這無疑使得冰川表層特征在夏季發生顯著變化［圖1（c）、（d）］，進而引起冰川反照率的劇烈改變。研究表明：由于消融期冰川擴大的裸冰面積而導致的反照率下降是造成近年來其加速消融的重要原因之一［4］。由此可見，對該冰川反照率時空分布特征的清晰認識有助于我們更好的理解冰川加速消融機理。不僅如此，作為世界冰川監測服務處（WGMS）在中亞內陸干旱區設立的唯一一條重點觀測的參照冰川，開展冰川反照率的研究對研究中亞地區其他冰川消融狀況也有重要的參照意義。早期對該冰川反照率的研究主要集中在單點短期反照率變化特征上［14］，雖然近年來也開展了冰川反照率與表面吸光性物質關系的研究［15-16］，但總體而言，缺乏對整條冰川反照率高時空分辨率的精細化研究。因此，本研究選擇1號冰川為研究區，利用2016 年夏季消融期成像的3 景Landsat 影像進行冰川反照率反演，結合同期的MODIS 反照率產品數據以及野外實測反照率數據，分析其在消融期的時空分布特征，為冰川分布式能量-物質平衡模型與區域氣候模型中反照率參數化提供科學依據。

圖1 烏魯木齊河源1號冰川地理位置圖（a）、2016年8月4日利用ASD地物光譜儀觀測反照率野外觀測點分布圖（b）；2016-08-04（c）和2016-08-17（d）分別代表烏魯木齊河源1號冰川東支冰川消融期裸露冰面和降雪后冰面的狀態Fig.1 Geographical location of Urumqi Glacier No.1（a），and map of ground-based measurement sites with an Analytical Spectral Device（ASD）on 4 August 2016（b）；The picture taken on 4 August 2016（c）represent the bare ice surface of the eastern branches of Urumqi Glacier No. 1，and the picture taken on 17 August 2016（d）represent the after-snow appearance of the eastern branches of Urumqi Glacier No.1

1 研究區概況

天山烏魯木齊河源1號冰川（43°06′N，86°49′E，簡稱1 號冰川）位于中國境內天山山脈中段烏魯木齊河源區［圖1（a）］。該冰川面積在2012 年為1.594 km2，長2.2 km，海拔范圍在3 743～4 484 m 之間，冰川朝向東北，由東、西兩支組成［圖1（b）］。該冰川是典型的大陸性雙冰斗-山谷冰川。據冰川東南方向3 km 處大西溝氣象站（海拔3 593 m）的觀測資料顯示，冰川區多年（1959—2015 年）平均氣溫約為-5.0 ℃，年均降水量在460 mm 左右，其中90%的降水發生在5—9 月，且以濕雪、雹和霰等固態降水為主。長期觀測表明，1 號冰川平衡線海拔約為4 050 m。1960—2016 年，冰川累積物質平衡量達-19. 33 m w. e.，即假定面積不變的條件下，冰川厚度平均減薄19.33 m。同時，冰川面積不斷萎縮，末端持續后退，且在20 世紀90 年代中期以后呈現加速趨勢［17］。

2 資料及方法

2.1 Landsat衛星反演數據

Landsat 衛星上搭載的ETM+/OLI 傳感器能夠提供整條冰川區域的影像資料，且在可見光-近紅外波段有較高的空間分辨率（30 m），可以用來反映整條冰川范圍反照率的空間變化。因此，本研究選取了2016 年消融期無云條件下成像的3 景Landsat影像作為數據源，對冰川表面反照率進行遙感反演。該數據可在USGS 網站（http：//glovis. usgs.gov/）免費獲取，影像的具體信息見表1。

表1 選取的覆蓋研究區的Landsat數據信息Table 1 Landsat OLI and ETM+data were used to retrieve the surface albedo of glacier

本研究采用Klok 等［18］針對Landsat 影像提出的冰川反照率反演算法來計算冰川反照率。該方法盡可能的考慮了影響地表反照率與遙感信號間關系的所有重要過程，反演精度較高，已被多次應用于冰雪區反照率的反演研究［19-20］。其主要步驟包括：空間配準，輻射定標，大氣校正，地形校正，各向異性校正，窄-寬波段轉換。其中，空間配準和輻射定標為常規遙感影像預處理步驟，在此不做贅述。

