东昆仑木孜塔格峰地区冰湖演变与冰川物质亏损

车彦军， 陈丽花， 谷来磊， 张明军，4， 曹 昀， 吴佳康， 赖彦怡

（1. 宜春学院 地理科学系，江西 宜春 336000； 2. 江西师范大学 地理与环境学院，江西 南昌 330022； 3. 西北师范大学地理与环境科学学院，甘肃 兰州 730070； 4. 甘肃省绿洲资源环境与可持续发展重点实验室，甘肃 兰州 730070）

0 引言

政府间气候变化专门委员会（IPCC）第六次评估报告第一工作组报告指出2010—2019 年全球平均表面温度升高约为1.07 ℃，全球气候变化趋势依然显著［1］。气候变暖，冰川消融不断加速，冰川物质平衡亏损严重，冰川退缩趋势强烈［2-3］。亚洲高山区冰川的不断消融和加速退缩，使得冰湖迅速扩张，新冰湖不断形成［4-5］。冰湖与冰川共同作用于高山区水循环过程，维护山区生态系统稳定性方面具有重要作用［6-7］。但偶发的冰湖溃决洪水会影响下游基础设施、经济发展甚至是居民生命安全［8-10］。研究表明，1990—2020 年中国冰湖面积增加了17.9%，冰川补给湖面积扩张最显著（增加22.9%），而非冰川补给湖的面积仅扩张4.9%［11］。因此，研究山区冰湖和冰川的时空变化与分布特征，对了解冰湖和冰川对气候变化的响应过程、水资源的优化配置以及冰冻圈灾害应对等方面起着重要作用［12-14］。

青藏高原作为“亚洲水塔”，是众多大江大河发源地，20 世纪80 年代以来，该区冰川物质平衡以持续亏损为主，空间差异较大［15-16］。藏东南地区分布的海洋型冰川，其积累、消融过程强烈，冰川退缩也最为显著［17］。青藏高原北缘昆仑山以大陆型冰川分布为主，西昆仑冰川物质平衡略有增加、冰川有前进现象，而东昆仑地区冰川以消融退缩为主［18-19］。冰川消融退缩为冰湖扩张提供充足的空间和水源，使冰湖得以迅速扩张，冰湖溃决的潜在风险随之增加［20-21］。研究表明，20 世纪70 年代以来，青藏高原冰湖面积和体积都经历了快速增加的过程，其中，藏北和藏南地区冰湖变化的差异十分明显［22］。申扎盆地流域上游冰湖面积变化对气温比较敏感，而流域下游冰湖面积变化与夏季降水、气温关联更为显著［23］。此外，20 世纪以来亚洲高山区共计发生冰湖溃决洪水277 起，其中冰碛湖溃决洪水113 起，冰坝湖溃决洪水164 起，冰碛湖溃决洪水的发生频率呈较弱的增长趋势［9］。随着对众多冰前湖扩张模式及其冰川后退过程认识的增加，冰川与冰湖之间的作用关系也愈加密切：因为冰面流速的增加、末端冰崩和热力侵蚀造成的冰体加速亏损，使得末端有冰湖接触型冰川的退缩速度比无冰湖接触型冰川更快［24-25］；同时，喜马拉雅山脉地区，与冰湖接触的冰川末端高程退缩速度相对更快，2000—2014 年平均以3.9 m·a-1的速度减薄［26］。因此，随着冰川加速退缩、冰湖不断扩张以及冰湖潜在溃决风险的增加，冰湖与冰川作用的过程与机理将备受关注。

木孜塔格峰地区是昆仑山东部最大的现代冰川作用区，分布于阿尔金山国家级自然保护区内，其冰川、冰湖变化对调节保护区内及车尔臣河流域水资源状况与气候状况起着重要作用［27］。木孜塔格峰地区环境复杂，冰川、冰湖以及气象等地面资料相对较少，冰川水文过程尚不清楚。鉴于此，本文基于遥感影像，结合气象数据对木孜塔格峰地区冰湖、冰川变化及其对气候变化响应过程进行分析，以期加深对该区水文过程的认识。

