祁苗苗， 劉時銀，3， 高永鵬， 謝福明， 潘兮然，張子凡， 姚曉軍， 張晨揚， 朱 鈺

（1. 云南大學 國際河流與生態(tài)安全研究院，云南 昆明 650091； 2. 云南省國際河流與跨境生態(tài)安全重點實驗室，云南 昆明 650091；3. 中國科學院 西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 冰凍圈科學國家重點實驗室，甘肅 蘭州 730000；4. 西北師范大學 地理與環(huán)境科學學院，甘肅 蘭州 730070）

0 引言

冰磧阻塞湖（簡稱冰磧湖）指以現(xiàn)代冰川融水為主要補給源，受冰磧壟阻塞在終磧壟與冰舌之間形成的湖泊［1］。隨著全球氣候變暖，冰川融水增加，為冰磧湖的擴張和發(fā)育提供了充足的空間和水源補給［2-4］。冰湖不僅是高山區(qū)重要的水資源，也是許多冰川災害的孕育者和發(fā)源地［5-6］。冰湖潰決洪水（glacial lake outburst flood，GLOF）指冰湖中儲存的大量水由于壩體垮塌或湖水漫頂、瞬間泄洪形成的突發(fā)性洪水［7］。已有記錄表明大部分冰湖潰決洪水源自于冰磧湖，此類洪水具有突發(fā)性強、洪峰流量高、破壞性強、波及范圍廣等特點［8-10］。不僅可以直接破壞下游地區(qū)的基礎設施，而且可能引發(fā)滑坡或泥石流等一系列次生災害鏈［5-6，11］。青藏高原東南部自1935 年以來記錄已發(fā)生了近20 次冰湖潰決洪水［10，12-13］。冰湖潰決洪水嚴重影響著承災區(qū)居民的生命財產安全及寒區(qū)基礎設施，現(xiàn)已成為制約山區(qū)可持續(xù)發(fā)展的重要因素之一［5，14］。

冰磧湖產生突發(fā)性洪水的誘因主要包括兩個方面：壩體穩(wěn)定性和外界誘因。其中，壩體穩(wěn)定性與冰磧壩材料組成，是否有冰核存在，壩體可承載的靜水壓力等密切相關［7］。通常，基于遙感影像無法直接判斷冰磧壩的組成材料以及是否有冰核存在情況，研究者通過冰湖水量變化來代表冰磧壩的穩(wěn)定性隨著水量增大而減?。?5］。冰湖潰決的外界誘因主要包括冰雪崩、冰滑坡、土質滑坡體等崩塌體落入冰湖中，湖水位的迅速抬升對終磧壟壩體形成強大的沖擊力致使壩體瞬間坍塌，或崩塌體入湖引發(fā)的涌浪不斷侵蝕壩頂材料，導致出水口的不斷展寬和下切，最終在靜水壓力作用下壩體發(fā)生坍塌湖水外泄［16-17］。冰湖潰決洪水歷史記錄表明，崩塌體是誘發(fā)冰湖潰決最普遍的外界觸發(fā)因素之一。Zheng 等［10］匯總的亞洲高山區(qū)109 次冰湖潰決洪水中，除了47%的誘因未知外，近40%均是崩塌體誘發(fā)的潰壩洪水事件。就全球范圍而言，由于冰雪崩、滑坡或巖崩體等入湖誘發(fā)涌浪而導致壩體坍塌的事件比例占一半以上［18］。其他極端情況包括地震導致的冰磧壩沉降、管涌和側磧壟坍塌［19］、溢流通道的臨時堵塞［20］等都可能導致冰湖漫頂潰壩。許多制約因素也可能使某一特定的冰磧壩容易垮塌，如低干舷和壩體寬高比小，壩體結構脆弱，以及冰湖周邊正在退化的多年凍土或大規(guī)模埋藏冰核的存在［7，21-22］。冰磧湖潰決的機制非常復雜，不僅涉及到冰湖水量變化，且與母冰川、壩體構成及氣候要素都有著十分密切的聯(lián)系，是各種要素耦合觸發(fā)的事件，且任何一次的冰湖潰決洪水事件都有一個觸發(fā)性的誘因在先。

