趙銀，張勇，2，劉時銀，王欣

（1.湖南科技大學地球科學與空間信息工程學院，湖南 湘潭 411201；2.湖南科技大學資源環(huán)境與安全工程學院，湖南 湘潭 411201；3.云南大學國際河流與生態(tài)安全研究院，云南 昆明 650500）

0 引言

青藏高原是除兩極以外全球冰川最為發(fā)育的地區(qū)［1-2］，是印度河、恒河、長江、雅魯藏布江等多條大江大河的發(fā)源地［3-4］，尤其是“一帶一路”干旱區(qū)內(nèi)陸河的重要水源地［5］。青藏高原同時還是近幾十年全球氣候變暖最為劇烈的地區(qū)之一［6-8］。隨著氣候變化疊加效應(yīng)的不斷累積，青藏高原及周邊地區(qū)冰川正在發(fā)生以退縮和減薄為特征的劇烈變化［2，9］，深刻影響著該區(qū)域河流徑流的年際和年內(nèi)時空格局，關(guān)系著中國及“一帶一路”地區(qū)眾多國家的水資源利用和水安全［3，5，10］。

青藏高原冰川依據(jù)氣候條件可分為極大陸型冰川、亞大陸型冰川和海洋型冰川［11］，其中，極大陸型冰川和亞大陸型冰川合稱大陸型冰川［12］，這類冰川平衡線較高，平衡線附近的平均溫度和降水量分別低于-6℃和1 000 mm，冰川運動速度較緩［11］。海洋型冰川平衡線相對較低，平衡線附近的年降水量可達1 000～3 000 mm，年平均溫度高于-6℃，夏季平均溫度介于1～5℃，冰體溫度相對較高，接近于0℃。海洋型冰川集中分布于青藏高原東南部，包括橫斷山、念青唐古拉山中東段和喜馬拉雅山東段地區(qū)［11，13］，具有高物質(zhì)損失高積累，運動速度快且底部滑動顯著等特征［11，14］，同時眾多冰川消融區(qū)廣泛分布著厚度不一的表磧［14-16］。與大陸型冰川相比，海洋型冰川對氣候變化的響應(yīng)更敏感［11，17-18］。在全球變暖背景下，海洋型冰川普遍呈現(xiàn)消融加?。?5，19］、冰川表面運動活躍［20］、冰內(nèi)冰下水系廣泛發(fā)育［21］等特征，改變了青藏高原東南部地區(qū)冰/雪崩、冰湖潰決洪水、泥石流、滑坡等自然災(zāi)害的發(fā)生頻率、程度和危害范圍［14，22-25］，進而影響該區(qū)域河流沿岸及下游地區(qū)的水安全、基礎(chǔ)設(shè)施安全和生態(tài)安全。未來全球氣候持續(xù)變暖［7］，青藏高原東南部冰川發(fā)生相關(guān)災(zāi)害的風險也將隨著區(qū)域經(jīng)濟體量和人口增加而升高［26］。

青藏高原東南部海洋型冰川的觀測相對薄弱，監(jiān)測冰川數(shù)量較少、區(qū)域分布不均，僅數(shù)條冰川開展了冰川物質(zhì)平衡、冰川運動、氣象水文等觀測與研究［14，19，27-29］，尤其缺少長時間序列的冰川物質(zhì)平衡觀測，嚴重制約了對氣候變暖背景下青藏高原東南部海洋型冰川物質(zhì)平衡特征及其影響機制和相關(guān)災(zāi)害致災(zāi)機理的認識。因此，準確評估海洋型冰川物質(zhì)變化的原因、機制及影響，將有助于降低冰川變化對流域水資源影響及致災(zāi)效應(yīng)研究中的不確定性，進而提高適應(yīng)與減緩全球變化的能力。

本文基于現(xiàn)有研究結(jié)果和觀測數(shù)據(jù)，系統(tǒng)梳理青藏高原東南部海洋型冰川物質(zhì)平衡變化特征及其影響因素，綜合分析近期海洋型冰川物質(zhì)虧損新特征及其潛在影響，同時探討海洋型冰川研究面臨的問題與挑戰(zhàn)，展望冰川物質(zhì)變化研究相關(guān)的前沿問題，為準確評估氣候變暖條件下青藏高原東南部海洋型冰川變化及其對水資源利用與水安全、生態(tài)安全及相關(guān)災(zāi)害的影響奠定基礎(chǔ)。

1 青藏高原東南部海洋型冰川分布與監(jiān)測

1.1 海洋型冰川分布

依據(jù)Shi等［11］的冰川類型區(qū)劃方案，海洋型冰川主要分布在青藏高原東南部地區(qū)（圖1），共發(fā)育海洋型冰川8 607條，總面積13 203.2 km2，占中國現(xiàn)代冰川總條數(shù)和面積的18.6%和22.2%［13］。其中，念青唐古拉山中東段冰川數(shù)量與規(guī)模最大，分別占該區(qū)域海洋型冰川數(shù)量和面積的49.7%和59.7%，其次是喜馬拉雅山東段，其冰川面積占區(qū)域冰川面積的28.3%，橫斷山區(qū)的冰川數(shù)量和規(guī)模最?。ū?）。冰川面積—海拔高度分布特征［圖1（b）］表明區(qū)域內(nèi)80%的冰川面積集中分布在海拔4 800～5 900 m之間，海拔4 800 m以下冰川面積僅占區(qū)域冰川面積的8.3%。區(qū)域內(nèi)以小于0.5 km2的冰川為主，占區(qū)域冰川數(shù)量的67.4%，但其面積僅占區(qū)域冰川面積的9.0%，而大于10 km2的冰川共計200余條，其面積占區(qū)域冰川總面積的47.8%［圖1（c）］。