1 研究区概况

木孜塔格峰（36°16′～36°42′ N，87°5′～87°39′ E）位于青藏高原北缘，昆仑山北坡东部最高峰，冰面坡度相对平缓，冰川具有比降小、宽尾等特征，是昆仑山东部发育最大的现代冰川作用区［27］。据中国第二次冰川编目统计，木孜塔格峰及周边地区（图1）共发育245 条冰川，总面积约为668 km2。木孜塔格主峰海拔6 973 m，为东昆仑山的最高峰，雪线海拔约5 500～5 750 m［28］，以峰顶为中心，向四周呈放射状分流，主脊线呈东北—西南走向［29］。该地区年均气温低于-10 ℃，主要受西风环流和地形抬升作用的影响，降水主要集中在夏季，属于夏季补给型冰川，雪线附近年降水量约为300 mm［30］。

图1 木孜塔格峰地区冰湖、冰川分布Fig. 1 Spatial distribution of glacial lakes and glaciers in Ulugh Muztagh area

2 数据与方法

2.1 数据获取及预处理

2.1.1 影像获取及预处理

木孜塔格峰地区位于东昆仑无人山区，冰川分布范围大、高程作用明显，山区自然环境恶劣、交通可达性差，观测难度大、地面资料缺乏，只有1988年新疆第二次综合科学考察时对其开展过短期现场观测。本文主要基于时间序列较长、空间分辨率为30 m的Landsat系列卫星影像，提取1990—2020年木孜塔格峰地区冰川和冰湖范围信息。为减少积雪和云层对冰川区的影响，特选取消融季（7—9 月）云覆盖小于15%的影像数据，受影像质量和影像缺失的影响，部分年份的影像选用临近消融季的影像。经筛选，最终选用的系列影像包括Landsat-5/Thematic Mapper （TM）、Landsat-7/Enhanced Thematic Mapper（ETM+）和Landsat-8/Operational Land Imager（OLI），数据来源于地理空间数据云（http：//www.gscloud.cn）及美国地质勘探局（https：//www.usgs.gov/）（表1）。其中，Landsat-7/ETM+的描线校正器（Scan Line Corrector， SLC）自2003年开始出现故障，导致影像出现条带，部分数据丢失，需对影像数据进行修复。本文使用Landsat 影像的条带修复工具为landsat_gapfill. sav，该方案在冰川学研究中被广泛使用［31-33］。此外，在解译冰川和冰湖范围时，高分辨率的Google Earth影像被用于轮廓边界的验证和修订。

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

2.1.2 冰川物质平衡遥感监测

Hugonnet 等［34］基于遥感观测建立的21 世纪初全球冰川物质平衡数据集，主要使用的遥感数据有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，再将所有的DEM进行配准，剔除高程测量误差，数据集时间为2000年1月1日到2020年1月1日。此外，使用美国国家冰雪数据中心（National Snow and Ice Data Center）的ICESat （Ice， Cloud， and land Elevation Satellite）和IceBridge 的2 500 万次激光测高数据和光学高程数据，对系列高程进行了交叉验证，减少了时间上和空间上的偏差。本文中主要使用该数据集中涉及木孜塔格峰地区的冰川高程和物质平衡数据，时间段为2000—2020年。

2.1.3 冰川区气象数据

木孜塔格峰地区长期缺乏地面气象资料，本文为了分析局地气候对冰川及冰湖变化的影响，使用欧洲中期天气预报中心（ECMWF）综合预报系统（https：//cds. climate. copernicus. eu/）的全球气候产品。本文使用ERA5-Land 月尺度气温和降水的再分析数据，分析木孜塔格峰地区1951—2021年的气候变化。与其他气候产品数据集相比，ERA5-Land月平均数据具有较长的时间分辨率和较高的空间分辨率，分别为1950年至今和0.1°×0.1°，在该地区也能较好地反映气温和降水特征［35］。

