車彥軍， 陳麗花， 谷來磊， 張明軍，4， 曹 昀， 吳佳康， 賴彥怡

（1. 宜春學院 地理科學系，江西 宜春 336000； 2. 江西師范大學 地理與環(huán)境學院，江西 南昌 330022； 3. 西北師范大學地理與環(huán)境科學學院，甘肅 蘭州 730070； 4. 甘肅省綠洲資源環(huán)境與可持續(xù)發(fā)展重點實驗室，甘肅 蘭州 730070）

0 引言

政府間氣候變化專門委員會（IPCC）第六次評估報告第一工作組報告指出2010—2019 年全球平均表面溫度升高約為1.07 ℃，全球氣候變化趨勢依然顯著［1］。氣候變暖，冰川消融不斷加速，冰川物質平衡虧損嚴重，冰川退縮趨勢強烈［2-3］。亞洲高山區(qū)冰川的不斷消融和加速退縮，使得冰湖迅速擴張，新冰湖不斷形成［4-5］。冰湖與冰川共同作用于高山區(qū)水循環(huán)過程，維護山區(qū)生態(tài)系統(tǒng)穩(wěn)定性方面具有重要作用［6-7］。但偶發(fā)的冰湖潰決洪水會影響下游基礎設施、經(jīng)濟發(fā)展甚至是居民生命安全［8-10］。研究表明，1990—2020 年中國冰湖面積增加了17.9%，冰川補給湖面積擴張最顯著（增加22.9%），而非冰川補給湖的面積僅擴張4.9%［11］。因此，研究山區(qū)冰湖和冰川的時空變化與分布特征，對了解冰湖和冰川對氣候變化的響應過程、水資源的優(yōu)化配置以及冰凍圈災害應對等方面起著重要作用［12-14］。

青藏高原作為“亞洲水塔”，是眾多大江大河發(fā)源地，20 世紀80 年代以來，該區(qū)冰川物質平衡以持續(xù)虧損為主，空間差異較大［15-16］。藏東南地區(qū)分布的海洋型冰川，其積累、消融過程強烈，冰川退縮也最為顯著［17］。青藏高原北緣昆侖山以大陸型冰川分布為主，西昆侖冰川物質平衡略有增加、冰川有前進現(xiàn)象，而東昆侖地區(qū)冰川以消融退縮為主［18-19］。冰川消融退縮為冰湖擴張?zhí)峁┏渥愕目臻g和水源，使冰湖得以迅速擴張，冰湖潰決的潛在風險隨之增加［20-21］。研究表明，20 世紀70 年代以來，青藏高原冰湖面積和體積都經(jīng)歷了快速增加的過程，其中，藏北和藏南地區(qū)冰湖變化的差異十分明顯［22］。申扎盆地流域上游冰湖面積變化對氣溫比較敏感，而流域下游冰湖面積變化與夏季降水、氣溫關聯(lián)更為顯著［23］。此外，20 世紀以來亞洲高山區(qū)共計發(fā)生冰湖潰決洪水277 起，其中冰磧湖潰決洪水113 起，冰壩湖潰決洪水164 起，冰磧湖潰決洪水的發(fā)生頻率呈較弱的增長趨勢［9］。隨著對眾多冰前湖擴張模式及其冰川后退過程認識的增加，冰川與冰湖之間的作用關系也愈加密切：因為冰面流速的增加、末端冰崩和熱力侵蝕造成的冰體加速虧損，使得末端有冰湖接觸型冰川的退縮速度比無冰湖接觸型冰川更快［24-25］；同時，喜馬拉雅山脈地區(qū)，與冰湖接觸的冰川末端高程退縮速度相對更快，2000—2014 年平均以3.9 m·a-1的速度減?。?6］。因此，隨著冰川加速退縮、冰湖不斷擴張以及冰湖潛在潰決風險的增加，冰湖與冰川作用的過程與機理將備受關注。