圖1 青藏高原東南部海洋型冰川分布（a），冰川面積隨海拔高度變化特征（b）和不同面積等級冰川數(shù)量與面積特征（c），其中冰川數(shù)據(jù)來源于美國國家冰雪數(shù)據(jù)中心最新版本全球冰川編目數(shù)據(jù)［30］，圖（b）中紅線表示冰川面積隨海拔高度呈正態(tài)分布Fig.1 Maritime glaciers in the southeastern Tibetan Plateau（a），glacier area-altitude distribution（b）and glacier distribution for different area size classes（c），glacier data are from RGI 6.0［30］，red line in（b）denotes the normal distribution curve

表1 青藏高原東南部不同山區(qū)海洋型冰川分布特征，數(shù)據(jù)來源于Su等［13］Table 1 Maritime glaciers of different mountains in the southeastern Tibetan Plateau，data are derived from Su et al.［13］

海洋型冰川分布區(qū)主要受西風環(huán)流和南亞季風兩大氣候系統(tǒng)的控制，前者攜帶水汽較少，后者是該區(qū)域主要的降水來源［14，31］。同時受地形影響，該地區(qū)形成了罕見的水汽通道，降水豐沛，是整個青藏高原最為濕潤的地區(qū)［14，31］。降水主要集中于每年4—10月份，占全年降水的60%～90%，其他月份受西風環(huán)流控制，降水相對較少［13］。青藏高原東南部地區(qū)最熱的月份通常為7月份，不同山脈的平均氣溫在16～19℃之間，最冷月在1月，平均氣溫在0～4℃之間［32］。貢嘎山東坡海螺溝冰川末端（海拔3 000 m）1988—2019年間年平均氣溫約4.6℃，年平均降水量達1 884 mm［28，33］。玉龍雪山白水河1號冰川末端（海拔4 700 m）2008—2020年間年平均氣溫為-0.11℃，夏季平均氣溫為4.43℃，年平均降水量約為2 389 mm［19］。念青唐古拉山東段雅弄冰川末端（海拔4 000 m）1979—2019年間的年平均氣溫約為-4.6℃，夏季平均溫度約為5.0℃，年降水量約1 800 mm［34］。此外，帕隆藏布4號冰川平衡線附近（海拔5 400 m）降水量在2 500～3 000 mm左右［35］。

1.2 海洋型冰川監(jiān)測

青藏高原東南部海洋型冰川的調(diào)查最早可追溯到20世紀初期，國外不同學者曾對青藏高原東南部地區(qū)冰川有過描述［36-38］。20世紀50年代以來，國內(nèi)學者先后從不同角度對海洋型冰川開展了觀測與研究［14，31，39-41］，尤其20世紀80年代以來，青藏高原綜合科學考察對不同海洋型冰川進行了野外調(diào)查和定位觀測，獲取了冰川、凍土、積雪、水文、氣象等一系列觀測數(shù)據(jù)。近年來，隨著青藏高原氣候變暖，加之海洋型冰川對氣候響應(yīng)極為敏感，使青藏高原東南部地區(qū)成為受最為關(guān)注的區(qū)域之一［19-20，，27，29，32，42-43］。同時，遙感技術(shù)的發(fā)展為海洋型冰川大范圍物質(zhì)變化監(jiān)測提供了重要的數(shù)據(jù)支持，近期不同研究基于多時相遙感影像、衛(wèi)星測高、重力衛(wèi)星、地形數(shù)據(jù)等多源數(shù)據(jù)系統(tǒng)獲取了青藏高原東南部不同山區(qū)冰川物質(zhì)平衡變化特征［20，29，32，34，44-46］。

表2系統(tǒng)收集了青藏高原東南部不同山區(qū)冰川的研究成果?？梢钥闯?，青藏高原東南部僅有數(shù)條海洋型冰川開展了長期的物質(zhì)平衡定位觀測，主要包括玉龍雪山白水河1號冰川［19，47］、帕隆藏布94號冰川［27］、Mera冰川［48-49］和Pokalde冰川［50］。這4條冰川具有10年以上的物質(zhì)平衡觀測序列，其他冰川物質(zhì)平衡觀測時段皆小于10年（表2）。其中，海螺溝冰川盡管物質(zhì)平衡觀測不連續(xù)，但具有較長時段的氣象和水文觀測［28，33］。海螺溝冰川是橫斷山區(qū)貢嘎山東坡最長的一條冰川，面積為25.7 km2，長度為13.1 km，海拔介于2 990～7 556 m之間［14］。20世紀80年代初橫斷山冰川考察對貢嘎山海螺溝冰川及周邊冰川、凍土、積雪等開展了全面的調(diào)查和觀測［14］。隨后中國科學院貢嘎山森林生態(tài)系統(tǒng)國家野外科學觀測站建立，從1988年至今對海螺溝冰川變化、水文與氣象、冰川作用區(qū)生態(tài)與環(huán)境演化等進行了長期系統(tǒng)的觀測［15，28，51］。白水河1號冰川是玉龍雪山冰川區(qū)規(guī)模最大的一條冰川，面積為1.17 km2，長度為2.23 km，海拔介于4 100～5 100 m之間［19，47，52］。白水河1號冰川觀測始于1982年，開展了冰川物理化學及冰川與環(huán)境變化等研究［52］，隨后2006年中國科學院玉龍雪山冰川與環(huán)境觀測研究站的建立，成為該冰川系統(tǒng)、連續(xù)觀測和研究的新起點［19，47］。帕隆藏布94號冰川位于崗日嘎布山脈帕隆藏布源頭，面積為2.51 km2，長度為2.9 km，海拔介于5 000～5 635 m之間，該冰川觀測始于2006年，并持續(xù)至今［27］。