2.2 研究方法

2.2.1 冰湖范围识别

基于卫星遥感影像提取冰湖边界范围，使用最为广泛的方法有监督分类、波段比值、人机交互式解译等［36-38］。其中，人机交互式解译（目视解译）精度较高、但效率较低，考虑到该地区冰湖数量较少、规模不大，对该区域冰湖全部采用人机交互式解译方法进行判读。冰川识别，本文使用波段比值和人机交互式解译相结合的方案。先利用波段比值，设定和调整阈值，经反复试验，初步提取冰川主要范围；之后，通过人机交互式，即人工目视跟踪解译冰川、冰湖边界。计算机自动计算过程受云层和积雪的影响较大，借助Google Earth 影像和野外考察经验，对解译范围进行修订。此外，目视解译过程中，分别对不同传感器遥感影像进行假彩色合成，即Landsat-5/TM 和Landsat-7/ETM+对应的5、4、3 波段（SWIR 对应短波红外，NIR 对应近红外、Red）和Landsat-8/OLI 对应的6、5、4 波段（SWIR1 对应短波红外，NIR 对应近红外、Red），突出冰川和冰湖的判读。在此，冰湖范围识别时，空间上大于“2×3”或者“3×3”像元的均解译为冰湖，对应最小面积约为0.01 km2，借助ArcGIS 空间分析模块对冰湖面积及其接触冰川的空间变化进行计算。冰川范围的波段计算公式为

2.2.2 冰川物质平衡

冰川物质平衡是指在一定时间内冰川积累与消融的差值，直接反映冰川动态，当积累大于消融，冰川前进或者增厚，反之则后退或变薄。Hugonnet等［34］利用Girod 等［39］提出的MMASTER 自动生成DEM 的方法，处理了2000—2020 年ASTER 所有可用的数据为DEM。ASTER DEM、ArcticDEM、REMA 共同与无冰区的DEM 进行共配准，进行偏差校正，之后对高程异常值进行了滤波处理。基于大地测量法的冰川累积物质平衡计算冰川物质平衡的公式为

式中：ΔM为物质平衡；n为栅格单元的数量；si为栅格单元的面积；Δhi为两幅DEM 相同位置栅格单元的高程变化；A为冰川面积；ρ为冰川密度，本文取值为（850±60） kg·m-3［40］。

2.2.3 冰湖储量

为了快速评估冰湖储量或体积，许多研究都采用经验公式来计算体积［41-42］。在冰湖没有实测数据时，体积-面积的经验公式为计算冰湖储量提供了方便。本文中，使用以下体积（V）-面积（A）公式［43］计算冰湖储量。

2.2.4 误差分析

在冰川、冰湖边界解译中，无论是计算机自动解译还是人机交互式解译，都无法避免误差的存在。本文主要采用人机交互式解译方法对近三十年的冰湖边界进行解译。由于Landsat 图像的高精度配准，仅考虑卫星遥感图像分辨率对冰湖边界识别的影响［18，44］。误差计算公式为

式中：N为冰湖边界经过的像元数；R为图像空间分辨率的平方。根据误差的叠加和传递，不同时期冰湖面积变化误差（EC）计算公式［45］为

式中：E1和E2为不同时期冰湖范围提取的误差。

3 结果

3.1 冰湖数量和面积

木孜塔格峰地区1990—2020 年冰湖数量呈波动变化且略微增加的趋势，但增加趋势并不显著（图2）。其中，1990 年和2020 年冰湖分布均为16个，面积分别为（11.730±0.870） km2、（4.530±0.510） km2。2018 年冰湖数量分布相对最多，共23个，总面积为（4.710±0.610） km2。2004 年和2008年冰湖数量最少，为13 个，面积分别为（7.300±0.590） km2和（4.710±0.490） km2。1990—2020 年期间，冰湖面积呈现明显减小趋势，每年减少（0.200±0.034） km2，且通过了0.001 的显著性水平检验。特别是，1990 年冰湖总面积最大，为（11.730±0.870） km2；2016 年最小，为（4.340±0.570） km2。其中，1993—2000年、2010年冰湖数量和面积均有所增加，2011—2019 年冰湖数量有所增加，但冰湖面积并未显著增加，甚至有减少趋势。