大氣校正：本文采用FLAASH 模型進行大氣校正，具體的計算原理參見張華偉［21］。進行FLAASH大氣校正時需要輸入的影像中心點坐標、傳感器類型、飛行日期、影像分辨率等信息通過影像頭文件獲得，地面高程是根據DEM 數據計算的冰面平均值，大氣模式選擇中緯度夏季標準大氣模式，其他參數設置詳見表2。

表2 FLAASH大氣校正輸入參數（以2016-08-04為例）Table 2 Parameters required input into FLAASH for atmospheric correction（taken 2016-08-04 as an example）

地形校正：C 校正是目前最常用的地形校正方法，但是，由于C校正完全是基于樣本統計來建立回歸方程的校正方法，因此在進行線性擬合時，樣本的選擇對于算法中參數的確定存在著很大影響。同時，由于樣本的選擇和數據擬合是一個復雜的過程，若對每一個波段的數據各自擬合線性方程，則其計算量無疑是十分龐大的。因此，本文利用黃微等［22］改進的一種C 校正算法，在不進行線性擬合的情況下也可以達到良好的校正效果。改進后的校正方程為：

式中：LT為傾斜地表的反射率；LH為水平地表的反射率；Lmin陰影地區最小的反射率值；α為局地太陽天頂角；β為太陽天頂角；αmin為最小天頂角。利用三峽地區的TM 影像和DEM 數據所做的實驗證明，該改進方法對影像進行地形校正的結果比原始的C校正算法以及余弦校正都有較大的提高，且優于C 校正模型［22］。

各向異性校正：由于雪冰具有強烈的各向異性反射特性，因此，本文引入各向異性校正因子來對反演反射率進行各向異性校正，公式為：

式中：f利用Greuell 等［23］和Reijmer 等［24］分別針對冰川冰和積雪提出的各向異性校正公式來計算，公式如下：

冰川冰：

積雪：

式中：αi和bi為回歸系數；θ為衛星與太陽的相對天頂角；φ為衛星與太陽的相對方位角。

窄-寬波段轉化：從Landsat 窄波段計算短波寬帶反照率主要依賴反射率和地面實測寬帶反照率的關系，用如下線性關系進行轉換［25］：

由于積雪在可見光波段有很高的光譜反射率，因而該波段內積雪區的像元值經常達到飽和，即影像像元值達到最大，隨著光譜反射率的增加不在增加。故當其（ETM+ 2 或OLI 3）達到飽和時，用ETM+4或OLI 5的光譜反照率進行轉換：

2.2 MOD10A1反照率產品

MOD10A1 產品以其高的時間分辨率（逐日）近年來被廣泛應用于冰凍圈的研究中［26-27］。該數據由美國國家冰雪數據中心（NSIDC）發布，空間分辨率為500 m，包括積雪范圍、積雪反照率、積雪覆蓋比例和質量驗證數據。其中，積雪反照率為短波波段（0.25～5.0 μm）的反照率，已進行了輻射定標，去云處理，大氣校正，并用DISORT模型進行各向異性校正。覆蓋本研究區的影像軌道號為h24v04，時間選取2016年5—8月。本研究利用MRT轉化工具對原始影像格式和地圖投影進行轉換。將正弦投影轉換為UTM 投影，橢球體為WGS-84，圖像格式轉化為Geotiff。最后在ArcGIS 中，利用1 號冰川的矢量邊界對其反照率數據進行提取。共有7個像元覆蓋整條冰川，但僅有一個完整像元在研究區內，故為了避免邊緣混合像元對反照率的影響，本研究只選用了在研究區內完整像元的數值。

