薩吾爾山木斯島冰川反照率時空變化特征研究

余鳳臣，王璞玉，，劉 琳，李宏亮，張正勇，王統霞，何 捷，高 煜，張明羽

（1.石河子大學 理學院，新疆 石河子 832003；2.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/天山冰川觀測試驗站，甘肅 蘭州 730000；3.中國科學院大學，北京 100049）

0 引言

冰川作為冰凍圈的重要組成要素，不僅是重要的固體水資源，也是敏感的氣候變化指示器［1-3］。冰川消融熱量主要由太陽短波輻射和大氣感熱通量提供，山地冰川表面所吸收的太陽輻射占能量收入的80%以上［4-7］。反照率是指冰川表面反射太陽總輻射與接收太陽總輻射的比率，即反射輻射通量與入射輻射通量的比值，是控制冰川和大氣能量交換的關鍵參數。冰川表面具有較高的反照率，反照率的波動直接影響冰川表面能量收支狀況，進而影響冰川的物質虧損和積累［8-9］。20 世紀90 年代以來，亞洲高山區山地冰川處于強烈的物質虧損狀態，直接影響區域水文水資源與可持續發展［10-13］。反照率的降低對山地冰川消融的貢獻量可達20%以上，是加速山地冰川退縮減薄的關鍵驅動因素之一［14-16］。因此，在全球變暖的背景下，開展冰川反照率的相關研究，不僅具有重要的科學意義，而且對水資源評估、氣候變化監測、生態環境保護和社會經濟可持續發展規劃等方面具有重要的實際應用價值。

冰川反照率的傳統觀測方式一般有兩種。一是野外現場直接觀測，如采用便攜式地物光譜儀直接觀測地物的反射光譜；二是利用輻射傳感器同時觀測地表接收的向下太陽入射輻射和向上半球反射輻射，通過二者的通量之比獲得地表反照率。但由于冰川區氣候環境復雜多變、野外現場觀測耗時費力，故可開展野外現場觀測的冰川數量十分有限。近年來，隨著遙感技術的不斷發展成熟，基于多波段遙感影像反演地表反照率的方法已經被廣泛應用在反照率相關研究中，尤其是在開展大范圍、長時間尺度方面的冰川反照率研究具有顯著優勢［17-20］。然而，由于受冰雪顆粒粒徑、粗糙度、吸光性雜質含量和太陽入射角等因素的影響，冰川反照率存在顯著的時空差異。因此，將遙感定量反演與野外現場觀測的方法相結合，可以大幅度提高冰川反照率數據獲取精度，具有廣闊的研究應用空間。

鑒于此，本文選擇北疆地區薩吾爾山木斯島冰川為研究對象，利用高空間分辨率的Landsat OLI影像和高時間分辨率的MOD10A1 逐日反照率產品，并結合野外實測反照率數據，開展冰川反照率時空變化特征研究，評估冰川反照率對物質平衡的影響，并進一步探討冰川反照率的可能影響因素，以期為構建冰川反照率參數化方案和模擬預估冰川未來變化等研究奠定基礎。

1 研究區概況

薩吾爾山位于天山和阿爾泰山中部過渡地段，橫跨中國和哈薩克斯坦，北臨額爾齊斯河谷，南入和布克賽爾盆地，是中國新疆內陸水系和北冰洋的分水嶺［21］。第一次中國冰川編目顯示，薩吾爾山冰川總數共計21 條，面積為16.84 km2［22］。1977—2017年，薩吾爾山冰川面積減少10.51 km2［23］。

木斯島冰川（47°04′ N，85°34′ E）位于薩吾爾山北坡，中國與哈薩克斯坦界河烏勒昆烏拉斯圖河源區，距離新疆阿勒泰地區吉木乃縣60 km，是吉木乃縣重要的地表水源地（圖1）。1977—2013 年，該冰川面積由3.97 km2減少為3.15 km2，面積縮小率為21%，冰川末端年均退縮率約7.3 m·a-1［24］。受冬季盛行的西風帶與亞洲反氣旋及極地氣團相互作用［25］，1961—2016 年，該區域年均氣溫和降水量分別為4.27 ℃和212 mm，以0.4 ℃·（10a）-1和12 mm·（10a）-1的速率波動上升［26］。