表2 青藏高原東南部不同山區(qū)有觀測和重建物質(zhì)平衡序列的海洋型冰川Table 2 Observed and reconstructed mass balance on maritime glaciers in the southeastern Tibetan Plateau

監(jiān)測表明，小冰期以來青藏高原東南部海洋型冰川面積約減少了30%［13］，且不同山區(qū)、不同規(guī)模冰川面積減少比例差異顯著，規(guī)模越小的冰川減少比例越大［13，42，52］?；谥袊谝?、二次冰川編目統(tǒng)計可知，念青唐古拉山、橫斷山和喜馬拉雅山區(qū)冰川面積縮小比例介于20%～30%之間，其冰川退縮速率介于-8.61%·（10a）-1～-7.86%·（10a）-1之間［61］。多源遙感監(jiān)測表明，20世紀初期至1980年間，崗日嘎布山區(qū)冰川基本處于退縮狀態(tài)，冰川面積減少了13.8%，儲量減少了9.8%［42］；1980—2015年間，該山區(qū)冰川面積減少了24.9%［44］，同一時段內(nèi)南迦巴瓦地區(qū)冰川面積減少了25.2%［45］，這兩個山區(qū)冰川退縮速率顯著高于其他山系［44-45］?？傮w上，念青唐古拉山冰川面積退縮較快，2008—2018年間冰川退縮速率達到了-0.75%·a-1，橫斷山區(qū)同一時段冰川面積退縮速率為-0.62%·a-1［62］，而喜馬拉雅山東段地區(qū)1990—2015年間冰川面積退縮率為0.48%·a-1［63］。此外，在青藏高原東南部監(jiān)測發(fā)現(xiàn)少量的躍動冰川，主要分布在喜馬拉雅山和念青唐古拉山區(qū)［64］。

2 青藏高原東南部海洋型冰川物質(zhì)平衡及其影響因素

2.1 海洋型冰川物質(zhì)平衡研究進展

冰川物質(zhì)平衡是單位時間內(nèi)冰川上以固態(tài)降水形式為主的物質(zhì)收入和以冰川消融為主的物質(zhì)支出的代數(shù)和［65-66］。物質(zhì)平衡變化是冰川對氣候變化的最直接響應(yīng)，是冰川作用區(qū)能量—物質(zhì)—水交換的紐帶，是引起冰川規(guī)模和徑流變化及致災(zāi)效應(yīng)的物質(zhì)基礎(chǔ)［57，67］。青藏高原東南部海洋型冰川物質(zhì)平衡研究常用的方法主要有花桿觀測法、模型計算法、大地測量學、水量平衡法和重力測量法等。本文基于上述方法獲取的冰川物質(zhì)平衡數(shù)據(jù)，系統(tǒng)分析海洋型冰川物質(zhì)平衡變化的空間格局，并綜合剖析其影響因素。

圖2是基于大地測量學方法監(jiān)測的2000—2020年間青藏高原東南部海洋型冰川物質(zhì)平衡變化趨勢。區(qū)域尺度上，2000—2020年間海洋型冰川物質(zhì)平衡變化趨勢存在一致性（圖2），即冰川總體處于物質(zhì)虧損狀態(tài)，平均物質(zhì)平衡介于-0.66～-0.61 m w.e.·a-1之間［32，46，68-69］。2010年以來，冰川物質(zhì)虧損呈加速態(tài)勢（圖2），平均物質(zhì)平衡達到了-0.75 m w.e.·a-1［32］。不同山區(qū)海洋型冰川物質(zhì)平衡差異十分顯著（圖2），其中橫斷山區(qū)2000—2019年間冰川平均物質(zhì)虧損最大，達到了-1.29 m w.e.·a-1，念青唐古拉山區(qū)2010—2019年間冰川平均物質(zhì)平衡達到了-1.0 m w.e.·a-1［70］，喜馬拉雅山東段冰川物質(zhì)虧損相對較?。?2，68］。在念青唐古拉山區(qū)，波密東部地區(qū)2000—2019年間冰川平均物質(zhì)虧損較大（-1.04 m w.e.·a-1），易貢藏布東部地區(qū)次之，而崗日嘎布地區(qū)冰川物質(zhì)虧損相對較?。?0.46 m w.e.·a-1），與臨近的南迦巴瓦地區(qū)2000—2019年間冰川平均物質(zhì)虧損（-0.55 m w.e.·a-1）相近（圖2）。

圖2 青藏高原東南部不同時期冰川物質(zhì)平衡變化特征，圖中冰川物質(zhì)平衡數(shù)據(jù)來源于文獻資料［32，46，57，68-78］Fig.2 Summary of glacier mass balances in different time periods for the southeastern Tibetan Plateau，data are derived from previous studies［32，46，57，68-78］

