1 简介
南极半岛地区在 20 世纪经历了快速的环境变化，这与同期观察到的气温升高有关（Turner等，2017）。引文2016）。正如冈萨雷斯和福图尼所强调的（引文2018）和奥利瓦等人。（引文2017年），气温变化在空间上是不连续的，南极半岛东北部的气温变化幅度最大。这种空间变化可以在降水趋势中更加明显地看到（Turner等人，2016）。引文2019），在东南极洲观察到干燥（Robinson等人， 2019 ）。引文2018）以及南极冰原上空观测到的降雪量增加（Medley 和 Thomas）引文2019）。大气条件不仅在空间上变化，而且在时间上变化；1998 年至 2015 年间，南极半岛地区的降雨事件有所减少，但预计未来频率和强度将增加（Vignon等， 2015） 。引文2021）。在观察河流动态变化（包括流量和泥沙输送）时，这种空间和时间变化具有重要意义。反过来，河流和沉积物动力学的变化会对淡水的生物多样性产生深远的影响（Foreman等人，2017）。引文2004 年，加西亚-罗德里格斯等人。引文2021）和海洋生态系统（Sahade等人，2021 ）引文2015，霍德森等人。引文2017）。同样，水温，包括其可变性和长期变化，对于维持生物体也至关重要（Brown等人，2017）。引文2005年，约翰逊等人。引文2014）。水温和淡水生物之间的关系经常在加拿大北极或亚北极流域进行研究（例如 Daigle等人，2017）。引文2015，帕迪拉等人。引文2015）。南极洲这一过程的一个很好的例子是仙女虾（ Branchinectagaini）在詹姆斯罗斯岛的湖泊中的重新出现，在全新世的一个重要时期，仙女虾在该岛的数量非常丰富（Björck等人，2017）。引文1996）但直到最近才重新出现，因为所研究的湖泊无冰期延长了（Nedbalová等，2017）。引文2017）。此外，水温及其与持续气候变化相关的动态在全球范围内都很重要（Du等人，2017）。引文2022）并在极地地区得到了强调（例如 Docherty等人中的格陵兰岛） 。引文2019）。

冰川流域受到全球冰川质量加速流失的影响（Hugonnet等，2017）。引文2021 年），自从冰川超过最大融化点以来，某些地区的融水径流已经减少（Huss 和 Hock）引文2018）。因此，有必要收集与冰川环境相关的水文系统行为的信息，这些系统可能会受到持续环境变化的影响（例如Young等人，2014）。引文2021）。尽管有这种需要，但对南极洲河流系统的研究相对较少，并且往往集中在几个主要的冰川消退地区。在南极地区，关于径流状况及其对矿物质和沉积物输送的影响的更复杂的研究甚至更少。在詹姆斯·罗斯岛上研究了径流动力学（Kavan等人，2017）。引文2017年，卡万引文2022年），在南极洲海洋地区（例如Inbar引文1995年，西洛和拜力克引文2017，斯托特和康维引文2021），并作为麦克默多干谷（Shaw 和 Healy）更复杂的研究项目的一部分引文1980年，霍克和麦康奇引文2001）。在影响农业、工业或饮用水供应水资源可用性的地区，经常研究冰川流域的径流状况及其与大气参数的关系（例如，Krysanova 等人，2015）。引文2015，石金等人。引文2021 年，Motschmann等人。引文2022）。然而，人们对南极洲的情况知之甚少，那里人类活动的影响微乎其微。