圖1 研究區概況Fig.1 Overview of the study area：location map of Muz Taw Glacier（a）；topography of glacier surface and location distribution of Automatic Weather Station（AWS）and ablation stakes（b）；（c）and（d）represent the bare ice surface and the after-snow appearance on Muz Taw Glacier in August and November 2021

2 數據和方法

2.1 數據

2.1.1 Landsat OLI數據

本研究選取2018—2020 年云量和積雪覆蓋較少且拍攝質量較好的6 景Landsat OLI 影像作為反照率空間變化特征研究的主要數據源，開展木斯島冰川表面反照率反演，分析冰川反照率的空間變化特征。Landsat 衛星是美國航空航天局（NASA）和美國地質調查局（USGS）共同管理的陸地衛星系統。2013 年發射的Landsat 8 衛星攜有OLI 陸地成像儀和TIRS 熱紅外傳感器，OLI 陸地成像儀包括9個波段，TIRS 熱紅外傳感器包括2 個單獨的熱紅外波段。相比較之前的Landsat 系列衛星傳感器，OLI具有更高的信噪比和輻射分辨率，增加了影像的灰度量化級，在可見光——近紅外波段具有較高的空間分辨率（30 m），可以用于反映單條冰川表面反照率的空間變化。本研究選取的Landsat OLI 影像來自美國地質調查局影像數據庫中心（USGS，https：//earthexplorer.usgs.gov/），具體信息如表1 所示。其中，為了詳細分析消融期內冰川反照率的變化，重點選擇處于同一年份消融期內的2 景Landsat OLI影像（2018 年6 月5 日和2018 年7 月7 日）開展相關研究。

表1 用于冰川反照率反演的Landsat數據信息Table 1 Landsat data for retrieving the glacier surface albedo

2.1.2 MOD10A1反照率產品

本研究選取2011—2021 年的MOD10A1 反照率產品作為反照率時間變化特征研究的主要數據源，產品編碼為h23v04。MOD10A1 反照率產品是美國航空航天局（NASA）陸地產品組研發的逐日積雪數據產品，目前可在美國冰雪數據中心（NSIDC，http：//nsidc.org/）免費獲取。MOD10A1 產品數據地理坐標系統為WGS-84坐標，空間分辨率為500 m，以HDF-EOS2 格式提供，范圍覆蓋全球，以等面積正弦投影為參考。該類型產品具有較高的時間分辨率（逐日），可以有效開展木斯島冰川反照率的時間變化特征研究。該數據由積雪分類、積雪反照率、積雪覆蓋比和質量評估組成，積雪反照率已經進行了輻射定標、去云處理、大氣校正和各向異性散射校正。

2.1.3 數字高程模型

為了對Landsat OLI 影像進行地形校正并分析木斯島冰川反照率空間分布規律，選取由美國國家航空航天局（NASA）和日本經濟產業?。∕ETI）于2019 年8 月5 日發布的ASTER GDEM V3 版本的數字高程模型（DEM）數據。參考橢球體為WGS84 坐標系，水平分辨率為30 m，垂直分辨率為1 m，識別最小水體面積為0.2 km2，數據格式為Geo TIFF（signed 16 bits），來源于地理空間數據云（https：//www.gscloud.cn/）。

2.1.4 實測反照率

為了評估MOD10A1 反照率和Landsat OLI 影像反演反照率的準確性，在木斯島冰川物質平衡線附近地勢相對平坦（坡度＜2°）的表面上架設冰面自動氣象站［47°03′36″ N，85°33′43″ E，海拔3 430 m，圖1（b）］。該氣象站輻射傳感器型號為CNR4，架設高度為1.5 m，間隔30 min 自動獲取一次冰面反照率數據，在0.3～2.8 μm 波長內的反照率誤差小于1%?；贚andsat OLI 影像和MOD10A1 產品數據選取時間，采用2018 年8 月至2021 年8 月期間的冰面實測反照率數據進行精度驗證。

2.1.5 冰川物質平衡觀測

本研究采用花桿/雪坑法獲取了2017—2020 年木斯島冰川逐年單點物質平衡數據，目的是分析冰川反照率與物質平衡的關系。野外觀測期間，在木斯島冰川布設了22 個測桿［圖1（b）］。觀測內容包括雪深、密度、測桿頂部距離冰面的垂直高度以及附加冰的厚度。