從典型海洋型冰川物質(zhì)平衡觀測序列來看［圖3（a）］，各冰川監(jiān)測物質(zhì)平衡差異顯著，其平均值介于-1.46～-0.03 m w.e.·a-1之間。盡管不同冰川監(jiān)測物質(zhì)平衡的序列長度不一且起止年份存在著較大的差異，但各冰川多年平均物質(zhì)平衡均為負值，尤其2010年以來這些冰川物質(zhì)虧損呈加速狀態(tài)［圖3（a）］。在這些典型監(jiān)測冰川中，除古仁河口冰川和Mera冰川物質(zhì)虧損較小外［圖3（a）］，其余冰川物質(zhì)損失劇烈，其中白水河1號冰川2010年以來平均物質(zhì)平衡達到了-1.55 m w.e.·a-1，帕隆藏布94號冰川和Yala冰川達到了-0.95 m w.e.·a-1。重建的不同冰川物質(zhì)平衡累積曲線表明［圖3（b）］，20世紀50年代到80年代末期，多數(shù)冰川表現(xiàn)為微弱的正平衡或負平衡，平均物質(zhì)虧損速率較小，隨后各冰川均處于負物質(zhì)平衡加強的趨勢，進入21世紀后冰川虧損速率迅速增加。2000年以來的冰川平均累計物質(zhì)虧損量占1952—2020年間的總累計物質(zhì)虧損總量的66%。不同冰川累計物質(zhì)平衡存在顯著差異，其中帕隆藏布10號冰川累計物質(zhì)損失最小，而AX010冰川和帕隆藏布12號冰川累計物質(zhì)損失最大，其次是海螺溝冰川［圖3（b）］。對于同一地區(qū)內(nèi)的冰川而言，冰川累計物質(zhì)損失量差異同樣顯著，例如帕隆藏布流域各冰川累計物質(zhì)損失量相差數(shù)倍之多［圖3（b）］。

圖3 青藏高原東南部代表性冰川觀測物質(zhì)平衡變化（a）和重建物質(zhì)平衡累計變化（b），冰川物質(zhì)平衡數(shù)據(jù)來源于世界冰川監(jiān)測服務(wù)中心（WGMS）［79］、Wang等［50］和Yan等［19］Fig.3 Observed mass balance variation（a）and cumulate variation of reconstructed mass balance（b）on different glaciers in the southeastern Tibetan Plateau，data are derived from World Glacier Monitoring Service（WGMS）［79］，Wang et al.（2019）［50］and Yan et al.（2021）［19］

盡管有物質(zhì)平衡監(jiān)測記錄的海洋型冰川在青藏高原東南部分布嚴重不均［圖1（a）］，且多為小規(guī)模冰川（表2），但通過上述區(qū)域尺度和冰川尺度分析可知，21世紀早期青藏高原東南部海洋型冰川物質(zhì)平衡變化處于相同的態(tài)勢，即冰川物質(zhì)虧損劇烈且呈加速趨勢。雖然冰川物質(zhì)平衡序列來源于野外觀測、模型模擬和大地測量學等不同方法，但冰川物質(zhì)平衡序列在變化趨勢上存在較好的一致性。

2.2 冰川物質(zhì)平衡變化驅(qū)動因素

在較短的時間尺度上，氣候條件是冰川物質(zhì)平衡變化的主要驅(qū)動因素［65，80］。冰川積累的減少或消融的增加導(dǎo)致冰川物質(zhì)虧損加速，這兩者都是氣溫和降水變化的結(jié)果。IPCC第六次評估報告指出，2001—2020年間平均全球地表溫度相對于1850—1900年升高了0.99℃，而2011—2020年間平均全球地表溫度已上升約1.09℃［81］。青藏高原地表溫度升溫幅度顯著高于同緯度地區(qū)及全球平均水平［8］，約是全球平均升溫速率的兩倍［2-3］。在全球尺度上，全球地表平均氣溫與實測冰川物質(zhì)平衡變化之間有著非常顯著的相關(guān)性［82］，并在不同區(qū)域獲得證實［72，83］。

近期不同研究表明，青藏高原東南部不同地區(qū)升 溫 顯 著［3，32，84］，整 個 區(qū) 域 年 平 均 升 溫 速 率 為0.23℃·（10a）-1，尤其冬季升溫速率達到了0.3℃·（10a）-1［32］。不同氣象站和不同典型冰川區(qū)氣象觀測證實了這一顯著的升溫趨勢［18-19，33，44-45］，其中，玉龍雪山白水河1號冰川區(qū)2008—2020年間年平均升溫速率為0.27℃·（10a）-1［19］，而貢嘎山海螺溝冰川末端1988—2017年間年平均升溫速率達到了0.5℃·（10a）-1［33］。氣溫升高直接導(dǎo)致冰川消融季節(jié)變長，同時降低了降水中的降雪比例和冰川表面的反照率［85］。另一方面，氣溫變化與冰川區(qū)能量平衡過程緊密相關(guān)，尤其入射長波輻射和感熱通量受氣溫變化的強烈影響［86-87］。氣溫變化信息主要通過入射長波輻射傳遞到冰川表面［86］，進而影響冰川表面的能量組分變化。由于海洋型冰川對氣溫變化的高敏感性［11，17-18］，青藏高原東南部氣溫升高加速了該地區(qū)冰川的物質(zhì)虧損。近年來青藏高原東南部不同地區(qū)降水呈減少趨勢［18，33，44-45，84，88-89］，而海洋型冰川為夏季補給型冰川，降水的減少進一步加強了海洋型冰川的物質(zhì)虧損。