关于径流产生和养分输送的长期研究主要来自麦克默多干谷（例如韦尔奇等人，2014）。引文2010，奥伦德等人。引文2018，哈蒙等人。引文2021）。喷泉等人。（引文2004）强调了冰石洞在冰川产生径流中的重要性，并报道至少 13% 的观测到的冰川径流起源于冰川上相互连接的冰石形成的地下水文网络。冰川表面的融化被认为是这个相对寒冷地区总体径流产生的重要组成部分（例如Johnston等人，2014）。引文2005 年，伯格斯特罗姆等人。引文2021）。除了对周围消融区域产生直接影响外，冰川系统内产生的径流也会影响冰川本身的行为，包括冰川流动的速度（例如楚引文2014）。南极半岛地区的水文状况通常是由冰川融化等更多变化的融水源驱动的（Stott 和 Convey引文2021）、季节性积雪或永久冻土融化（例如 Kavan等人， 2021 ）。引文2017）或海洋南极洲的液体降水（例如 Szilo 和 Bialik引文2017）。极地径流的时空变化主要由地表气温、太阳辐射、降水和积雪驱动（例如Li等，2014）。引文2010年，诺瓦克和霍德森引文2013，莱曼-科内拉等人。引文2019）。地表空气温度通常被认为是阿尔卑斯山冰川流域最重要的因素（例如 Schmieder等人，2015）。引文2016），海洋南极洲（例如Falk等人。引文2018）和北极大部分地区（例如诺瓦克和霍德森引文2013）。相比之下，太阳辐射是极冷环境中融化的主要驱动因素，例如麦克默多干谷（McConchie等人，2017）。引文1990）。

在这项研究中，我们评估了南极半岛东部维加岛三个冰川供水溪流的季节内径流动态。我们还研究了气温与河流流量之间的关系，并研究了邻近冰川径流的影响。此外，我们的目标是建立径流作为估计冰川巴伊亚德尔迪亚布罗（GBD）夏季消融的代理，作为经典冰川观测的有用补充技术。此外，南极洲的直接排放观测相当罕见，因此我们的贡献可以增强我们对这些淡水地质系统行为的了解。

1.1 研究地点
我们的研究重点是位于南极半岛东北部詹姆斯罗斯群岛的维加岛北部，通常被称为“魔鬼湾”（图。1）。位于火山台地（海拔约 220 m）上的巨大圆顶冰川环绕着约 12 km 2的无冰区域。这些圆顶冰川有几个出口冰川，包括我们研究区域的 GBD（马林塞克和埃尔莫林）引文2015）即魔鬼湾冰川。维加岛气候寒冷半干旱，在附近的 JG Mendel 站（位于詹姆斯罗斯岛北部，以西约 25 公里，海拔 10 m asl）测量的年平均气温为 -7.0°C （2006-2015）夏季每日最高温度超过+10°C，冬季最低温度降至-30°C以下（Hrbáček等人，2006年至2015年）。引文2017）。整个詹姆斯·罗斯群岛位于南极半岛的降水阴影区，van Lipzig 等人估计年降水量为 300-500 毫米水当量 (we )。（引文2004 ) 或什至达到 700 mm weyear -1 by van Wessem等人。（引文2016）。降水量减少和气温上升的结合可能是导致近几十年来观察到的冰川表面下降的主要因素（Skvarca等， 2017） 。引文2004年，马林塞克和埃尔莫林引文2015）。最近，消融区域成为了几项涉及淡水生态系统的研究的主题（Nedbalová等，2017）。引文2017 年，Bulínová等人。引文2020），古环境变化（Chaparro等人。引文2017 年，Čejka等人。引文2020），以及湖泊的季节动态（Kavan等人，2020）。引文2020a）其中前冰湖范围的波动与冰川水文系统有关。Vega-1 和 Vega-3 溪流排出 GBD，总集水面积为 27.1 km 2，而 Vega-2 溪流排出研究区东侧无名冰川的一小部分（估计集水面积）面积6平方公里2）。

图1. (a)南极半岛地区；(b) 维加岛和流域范围，背景 Sentinel-2 图像（2018 年 12 月 29 日）显示冰川表面的比例；(c) Bahia del Diablo 研究区以及根据南极洲参考高程模型 (REMA) 2 m 分辨率数字高程模型 (DEM) 划定的周围环境和集水区（使用来自 Gerrish 的 Seamask 数据）引文2020）。

图1.(a)南极半岛地区； (b) 维加岛和流域范围，背景 Sentinel-2 图像（2018 年 12 月 29 日）显示冰川表面的比例； (c) Bahia del Diablo 研究区及其周围环境和集水区根据南极洲参考高程模型 (REMA) 2 m 分辨率数字高程模型 (DEM) 划定（Seamask 数据来自 Gerrish Citation2020）。
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Vega-1 和 Vega-3 排出同一个冰川（魔鬼湾冰川），以及圆顶冰川的相邻部分。因此，区分这两个流域是很困难的，而且冰川口前部的耕地平原的形态使情况变得更加复杂。两条流彼此相邻；Vega-3 流经冰川东部，而 Vega-1 流则源自冰川前缘冰碛的穿流。Vega-1流域在圆顶冰川顶部海拔达到600米，而Vega-3主要位于消融的火山台地地区，其冰川部分的海拔约为350米。此外，两条溪流流经一个大的辫状平原，在研究期间，该平原被积雪覆盖，在研究结束时发现了可能存在分歧的迹象。在这种情况下，这两条河流可以被视为一个共同流域的一部分（图。1）。