图2 木孜塔格峰地区冰湖数量、面积和体积变化以及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 冰湖类型、面积、储量及其变化

根据冰湖分类体系［46］，目前中国冰湖主要分为六大类：冰川侵蚀湖、冰碛阻塞湖、冰川阻塞湖、冰面湖、冰下（内）湖以及其他冰川湖。木孜塔格峰地区，冰湖形成于海拔5 275～5 612 m，主要为冰川阻塞湖［图2（b）和表2］。空间上，冰湖均匀分布于冰川边缘，冰川末端相对较少（图1）。规模较大的冰湖主要分布在木孜塔格峰东南和西南地区，由冰川阻塞而成。1990 年和2020 年，冰川侵蚀湖（主要为其他冰川侵蚀湖）分别为2 个和3 个，总面积为（1.120±0.097） km2和（1.750±0.110） km2；冰碛阻塞湖中终碛阻塞湖均为1 个，面积分别为（0.020±0.008） km2和（0.030±0.009） km2；冰川阻塞湖分别为13个和11个，面积分别为（10.580±0.760） km2和（2.680±0.370） km2。特别是，侧碛阻塞湖只有1个，出现在1999 年、2008 年、2009 年、2010 年、2015 年、2016 年和2018 年；冰面湖2013 年、2014 年和2020年出现，只有1 个，2020 年冰面湖面积为（0.070±0.014） km2。其中，2020年分布在海拔5 275～5 400 m之间的冰湖面积占冰湖总面积的67.70%，海拔5 600 m以上冰湖面积仅占0.48%，且湖面多冻结状态。此外，近30 年冰湖储量从（0.490±0.043） km3减少至（0.200±0.026） km3（图2）。1990—2010 年冰湖面积和数量波动较为显著，2005 年至今，冰湖数量有所增加，但面积变化和储量变化并不显著。

表2 木孜塔格峰地区冰湖分类Table 2 Classification of glacial lakes in Ulugh Muztagh area

3.3 冰川物质平衡变化

本文共统计出12 条与11 条地理位置相近的无冰湖接触型冰川（表3），进行对比分析。结果表明，2000—2020 年有冰湖接触型冰川年物质平衡介于-0.07～0.15 m w.e.，平均年物质平衡为0.04 m w.e.；无冰湖接触型冰川年物质平衡介于-0.13～0.17 m w.e.，平均年物质平衡为0.02 m w.e.［图3（a）］。有冰湖接触型冰川累积物质平衡为0.84 m w. e.，无冰湖接触型冰川则为0.46 m w. e.。其中，有冰湖接触型冰川中9条冰川物质平衡具有显著的减小趋势，即冰川物质加速亏损，平均递减率为-0.024 m w.e.·a-1；无冰湖接触型冰川中只有5条冰川具有显著减小趋势，平均递减率为-0.022 m w. e.·a-1，其他冰川均为波动变化，没有显著趋势（表3）。可知，有冰湖接触型冰川物质亏损速度略高于无冰湖接触型冰川。此外，2000—2010 年，该地区冰川主要以物质积累为主，2010 年之后冰川累积物质平衡开始波动减小，冰川以消融、物质亏损为主。

表3 2000—2020年木孜塔格峰地区有冰湖接触型冰川（1～12号冰川）和无冰湖接触型冰川（13～23号冰川）的物质平衡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

图3 2000—2020年木孜塔格峰地区冰川年物质平衡（1～12号为有冰湖接触型冰川，13～23号为无冰湖接触型冰川）（a）以及两类冰川区的累积物质平衡变化（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-冰湖变化特征