青藏高原東南部尼都藏布流域地質基礎脆弱，是現(xiàn)代地殼運動最活躍的地區(qū)之一，極大的高差與陡峭的山體促使巖崩、滑坡、冰雪崩及泥石流等山地災害頻發(fā)［23-24］。流域內冰湖然則日阿錯［25］和吉翁錯［23］均因崩塌體入湖發(fā)生潰壩洪水引發(fā)泥石流，對忠玉鄉(xiāng)基礎設施造成巨大損失。迄今為止，該流域內仍有一些冰湖處于高潰決風險狀態(tài)，如塔弄錯等［26-27］。在當前氣候變暖影響下，冰川和冰湖周邊地形地貌發(fā)生著動態(tài)演變，如凍融風化作用強度和頻率增加導致的冰湖周邊邊坡失穩(wěn)、冰雪崩以及凍融循環(huán)加劇導致的頻繁崩塌等，均可成為觸發(fā)冰磧湖潰壩洪水的外界誘因。受交通條件和高山峽谷惡劣環(huán)境制約，關于冰湖周邊潛在崩塌體及其與冰湖之間關系的研究較少。因此，本文將冰湖水量作為壩體穩(wěn)定性和潛在洪峰流量的替代指標，潛在崩塌體（僅土質滑坡體）作為觸發(fā)冰湖潰決外部誘因考慮。通過對尼都藏布流域的塔弄錯水深和周邊環(huán)境實地考察，利用遙感和數(shù)值模型手段，評估冰湖周邊潛在崩塌體對冰湖潰決風險的影響。本文結果可為忠玉鄉(xiāng)及附近在建水電站減災避險突發(fā)性洪水提供參考，對冰湖危險性評估工作有借鑒意義。

1 研究區(qū)概況

尼都藏布流域面積為1 270 km2，大部分山峰海拔在6 000 m以上，海拔落差達3 720 m，屬于典型的極高山峽谷地形。由于流域內構造運動強烈，歷史上多發(fā)大地震，溝內還廣泛發(fā)育著松散堆積物。塔弄錯（93°37′ E，30°26′ N）位于尼都藏布的上游段，屬于嘉黎縣尼屋鄉(xiāng)依嘎村北后山的牧區(qū)。該湖屬于典型的冰前湖（冰磧湖），湖面海拔4 678 m，2010年前其母冰川冰舌與冰湖接觸，其地理位置如圖1所示。隨著冰川的退縮，當前冰舌與冰湖之間已相距388 m。塔弄錯北部為母冰川，面積為7.29 km2，西部和東部分別為海拔5 400 m 發(fā)育有小冰川的山峰。尼都藏布流域地處西風帶、印度洋季風與東南季風的交匯處，屬高原亞寒帶半濕潤季風氣候區(qū)［25］。近40 年間該區(qū)年平均氣溫約為-0.2 ℃，最高月均氣溫為9 ℃，最低為-11 ℃。該區(qū)年均降水量約為750 mm，主要集中在5—9月，占全年的約83%。

圖1 塔弄錯地理位置及周邊地形Fig. 1 Location of Tanong Co and the surrounding terrain

根據(jù)野外考察，塔弄錯位于典型的極高山峽谷地貌，三面環(huán)山，后緣冰川陡坎坡度在9°～12°之內，冰舌和湖面之間的落差約100 m［圖2（a）］。冰雪消融形成的徑流直接匯入塔弄錯，末端溢流口寬約15～20 m［圖2（b）］。塔弄錯下游河道谷坡急陡，溝床縱比降大。湖面東側岸坡平均坡度為30°～40°，表面風化和卸荷作用強烈，存在大量冰磧物。這些冰磧物穩(wěn)定性和排水性較差，在凍融、風化作用下于岸坡腳處形成松散堆積體［圖2（c）］。在上游突發(fā)性洪水影響下，這些松散堆積物可能成為泥石流的主要物源。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)