木孜塔格峰地區(qū)是昆侖山東部最大的現(xiàn)代冰川作用區(qū)，分布于阿爾金山國家級自然保護區(qū)內(nèi)，其冰川、冰湖變化對調(diào)節(jié)保護區(qū)內(nèi)及車爾臣河流域水資源狀況與氣候狀況起著重要作用［27］。木孜塔格峰地區(qū)環(huán)境復雜，冰川、冰湖以及氣象等地面資料相對較少，冰川水文過程尚不清楚。鑒于此，本文基于遙感影像，結合氣象數(shù)據(jù)對木孜塔格峰地區(qū)冰湖、冰川變化及其對氣候變化響應過程進行分析，以期加深對該區(qū)水文過程的認識。

1 研究區(qū)概況

木孜塔格峰（36°16′～36°42′ N，87°5′～87°39′ E）位于青藏高原北緣，昆侖山北坡東部最高峰，冰面坡度相對平緩，冰川具有比降小、寬尾等特征，是昆侖山東部發(fā)育最大的現(xiàn)代冰川作用區(qū)［27］。據(jù)中國第二次冰川編目統(tǒng)計，木孜塔格峰及周邊地區(qū)（圖1）共發(fā)育245 條冰川，總面積約為668 km2。木孜塔格主峰海拔6 973 m，為東昆侖山的最高峰，雪線海拔約5 500～5 750 m［28］，以峰頂為中心，向四周呈放射狀分流，主脊線呈東北—西南走向［29］。該地區(qū)年均氣溫低于-10 ℃，主要受西風環(huán)流和地形抬升作用的影響，降水主要集中在夏季，屬于夏季補給型冰川，雪線附近年降水量約為300 mm［30］。

圖1 木孜塔格峰地區(qū)冰湖、冰川分布Fig. 1 Spatial distribution of glacial lakes and glaciers in Ulugh Muztagh area

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)獲取及預處理

2.1.1 影像獲取及預處理

木孜塔格峰地區(qū)位于東昆侖無人山區(qū)，冰川分布范圍大、高程作用明顯，山區(qū)自然環(huán)境惡劣、交通可達性差，觀測難度大、地面資料缺乏，只有1988年新疆第二次綜合科學考察時對其開展過短期現(xiàn)場觀測。本文主要基于時間序列較長、空間分辨率為30 m的Landsat系列衛(wèi)星影像，提取1990—2020年木孜塔格峰地區(qū)冰川和冰湖范圍信息。為減少積雪和云層對冰川區(qū)的影響，特選取消融季（7—9 月）云覆蓋小于15%的影像數(shù)據(jù)，受影像質量和影像缺失的影響，部分年份的影像選用臨近消融季的影像。經(jīng)篩選，最終選用的系列影像包括Landsat-5/Thematic Mapper （TM）、Landsat-7/Enhanced Thematic Mapper（ETM+）和Landsat-8/Operational Land Imager（OLI），數(shù)據(jù)來源于地理空間數(shù)據(jù)云（http：//www.gscloud.cn）及美國地質勘探局（https：//www.usgs.gov/）（表1）。其中，Landsat-7/ETM+的描線校正器（Scan Line Corrector， SLC）自2003年開始出現(xiàn)故障，導致影像出現(xiàn)條帶，部分數(shù)據(jù)丟失，需對影像數(shù)據(jù)進行修復。本文使用Landsat 影像的條帶修復工具為landsat_gapfill. sav，該方案在冰川學研究中被廣泛使用［31-33］。此外，在解譯冰川和冰湖范圍時，高分辨率的Google Earth影像被用于輪廓邊界的驗證和修訂。