Vega-2 溪流与其他两条冰川溪流不同，其水源来自沿其西缘的圆顶冰川下方（约 420 m asl）的冰下河道网络。我们根据冰川表面地形划定了ts流域，这并不一定符合考虑到冰下地形的实际流域面积。因此，必须谨慎对待这一集水区；流域的真实范围可能有很大不同。

2 材料与方法
该研究于 2013 年夏季进行；测量设备于2013年1月17日至2月21日期间安装和使用。所有报告时间均采用UTC时间。

2.1 放电时间序列
我们选择了三个测量地点来测量溪流中的流量和静水压力。在选择这些地点时，我们主要考虑了横截面的稳定性，以确保水中的湍流尽可能少。在每个站点，我们安装了 Heron DipperLog 自动压力传感器（精度为 ± 0.05%），每隔 15 分钟测量一次静水压力。利用这些压力数据，我们能够通过调整在附近气压计测量的大气压力测量值来计算每个地点的水位。然后，我们使用评级曲线将这些水位转换为河流流量。

为了生成额定曲线，我们使用 ADCP FlowTracker 手持设备 (ISY Sontek) 在每个站点手动测量流量。我们在 Vega-1 测量点进行了 6 次手动放电测量，在 Vega-2 测量点进行了 9 次手动放电测量，在 Vega-3 测量点进行了 6 次手动放电测量。Vega-1 的评级曲线相关系数为 0.98，Vega-2 为 0.99，Vega-3 为 0.92（图2）。所有评级曲线拟合均具有统计显着性 ( p < .001)。测量的放电量覆盖了 Vega-1 计算放电量整个范围 (13–94%) 的 81%，Vega-2 的测量放电量覆盖了整个计算放电量范围 (5–95%) 的 81%，Vega-2 的测量放电量覆盖了整个计算放电量范围的 85% (6–91%)。 -3。不确定度计算遵循国际标准化组织 (ISO) 748 方法 (ISO引文2003）用于手动排放测量和 ISO 25377 程序（ISO引文2007）评级曲线相对不确定性。总体计算的放电时间序列不确定度（包括手动放电测量和额定曲线计算）为 Vega-1 的 11.6%、Vega-2 的 13.1% 和 Vega-3 的 14.8%。这些报告的不确定性随后也适用于冰川消融计算的不确定性范围（参见“冰川消融”部分）。

使用南极洲参考高程模型 (REMA) 数字高程模型 (DEM) 2 m 分辨率条带界定流域边界（Howat等人，2017）。引文2019）。Vega-1 和 Vega-3 的集水区很难区分，因为这两条河流在沿着冰川的不受约束的通道内排出同一冰川的水直到平原。此外，在大部分野外活动中，河网都被半永久性积雪覆盖，两条河道之间可能出现分叉。因此，与这些流域相关的总体统计数据并不可靠，相反，我们生成了两条河流的流量数据集合，其中包含了从冰川流出的所有河流。

2.2 大气变量
分别使用 MiniLog Temp（精度 ± 0.15°C，EMS 布尔诺，捷克）和 TMAG 518 N4H 气压计（精度 ± 0.5 hPa；CRESSTO，捷克）每隔 15 分钟测量一次气温和气压。自动气象站位于研究区三个测点附近的消融部分（63.824231°S，57.322578°W）（图。1）。

2.3 冰川消融
在 Vega-1 测量点测得的流量代表 GBD 冰川流域的径流（参见图。1）。因此，可以重新计算测量的流量，以获得以融化水当量（mm we）表示的每日表面烧蚀时间序列。研究期间的径流总量除以冰川表面积（Marinsek 和 Ermolin 报告的12.9 km 2 （引文2015 )) 提供了研究期间的总径流深度（毫米）。相同的重新计算经常用于水平衡研究和建模应用（例如 Gallo引文2007年，嘉西阿吉引文2019，雷诺兹等人。引文2020）。消融计算的不确定性来自于放电时间序列的不确定性，经计算，Vega-1 的不确定性为 11.6%。