2.1.1 遙感影像

本研究基于GEE（Google Earth Engine）云平臺篩選云量小于10%，時間為10—12 月的Landsat 遙感影像，利用水體指數(shù)法（MNDWI）每間隔10 年自動提取冰湖邊界，并進行了人工檢查。2022 年無云的Sentinel-2 數(shù)據(jù)被作為冰湖邊界提取過程中的校準數(shù)據(jù)。GEE 云平臺提供的30 m 數(shù)字高程模型作為地形的參考數(shù)據(jù)。為識別冰湖周邊潛在崩塌體，使用每隔12 天總計97 景Sentinel-1A 升降軌數(shù)據(jù)（軌道號143/096、077/488，數(shù)據(jù)類型SLC，極化方式VV）提取地表形變速率。使用的數(shù)據(jù)詳情如表1所示。

表1 本研究中使用的遙感數(shù)據(jù)Table 1 Details and parameters of remote sensing datasets in the study

2.1.2 野外調查

本團隊于2021 年10 月使用一艘配備單波束回聲測深器（CHCNAV D230）的無人船對塔弄錯進行水深測量。該設備結合了北斗高精度全球定位系統(tǒng)與無人船自動控制技術，具有穩(wěn)定可靠的船體姿態(tài)和慣性測量單元（IMU）傳感器。其測深精度為±0.01 m+水深的0.1%，探測范圍在0.15～200 m。測深過程中，為保證換能器始終浸入水中，防止換能器和螺旋槳碰觸水中的基巖，實際測量路線距離湖岸至少2～5 m?？傆? 791 個點以3 m 為間隔布滿全湖，滿足數(shù)據(jù)空間插值的要求。測深路線如圖3所示。

圖3 冰湖測深原理及野外水深測量Fig. 3 Principles of glacial lake sounding and field water depth measurement： unmanned ship （a），principles of sounding （b）， glacial lake sounding （c） and sounding track （d）

2.2 方法

本研究主要基于塔弄錯的野外水深測量數(shù)據(jù)重建了水量，根據(jù)地形地貌調查情況和SBASInSAR 方法提取的流域地表形變速率，識別了冰湖周邊的潛在崩塌體等誘災因素。最后，基于數(shù)值模型RAMMS（rapid mass movement simulation）和波浪傳播模型，評估了不同情景下崩塌體入湖和水量變化對冰湖潰決風險的影響。塔弄錯的潛在潰決風險評估流程如圖4所示。

圖4 塔弄錯的潰決風險評估流程Fig. 4 Assessment process of outburst risk for Tanong Co

2.2.1 水量估算及誤差評估

參考同類研究［17，28］，冰湖水量可通過下式來計算。

式中：V為體積（m3）；Dk為每個像元的水深值；n為像元個數(shù)；A為像元面積。

水量的誤差主要來源于單個測點誤差（Δob）、插值誤差（Δin）及湖區(qū)邊界誤差（Δar），基于下式估算實測水深帶來的誤差。

式中：Δv為水量誤差（106m3）。單個測點誤差（Δob）主要來源于測量誤差（如實際聲速、電機轉速）和外部因素（如水溫差異、水中氣泡、船舶搖晃等）。在本研究中，回聲測深儀的數(shù)據(jù)精度為0.01 m±0.1%的水深。在溫度不確定度為±2 ℃的情況下，確定水深誤差約為±0.7%［29］。此外，由于近岸巖石影響的測量誤差，假設水深的不確定性是0.1%［29］。因此，總計水深測量的不確定性為±1.9%，本文中平均水深誤差為0.26 m。插值誤差（Δin）主要取決于觀測點的代表性，本文將80%的觀測點用于插值，其余20%用于測試來估算插值結果的精度，計算得插值均方根誤差為1.34。湖區(qū)邊界誤差（Δar）可用下式直接計算［13］。