表1 本研究所用遙感影像信息Table 1 Information of remote sensing imageries in the study

2.1.2 冰川物質平衡遙感監(jiān)測

Hugonnet 等［34］基于遙感觀測建立的21 世紀初全球冰川物質平衡數(shù)據(jù)集，主要使用的遙感數(shù)據(jù)有Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer （ASTER） L1A、ArcticDEM、Reference Elevation Model of Antarctica （REMA）、Tan-DEM-X 90 m global DEM （TanDEM-X）。首先利用ASTER L1A 生成ASTER DEM，再將所有的DEM進行配準，剔除高程測量誤差，數(shù)據(jù)集時間為2000年1月1日到2020年1月1日。此外，使用美國國家冰雪數(shù)據(jù)中心（National Snow and Ice Data Center）的ICESat （Ice， Cloud， and land Elevation Satellite）和IceBridge 的2 500 萬次激光測高數(shù)據(jù)和光學高程數(shù)據(jù)，對系列高程進行了交叉驗證，減少了時間上和空間上的偏差。本文中主要使用該數(shù)據(jù)集中涉及木孜塔格峰地區(qū)的冰川高程和物質平衡數(shù)據(jù)，時間段為2000—2020年。

2.1.3 冰川區(qū)氣象數(shù)據(jù)

木孜塔格峰地區(qū)長期缺乏地面氣象資料，本文為了分析局地氣候對冰川及冰湖變化的影響，使用歐洲中期天氣預報中心（ECMWF）綜合預報系統(tǒng)（https：//cds. climate. copernicus. eu/）的全球氣候產(chǎn)品。本文使用ERA5-Land 月尺度氣溫和降水的再分析數(shù)據(jù)，分析木孜塔格峰地區(qū)1951—2021年的氣候變化。與其他氣候產(chǎn)品數(shù)據(jù)集相比，ERA5-Land月平均數(shù)據(jù)具有較長的時間分辨率和較高的空間分辨率，分別為1950年至今和0.1°×0.1°，在該地區(qū)也能較好地反映氣溫和降水特征［35］。

2.2 研究方法

2.2.1 冰湖范圍識別

基于衛(wèi)星遙感影像提取冰湖邊界范圍，使用最為廣泛的方法有監(jiān)督分類、波段比值、人機交互式解譯等［36-38］。其中，人機交互式解譯（目視解譯）精度較高、但效率較低，考慮到該地區(qū)冰湖數(shù)量較少、規(guī)模不大，對該區(qū)域冰湖全部采用人機交互式解譯方法進行判讀。冰川識別，本文使用波段比值和人機交互式解譯相結合的方案。先利用波段比值，設定和調(diào)整閾值，經(jīng)反復試驗，初步提取冰川主要范圍；之后，通過人機交互式，即人工目視跟蹤解譯冰川、冰湖邊界。計算機自動計算過程受云層和積雪的影響較大，借助Google Earth 影像和野外考察經(jīng)驗，對解譯范圍進行修訂。此外，目視解譯過程中，分別對不同傳感器遙感影像進行假彩色合成，即Landsat-5/TM 和Landsat-7/ETM+對應的5、4、3 波段（SWIR 對應短波紅外，NIR 對應近紅外、Red）和Landsat-8/OLI 對應的6、5、4 波段（SWIR1 對應短波紅外，NIR 對應近紅外、Red），突出冰川和冰湖的判讀。在此，冰湖范圍識別時，空間上大于“2×3”或者“3×3”像元的均解譯為冰湖，對應最小面積約為0.01 km2，借助ArcGIS 空間分析模塊對冰湖面積及其接觸冰川的空間變化進行計算。冰川范圍的波段計算公式為

2.2.2 冰川物質平衡

冰川物質平衡是指在一定時間內(nèi)冰川積累與消融的差值，直接反映冰川動態(tài)，當積累大于消融，冰川前進或者增厚，反之則后退或變薄。Hugonnet等［34］利用Girod 等［39］提出的MMASTER 自動生成DEM 的方法，處理了2000—2020 年ASTER 所有可用的數(shù)據(jù)為DEM。ASTER DEM、ArcticDEM、REMA 共同與無冰區(qū)的DEM 進行共配準，進行偏差校正，之后對高程異常值進行了濾波處理。基于大地測量法的冰川累積物質平衡計算冰川物質平衡的公式為

式中：ΔM為物質平衡；n為柵格單元的數(shù)量；si為柵格單元的面積；Δhi為兩幅DEM 相同位置柵格單元的高程變化；A為冰川面積；ρ為冰川密度，本文取值為（850±60） kg·m-3［40］。