3.4.1 显著变化的冰湖

为进一步探索冰川与冰湖的变化及其作用，特选取两个冰湖作为典型案例，分析其冰川-冰湖演变过程。两个代表性冰湖为冰鳞川冰川冰湖（冰鳞川冰湖）［图1（c）］和木孜塔格冰川冰湖（木孜塔格冰湖）［图1（e）］，分别位于木孜塔格峰的东南和西南方向，分别为冰川阻塞湖和冰川侵蚀湖。1990—2020 年，冰鳞川冰湖波动非常显著，面积总体呈减小趋势（图4）。该冰湖1990年面积最大，为（7.660±0.370） km2，之后经历多次的缩小、扩张演变，于2020 年分裂形成两个冰湖，与冰鳞川直接相邻冰湖2020 年面积达到最小，为（1.150±0.078） km2，另一个冰湖面积为（0.600±0.053） km2，两冰湖总面积为（1.750±0.130） km2。此外，1990—1993 年，冰湖面积急速下降，之后呈扩张趋势，2000年后面积再呈缩小变化趋势，2010 年再次扩张。总体而言，1990—2020年冰鳞川冰湖面积减小了（5.910±0.240） km2，每年缩小约（0.160±0.005） km2。然而，木孜塔格冰湖面积同期处于波动变化，无显著变化趋势（图4）。1990年、2020年冰湖面积分别为（1.060±0.083） km2、（1.080±0.094） km2，且2020 年冰湖面积达研究期内最大值；该冰湖处于不断缩小、扩张的演变过程，面积表现出并不显著的增加趋势，变化率为0.002 km2·a-1。其中，2016 年冰湖面积最小，为（0.390±0.043） km2。相比面积较大的冰鳞川冰湖，木孜塔格冰湖面积的变化趋势较不明显。

图4 1990—2020年冰鳞川冰湖和木孜塔格冰湖面积变化Fig. 4 Changes in the area of Binglinchuan and Muztagh glacial lakes from 1990 to 2020

3.4.2 冰湖溃决

木孜塔格峰主峰区西北部有一冰湖，母冰川编码为5Y624F0020，冰川径流被冰川5Y624E0022 拦截阻塞而成，为冰川阻塞湖，属于车尔臣河流域（图5）。冰湖主要被上游母冰川补给，受狭长山谷地形影响，冰湖形态为长条形。木孜塔格峰主峰区冰川、冰湖解译时发现，该冰湖1998—2018 年曾发生两次大规模冰湖溃决事件，分别发生于1998/1999年和2001/2002 年之间。1998 年冰湖面积为（0.660±0.086） km2，储量为（0.0335±0.0050） km3。1999 年冰湖溃决后库容基本消失，为常规河道；2000 年再次形成小冰湖，面积为（0.014±0.007）km2，冰湖继续扩张；2001 年扩张面积扩张至（0.500±0.085） km2，储量为（0.0264±0.0050） km3，于2002年再次溃决。1998—2002年，冰湖连续发生两次大规模溃决事件，溃决频率较高。2002—2018年，冰湖缓慢扩张至（0.043±0.019） km2，继而溃决消失。此外，2000年冰川5Y624F0020消融区东北缘形成一个中等规模冰湖，面积为（0.110±0.030） km2，于2001年消失［图5（c）］。

图5 典型冰川阻塞湖演变过程Fig. 5 Evolution process of a typical ice dammed lake

4 讨论

4.1 冰川区气候变化特征

为便于理解冰川水文和气象过程，本文中10月至翌年9月为一个物质平衡年，10月至翌年4月为冬半年，5 月至9 月为夏半年。如图6（a）所示，1951—2020年木孜塔格峰冰川区年平均气温为-11.48 ℃，最高平均气温为-9.75 ℃，最低为-13.35 ℃，存在显著的增温趋势，每10 年升温0.09 ℃；夏季平均气温为-2.91 ℃，最高平均气温为-0.61 ℃，最低为-4.93 ℃，每10 年升温0.04 ℃，但变暖趋势并不显著；冬季平均气温为-17.61 ℃，最高平均气温为-15.24 ℃，最低为-20.14 ℃，每10 年升温0.13 ℃，升温趋势显著。木孜塔格峰地区气温总体呈变暖趋势，但夏季变暖趋势不显著。相比青藏高原变暖趋势［47］，木孜塔格峰地区升温趋势较为缓慢。冰川消融主要是夏季高温所致，研究区夏季气温没有显著变暖趋势，表明冰川加速消融的趋势并不显著，补给冰湖的融水径流也没有显著的增加。