2.3 反照率野外觀測數據

本研究于2016 年8 月4 日利用美國ASD 公司生產的Field Spec Handheld 2 便攜式地物光譜儀對冰川反照率進行了野外觀測，觀測點位置如圖1（b）所示，圖1（c）為觀測期間冰川表面整體狀態。該儀器觀測波長范圍為325～1 075 nm，光譜分辨率為3 nm。考慮到與衛星過境時刻的統一，觀測時間為12：00—14：00（北京時間），在晴空條件下采集。在野外光譜采集過程中，由于太陽光照、大氣條件等的變化，因此在每次采集光譜前要用參考白板對儀器進行優化。觀測時儀器探頭與冰面垂直，距離約0.5 m，儀器視域范圍約為25°，視場內無陰影。在每個觀測點，采集3條光譜曲線，通過取平均作為該點的反射光譜。

光譜采集完畢后，利用儀器自帶的HH2 Sync軟件導出數據，最后在ViewSpePro 軟件中對數據進行瀏覽與處理。由于該儀器所測波段范圍占大氣層頂太陽入射短波能量的80%以上，因此，儀器所測反射率可以用來定量表征冰面反射率的變化，已被廣泛應用于雪冰表面反射率的觀測中［9，28-29］。但是儀器只記錄了窄波段的光譜反射，應用時需要將其轉化為寬波段反照率值。本研究中，考慮到需要利用ASD 野外反照率觀測結果分別驗證Landsat 衛星的反演結果和MOD10A1 反照率產品數據。因此，分別針對不同的數據采用了不同的窄-寬波段轉換方法。對于Landsat 衛星反照率的驗證，選用和Landsat 衛星反照率反演相同的窄-寬波段轉換公式；對于MOD10A1反照率產品數據的驗證，則采用Liang等［30］的算法。

2.4 地面高程數據

該數據主要用來對Landsat ETM+/OLI 數據進行地形校正和各向異性校正，并對冰川表面反照率的空間變化特征進行分析。本研究選擇的DEM 數據源自于1981年1：50 000地形圖，由航空攝影照片調繪。根據Xu 等［31］的研究顯示：1981—2015 年平均冰面高程變化約為（-21.33±5.44）m，最大減薄的區域位于東支末端與海拔3 900 m 的區域和西支末端與海拔4 000 m 的區域，且隨距末端位置距離的增大，減薄趨勢逐漸降低。在目前研究區可獲取的所有高程數據中，其精度最高，因此，本研究選用該數據作為地形輸入數據。

2.5 氣象數據

本研究所用的逐日氣溫和降水數據由架設于1號冰川末端的自動氣象站（海拔3 835 m）觀測，時段為2016 年5 月1 日—8 月31 日。溫度傳感器型號為HC2-S3，觀測精度為±0.1 ℃，架設高度在地面以上1.5 m。降水利用Geonor T200B 觀測，觀測精度為±0.1 mm。傳感器與耐低溫（-55 ℃）數據采集器CR1000 連接，每10 s 采集一次數據，1 小時輸出一次平均值。

3 結果分析

3.1 遙感反演反照率精度評估

為了驗證Landsat 影像在1 號冰川的反照率反演結果，本研究利用2016 年8 月4 日衛星過境時刻在1號冰川東支觀測的反照率數據與相應觀測點所在像元的反演反照率值進行了比較，發現二者數值的絕對誤差介于-0.01～0.05 之間，均方根誤差為0.048。圖2是將其生成的散點圖，反映了兩者之間的相對誤差。

圖2 2016年8月4日冰川表面反照率觀測值與Landsat影像反演反照率值間的散點關系Fig.2 Comparison between the retrieved albedo from Landsat data and the albedo measured by ASD over Urumqi Glacier No.1 on 4 August，2016

從驗證結果上看，Landsat反演反照率值與同一時刻的觀測值之間存在一定的差異，造成該差異的主要原因可歸納為以下幾個方面：①大氣校正，由于缺乏衛星過境時刻的大氣參數（例如：大氣能見度、水汽含量、氣溶膠厚度等），研究中相關參數用中緯度夏季標準大氣參數代替，這勢必會引起反照率反演值與實測值的差異。②地形校正，本研究選取了1981 年航攝地形圖作為地形校正輸入數據，與衛星獲取時刻真實的冰面地形存在一定偏差。③各向異性校正，雪、冰表面各向異性校正的太陽天頂角范圍分別為26.4°～74.2°［24］和15.91°～65.51°［23］，但在本研究中，可能局部區域超出了這一范圍。④空間尺度，由于ASD 儀器探頭測定的有效范圍小于Landsat影像單個像元面積的大小，在冰川表面異質性較大的情況下，尤其在冰川平衡線附近，不同的觀測視場范圍內反照率在數值上也會存在偏差。