2.1.6 氣象數據

ERA5 是ECMWF 對全球氣候的第五代大氣再分析產品，空間分辨率為0.1°。相比較ERA-Interim再分析產品，ERA5 具有更高的時空分辨率。選取2011—2021 年逐月氣溫、固態降水及2021 年5—8月小時尺度的云量因子數據，用于分析反照率變化的影響因素，選取5—8月的云量因子數據是為了避免降雪事件的干擾。數據來源于歐洲氣象中心（http：//apps.ecmwf.int/datasets/）。

2.2 處理方法

2.2.1 Landsat遙感反演

基于Landsat OLI影像反演冰面反照率，主要包括輻射定標、地形校正、大氣校正和窄-寬波段轉換四個步驟：

（1）輻射定標。傳感器在獲取地物輻射信息時會因傳感器自身特性、大氣作用、地物光照和地形等影響導致遙感傳感器的探測值與地物實際的光譜輻射值產生差異，為了修正或消除輻射誤差獲取冰川表面真實反射的太陽輻射亮度值，需要通過輻射定標的方式將原始的DN 值轉換為具有實際物理意義的大氣頂部輻射亮度值Lλ，輻射定標公式為：

式中：K、C分別為各波段的輻射亮度值Lλ與記錄值DNλ之間的校正增益值和偏移量；Lmax、Lmin分別為輻射亮度值的動態變化范圍中的最大值和最小值。

（2）地形校正。在復雜的地形條件下衛星影像受傳感器方位、太陽高度、太陽方位及地形自身的遮蔽作用等因素的影響導致陽坡的輻射亮度值較高，陰坡的輻射亮度值較低。地形校正是指通過各種模型變換，將所有像元的輻射亮度變換到某一參考平面（通常取水平面），從而減少或消除由于地形起伏等因素引起的影像輻亮度值的變化，更好地反映地物的光譜特征并提高冰川表面反照率反演精度。本研采用改進后C校正模型結合研究區域數字高程模型（DEM）進行地形校正［27］。

（3）大氣校正。電磁波在穿過大氣層時會受到氣體分子和氣溶膠粒子的吸收和散射作用致使能量衰減和光譜分布發生變化從而造成遙感反射率的反演誤差。大氣校正能消除大氣散射、吸收和反射對地物反射造成的影響，恢復地物波譜信息并獲取地物真實的反射率信息。目前應用廣泛的大氣輻射傳輸模型有30 多種，其中MORTRAN 模型、6S模型、LOWTRAN 模型、ATREM 模型的應用最為廣泛。但這類大氣輻射校正模型均建立在特定的理想條件下，應根據研究區域的實際情況選擇適用的大氣校正模型。因此，本研究采用FLAASH 模型進行大氣校正，FLAASH 模型具有以下優點：①支持的傳感器種類多、算法精度高；②通過圖像像素光譜上的特征來估計大氣的屬性，不依賴遙感成像時間同步測量的大氣參數數據；③可以有效地去除水蒸氣、氣溶膠散射效應和鄰近效應；④可對人為抑制而導致波譜噪聲進行光譜光滑處理。在進行FLAASH 大氣校正時需要根據特定的遙感影像頭文件輸入校正參數，具體參數設置見表2。

表2 FLAASH大氣校正輸入參數（以2018-07-07數據為例）Table 2 Parameters required input into FLAASH for atmospheric correction（Taken 2018-07-07 as an example）

（4）窄-寬波段轉換。地面寬波段反照率是十分重要的物理參數之一，對于地表能量收支平衡、全球變化、農作物生長監測、氣候預測及地物遙感反演等眾多領域的研究和應用具有重要意義。遙感衛星測量的是窄波段不連續的反照率，必須將各個窄波段的光譜反照率轉化為寬波段反照率。反照率窄-寬波段轉換通過輻射傳輸模擬，建立遙感觀測的窄波段反照率與科學需要的寬波段反照率之間的數學關系，是利用遙感技術反演冰面寬波段反照率過程中的關鍵步驟。本研究基于Liang等［28］、Duguay 等［29］、Knap 等［30］、Gratton 等［31］和Greuell 等［32］提出的不同波段轉換方程反演木斯島冰川反照率并與實測值比較，最終采用精度最高的轉換公式進行反照率反演。反演結果與祁連山七一冰川具有較高的相似性［33］，Duguay等［29］提出的模型中波段轉換方程適用性較高，具體線性轉換公式如下所示：