式中：P為冰湖周長（m）；λ為遙感影像的空間分辨率（m）。

2.2.2 潛在崩塌體識別

崩塌體是誘發(fā)冰湖潰決洪水的主要因素之一。本文僅識別冰湖周邊能夠進入湖區(qū)，且形變速率較大的不穩(wěn)定斜坡作為潛在的崩塌體隱患點。短基線合成孔徑雷達干涉測量（SBAS-InSAR）技術適用于長時間序列的地表形變監(jiān)測，尤其對于復雜山區(qū)，具有不受天氣制約和大面積監(jiān)測等優(yōu)勢而被廣泛應用于地質災害的早期識別中［30-31］。因此，本文利用SBAS-InSAR技術監(jiān)測了尼都藏布流域的地表形變速率。參考標準差作為相對穩(wěn)定值的選取標準［30］，將變形速率-14～14 mm·a-1確定為穩(wěn)定區(qū)（正負值代表靠近或遠離雷達視線方向）?；诓煌男巫兯俾手?，區(qū)分不穩(wěn)定斜坡類型為L1（-20～-14或14～20 mm·a-1）、L2（-35～-20 或20～35 mm·a-1）和潛在崩塌區(qū)（<-35 或>35 mm·a-1）。最后基于高分辨率遙感影像進行冰湖周邊不穩(wěn)定斜坡的解譯與圈定。此外，本研究使用Amirahmadi等［32］基于多個滑坡的實測數(shù)據(jù)構建的經驗關系估算潛在崩塌體的體積。

2.2.3 崩塌體入湖涌浪模擬

根據(jù)波浪理論［33］，崩塌體入湖形成的涌浪屬于重力波類型。在涌浪的產生和傳播過程中，崩塌體入湖處的撞擊速度是涌浪產生的重要控制參數(shù)。RAMMS是一種二維的數(shù)值模型，用于模擬物體（雪崩、滑坡、泥石流和淺層滑坡）在三維地形中起始、跳動至結束的運動過程，能夠有效計算物體的運動速度和質量變化［34］。在冰湖潰決危險性評估中，已有不少研究通過應用RAMMS 的不同模塊計算雪崩、冰崩、滑坡體落入冰湖的撞擊速度，從而模擬涌浪的傳播和壩體的侵蝕過程［17，35-36］。本文應用RAMMS 模型中的Deris Flow 模塊來模擬塔弄錯上游碎屑流的運動情況，然后基于波浪傳播模型［33］討論崩塌體入湖對冰湖的影響。

3 結果與分析

3.1 塔弄錯測深及水量變化

水深測量顯示，塔弄錯最大水深（29.45±0.03） m，平均水深（15.21±0.02） m。湖區(qū)從冰川末端入水口（A）至出水口（A′）剖面線歷經三個最深點E（12.38 m）、F（29.45 m）、G（23.60 m）［圖5（a）］，湖底地形并不平坦。圖5（b）顯示距離A點172 m處的H點存在一個冰磧脊（水下6.3 m），據(jù)野外考察該處是一個陡坎，可能冰川侵蝕力度較小。隨著冰川退縮，I點處的侵蝕力度逐漸加強。其余三條東西向剖面如圖5（c）～（e）所示，整體上湖區(qū)西面邊坡坡度較大。值得注意的是，剖面線（C—C′）50 m 處存在一個“緩坡”［圖5（d）］，由于湖區(qū)西邊坡是裸露地表，實地考察和高分辨率影像（0.26 m）顯示此處有碎屑流的跡象，可能是湖區(qū)邊坡上崩落的松散堆積物，后文也將對該區(qū)不穩(wěn)定邊坡進行詳述。

2021 年塔弄錯的水量是（1 820 842±6 013） m3。1990—2022 年塔弄錯湖面范圍主要朝冰川末端擴張，近30年間面積擴張了約34%（+34 498 m2），平均擴張速率為1 078 m2·a-1［圖6（a）～（b）］。隨著湖面范圍的擴張，塔弄錯的水量以5 335 m3·a-1的速率增長，總計擴張了約10%［圖6（c）］?；趯崪y的湖底海拔，結合不同時期的湖面范圍共同構建了湖盆三維形態(tài)。如圖6（d）所示，湖盆由最初的兩個最“凹”的底部逐漸擴張形成了三個最“凹”的底部區(qū)域，湖盆寬度變化不明顯，長度表現(xiàn)出顯著的擴張趨勢。

圖6 1990—2022年塔弄錯動態(tài)演變過程Fig. 6 Dynamic evolution process of Tanong Co from 1990 to 2022： lake expansion trend （a）， changes in lake area （b），changes in water volume （c） and lake basin morphological changes （d）