2.2.3 冰湖儲量

為了快速評估冰湖儲量或體積，許多研究都采用經(jīng)驗公式來計算體積［41-42］。在冰湖沒有實測數(shù)據(jù)時，體積-面積的經(jīng)驗公式為計算冰湖儲量提供了方便。本文中，使用以下體積（V）-面積（A）公式［43］計算冰湖儲量。

2.2.4 誤差分析

在冰川、冰湖邊界解譯中，無論是計算機自動解譯還是人機交互式解譯，都無法避免誤差的存在。本文主要采用人機交互式解譯方法對近三十年的冰湖邊界進行解譯。由于Landsat 圖像的高精度配準，僅考慮衛(wèi)星遙感圖像分辨率對冰湖邊界識別的影響［18，44］。誤差計算公式為

式中：N為冰湖邊界經(jīng)過的像元數(shù)；R為圖像空間分辨率的平方。根據(jù)誤差的疊加和傳遞，不同時期冰湖面積變化誤差（EC）計算公式［45］為

式中：E1和E2為不同時期冰湖范圍提取的誤差。

3 結果

3.1 冰湖數(shù)量和面積

木孜塔格峰地區(qū)1990—2020 年冰湖數(shù)量呈波動變化且略微增加的趨勢，但增加趨勢并不顯著（圖2）。其中，1990 年和2020 年冰湖分布均為16個，面積分別為（11.730±0.870） km2、（4.530±0.510） km2。2018 年冰湖數(shù)量分布相對最多，共23個，總面積為（4.710±0.610） km2。2004 年和2008年冰湖數(shù)量最少，為13 個，面積分別為（7.300±0.590） km2和（4.710±0.490） km2。1990—2020 年期間，冰湖面積呈現(xiàn)明顯減小趨勢，每年減少（0.200±0.034） km2，且通過了0.001 的顯著性水平檢驗。特別是，1990 年冰湖總面積最大，為（11.730±0.870） km2；2016 年最小，為（4.340±0.570） km2。其中，1993—2000年、2010年冰湖數(shù)量和面積均有所增加，2011—2019 年冰湖數(shù)量有所增加，但冰湖面積并未顯著增加，甚至有減少趨勢。

圖2 木孜塔格峰地區(qū)冰湖數(shù)量、面積和體積變化以及2020年冰湖高程分布Fig. 2 Changes in glacial lake number， area and volume in Ulugh Muztagh area （a），and distribution of glacial lakes in different elevation in 2020 （b）

3.2 冰湖類型、面積、儲量及其變化

根據(jù)冰湖分類體系［46］，目前中國冰湖主要分為六大類：冰川侵蝕湖、冰磧阻塞湖、冰川阻塞湖、冰面湖、冰下（內(nèi)）湖以及其他冰川湖。木孜塔格峰地區(qū)，冰湖形成于海拔5 275～5 612 m，主要為冰川阻塞湖［圖2（b）和表2］。空間上，冰湖均勻分布于冰川邊緣，冰川末端相對較少（圖1）。規(guī)模較大的冰湖主要分布在木孜塔格峰東南和西南地區(qū)，由冰川阻塞而成。1990 年和2020 年，冰川侵蝕湖（主要為其他冰川侵蝕湖）分別為2 個和3 個，總面積為（1.120±0.097） km2和（1.750±0.110） km2；冰磧阻塞湖中終磧阻塞湖均為1 個，面積分別為（0.020±0.008） km2和（0.030±0.009） km2；冰川阻塞湖分別為13個和11個，面積分別為（10.580±0.760） km2和（2.680±0.370） km2。特別是，側磧阻塞湖只有1個，出現(xiàn)在1999 年、2008 年、2009 年、2010 年、2015 年、2016 年和2018 年；冰面湖2013 年、2014 年和2020年出現(xiàn)，只有1 個，2020 年冰面湖面積為（0.070±0.014） km2。其中，2020年分布在海拔5 275～5 400 m之間的冰湖面積占冰湖總面積的67.70%，海拔5 600 m以上冰湖面積僅占0.48%，且湖面多凍結狀態(tài)。此外，近30 年冰湖儲量從（0.490±0.043） km3減少至（0.200±0.026） km3（圖2）。1990—2010 年冰湖面積和數(shù)量波動較為顯著，2005 年至今，冰湖數(shù)量有所增加，但面積變化和儲量變化并不顯著。