式中：B為Landsat OLI影像反照率反演值；b3為綠波段反照率；b5為近紅外波段反照率；b6為熱紅外波段反照率。

2.2.2 MOD10A1反照率產品處理

基于投影變換工具（MRT）將原始影像轉換為UTM 投影、WGS-84 坐標系和Geo TIFF 格式，并采用最鄰近法設置像元大小為500 m。結合木斯島冰川矢量邊界統計覆蓋于研究區內的有效像元值。MOD10A1 反照率產品中提取的有效積雪反照率像元值應介于0～100，大于100則表示其他地物（表3）。

表3 MOD10A1反照率產品數據中像元值的含義Table 3 The meaning of pixel value in MOD10A1 albedo product data

2.2.3 冰川邊界和主流線確定

提取冰川邊界的常用方法有雪蓋指數、比值閾值、監督分類、非監督分類和人工目視解譯等［34］。由于本研究對象單一且面積較小，基于第二次中國冰川編目數據，采用人工目視解譯提取木斯島冰川邊界。冰川主流線可作為代表來討論冰川反照率隨海拔的變化規律。采用地形數據計算曲率，通過所有等高線上曲率最大點的連線確定木斯島冰川主流線。

2.2.4 太陽入射角計算

太陽入射角是影響冰川反照率變化的重要因素之一［35］，各像元的太陽入射角計算公式如下：

式中：α為太陽入射角度；θ為坡度；SZ為太陽天頂角；SA為太陽方位角；K為坡向。

3 結果分析

3.1 冰川反照率精度評估

為了評估Landsat OLI 影像反演結果和MOD10A1 反照率產品在木斯島冰川開展反照率時空變化研究的適應性，本研究利用6 景Landsat OLI影像反照率反演結果（2018 年6 月5 日，2018 年7 月7 日，2019 年8 月27 日，2019 年10 月14 日，2020 年5月9 日，2020 年9 月14 日）與同期MOD10A1 逐日反照率產品進行線性擬合（圖2）。MOD10A1 反照率產品與Landsat OLI 影像在時間和空間分辨率上差異較大。因此，為減少衛星獲取數據時在時空尺度上的誤差。本研究以Landsat 衛星16 天運行周期為基準，對同期內的MOD10A1 反照率產品進行像元統計。同時對Landsat 反演反照率結果建立17×17像元平均滑動窗口，利用最鄰近插值法對其進行重采樣至500 m，并與MOD10A1 反照率產品進行空間配準。結果顯示，二者反照率結果隨時間變化的趨勢較為一致，均方根誤差（RMSE）和相關系數（R）分別為0.15和0.93（P＜0.01）。

圖2 Landsat反照率與MOD10A1反照率對比Fig.2 The scatter relationship between the albedo derived from Landsat image and MOD10A1 albedo product

通過4 期Landsat OLI 影像反照率反演結果（2019 年8月27日、2019年10月14日、2020 年5月9日 和2020 年9 月14 日）和2011—2021 年 的MOD10A1 逐日反照率產品，分別對比同期內木斯島冰面氣象站的實測反照率（圖3）進一步說明遙感反演反照率的有效性。Landsat 反演反照率值與實測反照率值的絕對誤差介于0.01～0.07，平均絕對誤差（MAE）=0.03，RMSE=0.038，R=0.95（P＜0.05）［圖3（a）］，進行精度驗證的各項評價指標結果均滿足研究要求。MOD10A1 產品反照率值與實測反照率值的絕對誤差介于-0.11～0.26，MAE=0.1，RMSE=0.15，R=0.62（P＜0.01）［圖3（b）］。MOD10A1積雪反照率為短波波段反照率，積雪覆蓋的地表在可見光波段的反射率較高，在短波紅外波的反射率相對較低。因此，相較于實測反照率MOD10A1 積雪反照率值較低，但反照率隨時間變化趨勢與實測一致。這與前人在黑河流域典型冰川的研究結果［36］相似，其絕對誤差介于-0.26～0.08，MAE=-0.09，RMSE=0.15，R=0.68。

圖3 Landsat 反照率與MOD10A1反照率反演精度評估Fig.3 Accuracy evaluation of the albedo derived from Landsat image and MOD10A1 product