3.2 塔弄錯潛在潰決誘因評估

塔弄錯周邊不穩(wěn)定斜坡總計有11處，分布情況如圖7 所示，具有潛在崩塌風險的5 個區(qū)域基本信息如表2 所示。從冰湖之間的位置及形變量級來看，1 號和2 號區(qū)域累積形變量最大（-86 mm 和-87 mm），平均形變速率也最大（32 mm·a-1），該區(qū)距冰湖最遠，直線距離分別1 600 m 和958 m，所處海拔也最高，溝谷平均縱比降大，均屬于潛在高位滑坡隱患點；3 號區(qū)域位于冰舌端側磧，基于ITS_LIVE 估算冰舌段1990—2018 年均流速為3.007 m·a-1，遠高于冰川表面其他區(qū)域，因此該區(qū)受冰川支溝溯源侵蝕嚴重，平均形變速率（28 mm·a-1）和累積形變量（-67 mm）僅次于1 和2 號區(qū)域；4 號區(qū)域位于湖泊西側邊坡海拔5 186 m 處，離冰湖最遠且海拔位置最高，不穩(wěn)定區(qū)域面積最小；5 號區(qū)域位于塔弄錯西面，屬于湖區(qū)的邊坡，由于坡度較大（32°），失相干導致形變數(shù)據(jù)不夠全面，野外考察發(fā)現(xiàn)此處存在一些松散堆積物，結合高分辨率光學影像可清晰觀察到碎屑流情況。

表2 塔弄錯周邊潛在崩塌區(qū)的基本信息Table 2 Basic information of the potential collapse areas around Tanong Co

圖7 塔弄錯周邊潛在崩塌區(qū)分布（底圖為Google Earth影像）Fig. 7 Distribution of the potential collapse areas around Tanong Co （Regions 1， 2， and 4 are the descent data，and regions 3 and 5 are the ascent data） （The base images are from Google Earth imagery）

3.3 崩塌體入湖對塔弄錯的潛在影響

圖8 顯示了塔弄錯上游碎屑流（3 號區(qū)域）落入冰湖的速度和碎屑流厚度變化情況，該情景是在假設崩塌區(qū)斷裂深度為2.8 m，摩擦系數(shù)μ和ξ分別為0.2 和1 200 m·s-2的條件下發(fā)生的，其參數(shù)設置參考了段仕美等［37］討論摩擦系數(shù)μ和ξ在不同地形和海拔下的取值范圍。在2.8 m的斷裂深度下，崩塌區(qū)釋放了約451 581 m3的崩塌體以26.29 m·s-1的撞擊速率進入冰湖。如圖8所示，高質量和高速運動的崩塌體進入冰湖后，主要產生了三個過程：①涌浪的產生，②涌浪的傳播，③涌浪的爬高和壩體漫頂沖刷。

圖8 碎屑流的運動及其墜入塔弄錯后產生波浪的過程（Fh1表示水平方向壩體承受的靜水壓力，F(xiàn)h2表示波浪和靜水壓力的總沖擊力，涌浪過程示意圖基于文獻［33］修改；底圖為Google Earth影像）Fig. 8 Movement process of the debris flow entering Tanong Co and the propagation of an impulse wave （Fh1 represents the static water pressure experienced by the horizontal direction of the dam， Fh2 represents the total impact force of waves and static water pressure， and the schematic diagram is modified from Reference ［33］； The base images are from Google Earth imagery）

本文以0.2 m 為間隔，通過模擬斷裂深度為0.2～4.0 m 的崩塌體進入塔弄錯的20 種情景，估算不同規(guī)模的崩塌體入湖后產生的各類撞擊參數(shù)，最后提取涌浪漫頂?shù)乃俊⒆畲笊疃?、持續(xù)時長及相關水動力和壩體侵蝕特征參數(shù)。圖9 顯示了不同規(guī)模的崩塌體入湖后，產生的一系列涌浪傳播與壩體侵蝕參數(shù)和崩塌體體積之間的相關性。隨著入湖崩塌體體積的增加，和湖面產生的撞擊速度及坡面最大流速呈指數(shù)型增加趨勢［圖9（a）］，涌浪爬高高度［圖9（b）］、涌浪對壩頂?shù)那治g深度［圖9（c）］、潰口處的洪峰流量［圖9（d）］、坡面流的最大水深［圖9（e）］及單位面積上壩頂承受的靜水壓力和涌浪沖擊力［圖9（f）］均呈線性增長趨勢。結合上述計算得到的洪峰流量和壩體侵蝕參數(shù)，可以判斷該壩體能否坍塌產生潰壩洪水，或判斷漫頂?shù)乃渴欠褡銐虍a生具有災害性的洪水/泥石流。因此，在冰湖潰決風險評估工作中應當重點關注周邊有崩塌隱患點的冰湖，并長期觀測崩塌區(qū)的動態(tài)變化，為冰湖潰決洪水提供預警信息。