此外，本研究也利用2016年8月3日和8月4日的實測反照率數據與同期的MOD10A1反照率產品的結果進行了對比，發現二者的絕對誤差分別為0.03 和0.047。引起這種差異的原因很可能為兩種不同來源數據在空間尺度上的差異。ASD 實測反照率單點的有效視域范圍約為1 m，本研究的野外觀測選取的22 個觀測點基本上遍布了整條東支冰川，取其平均值來代表整條冰川的反照率，而MOD10A1 反照率產品只選用了在研究區內完整像元的數值，空間范圍為500 m×500 m。

但可以得出，本研究中無論是Landsat影像反演反照率還是MOD10A1 反照率產品，與實測反照率值之間的差異均符合王介民等［32］提出的反照率誤差控制在0.05 以內的要求。這說明上述遙感方法得到的反照率在數值精度上滿足1號冰川表面反照率變化特征的研究需要。

3.2 冰川反照率的空間分布

本研究選取了1 號冰川2016 年消融期成像的3景Landsat 影像，根據上述反演方法，得出如圖3 所示的冰川表面反照率空間分布。從圖中可以看出，不同時期冰川表面反照率呈現明顯的空間差異。在消融期早期（5月16日），反照率空間變化不顯著，僅在同一海拔帶內，呈現出微弱的由冰川邊緣向中軸線增大的趨勢。冰川表面反照率值很高，平均為0.75，呈現高值單峰型的數量分布（圖4），峰值反照率為0.82，在積雪特征反照率值范圍內。隨著消融的進行，反照率降低的同時，形成差別變化，數量分布上出現雙峰型特征（圖4），峰值分別為0.14 和0.44。空間上反照率明顯呈現隨海拔的升高而增大的趨勢，在海拔較低的區域，反照率值大部分小于0.2；隨著海拔升高，反照率逐漸增大，在東支海拔4 150 m 和西支海拔4 200 m 附近的增速最大；冰川高海拔地區，反照率值最大，在0.7以上。但在冰川頂部邊緣，反照率有降低現象。隨著消融的持續進行，至8 月4 日，冰川反照率繼續降低，第二個峰值消失，第一個峰值降至0.11，反照率值呈現低值單峰型的數量分布（圖4）。反照率隨海拔升高而增加的趨勢依然存在，但增加強度減緩，尤其在東支，70%左右的冰川表面反照率不足0.2。值得注意的是，消融中后期，冰川反照率并非嚴格隨海拔升高而增大，在冰川末端附近，出現了反照率相對較高的區域，其原因將在后文詳述。

圖3 Landsat影像反演獲取的烏魯木齊河源1號冰川表面反照率空間分布Fig.3 Spatial distribution of Landsat-derived for Urumqi Glacier No.1

圖4 Landsat影像反演獲取的烏魯木齊河源1號冰川表面反照率值的數量分布Fig.4 The amount of the Landsat-derived surface albedo values on Urumqi Glacier No.1

分析發現，冰川反照率的空間變化主要由冰川表面雪冰覆蓋及其消融狀態所決定。在消融早期，冰川表面被積雪覆蓋，整體反照率值高，空間差異不大。然而，此時開始氣溫回升，在裸露地表熱傳導的作用下，冰川邊緣的消融首先增強，且風化形成的巖石碎屑物也多分布在這些區域，從而導致反照率偏低。隨著消融的進行，冰川表面積雪區面積持續減小，裸冰區面積不斷擴大，差別消融增強，使得整條冰川反照率降低，并呈局部差異變化。由于低海拔區溫度較高，為冰川消融區，其表面組成以裸冰為主，受冰塵等吸光性物質影響較大，反照率值較低；隨著海拔的升高，氣溫不斷降低，消融強度隨之減弱，表面組成逐漸由裸冰、附加冰向粒雪轉換，反照率值也隨之快速增大，且在冰和雪的界限上出現一個升高的突變；隨著海拔進一步升高，在冰川積累區，表面大部分為積雪覆蓋，反照率維持在一個空間差異不大的較高值范圍內。