3 个结果
研究期间的平均气温为 0.9°C，日平均值范围为 8.5°C 至 -7.0°C。1月20日最高气温达到13.3℃，研究期间又连续8天超过10℃。与此同时，36天中有28天日最低气温降至0℃以下，其中2月19日最低气温为-8.2℃。气温日平均变幅为 7.6°C，日最大变幅为 14.9°C（1 月 25 日），日最小变幅为 1.4°C（2 月 15 日）。

放电时间序列涵盖2013年夏季高峰期间的一个多月（图3）。尽管流域地形存在差异，所研究的所有三个河流都表现出相似的流量时间模式。所有溪流都受到高冰川覆盖率的影响，这通过高流量变化和由于气温变化而产生的强烈昼夜规律来证明。

在整个测量期间，Vega-1的平均放电量为0.523 m 3 s -1 ， Vega-2的平均放电量为0.076 m 3 s -1 ，Vega-3的平均放电量为0.020 m 3 s -1。2013 年 1 月 21 日下午 3 点，Vega-1 流的手动记录最高流量为 1.499 m 3 s -1 。这也是计算流量第二高的一天，其峰值（3.977 m 3 s -1）出现在晚上 9:22。计算出的最高流量发生在前一天（2013年1月20日晚上8点52分），最大流量达到5.510 m 3 s -1。峰值流量可能是由前几天的一场大暴风雪期间降下的积雪融化造成的。Vega-2 流经历了类似的流量模式，尽管最大流量为 0.737 m 3 s -1记录于 2013 年 2 月 10 日晚上 8 时 52 分。Vega-3 河流的最大流量也记录在二月份的第二个季节性最大流量期间。最大流量为0.302 m 3 s -1记录于2013年2月11日晚上9时37分。在气温突然下降和连续几天气温低于零的持续寒冷时期之后，所有研究的溪流在研究期结束时都经历了最小流量。Vega-3 的放电量非常低，仅为 0.002 m3秒-1；类似地，Vega-2的放电仅为0.010 m 3 s -1。相比之下，Vega-1 的流量相对较高，为 0.050 m 3 s -1，可能是因为它继续受到广泛的冰下排水的供给。

所有三个溪流的水温（图4）相对稳定，通常在 1-2°C 左右波动，在研究期结束时显着下降。最低平均水温（0.79℃）出现在Vega-1流中，而最高平均水温出现在Vega-3流中（2.0℃）；Vega-2 平均水温为 0.9°C。Vega-1记录的最低水温很可能受到溪流的最高流量以及冰川出口和测量地点之间的短河道的影响。相比之下，Vega-3的水温则受到其河道较长和流域内消融面积比例较高的影响。来自火山台地和邻近斜坡的融水在到达测量地点之前有足够的时间升温。

Vega-1和Vega-2记录的两个高放电期与2013年1月20日和2月10日左右气温升高同时发生。第一个高放电期发生在Vega-3测量开始之前，因此只有第二个高放电期期间记录在这里。Vega-3 记录的最高水温为 2 月 11 日下午 5 点 52 分（6.0°C）；Vega-1 的最高水温于 1 月 17 日下午 5 点 07 分达到（5.81°C）。Vega-2 的最高水温记录于 2 月 10 日下午 4 点 37 分（2.69°C）。水温与气温密切相关，并遵循昼夜循环。然而，最高记录水温并不总是与最高流量或最高气温时期一致。一个可能的机制是水的比热容相对较高，这意味着水对空气温度的微小变化的反应很慢。这在 Vega-1 中尤其明显，在流量高峰期，最高水温较低。当观察到气温大幅上升时（例如 1 月 31 日），图4(a)）还发现水温升高。Vega-2 的低平均水温和低变异性可能是由于其河道较短和冷融水从冰下水文网络直接流出所致。与其他两条溪流相比，这不允许水被显着加热，并且导致最高水温最低（图4(b)）。Vega-3 的水温变化较小，尽管其流量较低，但很可能是由于传感器位于相对较深的水池中（以确保可以进行可靠的水位测量）。这导致水温波动较小，通常在1.5至3.5°C之间，只有两次例外，即2月10日至11日，温度超过5°C（图4(c)）。