此外，眾多海洋型冰川消融區(qū)廣泛分布著厚度不均一的表磧［14，16，90］，例如在貢嘎山地區(qū)，68%的冰川消融區(qū)被表磧覆蓋，其覆蓋比例介于1.7%～53%之間［16］。冰川區(qū)表磧分布及其厚度差異，深刻影響著海洋型冰川消融速率的空間特征［15-16，91］。由于表磧的差異分布，貢嘎山海螺溝冰川冰瀑布以下67%的消融區(qū)呈加速消融態(tài)勢，僅19%的區(qū)域處于抑制冰川消融趨勢［15］。表磧對冰川消融加速或抑制的影響控制著冰川物質(zhì)平衡變化的空間分布與高度結(jié)構(gòu)［90，92］，尤其表磧分布及其厚度的異質(zhì)性使得冰川表面產(chǎn)生顯著的差異性消融，導(dǎo)致消融區(qū)冰崖和冰面湖廣泛分布［93-94］。這些冰崖和冰面湖的分布與變化是消融區(qū)局部加速消融的重要影響因素［90，93-94］。典型流域分析發(fā)現(xiàn)，冰崖和冰面湖的分布導(dǎo)致冰川末端的減薄速率顯著高于預(yù)期，在不考慮冰崖影響的情況下流域冰川物質(zhì)損失將會被低估17.0%［94］，而冰面湖促進的消融量占該流域冰川物質(zhì)損失的12.5%［93］。由此可見，表磧分布，尤其是薄層表磧、冰崖和冰面湖的共同作用，是加速海洋型冰川物質(zhì)虧損的另一重要影響因素。

綜上可知，區(qū)域內(nèi)不同的升溫速率、降水趨勢的區(qū)域差異、表磧空間分布差異以及地形條件等是青藏高原東南部海洋型冰川近年來物質(zhì)虧損的重要影響因素，同時也是導(dǎo)致該區(qū)域冰川物質(zhì)平衡變化空間差異的主要驅(qū)動因素。

3 海洋型冰川物質(zhì)變化新特征

如上所述，過去幾十年來冰川負物質(zhì)平衡呈顯著增加趨勢，主要表現(xiàn)為冰川退縮［44-45］、冰川消融區(qū)增大和減?。?2］、冰川徑流增加［33］等特征。近年來隨著氣候變暖，海洋型冰川正在發(fā)生以失衡為特征的劇烈變化，導(dǎo)致了區(qū)域水安全和冰川災(zāi)害風險增加，呈現(xiàn)出了冰川物質(zhì)變化的新特征。

3.1 冰川裂隙增大增深，冰面破碎化顯著

近年來冰川表面裂隙逐漸增加，導(dǎo)致冰川破碎化現(xiàn)象日益顯著。圖4顯示了玉龍雪山白水河1號冰川、雅弄冰川、大貢巴冰川和帕隆藏布4號冰川表面裂隙形成與變化過程。可以看出，2005年白水河1號冰川僅冰川末端有裂隙發(fā)育，近年來整個冰川包括積累區(qū)表面裂隙發(fā)育更為廣泛［圖4（a）］。野外觀測也證實，白水河1號冰川表面破碎嚴重，裂隙分布明顯增加和變大［19，88］。此外，圖4中也可以看出雅弄冰川、大貢巴冰川、帕隆藏布4號冰川裂隙發(fā)育表現(xiàn)明顯。隨著氣候變暖，冰川表面有效消融面積的增加，底部滑動加快，進而使冰川不同部位內(nèi)部拉應(yīng)力增加，導(dǎo)致冰川表面破碎化，裂隙增多、加深［95］，冰川穩(wěn)定性進一步遭到破壞。同時，隨著冰川表面破碎化加劇，受外力影響面積和深度不斷擴大，導(dǎo)致冰川表面融水伴隨裂隙更容易進入冰川內(nèi)部，將熱量帶入冰內(nèi)［96］，進一步加速了冰川消融和物質(zhì)虧損。

圖4 不同時期玉龍雪山白水河1號冰川（a）、雅弄冰川（b）、大貢巴冰川（c）、帕隆藏布4號冰川（d）表面裂隙分布與變化（圖像來源于Google Earth）Fig.4 Evolution of crevasses on Baishui River Glacier No.1（a），Yanong Glacier（b），Da Gongba Glacier（c）and Purlong No.4 Glacier（d），images are from Google Earth

3.2 冰崖和冰面湖廣泛發(fā)育，冰面徑流增大

隨著海洋型冰川物質(zhì)劇烈虧損，尤其是表磧覆蓋冰川區(qū)，冰川差異性消融顯著，導(dǎo)致冰川表面巨大的冰崖和大小不一的冰面湖廣泛發(fā)育［97-98］，同時強烈的冰面消融在冰面匯集形成冰面徑流。如圖5所示，不同典型冰川區(qū)皆有冰面湖形成，且面積不斷擴大。如上所述，冰崖和冰面湖的廣泛分布所產(chǎn)生的冰川融水要比其周邊冰川區(qū)的融水量大得多［90，94，99］。這些冰崖和冰面湖的發(fā)育加速了局部冰川消融，進而導(dǎo)致冰面徑流增大。冰面徑流通過熱融侵蝕在冰崖和其下部表磧覆蓋表面之間形成間隙［100］，其可防止冰崖被掩埋，同時表磧沿著冰崖滾落積聚于其下部的冰面徑流之中。隨著冰面差異性消融加劇，冰川局部表面起伏隨著時間的推移而增大，可產(chǎn)生新的冰崖或冰面湖，并通過增大冰川表面粗糙性來增加冰面徑流的彎曲程度，進一步加劇冰面融水侵蝕、下切作用［101］。由此可見，冰崖、冰面湖和冰面徑流之間的相互作用將加速了冰川區(qū)物質(zhì)變化過程及其徑流變化。