表2 木孜塔格峰地區(qū)冰湖分類Table 2 Classification of glacial lakes in Ulugh Muztagh area

3.3 冰川物質平衡變化

本文共統(tǒng)計出12 條與11 條地理位置相近的無冰湖接觸型冰川（表3），進行對比分析。結果表明，2000—2020 年有冰湖接觸型冰川年物質平衡介于-0.07～0.15 m w.e.，平均年物質平衡為0.04 m w.e.；無冰湖接觸型冰川年物質平衡介于-0.13～0.17 m w.e.，平均年物質平衡為0.02 m w.e.［圖3（a）］。有冰湖接觸型冰川累積物質平衡為0.84 m w. e.，無冰湖接觸型冰川則為0.46 m w. e.。其中，有冰湖接觸型冰川中9條冰川物質平衡具有顯著的減小趨勢，即冰川物質加速虧損，平均遞減率為-0.024 m w.e.·a-1；無冰湖接觸型冰川中只有5條冰川具有顯著減小趨勢，平均遞減率為-0.022 m w. e.·a-1，其他冰川均為波動變化，沒有顯著趨勢（表3）?？芍?，有冰湖接觸型冰川物質虧損速度略高于無冰湖接觸型冰川。此外，2000—2010 年，該地區(qū)冰川主要以物質積累為主，2010 年之后冰川累積物質平衡開始波動減小，冰川以消融、物質虧損為主。

表3 2000—2020年木孜塔格峰地區(qū)有冰湖接觸型冰川（1～12號冰川）和無冰湖接觸型冰川（13～23號冰川）的物質平衡Table 3 Mass balance of glacial lake contacted glaciers （Nos. 1～12） and non-glacial lake contacted glaciers （Nos. 13～23） in Ulugh Muztagh area from 2000 to 2020

圖3 2000—2020年木孜塔格峰地區(qū)冰川年物質平衡（1～12號為有冰湖接觸型冰川，13～23號為無冰湖接觸型冰川）（a）以及兩類冰川區(qū)的累積物質平衡變化（b）Fig. 3 Changes in annual mass balance in Ulugh Muztagh area from 2000 to 2020 （Nos. 1～12 denote glacial lake contacted glaciers， while Nos. 13～23 denote non-glacial lake contacted glaciers） （a）， and changes in accumulative mass balances of glacial lake contacted glaciers and non-glacial lake contacted glaciers （b）

3.4 典型冰川-冰湖變化特征

3.4.1 顯著變化的冰湖

為進一步探索冰川與冰湖的變化及其作用，特選取兩個冰湖作為典型案例，分析其冰川-冰湖演變過程。兩個代表性冰湖為冰鱗川冰川冰湖（冰鱗川冰湖）［圖1（c）］和木孜塔格冰川冰湖（木孜塔格冰湖）［圖1（e）］，分別位于木孜塔格峰的東南和西南方向，分別為冰川阻塞湖和冰川侵蝕湖。1990—2020 年，冰鱗川冰湖波動非常顯著，面積總體呈減小趨勢（圖4）。該冰湖1990年面積最大，為（7.660±0.370） km2，之后經(jīng)歷多次的縮小、擴張演變，于2020 年分裂形成兩個冰湖，與冰鱗川直接相鄰冰湖2020 年面積達到最小，為（1.150±0.078） km2，另一個冰湖面積為（0.600±0.053） km2，兩冰湖總面積為（1.750±0.130） km2。此外，1990—1993 年，冰湖面積急速下降，之后呈擴張趨勢，2000年后面積再呈縮小變化趨勢，2010 年再次擴張?？傮w而言，1990—2020年冰鱗川冰湖面積減小了（5.910±0.240） km2，每年縮小約（0.160±0.005） km2。然而，木孜塔格冰湖面積同期處于波動變化，無顯著變化趨勢（圖4）。1990年、2020年冰湖面積分別為（1.060±0.083） km2、（1.080±0.094） km2，且2020 年冰湖面積達研究期內(nèi)最大值；該冰湖處于不斷縮小、擴張的演變過程，面積表現(xiàn)出并不顯著的增加趨勢，變化率為0.002 km2·a-1。其中，2016 年冰湖面積最小，為（0.390±0.043） km2。相比面積較大的冰鱗川冰湖，木孜塔格冰湖面積的變化趨勢較不明顯。