3.1 气温对排水量和水温的影响
3.1.1 昼夜制度
当根据空气温度绘制时，排放和水温似乎遵循磁滞回线。这种关系对于放电尤其明显（图5(a)），其中只能观察到曲线形状的微小偏差，尤其是来自 Vega-1 的数据。在水温的情况下，环路变形更大（图5(b)），但对于 Vega-3 可以观察到一个发育良好的环，呈顺时针方向。这意味着水温对气温变化的反应存在延迟（图5(b)）。

选择气温差异很大的两天来演示大气强迫对排放和水温的影响。第一个是 1 月 26 日，天气寒冷，平均气温为 0°C（最低气温为 -6.9°C，最高气温为 7.0°C），而 2 月 10 日则是温暖的一天，平均气温为 7.3°C C（最低 2.8°C，最高 12.6°C）（图6(a)）。在温暖的日子里，无论是排放量还是水温，都可以清晰地看到发育良好的顺时针磁滞回线。然而，这种模式在寒冷的日子里观察不到，只有 Vega-2 放电和 Vega-3 水温记录到明显的顺时针滞后。Vega-1 和 Vega-3 放电显示出滞后的过渡模式。Vega-1 开始时是逆时针循环，但在一天结束时会顺时针旋转。相比之下，Vega-3 开始时为顺时针循环，但很快转变为逆时针循环。Vega-2 水温迟滞沿逆时针方向变形，而 Vega-1 水温环在一天的大部分时间里按 0°C 值变形。

昼夜条件下的排水时间和水温如图所示图7。Vega-1（6 小时）和其他两个流（4 小时）之间的放电延迟时间不同。这或许可以解释 Vega-1 磁滞回线的变形形状图7(a)。相比之下，分析水温和空气温度（Vega-1 和 Vega-2）时没有滞后时间，而 Vega-3 的滞后时间仅为两个小时。这种滞后时间可以用融水从消融的火山台地和邻近斜坡到达测量剖面的较长流动路径来解释。融水到达Vega-1和Vega-2剖面的流路极短，避免了流动过程中的预热效应。这两条溪流几乎直接来自冰川。因此，我们观察到水温的滞后时间没有影响。相比之下，包括冰上和冰下排水网络的流道足够长，可以产生四到六小时的排放滞后时间。峰值放电发生在气温达到最高值后六小时内。

互相关分析（图8研究期间详细的 15 分钟测量结果显示，最高系数滞后于 26.5 小时 (Vega-1) 和 27.5 小时 (Vega-2) 之间。此外，我们选择了两个为期 7 天的案例研究期。第 1 阶段，即 2 月 1 日至 7 日之间，平均流量相对较低，范围为 0.01 m 3 s -1 (Vega-3) 至 0.35 m 3 s -1 (Vega-1)。第 2 阶段（2 月 8 日至 14 日）的排放量几乎是这个数字的两倍，下降在 0.04 m 3 s -1 (Vega-3) 和 0.67 m 3 s -1之间（Vega-1）。在 Vega-1 和 Vega-2 中，第 1 阶段放电对气温变化的响应相对较快，其中检测到的最大相关性延迟了 5 至 6 小时，而在 Vega-3 上观察到了 27 小时的最大相关性（图8(b)）。第 2 期的情况同样显示出最大相关性有 5 至 6 小时的滞后（Vega-1 和 Vega-2）；然而，与 25 至 27 小时延误的相关性几乎达到相同的值（图8(c)）。

3.1.2 气温的季节效应
所研究河流的平均日流量对气温变化的响应存在一天的时间滞后。Vega-1 (R 2 = 0.68)观察到最强的关系，用非线性指数函数表示，而 Vega-3 (R 2  = 0.54) 观察到最低的关系（图9）。没有一天时间滞后的情况下的回归明显较低，介于 R 2  = 0.49 (Vega-1) 和 R 2 0.31 (Vega-3) 之间。