圖9 不同規(guī)模崩塌體與涌浪傳播及壩體沖刷重要參數(shù)間的關系Fig. 9 Relationships between collapse bodies of different size and important parameters of impulse wave propagation and dam erosion： collapse volume and impact velocity of the lake surface （a）， collapse volume and impulse wave height （b），collapse volume and erosion depth of the dam top （c）， collapse volume and peak discharge （d）， collapse volume and maximum water depth of the overland flow （e）， collapse volume and pressure of the dam top （f）

3.4 水量變化對塔弄錯潰決風險的影響

在冰湖危險性評估工作中，冰湖水量是衡量潰壩總洪水量和洪峰流量的重要指標［3，16，25，37］。圖8中Fh1表示水平方向壩體承受的靜水壓力，在沒有其他外界誘因的條件下，隨著水量的增加，當壩體可承受的靜水壓力達到臨界值時就會發(fā)生潰壩洪水［7］。另一方面，涌浪的產生和傳播除受到崩塌體物理屬性（如厚度、寬度、體積等）和入湖狀態(tài)（速度和水平角等）外［33］，冰湖靜水深度也是一個非常關鍵的要素。為證明水深對冰湖潰決風險的影響，本文以5 m 為間隔，假設塔弄錯的水深從5～100 m 的20 種情景，通過模擬斷裂深度為1.0 m 的崩塌體進入不同水深的塔弄錯，討論不同水深條件和潰口深度及洪峰流量等參數(shù)之間的相關性。結果表明，除了潰口深度隨著水深增加呈線性增長之外［圖10（a）］，洪峰流量［圖10（b）］、單位長度壩體承受的靜水壓力Fh1［圖10（c）］及單位面積壩頂承受的靜水壓力和涌浪總沖擊力Fh2［圖10（d）］呈乘冪關系增加。因此，在實際應用中應當對面積/水深/水量持續(xù)增加，且周邊發(fā)育有崩塌體隱患點的冰湖重點關注。

圖10 不同水深與涌浪傳播及壩體沖刷重要參數(shù)間的關系Fig. 10 Relationships between different water depth and important parameters of impulse wave propagation and dam erosion：glacial lake depth and erosion depth of the dam crest （a）， glacial lake depth and peak discharge （b）， glacial lake depth and hydrostatic pressure of the dam crest （c）， glacial lake depth and total pressure of the dam crest （d）