由此可見，Landsat OLI 影像反照率反演結果和MOD10A1 反照率產品具有較高的相關性和匹配度，兩種遙感產品的反照率變化趨勢較為一致，且在精度上能夠滿足木斯島冰川反照率時空變化特征的研究需求。因此，兩種數據源可以配合使用綜合開展相關研究，其中Landsat OLI影像具有較高的空間分辨率，可用于冰川反照率空間尺度上的研究，MOD10A1 反照率產品具有較高的時間分辨率，可用于冰川反照率時間尺度上的研究。

3.2 冰川反照率空間變化

以30 m 高程間隔分區統計6 景Landsat OLI 影像反演冰川主流線反照率以表征其空間分布特征（圖4）。不同時期內的主流線反照率均呈現隨海拔增加而先升高后降低的空間分布規律。在3 100～ 3 400 m海拔范圍內，木斯島冰川反照率隨海拔升高而增加，其空間差異較大，該海拔區域內的反照率明顯低于其他海拔區域。3 340～3 400 m 海拔區域內的主流線反照率有明顯的上升陡坡（0.231～0.639），在消融期內尤其顯著。3 400～3 500 m 海拔附近的反照率變化態勢不穩定，但3 500～3 600 m 海拔區域內反照率波動變化卻相對恒定，且各高程分區內的反照率差異較小。3 400～3 500 m 海拔高度上下區域反照率的顯著差異也指示了雪線的位置分布。已有研究顯示，反映冰川上年物質積累和消融相等處的物質平衡線高度和雪線高度具有較強的相關性，在99%的置信水平下相關系數可達0.80以上［37］。由此可知，物質平衡線以下區域隨海拔增加反照率上升趨勢顯著，平衡線以上區域反照率隨海拔波動變化較小。在海拔3 400 m 以下，2018年7月7 日和2019 年8 月27 日的主流線反照率顯著低于其他時期，是由于夏季氣溫升高，冰川消融區消融增強導致反照率快速降低。3 600～3 800 m 海拔范圍內，不同時期內反照率均隨海拔增加而明顯降低，反照率總體標準偏差增大（0.03～0.06），表明冰川表面成分發生變化，這可能是由于冰川頂部山體裸巖增加導致。此外，該海拔區域地形起伏度較大（圖1），山體陡峭，積雪難以停駐及由坡度和坡向引起的太陽入射角的變化可能也是導致該區域反照率顯著下降的因素。相同海拔高度，同一時期內冰川反照率呈沿兩側邊緣處向中部逐漸增大的趨勢，這是由于巖石和碎屑等風化產物多富集在冰川邊緣處，而冰川中部反照率高主要是冰川表面有大量積雪覆蓋，巖屑和粉塵等分布較少導致。

圖4 不同時期內的冰川主流線反照率隨海拔變化Fig.4 The albedo of the main flowline varies with altitudes during the different periods

3.3 冰川反照率時間變化

3.3.1 冰川反照率年際變化

采用MOD10A1 反照率逐日產品數據，分析研究區全年平均反照率和消融期（5—8 月）內平均反照率的年際變化趨勢（圖5），以表征木斯島冰川反照率長時間尺度上的變化特征。2011—2021 年，木斯島冰川全年平均反照率與消融期內平均反照率總體變化趨勢相似，均呈微弱上升態勢。消融期內平均反照率值顯著低于全年平均反照率值，且相較于全年平均反照率的變化，消融期內年均反照率變化趨勢更為顯著。全年平均反照率變化速率為0.0017 a-1，消融期內平均反照率變化速率為0.0024 a-1，氣溫和固態降水導致這種年際變化趨勢的可能性較大［17，20，38］。消融期內平均反照率于2018年達到最低值（0.327），2019 年達到最高值（0.393），反照率增加約20%，這可能與2019 年消融期內的固態降水增加有關。

圖5 2011—2021年木斯島冰川全年及消融期內平均反照率年際變化Fig.5 Inter-annual variation of average albedos during the whole year and ablation period during 2011 to 2021 on Muz Taw Glacier