圖5 青藏高原東南部阿扎冰川（a）、G096404E29426N（b）、G094337E30561N（c）冰川區(qū)冰面湖分布（圖像來源于Google Earth）Fig.5 Supraglacial lakes on Azha Glacier（a），G096404E29426N（b）and G094337E30561N（c）in the southeastern Tibetan Plateau，images are from Google Earth

3.3 冰內(nèi)冰下水文過程日益增強，冰川儲匯水能力改變

海洋型冰川區(qū)冰內(nèi)冰下過程包括冰內(nèi)及冰下水系、冰川底部滑動等過程，這些過程具有顯著的季節(jié)變化特征［28，65，102］。隨著海洋型冰川消融加強和減薄，導(dǎo)致冰下水壓變率增大和水壓系數(shù)增加，進而導(dǎo)致冰川底部滑動過程加強，冰體向低海拔冰川區(qū)輸送的速度相對加快，加速了冰川消融［28，102］。冰內(nèi)及冰下水系的形成和擴張與冰面水體輸入有著直接的關(guān)系［103-105］，隨著海洋型冰川冰面裂隙增大增深和冰面徑流增大，在冰面徑流的沖刷作用下，形成“冰洞”連接冰面徑流和冰內(nèi)及冰下水道，冰下水系規(guī)模和冰面融水輸入的變化，勢必導(dǎo)致冰內(nèi)及冰下水系的空間分布向冰川上游方向延伸［106-107］，進而改變了整個冰川區(qū)冰內(nèi)及冰下水系空間分布和水力狀況。冰內(nèi)及冰下水文過程的日益增強，一方面通過改變冰下水力熱力條件變化深刻影響冰川動力過程和冰川侵蝕過程［28，108-109］，另一方面顯著影響水在冰川上的平均傳輸速度和儲水性能，最直接的影響是冰川徑流日洪峰和日變幅的增大［104］。此外，隨著冰內(nèi)及冰下水系形態(tài)和結(jié)構(gòu)的變化，影響著冰川蓄排水能力［28］，進而增加了冰川潰決洪水發(fā)生的頻率。

3.4 冰川穩(wěn)定性降低，冰崩易發(fā)

冰崩指冰川冰在重力作用下從冰川陡峭處或冰架邊緣處崩落的現(xiàn)象，該現(xiàn)象多發(fā)生于山地冰川末端或極地冰架邊緣處，山地冰川冰瀑布段也常發(fā)生冰崩［28-29］。海洋型冰川分布區(qū)是近年來青藏高原及周邊地區(qū)的冰崩多發(fā)區(qū)，其原因主要是該類型冰川物質(zhì)虧損強烈，冰川消融加劇、冰面徑流增大、冰裂隙發(fā)育，導(dǎo)致冰面融水滲入冰體裂隙到達冰川基底，造成裂隙兩側(cè)冰川冰加速融化使得裂隙貫通，改變冰內(nèi)及冰下排水系統(tǒng)及熱力水力性質(zhì)，引發(fā)冰體失穩(wěn)［110］，同時隨著冰溫的升高和冰川底部水文過程的增強亦降低了冰川穩(wěn)定性［102］，提高了冰崩事件發(fā)生的可能性。例如，2018年10月17日以及10月29日，雅魯藏布江發(fā)生的兩次冰崩堵江事件［24］。冰崩發(fā)生使得冰川冰沿著冰川某一剪切破裂面或脆弱面迅速傾倒或滑塌，一方面造成嚴重的災(zāi)害，另一方面導(dǎo)致巨大的冰川區(qū)物質(zhì)從高海拔地區(qū)快速到達冰川低海拔地區(qū)，從而加速了冰川區(qū)物質(zhì)的虧損。

3.5 冰川末端冰湖發(fā)育擴張，加速冰川物質(zhì)虧損

隨著青藏高原冰川普遍萎縮，冰川末端冰湖廣泛發(fā)育［32，111-112］。如圖6所示，與冰湖相連的冰川稱為冰湖接觸型冰川。冰川退縮和物質(zhì)損失為末端冰湖形成與發(fā)育提供了空間和水量補給，導(dǎo)致其數(shù)量快速增加，面積快速擴張［111］。與末端未發(fā)育冰湖的冰川相比，冰湖接觸處型冰川物質(zhì)損失由于末端冰湖的存在可看作近似垂直于湖面的冰崖，而冰崖分布區(qū)是冰川區(qū)典型的強消融地帶［90，94，99］；同時受冰體流動、差異性消融及冰裂隙分布等影響易引發(fā)末端冰體崩解［113］；而水下部分主要通過冰湖熱融蝕作用促進水下冰川消融［114］，從而導(dǎo)致冰川物質(zhì)的加速虧損。近年來，青藏高原東南部冰湖面積迅速擴大［115-116］，例如雅弄冰川末端冰湖面積在1999—2017年間增加了23%［116］。研究表明，在2003—2017年間青藏高原東南部冰湖接觸型冰川物質(zhì)損失量比末端未發(fā)育冰湖的冰川增加了45%［32］。需要指出的是，冰川末端冰湖的形成和擴張與冰湖接觸型冰川的物質(zhì)變化呈現(xiàn)了一種相互促進的動態(tài)關(guān)系，即冰川萎縮提高了冰湖的擴張速率，而不斷擴張的冰湖通過水-冰界面熱量/物質(zhì)的相互作用，促進冰川末端消融和冰體流動，引發(fā)冰體崩解，進一步加速了冰川末端的退縮和物質(zhì)虧損。