我们观察到气温和水温之间的非线性函数表示弱到中等的关系（R 2  = 0.12 至 0.70）。最温暖的日子 (> 6°C) 通常与 0.5 至 1.0°C 之间的相当低的水温相关。仅在气温略高于平均水平（2 至 4°C）和排放（图10(a)）。在这种条件下，水位较低的溪流被大气更有效地加热。Vega-1 的情况尤其如此，其相关系数最弱。然而，Vega-3 与记录的最高水温表现出更一致的趋势。Vega-2经历了最低的水温和与气温最接近的情况。这可能是由于冰川系统外的水道较短。重要的是，在低至-7°C的极低气温下观察到正水温（表明液态水的流动）。

3.2 GBD 的计算消融
基于重新计算Vega-1流放电时间序列的GBD冰川的消融显示，研究期间的总消融率为124.5±14.4毫米。每日消融率的变化与径流的变化相对应并且在0.5到14.7mm weday -1之间变化。

4。讨论
4.1 径流动力学
Vega-1 测量点记录的平均流量（0.523 m 3 s -1）是南极洲记录的最高流量之一。卡万等人。（引文2017 年）报告称，2015 年南半球夏季波希米亚溪（位于邻近的詹姆斯罗斯岛）的平均流量为 0.19 m 3 s -1 ，而 Kavan（引文2022年）报告称，2018年南方夏季，该值仅为0.14 m 3 s -1 。斯托特和康维（引文2021）计算出西格尼岛奥威尔冰川融水流的平均流量仅为0.048 m 3 s -1。西洛和拜力克（引文2017）研究了Baranowski冰川（乔治王岛）出口处的底质输送和排放，发现最大排放量仅为0.719 m 3 s -1，平均排放量可能小于0.2 m 3 s -1。福尔克等人。（引文2018）使用建模方法估算了波特湾（乔治王岛）两条小溪的平均流量，发现其平均流量分别为 0.44 m 3 s -1和 0.55 m 3 s -1。因巴尔（引文1995 ）在欺骗岛的一个测量点发现平均流量为0.02 m 3 s -1 。

除了南极半岛和海洋南极洲之外，此前主要在麦克默多干谷地区研究了河流动力学。霍克和麦康奇（引文2001 ）记录了迈尔斯谷的平均流量低于0.2 m 3 s -1 。1970 年代初期 Onyx 河（麦克默多干谷地区最大的河流）记录的平均流量约为 0.5 m 3 s -1，最大流量达到 4 m 3 s -1（Shaw 和 Healy）引文1980）。钦和梅森（引文2016）报告了1972年至1991年间流量日的平均流量约为0.64 m 3 s -1。这些特性与Vega-1报道的非常相似，最大放电量达到5.510 m 3 s -1。

玛瑙河通常被认为是南极洲最大的河，考虑到其总流域面积，这确实是事实。然而，玛瑙河的流量相当低，这使得它与南极洲较小的冰川消融地区的溪流更具可比性，那里的气温较高，导致雪/冰川融化更频繁。为了比较南极流域及其径流量，必须记住，不仅流域面积不同，而且流季的持续时间也不同，而且可能差异很大。麦克默多干谷的径流可能只有几周，但对于海洋南极洲来说，径流可能会持续几个月。因此，我们还对上述流域的面积、典型流季长度和基本径流特征进行了比较（表格1）。使用流深参数（mm day −1）可以帮助我们比较不同流域的产流量；然而，这很大程度上受到集水区划界可靠性的影响。由于冰下地形复杂且通常未知，这有时相当困难。对于 Vega-2 河流（实际流域面积可能更小）来说可能就是这种情况，当然对于奥威尔冰川河流（斯托特和康维引文2021），实际的集水面积可能要大得多。

表 1.南极洲可用流量测量结果的比较。原始参考文献中未提供标有（*）的集水区；因此，该估计是根据南极洲数字高程模型的可用参考高程模型进行的；A没有明确说明研究期限；B 1972 年至 1991 年间有多个学习季节。

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尽管 Vega-2 正在排出邻近冰盖的一部分，但其他两个测量地点（Vega-2 和 Vega-3）的流量却显着降低。流量较低的原因是大部分融水源自冰下环境，其排水面积可能小于地表排水面积。