3.3.2 冰川反照率月變化

木斯島冰川反照率月變化趨勢十分明顯，整體呈先降低后升高的變化趨勢（圖6）。反照率極低值出現在8 月（0.277），次之7 月（0.301），極高值出現在1 月（0.597），次之12 月（0.584），存在顯著的季節變化特征。反照率的月變化趨勢主要與氣溫、固態降水、冰面污化物及冰川的消融和積累有關［18，36］。以3—5 月為春季，6—8 月為夏季，9—11 月為秋季，12 月—次年2 月為冬季，冰川反照率在冬季值最大（0.586），夏季值最?。?.330）。6—8 月反照率下降速率最快（-0.067），而9—11 月反照率上升速率最快（0.075），表明夏季和秋季反照率的變化在全年逐月變化中最為顯著。氣溫和固態降水可能是引起反照率月變化趨勢顯著的主要原因，在文中4.2.1部分進行了詳細討論。

圖6 2011—2021年木斯島冰川反照率月平均變化Fig.6 Multi-year monthly average change in the albedos on Muz Taw Glacier during 2011 to 2021

3.3.3 消融期內冰川反照率變化

選取2018 年消融期成像的兩景Landsat OLI 影像進一步分析消融期內反照率的時空變化特征（圖7）?；谀舅箥u冰川主流線上的反照率變化可知雪線分布于海拔3 400～3 500 m，將海拔3 400～ 3 500 m 以上的區域劃分為積累區，海拔3 400～3 500 m 以下的區域劃分為消融區，從冰川積累區、冰川消融區和冰川區整體三個方面分析消融期內的反照率變化。

冰川積累區在消融期早期［6月5日，圖7（a）］表現為反照率多高于0.550，反照率可達0.750以上的區域面積占積累區總面積的10%，僅有邊緣極少數區域（不到1%）反照率低于0.15，均值為0.649；至消融期中后期［7 月7 日，圖7（b）］，冰川積累區反照率介于0.350～0.750的區域面積占積累區總面積的80%，均值為0.512，相較于消融期早期冰川積累區反照率下降21%。冰川消融區在消融期早期表現為反照率介于0.221～0.707，均值為0.596；至消融期中后期，反照率低于0.350 的區域面積占冰川消融區總面積的72%，均值僅為0.287，相較于消融期早期冰川消融區反照率下降52%。冰川區整體在消融期早期表現為冰川表面反照率偏高，反照率空間差異較小，與冰川表面被積雪覆蓋有關。反照率介于0.071～0.913，均值可達0.629；至消融期中后期，隨著氣溫升高，冰川消融加劇，裸冰面積逐漸增大，導致反照率顯著降低且空間差異增大。反照率介于0.046～0.767，均值僅為0.433，相較于消融期早期冰川區整體反照率下降31%。一方面，冰川消融區表面組成以裸冰為主，受溫度和吸光性雜質等因素的影響較大［19］。另一方面，冰川積累區受到積雪的覆蓋，且隨著海拔的升高，冰川消融速率逐漸減弱。因此，相較于冰川積累區，消融區的反照率變化率更大，同時也表明冰川消融區反照率的降低是導致冰川整體反照率下降的主要原因。

圖7 木斯島冰川消融期內表面反照率分布Fig.7 Spatial distribution of albedo derived from Landsat image on Muz Taw Glacier

4 討論

4.1 冰川反照率與物質平衡的關系

反照率通過控制著冰川表面與大氣層之間的能量交換過程影響冰面能量收支狀況，是影響冰川能量-物質平衡和冰川消融的關鍵因素，通過建立冰川反照率與物質平衡的線性關系可進一步表征冰川物質的變化。本研究利用2017—2020 年實測物質平衡數據，建立冰川年物質平衡和年均反照率的線性關系，結果表明物質平衡與年均反照率間存在正相關關系（R=0.83，P＜0.01），即年均反照率越高，冰川物質損失越少。同時將木斯島冰川按照100 m 的高程間隔分區，分別統計出2017—2020 年3 100～3 200 m、3 200～3 300 m 和3 300～3 400 m 高程內的實測物質平衡，與同一時期內相同高程分區表面的夏季（6—8 月）平均反照率進行線性擬合（圖8）。夏季平均反照率與物質平衡間也存在顯著相關性（R=0.84，P＜0.01），兩者間的線性關系表明在此期間反照率降低0.005可導致冰川物質損失增加100 mm w.e.，這與現有研究結果一致［39-41］。木斯島冰川3 100～3 400 m 高程內的夏季平均反照率為0.230，年物質平衡為-1 399 mm w.e.。Zhang 等［14］基于已有觀測資料和研究結果［42-44］，開展了反照率和物質平衡關系的綜合研究。其結果顯示，2001—2018 年，天山烏魯木齊1 號冰川反照率降低0.006可導致冰川物質損失增加100 mm w.e.。相同時期內，祁連山老虎溝12 號冰川反照率降低0.03 可導致物質損失增加100 mm w.e.。2001—2010 年，地處青藏高原腹地的唐古拉山小冬克瑪底冰川，反照率降低0.02 可導致物質損失增加100 mm w.e.。整體來看，冰川反照率與物質平衡在中國西部不同山系間均呈現顯著線性關系，除氣溫和降水外，冰川反照率的變化也是影響冰川消融的重要因素。