圖4 1990—2020年冰鱗川冰湖和木孜塔格冰湖面積變化Fig. 4 Changes in the area of Binglinchuan and Muztagh glacial lakes from 1990 to 2020

3.4.2 冰湖潰決

木孜塔格峰主峰區(qū)西北部有一冰湖，母冰川編碼為5Y624F0020，冰川徑流被冰川5Y624E0022 攔截阻塞而成，為冰川阻塞湖，屬于車爾臣河流域（圖5）。冰湖主要被上游母冰川補給，受狹長山谷地形影響，冰湖形態(tài)為長條形。木孜塔格峰主峰區(qū)冰川、冰湖解譯時發(fā)現(xiàn)，該冰湖1998—2018 年曾發(fā)生兩次大規(guī)模冰湖潰決事件，分別發(fā)生于1998/1999年和2001/2002 年之間。1998 年冰湖面積為（0.660±0.086） km2，儲量為（0.0335±0.0050） km3。1999 年冰湖潰決后庫容基本消失，為常規(guī)河道；2000 年再次形成小冰湖，面積為（0.014±0.007）km2，冰湖繼續(xù)擴張；2001 年擴張面積擴張至（0.500±0.085） km2，儲量為（0.0264±0.0050） km3，于2002年再次潰決。1998—2002年，冰湖連續(xù)發(fā)生兩次大規(guī)模潰決事件，潰決頻率較高。2002—2018年，冰湖緩慢擴張至（0.043±0.019） km2，繼而潰決消失。此外，2000年冰川5Y624F0020消融區(qū)東北緣形成一個中等規(guī)模冰湖，面積為（0.110±0.030） km2，于2001年消失［圖5（c）］。

圖5 典型冰川阻塞湖演變過程Fig. 5 Evolution process of a typical ice dammed lake

4 討論

4.1 冰川區(qū)氣候變化特征

為便于理解冰川水文和氣象過程，本文中10月至翌年9月為一個物質平衡年，10月至翌年4月為冬半年，5 月至9 月為夏半年。如圖6（a）所示，1951—2020年木孜塔格峰冰川區(qū)年平均氣溫為-11.48 ℃，最高平均氣溫為-9.75 ℃，最低為-13.35 ℃，存在顯著的增溫趨勢，每10 年升溫0.09 ℃；夏季平均氣溫為-2.91 ℃，最高平均氣溫為-0.61 ℃，最低為-4.93 ℃，每10 年升溫0.04 ℃，但變暖趨勢并不顯著；冬季平均氣溫為-17.61 ℃，最高平均氣溫為-15.24 ℃，最低為-20.14 ℃，每10 年升溫0.13 ℃，升溫趨勢顯著。木孜塔格峰地區(qū)氣溫總體呈變暖趨勢，但夏季變暖趨勢不顯著。相比青藏高原變暖趨勢［47］，木孜塔格峰地區(qū)升溫趨勢較為緩慢。冰川消融主要是夏季高溫所致，研究區(qū)夏季氣溫沒有顯著變暖趨勢，表明冰川加速消融的趨勢并不顯著，補給冰湖的融水徑流也沒有顯著的增加。

圖6 1951—2021年木孜塔格峰地區(qū)氣溫和降水年際變化Fig. 6 Changes in air temperature （a） and precipitation （b） of Ulugh Muztagh area from 1951 to 2021