圖6 青藏高原東南部貢巴冰川（a）、米堆冰川（b）、G094574E30563N（c）的冰川末端冰湖發(fā)育（圖像來源于Google Earth）Fig.6 Glacial lakes in front of Gongba Glacier（a），Midui Glacier（b）and G094574E30563N（c）in the southeastern Tibetan Plateau，images are from Google Earth

4 海洋型冰川物質(zhì)平衡研究的挑戰(zhàn)與展望

4.1 提高海洋型冰川區(qū)監(jiān)測能力，建立全面系統(tǒng)的物質(zhì)平衡基礎(chǔ)數(shù)據(jù)庫

可靠的觀測資料是研究海洋型冰川物質(zhì)平衡及其影響的基礎(chǔ)，目前青藏高原東南部開展長期定位觀測的海洋型冰川數(shù)量較少，且多以小規(guī)模冰川為主（表2），冰川物質(zhì)平衡相關(guān)數(shù)據(jù)的監(jiān)測與積累仍存在較大缺口，這是海洋型冰川物質(zhì)平衡研究面臨的關(guān)鍵問題。隨著遙感技術(shù)的發(fā)展，各類遙感數(shù)據(jù)廣泛應(yīng)用到青藏高原東南部海洋型冰川的物質(zhì)平衡研究中，獲取了不同時段的冰川物質(zhì)變化數(shù)據(jù)［20，29，32，34，44-46］。然而，受云、雨、地形等因素影響，且眾多海洋型冰川區(qū)表磧分布廣泛，表磧、冰崖、冰面湖等混雜，極大地增加了遙感識別的難度，深刻影響冰川遙感圖像的判別以及冰川物質(zhì)變化的遙感監(jiān)測精度［62，85］。較大規(guī)模冰川觀測數(shù)據(jù)尤其是長時間序列冰川物質(zhì)平衡觀測資料的匱乏，制約了對海洋型冰川多相態(tài)水轉(zhuǎn)化機制的認識及其水資源效應(yīng)和致災(zāi)過程物理機制的理解。

在未來的研究中，基于現(xiàn)有的冰川觀測結(jié)果，需進一步加強對海洋型冰川區(qū)的監(jiān)測能力，綜合地-空-天監(jiān)測，形成完整的冰川物質(zhì)平衡的監(jiān)測網(wǎng)。同時，利用遙感、大數(shù)據(jù)、合成孔徑雷達等先進探測技術(shù)和數(shù)據(jù)分析、同化技術(shù)，獲取第一手冰川物質(zhì)變化數(shù)據(jù)，建立集冰川消融、積累、氣象水文等于一體的基礎(chǔ)資料數(shù)據(jù)集，為冰川物質(zhì)平衡變化及對氣候變化響應(yīng)機理研究提供數(shù)據(jù)支持。

4.2 加強冰川物質(zhì)平衡多物理過程的集成研究，提高模型模擬精度

海洋型冰川物質(zhì)平衡模擬主要基于能量-物質(zhì)平衡模型和度日模型開展［17，50，91］。如上所述，海洋型冰川野外定位監(jiān)測存在一定的困難，大多數(shù)海洋型冰川物質(zhì)平衡觀測存在時間序列短、不連續(xù)的特點，且冰面條件復(fù)雜，制約著冰川物質(zhì)平衡模型參數(shù)的率定，模型在廣大無/缺資料冰川區(qū)的應(yīng)用受限，物質(zhì)平衡模擬精度的提高是模型模擬面臨的巨大挑戰(zhàn)。因此，現(xiàn)有冰川物質(zhì)平衡模型參數(shù)區(qū)域化研究亟待加強?，F(xiàn)有眾多模型考慮了冰川消融、積累及融水再凍結(jié)過程［17-18，50］，少數(shù)模型考慮了表磧空間分布對冰川物質(zhì)平衡的影響［17］。隨著氣候變暖，海洋型冰川物質(zhì)平衡對其響應(yīng)復(fù)雜性加劇，物質(zhì)平衡各過程發(fā)生著劇烈變化，冰面裂隙增多與擴張、冰崖-冰面湖-表磧相互作用、冰內(nèi)冰下過程、冰崩等過程是目前海洋型冰川物質(zhì)虧損新的表現(xiàn)形式，這些過程都已被證實在海洋型冰川物質(zhì)平衡變化過程中存在著一定作用，深刻理解這些表現(xiàn)過程的物理機制是準確開展個過程模擬的基礎(chǔ)。但現(xiàn)有冰川物質(zhì)平衡模型很難評估這些過程的綜合影響、每個過程的貢獻大小及他們之間的相互影響?，F(xiàn)有海洋型冰川物質(zhì)平衡模型對于這些重要過程的描述過于簡化或基本缺失，尤其對冰湖接觸型冰川末端水-冰界面熱量/物質(zhì)相互作用過程對冰川區(qū)物質(zhì)損失的影響考慮甚微，僅在格陵蘭地區(qū)少數(shù)幾條大規(guī)模入海冰川開展了模擬研究［114］，而青藏高原東南部冰湖接觸型冰川鮮有相關(guān)研究，部分研究在喜馬拉雅山冰川區(qū)發(fā)展了考慮冰崖和冰面湖的冰川消融模型［93-94，99］，但需要詳細的野外監(jiān)測數(shù)據(jù)和氣象、地形等驅(qū)動數(shù)據(jù)，限制了該類模型在其他區(qū)域的發(fā)展與應(yīng)用。現(xiàn)有模型對這些過程描述的缺失可能導(dǎo)致模型模擬結(jié)果存在一定的誤差。因此，發(fā)展精細刻畫上述多個重要物質(zhì)虧損過程的冰川物質(zhì)平衡模型是目前海洋型冰川物質(zhì)平衡研究亟需解決的難題。在未來研究中需要考慮每個過程在不同時間尺度、不同季節(jié)和不同冰川的作用，加強冰川物質(zhì)平衡多過程的綜合集成研究，精細刻畫冰面裂隙、冰崖-冰面湖-表磧相互作用、冰內(nèi)冰下過程、冰崩等物理過程，尤其是冰湖接觸型冰川末端水-冰界面熱量/物質(zhì)相互作用及對末端消融和崩解的影響，進而提高海洋型冰川物質(zhì)平衡模型的模擬精度，為進一步開展海洋型冰川物質(zhì)變化的區(qū)域水資源效應(yīng)和致災(zāi)效應(yīng)研究奠定基礎(chǔ)。