图6 1951—2021年木孜塔格峰地区气温和降水年际变化Fig. 6 Changes in air temperature （a） and precipitation （b） of Ulugh Muztagh area from 1951 to 2021

木孜塔格峰地区降水主要集中于夏季，夏季降水平均占全年总降水量的77%，夏季降水变化趋势与年降水趋势基本一致［图6（b）］。1951—2020年，冰川区年平均降水量达413.22 mm，最大年降水量为1951年的562.99 mm，最小年降水量为1984年的289.28 mm，且表现出显著增加趋势，每年增加0.79 mm；平均夏季降水为318.41 mm，夏季最大降水量为2016年的462.48 mm，最小降水为1984年的187.80 mm，存在显著增加趋势，每年增加0.79 mm；平均冬季降水为94.81 mm，最大降水为1954 年的114.07 mm，最小为1965 的75.11 mm，每年增加0.005 mm，但增加趋势不显著。综上所述，该地区夏季气温较低，没有明显的升温趋势，表明冰川融水径流没有显著；降水主要集中于夏季，有明显的增加趋势，夏季降水多为液态，或者短期固态降雪，降雪遇晴天快速消融，增加了地表径流，有利于冰湖的形成。因此，冰湖数量的增多主要是夏季降水增加所致，而冰湖面积减小与较大规模冰湖的演变（溃决）有关。

4.2 冰湖溃决过程

受冰川分布、地形特征以及冰川地貌等因素，木孜塔格峰地区发育形成的冰湖主要为冰川阻塞湖。前文所述周期性溃决冰湖为典型冰川阻塞湖，以冰川5Y624E0020 融水径流为主要补给水源，冰川5Y624E0022 为坝体拦截阻塞河道，形成一定规模冰川阻塞湖（或冰坝湖），冰坝结构突然发生变化时，如跃动、冰内水系演变等过程极易导致冰坝湖溃决［48］。特定条件下形成周期性溃决冰湖：1999 年7 月7 日，该冰湖面积已达（0.250±0.044） km2，储量为（0.014±0.003） km3［图7（a）］，8 月24 冰湖已溃决，为常规河道；2001 年7 月20 日，冰湖面积再次扩张至（0.500±0.097） km2，储量达（0.026±0.006）km3，9 月22 日已溃决恢复至常规河道；2018 年7 月11 日，冰湖再次扩张至（0.043±0.018） km2，储量达（0.003±0.001） km3，8 月28 日溃决恢复常规河道，此次冰湖扩张、溃决水量相比前两次，规模相对较小。冰湖的扩张和溃决，是导致该区冰湖面积波动变化的主要原因。1999 年、2001 年、2018 年该冰川区夏季平均气温分别为-2.00 ℃、-2.85 ℃、-1.70 ℃，略高于多年夏季平均气温；夏季降水分别为362.39 mm、324.66 mm、417.60 mm，高于多年夏季降水。此外，2000年夏季降水为401.09 mm，比多年平均降水增加26%。因此，冰湖的扩张主要是降水增加所致。结合冰湖溃决前后影像分析，未发现显著的冰川前进。基于现有资料，可推断冰内结构和冰下水系由于夏季气温的升高而发生改变，排水系统发育，导致冰湖溃决。但溃决过程及其触发机制，需利用模型和实地考察进一步深入。

图7 典型冰湖溃决前后对比Fig. 7 Comparison before and after outburst of a typical glacial lake