木孜塔格峰地區(qū)降水主要集中于夏季，夏季降水平均占全年總降水量的77%，夏季降水變化趨勢與年降水趨勢基本一致［圖6（b）］。1951—2020年，冰川區(qū)年平均降水量達413.22 mm，最大年降水量為1951年的562.99 mm，最小年降水量為1984年的289.28 mm，且表現(xiàn)出顯著增加趨勢，每年增加0.79 mm；平均夏季降水為318.41 mm，夏季最大降水量為2016年的462.48 mm，最小降水為1984年的187.80 mm，存在顯著增加趨勢，每年增加0.79 mm；平均冬季降水為94.81 mm，最大降水為1954 年的114.07 mm，最小為1965 的75.11 mm，每年增加0.005 mm，但增加趨勢不顯著。綜上所述，該地區(qū)夏季氣溫較低，沒有明顯的升溫趨勢，表明冰川融水徑流沒有顯著；降水主要集中于夏季，有明顯的增加趨勢，夏季降水多為液態(tài)，或者短期固態(tài)降雪，降雪遇晴天快速消融，增加了地表徑流，有利于冰湖的形成。因此，冰湖數(shù)量的增多主要是夏季降水增加所致，而冰湖面積減小與較大規(guī)模冰湖的演變（潰決）有關。

4.2 冰湖潰決過程

受冰川分布、地形特征以及冰川地貌等因素，木孜塔格峰地區(qū)發(fā)育形成的冰湖主要為冰川阻塞湖。前文所述周期性潰決冰湖為典型冰川阻塞湖，以冰川5Y624E0020 融水徑流為主要補給水源，冰川5Y624E0022 為壩體攔截阻塞河道，形成一定規(guī)模冰川阻塞湖（或冰壩湖），冰壩結構突然發(fā)生變化時，如躍動、冰內(nèi)水系演變等過程極易導致冰壩湖潰決［48］。特定條件下形成周期性潰決冰湖：1999 年7 月7 日，該冰湖面積已達（0.250±0.044） km2，儲量為（0.014±0.003） km3［圖7（a）］，8 月24 冰湖已潰決，為常規(guī)河道；2001 年7 月20 日，冰湖面積再次擴張至（0.500±0.097） km2，儲量達（0.026±0.006）km3，9 月22 日已潰決恢復至常規(guī)河道；2018 年7 月11 日，冰湖再次擴張至（0.043±0.018） km2，儲量達（0.003±0.001） km3，8 月28 日潰決恢復常規(guī)河道，此次冰湖擴張、潰決水量相比前兩次，規(guī)模相對較小。冰湖的擴張和潰決，是導致該區(qū)冰湖面積波動變化的主要原因。1999 年、2001 年、2018 年該冰川區(qū)夏季平均氣溫分別為-2.00 ℃、-2.85 ℃、-1.70 ℃，略高于多年夏季平均氣溫；夏季降水分別為362.39 mm、324.66 mm、417.60 mm，高于多年夏季降水。此外，2000年夏季降水為401.09 mm，比多年平均降水增加26%。因此，冰湖的擴張主要是降水增加所致。結合冰湖潰決前后影像分析，未發(fā)現(xiàn)顯著的冰川前進?；诂F(xiàn)有資料，可推斷冰內(nèi)結構和冰下水系由于夏季氣溫的升高而發(fā)生改變，排水系統(tǒng)發(fā)育，導致冰湖潰決。但潰決過程及其觸發(fā)機制，需利用模型和實地考察進一步深入。

圖7 典型冰湖潰決前后對比Fig. 7 Comparison before and after outburst of a typical glacial lake