3.3 冰川反照率的時間變化

消融季冰川反照率除了顯著的空間變化外，時間差異也非常劇烈。通過對2016 年消融期（5—8月）MODIS 逐日反照率產品數據分析得出：消融期1 號冰川反照率波動十分明顯，整體呈現微弱的下降趨勢（圖5）。其數值介于0.70 和0.17 之間，平均值為0.38。不同階段反照率變化不盡相同，通過對逐日反照率數據進行月平均值統計發現（圖6），消融初期（5月）冰川反照率值最高，平均為0.48，波動較小（標準差為0.07）；隨著消融的進行，反照率值開始降低，6 月份降至0.44，波動明顯增大（標準差為0.13）；消融期末（8 月）反照率值降至最低，為0.27。

圖5 烏魯木齊河源1號冰川2016年夏季消融期氣溫、降水和MODIS反演反照率值的逐日變化（虛線所示為劃分固態降水的氣溫閾值，為2.8 ℃）Fig.5 Daily variation of the temperature，precipitation and derived albedo from MODIS on Urumqi Glacier No.1 in ablation season of 2016（the dashed line represented the air temperature threshold of snowfall，which was 2.8 ℃）

圖6 烏魯木齊河源1號冰川2016年消融期MODIS反演反照率值月變化Fig.6 Monthly variation of the derived albedo from MODIS on Urumqi Glacier No.1 in ablation season of 2016

但是，由于MODIS 數據較粗的空間分辨率，無法捕捉冰川不同位置處反照率逐日變化的細節差異。因此，本研究對2016 年7 月29 日—8 月12 日，在1 號冰川東支22 個觀測點ASD 光譜儀記錄的反照率數據進行了分析（圖7）。結果表明：觀測期間，最大值出現在7 月29 日積雪表面觀測點I，為0.93，最小值出現在8 月3 日污化物富集的裸冰表面觀測點E1，為0.05。不同測點位置反照率值的逐日變化程度差異顯著。在裸冰表面，無降雪發生時，反照率的逐日變化呈現出微弱的波動趨勢。而且，冰川中部雜質相對富集的測點（E1、E2、E3、D2、D3、F1、G1、G2），反照率值為0.10～0.20，其變化小于冰川下部相對清潔的測點（C1、C2、C3、B2、B3、A），反照率值為0.20～0.40。對于積雪表面（J），反照率的逐日變化明顯大于裸冰表面，觀測期間最大變化量達到了0.30。而最劇烈的反照率逐日變化則出現在雪線附近的測點（F3、G3、H3、I），觀測期間其變化量在0.40～0.60。

圖7 烏魯木齊河源1號冰川2016年7月29日—8月12日不同觀測點反照率逐日變化Fig.7 Time series of results from ASD measurements on the east branch of Urumqi Glacier No.1，from 29 July to 12 August，2016

4 討論

冰川表面反照率的大小主要受兩方面因素的影響，一是冰川的表面特征，與表層雪冰的物理屬性有關，例如：表面類型、顆粒粒徑、表層雪厚度、含水量、粗糙度、密度、污化物含量等，這些因素影響光子在冰川表層發生散射和吸收事件的位置與頻率，進而影響冰川表面反照率；二是入射短波輻射的特性，與大氣或天空狀況有關，例如：云量、云的高度、太陽入射角、大氣中水汽、氣溶膠的含量等，這些因素會改變入射短波輻射量及其光譜分布特征，從而影響冰川表面反照率。