当考虑到一天的滞后时，河流流量与气温具有良好的相关性。这种时间滞后的一个可能机制是冰下网络由一系列复杂的空腔和河道组成，因此地表融化可能需要一些时间才能渗透冰层并进入基底河道（Flowers）引文2015）。在消融季节期间，通过空腔（慢速）或通道（快速）的优先流量也可能会发生变化，从而导致高度可变的径流响应（Nanni等人，2017）。引文2020）。因此，我们可以观察詹姆斯罗斯岛上冰川来源的河流系统（本研究）和永久冻土/雪地供水系统之间的水文动力学差异。在冰川覆盖较少的流域中，气温和排放之间的滞后时间较短（Kavan等人，2017）。引文2017）。据报道，喜马拉雅山冰川盆地的流量和大气参数之间存在类似的相关性，时滞为 0-3 天（Singh等人，2017）。引文2000）。杨和彼得森（引文2017）发现麦肯齐和育空盆地的水温状况存在很大差异，时间滞后范围从 1 到 40 天不等，具体取决于盆地的面积范围和水流上是否存在大型湖泊。相比之下，福尔克等人。（引文2018）观察到乔治王岛的流量与地表气温之间存在很强的相关性，表明存在较短的滞后时间。放电和气温的明显滞后模式证实了相对较长的时间滞后。在寒冷的负气温天气中，这种关系可能会变形，因为反应延迟很可能是由具有大惯性的冰下水文系统引起的。目前，冰川下径流的产生可能是冰川前融水径流的主要来源，Vega-1 的情况就是如此（图5(b)）。

4.2 水温
排出冰川的融水温度略高于 0°C。冰川系统内的大部分热能（无论是在冰上还是冰下环境）在融化过程中被使用，这是一个吸热过程，而不是提高水的温度（Constantz）引文1998）。能量仅从大气转移到冰川出口下游一小部分河流的水中。吉百利等人。（引文2008 ）报告称，新西兰冰川盆地沿溪流长度的水温上升了 0.6°C km -1 。同样，高等人。（引文2017 ）报道青藏高原几个流域的水温从冰川边缘上升了0.13-0.28°C km -1 。这也显示了不同流域特性（例如基岩和土壤特性或流域梯度）的影响。温暖的日子里冰川融化加剧通常会导致水温降低（例如 van Vliet等人，2017）。引文2013年，杜等人。引文2022），因为较大体积的融水也具有较高的热容量（Milner等， 2022） 。引文2017）。因此，在融水产量和排放量较低的日子里，观察到水温较高，这使得河流中少量水能够更有效地进行热传递（柯林斯引文2009）。在一些冰川化的高山集水区，即使在温暖的日子里，由于短波辐射较高，也能看到类似的冷却效果（Williamson等人，2017）。引文2019）。然而，威廉姆森等人。（引文2019）报告说，水温也受到溪流表面积的控制。中提出的磁滞回线图5很好地说明了每个流域的情况。Vega-3 中的顺时针滞后反映了冰川融水的冷却效应（Fellman等人，2017）。引文2014）。Vega-1 没有明显的滞后模式。这可能是由于冰下融水的大量产生造成的，而冰下融水并没有直接立即受到气温波动的影响。在温暖的日子里可以看到明显的滞后模式（图5(c)）。相比之下，在寒冷的日子里，滞后现象不存在，因为冰下网络的融水在 0°C 时离开冰川，并且在到达测量地点之前不会明显变暖。令人惊讶的是，Vega-2 显示出逆时针滞后现象，这与流域极高的冰川覆盖率不一致。这可能是由于水温极低（通常低于1°C）、滞后时间长以及冰下融水输送相当复杂，导致水温对气温变化不太敏感。

尽管在维加岛研究的溪流水道较短，但它们通常栖息着多种微生物（例如 Bulínová等人，2017）。引文2020）T。值得注意的是，流量和水温数据表明，即使在气温约为 -7 至 -8°C 的寒冷条件下，溪流仍保持活跃。该阈值温度比詹姆斯罗斯岛观察到的温度低约 2-4°C（Kavan等人，2017）。引文2017）。