4 討論

4.1 歷史崩塌體誘發(fā)冰湖潰決事件分析

尼都藏布流域內，然則日阿錯和吉翁錯是崩塌體入湖產生潰壩洪水的典型案例。本文基于歷史遙感影像，調查誘導這兩個冰湖發(fā)生潰壩的直接觸發(fā)因素——崩塌體遺跡。經過多景影像的對比，發(fā)現(xiàn)然則日阿錯上游母冰川末端西側有一塊清晰可見的崩滑痕跡［圖11（a）～（b）］，面積約85 252 m2。冰舌末端和冰湖之間存在一個陡坎，坡度較大，冰川已退縮為懸冰川，冰舌段東側冰川裂隙廣布，基于0.26 m 分辨率的遙感影像測量最大裂隙寬度17.5 m，大部分寬度在5～10 m 之間。由于該湖在潰決前存在強降雨和快速升溫過程［25］，推斷2013年7 月5 日冰舌段西側的冰體發(fā)生了崩解并掉進然則日阿錯。由于崩塌區(qū)和湖面之間的落差約100 m，崩塌體勢能較大，極有可能造成了壩體的瞬間坍塌。湖水隨著潰口傾瀉而下，當水位和潰口齊平時停止了溢流，湖面范圍急劇縮小，最終形成一大一小2 個冰湖，面積分別為0.25 km2和0.01 km2。主要在冰雪融水和降雨的持續(xù)補給下，2013 年潰后至2022 年10 月該湖擴張了20%，擴增速率為5 853 m2·a-1。當前冰湖已達到地形控制的最大范圍，將來隨著融水的增加可能會造成下面小湖的湖面范圍擴大或水位的上升。此外，然則日阿錯曾發(fā)生冰崩的區(qū)域形變速率遠高于穩(wěn)定區(qū)，如圖11（c）所示，累積形變量高達-79 mm。加之未來若遇極端降水或高溫情況的頻繁出現(xiàn)，冰舌段裂隙寬度可能會擴大，冰崩解的情況很大可能再次出現(xiàn)，因此，然則日阿錯在未來很長一段時間內可能處于高風險狀態(tài)，需要研究人員和當?shù)卣块T的高度關注。

圖11 然則日阿錯潰壩誘因和周邊不穩(wěn)定斜坡分布（圖中照片均由姚曉軍教授在2017年拍攝，底圖為Google Earth影像）Fig. 11 Cause of the Ranzeria Co dam breach and distribution of paraglacial slope failures around the lake： lake change （a），avalanche remains （b）， unstable areas （c）， glacier tongue disintegration （d）， lake surface after GLOF （e） and the GLOF effects （f）（All the photos were taken by Professor Yao Xiaojun in 2017， and the base images are from Google Earth imagery）

吉翁錯在2020 年夏季由于強降雨引發(fā)西側滑坡，土質滑坡體涌入湖中造成了壩體坍塌形成突發(fā)性洪水［23］。根據(jù)紋理特征的對比，在潰后的影像上發(fā)現(xiàn)冰湖西側邊坡上有一塊區(qū)域紋理和鄰近區(qū)域存在顯著差異［圖12（a），（b1）～（b2）］，其表面形態(tài)表現(xiàn)為“簸箕形”，兩側同溝同源，前源可見被滑坡舌擠壓的冰湖，上述均符合劇烈位移滑坡遺跡的典型特征?；聟^(qū)面積為56 204 m2，Zheng 等［23］估算滑坡釋放了大約1.2×106m3的物質，大壩的最大潰決深度為25 m，潰后水位下降了約20 m。本文估算吉翁錯潰后面積急劇縮小了約52%，釋放的洪水量約為1×105m3。冰湖與冰舌相連的大部分區(qū)域已被滑坡舌覆蓋，隨著冰川的消融，至2022 年10 月吉翁錯的面積擴張了約3 127 m2?；诘乇硇巫兯俾?，識別出冰湖西側山坡存在三處范圍較大的潛在滑坡區(qū)均存在碎屑流，山坡底部存在一些松散堆積物，尤其A 和B 點處居多［圖12（c）］。目前，該湖仍處于不斷擴張狀態(tài)。隨著冰川融水增多，冰湖上游和冰舌之間存在的滑坡堆積體可能會被水流逐漸沖刷走，冰湖上游將繼續(xù)朝向母冰川擴張直到達到地形控制的最大范圍。當前，吉翁錯的母冰川雙側支溝溯源侵蝕嚴重，松散堆積物較多，若再遇強降雨天氣極有可能再次發(fā)生滑坡體入湖。綜上，本文認為吉翁錯仍處于高風險狀態(tài)，需要持續(xù)監(jiān)測和高度關注。

圖12 吉翁錯潰壩誘因和周邊不穩(wěn)定斜坡分布（圖中照片均由姚曉軍教授在2017年拍攝，底圖為Google Earth和資源3號影像）Fig. 12 Cause of the Jiweng Co dam breach and distribution of paraglacial slope failures around the lake： changes in lake area （a），before and after dam failure （b1， b2） and potential lakeside collapse areas （c） （All the photos were taken by Professor Yao Xiaojun in 2017， and the base images are from Google Earth and ZY-3 satellite imagery）