4.3 冰湖热融侵蚀与冰坝崩解

为了理解冰湖与冰川的相互作用关系，选取两个典型冰川侵蚀湖——冰鳞川冰湖［图8（a）］和木孜塔格冰湖［图8（d）］，进行湖-冰界面热融侵蚀和冰崩过程的理解［24］。冰鳞川冰湖位于冰舌南侧，由多条冰川融水补给。1990—2020 年，该冰湖面积呈现快速缩小趋势，2020 年冰湖分裂形成两个小规模冰湖［图8（a）～（c）］。由于冰湖液态水比热容较大，太阳辐射下吸热，与冰川形成温差，冰湖对接触冰体热融作用增强［49］，使接触冰川快速退缩，1990—2020年退缩近0.65 km。结合Google Earth影像，该部位经常发生冰崩。此外，冰鳞川冰舌南缘在冰川退缩侵蚀作用以及冰湖出水口流水作用的双重影响下，形成一条河道［图8（c）］，增强了排水系统，导致该冰湖蓄水能力下降，冰湖面积随出水口排水能力增强而减小。

图8 冰鳞川和木孜塔格冰湖热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）］

木孜塔格冰舌西侧的冰川阻塞湖，主要由木孜塔格冰川融水补给［图8（d）］。与冰鳞川冰湖变化相似，湖-冰接触冰川退缩明显快于冰川其他部位，1990—2020 年退缩近0.28 km。该冰湖地形相对封闭，排水系统主要依赖于冰坝结构和冰下水系排水效率。研究期内，冰湖面积处于波动变化且扩张的趋势。此外，在冰湖接触冰川部位，2010—2020 年的退缩距离大于2000—2010年退缩距离，主要是冰湖扩张之后，湖水热力侵蚀和冰崩作用增强所致［20］。需要说明的是，热融和冰崩导致冰体快速退缩的过程和机理，卫星遥感监测有限，其监测往往也会弱化该过程对冰川物质平衡的影响，进而低估冰川消融［24］。因此，本文只对冰湖的面积扩张和冰川退缩距离进行量化处理，尚不能揭示该过程对冰川作用的机理，后续有必要借助模型等其他技术对其进一步模拟计算。

5 结论

本文基于1990—2020年Landsat和Google Earth历史影像，通过波段比值和人机交互式解译等方法，对木孜塔格峰地区冰湖范围进行提取，结合ERA5 的再分析资料，对冰湖、冰川、气候进行分析。得到主要结论如下：

1990—2020 年，木孜塔格峰地区发育冰湖主要分布于海拔5 275～5 400 m，主要为冰川阻塞湖，分布面积占冰湖总面积的67.70%。其中，1990 年和2020 年，木孜塔格峰冰川区分布16 个冰湖，总面积分别为（11.730±0.870） km2、（4.530±0.510） km2。期间，冰湖数量不断增加，其趋势不显著，但冰湖面积和储量呈显著减少趋势。冰川5Y624E0022 为坝体的冰川阻塞湖，分别于1999 年、2001 年、2018 年发生溃决，冰湖演变主要受夏季降水影响，其演变过程表现出一定的周期性特征。

此外，研究表明，有冰湖接触型冰川年均物质平衡呈显著的减小趋势（-0.024 m w.e.·a-1），略大于无冰湖接触型冰川的减小趋势（-0.022 m w. e.·a-1）。1990—2020 年冰鳞川和木孜塔格冰湖与其坝体冰川之间作用显著，冰川热融侵蚀和冰崩加速了冰川末端冰体亏损，分别造成坝体退缩0.65 km、0.28 km。

总体而言，该地区冰川2000—2010 年以物质积累为主，2010 年之后开始波动减小，以冰川消融、物质亏损为主。

致谢：感谢中国科学院新疆生态与地理研究所、新疆巴音郭楞蒙古自治州阿尔金山国家级自然保护区管理局以及玉素甫阿勒克检查站等单位和部门对木孜塔格峰地区野外科考的大力帮助和支持。