圖8 2017—2020年木斯島冰川夏季平均反照率與物質平衡的關系Fig.8 The relationship between summer average albedos and mass balance on Muz Taw Glacier during 2017 to 2020

4.2 影響冰川反照率的因素

4.2.1 氣溫和固態降水對冰川反照率的影響

通過對2011—2021 年木斯島冰川反照率、氣溫及固態降水的逐月變化態勢進行綜合分析（圖9），反照率和氣溫呈明顯的負相關（R=-0.82，P＜0.01），反照率和固態降水呈正相關（R=0.47，P＜0.01）。氣溫升高不僅會加速冰川消融，使消融區面積擴大，積累區面積縮小，而且會加快冰川積累區雪的變質老化作用，使粒雪直徑增大，進而導致冰川整體反照率下降。氣溫和反照率間較高的相關系數表明氣溫可能是影響反照率變化的主要因素，但固態降水可以顯著改變反照率隨氣溫變化的趨勢，這種變化在春季尤其明顯。例如，2014 年3—4 月，氣溫雖升高4 ℃，但由于固態降水增加1.34 mm，導致4 月反照率相較于3 月增加0.038。2016 年3—4 月，氣溫雖升高5 ℃，但由于固態降水增加0.69 mm，導致4 月反照率相較于3 月增加0.043，固態降水打破了反照率隨氣溫升高而下降的變化趨勢。氣溫和固態降水對反照率的影響也體現在其他山地冰川［19］。2016 年5—8 月，烏魯木齊1 號冰川反照率整體變化趨勢表現為隨氣溫升高而持續降低，但因6 月23 日和7月7日固態降水量增加41.40 mm和27.30 mm，導致短時間內反照率分別升高為0.700和0.530。

圖9 2011—2021年固態降水、MOD10A1產品反照率值和氣溫的逐月變化Fig.9 Monthly variation of solid precipitation，albedo derived from MOD10A1 product and air temperature during 2011 to 2021

整體來看，2011—2021 年內夏季較高的氣溫和相對較低的固態降水量引起木斯島冰川消融加劇，黑碳和粉塵等吸光性雜質在冰川表面富集，導致夏季反照率達到最低值。秋冬季節氣溫逐漸降低，但固態降水量顯著增加，較為潔凈的新雪表面導致冰面反照率呈現升高態勢。春季雖然固態降水量仍然相對較高，但隨著氣溫持續升高，冰川反照率出現了下降趨勢。由此看來，雖然在短時間內反照率會因固態降水的增加而升高，但長時間序列下氣溫才是影響冰川反照率變化的主要因素。

4.2.2 云量和太陽入射角對冰川反照率的影響

云量和太陽入射角均通過影響冰川表面輻射收支進而影響冰川反照率［45-46］。參考Broeke等［47］將云量因子小于0.3 劃分為晴天，大于0.7 劃分為陰天。2021 年消融期內晴天的平均反照率為0.334，陰天的平均反照率為0.390，陰天的反照率明顯高于晴天，表明云量可影響反照率的變化。云層能較強地吸收近紅外波段輻射，隨著云量的增多，冰川表面接收的可見光波段輻射增加，冰川表面在可見光波段的反照率最高，故反照率隨之增加［36］。此外，云層的遮蔽將太陽的直接輻射轉換為散射輻射，其導致光譜性質的差異直接影響反照率的變化［48］。