4.2 尼都藏布流域冰湖水量變化及潛在崩塌體分布

2022 年尼都藏布流域發(fā)育有63 個面積大于0.01 km2的冰磧湖，其中規(guī)模較大（>0.1 km2）的僅有7 個，包含已潰的冰湖吉翁錯（0.27 km2）和然則日阿錯（0.28 km2）及塔弄錯（0.13 km2）［圖13（a）］。1990—2022 年冰磧湖的數(shù)量和面積分別擴張了91%（+30 個）和36%（+0.8 km2）。由于大部分地區(qū)的冰湖沒有測深數(shù)據(jù)，本文根據(jù)Qi等［28］基于大量的冰湖測深數(shù)據(jù)構建的水量估算模型對冰湖總水量進行量級估算，利用其評估的3 個估算效果較好的公式和本文計算結果之間的均方根誤差（RMSE）作為不確定性范圍。結果表明，2020 年該流域冰磧湖水儲量總計為（54.13±3.5）×106m3。1990—2017 年冰磧湖水量總體上呈增長趨勢［（0.33±0.02）×106m3·a-1］，2020 年吉翁錯潰決后，流域總水量呈迅速降低［圖13（b）］?？傮w上尼都藏布流域的冰湖水儲量主要由7 個大湖貢獻。盡管該區(qū)冰磧湖數(shù)量少，規(guī)模偏小，但由于流域地質基礎條件差，且冰湖下游分布有村鎮(zhèn)，曾經兩次冰湖潰決均造成了巨大的損失，因此當前的冰湖危險性也不容小覷。

圖13 尼都藏布流域冰湖分布（a）、水量變化（b）及崩塌隱患點分布（c）Fig. 13 Distribution of glacial lakes in the Nidu Zangbo basin （a）， water volume change （b） and distribution of potential collapse areas （c）

尼都藏布流域的地表形變速率結果表明，該流域63 個冰湖周邊總計發(fā)育不穩(wěn)定斜坡98 處，其中形變強度為L1 型的占16%，L2 型最多（54%），潛在崩塌區(qū)占20%，空間分布如圖13（c）所示。根據(jù)崩塌體對冰湖潰決風險的影響，針對形變強度不大的L1 和L2 型不穩(wěn)定斜坡，應當做好長期遙感監(jiān)測的工作，在氣候變暖和凍融循環(huán)加劇下，上述兩類不穩(wěn)定斜坡可能轉變?yōu)樾巫儚姸雀蟮谋浪鷧^(qū)隱患點。

5 結論

本團隊于2021 年10 月對尼都藏布流域的冰磧湖塔弄錯進行了水深測量，同時利用SBAS-InSAR技術提取了研究區(qū)的地表形變速率，以識別冰湖周邊的崩塌區(qū)隱患點。最后以數(shù)值模型討論了崩塌體和水量變化對冰湖潰決風險的影響。得到主要結論如下：

（1）塔弄錯的最大水深（29.45±0.03） m，平均水深（15.21±0.02） m，水量（1 820 842±6 013） m3。塔弄錯周邊5 個區(qū)域平均形變速率遠高于其他區(qū)域，其年均形變速率在18～32 mm·a-1，兩年內的累積形變值-86～31 mm，可能會成為觸發(fā)塔弄錯潰壩的外界誘因。

（2）模擬結果顯示，塔弄錯在入湖崩塌體質量增加或水量增加情況下，產生的洪峰流量、潰口深度和壩頂承受的壓力均顯著增加。因此，本文建議在冰湖潰決風險評估工作中應當重點關注周邊有崩塌隱患點，且水量持續(xù)增長的冰湖。同時，需要

實時監(jiān)測崩塌區(qū)的動態(tài)變化，如針對形變強度不大的L1 和L2 型不穩(wěn)定斜坡，應當做好長期遙感監(jiān)測的工作，在氣候變暖和凍融循環(huán)加劇下，上述兩類不穩(wěn)定斜坡極有可能轉變?yōu)樾巫儚姸雀蟮谋浪鷧^(qū)隱患點。

致謝：感謝蘭州大學鄭國雄副研究員提供了資源3號衛(wèi)星數(shù)據(jù)。