4.3 冰湖熱融侵蝕與冰壩崩解

為了理解冰湖與冰川的相互作用關系，選取兩個典型冰川侵蝕湖——冰鱗川冰湖［圖8（a）］和木孜塔格冰湖［圖8（d）］，進行湖-冰界面熱融侵蝕和冰崩過程的理解［24］。冰鱗川冰湖位于冰舌南側，由多條冰川融水補給。1990—2020 年，該冰湖面積呈現(xiàn)快速縮小趨勢，2020 年冰湖分裂形成兩個小規(guī)模冰湖［圖8（a）～（c）］。由于冰湖液態(tài)水比熱容較大，太陽輻射下吸熱，與冰川形成溫差，冰湖對接觸冰體熱融作用增強［49］，使接觸冰川快速退縮，1990—2020年退縮近0.65 km。結合Google Earth影像，該部位經(jīng)常發(fā)生冰崩。此外，冰鱗川冰舌南緣在冰川退縮侵蝕作用以及冰湖出水口流水作用的雙重影響下，形成一條河道［圖8（c）］，增強了排水系統(tǒng)，導致該冰湖蓄水能力下降，冰湖面積隨出水口排水能力增強而減小。

圖8 冰鱗川和木孜塔格冰湖熱融和冰崩加速冰川后退Fig. 8 Accelerated glacier retreat in two typical glacial lakes due to thermal erosion and calving：Binglingchuan glacial lake ［（a）～（c）］ and Muztagh glacial lake ［（d）～（f）］

木孜塔格冰舌西側的冰川阻塞湖，主要由木孜塔格冰川融水補給［圖8（d）］。與冰鱗川冰湖變化相似，湖-冰接觸冰川退縮明顯快于冰川其他部位，1990—2020 年退縮近0.28 km。該冰湖地形相對封閉，排水系統(tǒng)主要依賴于冰壩結構和冰下水系排水效率。研究期內(nèi)，冰湖面積處于波動變化且擴張的趨勢。此外，在冰湖接觸冰川部位，2010—2020 年的退縮距離大于2000—2010年退縮距離，主要是冰湖擴張之后，湖水熱力侵蝕和冰崩作用增強所致［20］。需要說明的是，熱融和冰崩導致冰體快速退縮的過程和機理，衛(wèi)星遙感監(jiān)測有限，其監(jiān)測往往也會弱化該過程對冰川物質平衡的影響，進而低估冰川消融［24］。因此，本文只對冰湖的面積擴張和冰川退縮距離進行量化處理，尚不能揭示該過程對冰川作用的機理，后續(xù)有必要借助模型等其他技術對其進一步模擬計算。

5 結論

本文基于1990—2020年Landsat和Google Earth歷史影像，通過波段比值和人機交互式解譯等方法，對木孜塔格峰地區(qū)冰湖范圍進行提取，結合ERA5 的再分析資料，對冰湖、冰川、氣候進行分析。得到主要結論如下：

1990—2020 年，木孜塔格峰地區(qū)發(fā)育冰湖主要分布于海拔5 275～5 400 m，主要為冰川阻塞湖，分布面積占冰湖總面積的67.70%。其中，1990 年和2020 年，木孜塔格峰冰川區(qū)分布16 個冰湖，總面積分別為（11.730±0.870） km2、（4.530±0.510） km2。期間，冰湖數(shù)量不斷增加，其趨勢不顯著，但冰湖面積和儲量呈顯著減少趨勢。冰川5Y624E0022 為壩體的冰川阻塞湖，分別于1999 年、2001 年、2018 年發(fā)生潰決，冰湖演變主要受夏季降水影響，其演變過程表現(xiàn)出一定的周期性特征。

此外，研究表明，有冰湖接觸型冰川年均物質平衡呈顯著的減小趨勢（-0.024 m w.e.·a-1），略大于無冰湖接觸型冰川的減小趨勢（-0.022 m w. e.·a-1）。1990—2020 年冰鱗川和木孜塔格冰湖與其壩體冰川之間作用顯著，冰川熱融侵蝕和冰崩加速了冰川末端冰體虧損，分別造成壩體退縮0.65 km、0.28 km。

總體而言，該地區(qū)冰川2000—2010 年以物質積累為主，2010 年之后開始波動減小，以冰川消融、物質虧損為主。

致謝：感謝中國科學院新疆生態(tài)與地理研究所、新疆巴音郭楞蒙古自治州阿爾金山國家級自然保護區(qū)管理局以及玉素甫阿勒克檢查站等單位和部門對木孜塔格峰地區(qū)野外科考的大力幫助和支持。