4.3 海洋型冰川分布范圍的再界定

海洋型冰川主要分布于青藏高原東南部的橫斷山、念青唐古拉山中東段和喜馬拉雅山東段地區(qū)［11］，該分布范圍由Shi等［11］基于降水量和冰溫的差異劃分。這一劃分方案因符合青藏高原冰川的基本特征而在區(qū)域冰川變化及影響研究中得到了廣泛應(yīng)用，并沿用至今。然而，近幾十年來，青藏高原地區(qū)升溫劇烈，且升溫幅度明顯大于同緯度其他地區(qū)［8］，同時降水增加或減少的區(qū)域差異顯著［3，32，84］。青藏高原東南部不同氣象站和不同典型冰川區(qū)氣象觀測證實了該區(qū)域顯著的升溫趨勢和降水的空間差異特征［18-19，33，44-45］。因此，在目前青藏高原氣候變化背景下，之前基于當時氣候條件和有限冰川觀測資料的海洋型冰川分布范圍劃分方案在現(xiàn)階段是否仍然適用，是一個非常值得考慮的問題。此外，近期開展了眾多青藏高原東南部海洋型冰川變化及影響的研究［32，46，57，69，72］，這些研究所采用的海洋型冰川分布范圍并不一致，導(dǎo)致對該地區(qū)冰川變化及影響的總體認識有較大的差異（圖2）。

近年來，隨著青藏高原東南部冰川觀測數(shù)據(jù)的日益豐富，結(jié)合多源遙感數(shù)據(jù)，進一步加深了對海洋型冰川的冰溫、冰川運動、水熱過程等的認識?；谧钚碌臍夂蛴^測數(shù)據(jù)、長序列再分析氣候資料、冰川動力模型等，結(jié)合冰川區(qū)地形條件，在未來的研究中，可對海洋型冰川現(xiàn)有的劃分依據(jù)進一步更新。基于劃分依據(jù)的更新，結(jié)合現(xiàn)有冰川編目數(shù)據(jù)，進而獲取符合現(xiàn)代氣候條件和冰川特征的海洋型冰川數(shù)量、面積和分布范圍，為進一步認識和理解海洋型冰川對氣候變化的響應(yīng)特征及其區(qū)域水資源效應(yīng)和致災(zāi)機制提供更為準確的數(shù)據(jù)支持。

5 結(jié)論

基于大地測量法、野外觀測、模型模擬等獲取的冰川物質(zhì)平衡數(shù)據(jù)，本文系統(tǒng)總結(jié)了青藏高原東南部海洋型冰川物質(zhì)平衡變化過程、特征及其影響因素。得到結(jié)論如下：

20世紀90年代以前，多數(shù)海洋型冰川平均物質(zhì)虧損速率較小，隨后冰川總體處于物質(zhì)虧損加強的趨勢，平均物質(zhì)平衡介于-0.66～-0.61 m w.e.·a-1之間，其中1952—2020年間66%的總累計冰川物質(zhì)虧損量產(chǎn)生于2000年以后時期。

冰川物質(zhì)虧損速率具有顯著的區(qū)域差異，其中橫斷山冰川平均物質(zhì)虧損最大，喜馬拉雅山東段最?。怀掷m(xù)升溫、降水減少、表磧分布等是海洋型冰川物質(zhì)虧損加速的主要驅(qū)動因素；冰面裂隙增大、冰崖-冰面湖-表磧相互作用、冰內(nèi)冰下過程、冰崩、末端冰湖水-冰相互作用等過程是目前海洋型冰川物質(zhì)虧損的新表現(xiàn)形式。

然而，觀測資料稀少和模型模擬不確定性較大導(dǎo)致海洋型冰川物質(zhì)平衡變化研究尚存在較多難點和挑戰(zhàn)，尤其現(xiàn)有海洋型冰川物質(zhì)平衡模型對于冰面裂隙增大、冰崖-冰面湖-表磧相互作用、冰內(nèi)冰下過程、冰崩、末端冰湖水-冰相互作用等過程的描述過于簡化或基本缺失。

因此，未來需要加強海洋型冰川的監(jiān)測，構(gòu)建較大規(guī)模冰川監(jiān)測網(wǎng)，發(fā)展耦合上述多物理過程的冰川物質(zhì)平衡模型，利用多源數(shù)據(jù)、多種手段進行冰川物質(zhì)平衡變化研究，為準確理解海洋型冰川物質(zhì)虧損加速過程和機理奠定基礎(chǔ)，也為提高區(qū)域水資源效應(yīng)、致災(zāi)效應(yīng)預(yù)估能力提供支撐。