4.1 氣溫和降水對冰川反照率的影響

氣溫和降水是引起冰川表面特征變化的主要驅動因素。一方面，氣溫升高直接導致冰川消融增強，使其裸冰區面積擴大，積雪區面積減小，由于冰的反照率遠小于積雪，由此造成冰川整體反照率的降低。同時，由于消融增加，雪冰層內部污化物更容易在表層富集，使冰面顏色加深，造成反照率的進一步降低。另一方面，氣溫的升高會造成積累區粒雪變質速率加快，雪層變薄，含水量增加，密度、粒徑增大，具有高反照率的細粒雪減少，低反照率的粗粒雪增加，造成積累區反照率降低。然而，冰川反照率的變化對降雪十分敏感，一旦有降雪事件發生，會迅速白化冰川表面，大大增加其反照率。上述過程在本研究中有充分體現。例如：在6 月20日—7 月30 日，從圖5 中可以看出，在此期間，溫度持續處于較高狀態，因此，反照率整體上呈現下降趨勢，從6 月24 日的最高值0.7 降低至7 月28 日的最低值0.17，但是由于6 月23—24 日和7 月7 日兩次強降雪事件，降雪量為41.4 mm 和27.3 mm，導致冰川反照率在6 月24 日和7 月10 日出現短期的顯著增加，分別為0.7 和0.53。研究期間（5 月1 日—8 月31 日），1 號冰川表面反照率與氣溫顯著負相關，為-0.75（P＜0.01，n=46），與固態降水的相關性為0.50（P=0.07，n=14）。在此，需要說明的是本研究中降水形態的劃分依照康爾泗和Atsumu［33］早年在1 號冰川的觀測結果，即氣溫低于2.8 ℃為固態降水（圖5 紅色虛線所示），高于5.5 ℃為液態降水，介于二者之間則為固液共存，為了嚴格區分固態降水對冰川反照率的影響，本研究中沒有考慮固液共存情況下的固態降水。

4.2 污化物對冰川反照率的影響

眾多研究表明，冰川表面的污化物強烈吸收太陽短波輻射，特別是在雪冰具有高反射特性的可見光波段（380～760 nm）的輻射［34］，導致由冰面反射的能量比例大大降低，最終降低冰川表面反照率，冰川消融加速［35-36］。野外觀測發現消融期1 號冰川裸冰表面大部分被棕色冰塵所覆蓋，Takeuchi 等［37］發現其主要組成成分為無機礦物、有機物（微生物的尸體、腐殖質等）以及微生物（包括雪生藻類、顯微動物群以及細菌等），而且冰塵數量與冰川消融區表面反照率之間存在顯著的負相關關系。Ming等［16］的研究也顯示，黒碳和粉塵分別可使1 號冰川積累區反照率下降25%和7%。

為了進一步分析表面污化物對冰川反照率的影響，本研究于2016 年8 月4 日利用ASD 地物光譜儀收集了不同污化程度下（圖8）的雪冰表面反射光譜曲線，如圖9 所示。可見，在裸冰表面，隨著污化物覆蓋程度的增加，表面反射光譜曲線出現極其顯著的變化。在較清潔的裸冰觀測點（B2），反射率隨波長呈現先增加后減小的明顯變化，在350～585 nm，反射率隨波長的增加而增大，最高約為0.48；隨后，反射率開始快速下降，在1 000 nm 左右僅為約0.15。而相對于較清潔的裸冰觀測點，其他裸冰觀測點處的反射光譜曲線均不同程度的呈現出污化冰面的特征，即整體上反射光譜曲線低于清潔裸冰觀測點，且隨著污化程度的增加，反射率隨波長的變化幅度減弱，曲線變得更加平緩。具體而言，在350～585 nm，反射率隨波長增加而增大的趨勢減弱，在585～600 nm 波段前后的高值區趨于消失，近紅外波段快速下降的趨勢也逐漸消失。但是，在670～680 nm 波段出現了吸收谷，主要是由于污化物顆粒中所含的葉綠素所致［38］。

圖8 烏魯木齊河源1號冰川不同雜質覆蓋程度下的冰川表面狀況Fig.8 Close-up images of the surface of Urumqi Glacier No.1

圖9 不同雜質覆蓋程度下（圖8）冰川表面反射光譜曲線Fig.9 The spectral reflectance at the clean ice（B2），slightly dirty ice（D2），dirty ice（E2）and impurity-rich ice（G2）sites under clear-sky days. The conditions of the measurement surface are shown in Figure 8