在同一時期內的相同海拔高度上，不同地點的反照率仍然存在一定差異（圖7），這可能是坡度、坡向等引起的太陽入射角的差異或冰面物理性質不同導致。本研究利用研究區DEM 數據獲取2018 年6 月5 日成像的Landsat OLI 影像像元不同太陽入射角下的反照率，以說明太陽入射角對冰川反照率變化的影響。結果表明隨著太陽入射角度增大冰川反照率呈升高趨勢（圖10）。太陽入射角控制冰川表面的太陽輻射能量收支，太陽入射角增大，則太陽高度角減小，光線通過大氣層的距離增長，光子散射概率增大。因此，冰川表面接收的輻射能量減少，反射到宇宙空間的輻射能量增加，冰川表面反照率隨之增大。

圖10 冰川反照率隨太陽入射角的變化Fig.10 Albedo variation with solar incident angles

4.2.3 吸光性雜質對冰川反照率的影響

冰川表面累積的黑碳和粉塵等吸光性雜質強烈吸收太陽輻射，是導致反照率降低的重要因素之一［49］。就反照率與吸光性雜質的關系看，不同區域的冰川反照率隨吸光性雜質的變化趨勢一致，即反照率因冰川表面吸光性雜質的富集而顯著降低。反照率降低趨勢與黑碳、粉塵等微粒的數量和直徑有關，覆蓋在冰川表面的黑碳和粉塵顯著影響反照率的反饋機制，進一步加劇冰川的消融。黑碳和粉塵對薩吾爾山木斯島冰川反照率降低的貢獻量可達30%［50］。天山烏魯木齊河源1 號冰川在不同濃度的吸光性雜質富集下導致冰面反照率降低19%～37%，且反照率降低值隨吸光性雜質濃度增加而升高［19］；青藏高原東南部地區因吸光性雜質的存在對反照率降低的貢獻量介于0～59%，對冰川物質虧損的貢獻量介于12%～22%［14，51］。黑碳和粉塵等吸光性雜質雖在不同區域對降低反照率和加速冰川消融有著不同貢獻，但是其影響卻不可忽視。研究反照率與吸光性雜質間的關系，對于揭示冰川反照率對冰川消融的反饋機制有著重要的參考意義。

5 結論

基于Landsat OLI 影像、MOD10A1 反照率產品和冰面實測反照率數據，研究了薩吾爾山木斯島冰川反照率的時空變化特征，并探討了反照率與物質平衡的關系及影響反照率的因素。得出以下結論：

（1）Landsat OLI 反演反照率和MOD10A1 反照率具有較高的相關性（RMSE=0.15，R=0.93，P＜0.01），且均與實測反照率有較好的一致性（Landsat：RMSE=0.038，R=0.95，P＜0.05；MOD10A1：RMSE=0.15，R=0.63，P＜0.01）。

（2）木斯島冰川反照率具有顯著的時空變化特征?？臻g變化方面，冰面反照率在海拔3 600 m 以下區域隨海拔升高呈增加趨勢。但由于局部地形差異，反照率在海拔3 600 m 以上區域隨海拔升高出現下降趨勢。同一海拔高度，反照率從冰川邊緣向中部遞增。2011—2021 年，全年與消融期內平均反照率分別以0.0017 a-1和0.0024 a-1的速率增加。逐月反照率具有顯著的季節變化特征，即夏季反照率最小，冬季反照率最大。消融期內冰川消融區反照率下降幅度高于積累區。

（3）2017—2020 年，木斯島冰川夏季平均反照率與年物質平衡間呈顯著正相關（R=0.84，P＜0.01），表明反照率降低可導致冰川物質損失增加。反照率受氣溫、固態降水、云量、太陽入射角、吸光性雜質等因素的影響。研究時段內，氣溫與反照率呈顯著負相關性（R=-0.82，P＜0.01），固態降水與反照率呈正相關性（R=0.47，P＜0.01），長時間序列下氣溫是導致反照率變化的主要因素。

在全球變暖的背景下，冰川普遍呈退縮減薄趨勢，開展冰川反照率研究，對冰川消融過程和機理、能量物質平衡模擬工作等具有非常重要的作用，未來有廣闊的研究空間。一方面，需要完善反照率現場觀測和遙感反演技術的綜合應用；另一方面，需要重點關注冰川表面反照率參數化和冰川能量物質平衡的模擬，通過建立冰川消融模型，深入討論反照率對冰川物質積累和虧損的貢獻。