4.3 GBD的消融
研究期间（1 月 17 日至 2 月 21 日）GBD 冰川的计算消融率为 124.5 ± 13.7 mm we，仅覆盖了部分消融季节，但总体而言与长期净质量平衡（大约 - 20 厘米/年）由 Marinsek 和 Ermolin 报告（引文2015）。研究期间并未涵盖整个消融期，整个消融期可能长达8-10周，因此根据整个径流/消融期计算的夏季消融量会更高。消融率相对较低的原因也可能是 2013 年南半球夏季是近几十年来最冷的夏季之一（Oliva等， 2013） 。引文2017年），这也反映在2009年至2015年期间在附近詹姆斯罗斯岛的威士忌冰川和戴维斯圆顶观察到的最积极的质量平衡（Engel等人，2017年）。引文2019）。因此，我们认为通过标准水文方法直接测量的冰川流域径流可以作为估计冰川总体消融率的有用代理。

所提出的基于径流计算消融率的方法可以成功地应用于升华仅占冰川总质量损失一小部分的地区。一些位于干燥大陆性气候、气温极低的冰川正在通过升华失去大部分质量（例如布利斯等人的麦克默多干谷） 。引文2011年；麦克唐纳等人的安第斯山脉。引文2013年，阿亚拉等人。引文2017）。然而，这些例子考虑了气温很少超过 0°C 的地区的冰川，而 GBD 的情况并非如此。该方法可能适用于南极半岛地区的不同陆地终端冰川，其中消融是冰川质量损失的主要原因，而且冰川的流出也被明确界定。范利普齐格等人。（引文2004年）估计南极半岛地区的升华率为9%。这种升华率还包括大面积的高海拔冰盖；因此，低洼冰川的升华可能要低得多。邻近的詹姆斯罗斯岛可能就是这种情况，那里使用经典技术进行常规冰川观测（例如 Engel等人，2015）。引文2018年，引文2022）。

总体冰川质量平衡是积累和消融差异的结果（Benn 和 Evans引文2010）。因此，基于径流测量和质量平衡的直接冰川学测量的消融率估计可以作为完成质量平衡方程的基础，其中累积率是未知的。积累率通常难以测量，因为它在空间上变化很大，无论是在相对较小的冰川中（McGrath等人，2017）。引文2018）以及整个冰盖的情况（Dattler等人， 2018 ）。引文2019）。在邻近的詹姆斯罗斯岛的各个冰川之间也观察到积雪的巨大差异，那里的积雪速率是由盛行风向和当地地形驱动的（Kavan等人，2017）。引文2020b）。整个南极洲的大规模降水模式表现出高度的空间和时间变化（比较例如 Robinson等人，2014）。引文2018年，混合泳和托马斯引文2019，维尼翁等人。引文2021）。因此，可靠的降水估计相对较少，而且这种估计受到点观测产生的很大不确定性的影响（Tang等，2016）。引文2018）或遥感数据的低空间分辨率（Souverijns等人，2018 ）引文2018）。例如，詹姆斯·罗斯群岛的估计降水量范围较大：在 300 至 700 毫米 weyear -1之间（例如 van Lipzig等人，2015）。引文2004 年，范韦塞姆等人。引文2016，巴勒梅等人。引文2017）。因此，我们看到将总质量平衡（冰川测量）与消融率（径流测量）相结合来估计冰川表面积累率的巨大潜力。此外，此类测量将避免单点测量带来的不确定性，同时整合累积降水的空间变化。

5。结论
总体而言，这项研究强调了南极地区径流观测的重要性，而此类研究在该地区很少。来自维加岛三个溪流的数据揭示了水流动力学的高度可变性。就最大流量（5.510 m 3 s -1）和平均长期流量（0.523 m 3 s -1 ）而言，记录的流量是南极溪流中记录的最高流量之一。）。我们认为气温是排放和水温的关键控制因素。即使气温降至-7℃，流量仍持续数天，表明冰川系统动量大，冰下水文环境对总径流贡献大。此外，根据冰川流出量测量的径流使我们能够计算冰川消融率。与长期冰川观测相比，我们表明这种方法是估计消融率的可靠方法。我们建议，计算野外偏远冰川质量平衡的合适方法是结合直接冰川学测量进行质量平衡，并结合基于径流测量的消融率估计来计算累积率。我们认为，这种方法可以克服使用单点测量的方法学限制，将整个冰川表面视为“测量点”。这有助于避免降水的空间和时间变化，并为我们提供可靠的积累（即降水）估计。