因此，污化物在冰川表面的時空分布會對冰川反照率的時空分布格局產生一定影響。圖3所示的在冰川末端局部區域出現的較高反照率值，推測很可能就與污化物的空間分布有關。根據Brock［39］和Azzoni 等［40］的研究，富集在表層的細小粉塵顆粒極易被強烈的冰面徑流沖刷，使冰面變得清潔而光滑，導致反照率增加。本研究中局部反照率的高值區出現在冰川末端，在消融中后期，冰面徑流在此處強烈發育，因此很可能產生如上所述的對粉塵顆粒的沖刷效應而增加該處的反照率值。

4.3 地形對冰川反照率的影響

此外，從圖3還可以發現，即使在冰川表面覆蓋類型一致的情況下，例如均為裸冰或積雪，反照率值仍然存在一定的差異。這可能與太陽入射角的差異有關。因此，本研究根據冰川區的DEM 和衛星過境時刻的太陽位置，利用公式（8）分別計算出成像時刻積雪表面（5 月16 日東支）與裸冰表面（8月4日東支）各個像元的太陽入射角，如圖10所示。

圖10 烏魯木齊河源1號冰川不同覆蓋類型下反照率隨太陽入射角度的變化Fig.10 Albedo variation with solar incident angles at the ablation zone based on the Landsat images derived albedo images and co-instantaneous solar angles for each pixel

式中：E表示坡度；AS表示坡向；SZ表示太陽天頂角；A0表示太陽方位角。

從圖10中可以得出：無論在積雪表面還是在裸冰表面，整體上反照率值均隨太陽入射角的增大而增大。其原因可歸結為：隨著太陽入射角的增大，光子被雪冰表層粒子散射的幾率增大，特別是在近紅外波段，使得被雪冰吸收的能量比例減小，從而導致其表面反照率增加。在相同的太陽輻射條件下（太陽位置、輻射強度），冰川不同位置的太陽入射角主要由該位置地形特征（海拔、坡度和坡向）決定，因而除了冰川表面類型外，地形也是影響冰川反照率空間變化的重要因素。

5 結論

利用2016 年夏季消融期成像的3 景Landsat 影像，通過空間配準、輻射定標、大氣校正、地形校正、各向異性校正和窄-寬波段轉換6步，得到了冰川表面反照率反演結果。并結合同期的MODIS 產品提供的反照率資料和野外反照率觀測數據，分析了1號冰川消融期反照率的時空變化特征，得出以下結論：

消融期，受冰川表面空間異質性和反演參數的影響，兩種遙感數據源獲得的反照率與ASD 實測反照率雖然在數值上存在一定的差異（Landsat 影像為-0.01～0.05，MODIS反照率產品為0.03～0.047），但總體上其準確度能夠滿足消融期反照率時空變化特征研究的要求。

消融期冰川反照率時空變化顯著。消融早期，空間變化微弱，隨著消融的進行，空間變化逐漸增強，總體上呈現出隨海拔的升高而增大的趨勢，且在冰川平衡線附近增速最大。但在強烈消融情況下，反照率隨海拔的變化趨勢減弱，甚至在冰川末端出現反照率的局部高值區。時間變化上，消融期整體呈現下降趨勢，而且在6—7 月份變化最為劇烈。不同位置處，表面反照率的時間變化也存在差異，平衡線附近反照率時間變化尤其顯著，積累區次之，消融區最弱。

冰川反照率消融期的時空分布格局主要由冰川表面特征決定，例如積雪、裸冰以及污化物的覆蓋比例。氣溫和固態降水是驅動消融期冰川反照率變化的主控因素。整個消融期，冰川反照率隨氣溫的升高而降低，二者相關性高，為-0.75（P＜0.01，n=46）。但固態降水會打破其隨氣溫的變化趨勢，引起反照率的突變。污化物顯著降低冰川反照率，且對反照率的降低作用隨波長的增加逐漸減弱，主要集中在可見光波段。此外，即使在表層特征變化較小的情況下，反照率還表現出隨太陽入射角的增大而增大的趨勢，這主要由冰川不同位置處地形條件（海拔、坡度與坡向）的差異所致。