1990-2020年中國冰湖變化特征及影響因素*

殷永勝，王 欣,2，劉時(shí)銀，郭小宇，張 勇，冉偉杰，王 瓊

(1:湖南科技大學(xué)地球科學(xué)與空間信息工程學(xué)院, 湘潭 411201) (2:中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院，冰凍圈科學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 蘭州 730000) (3:云南大學(xué)國際河流與生態(tài)安全研究院, 昆明 650091)

冰湖是由冰川作用或以冰川融水補(bǔ)給為主的湖泊，是區(qū)域氣候與冰川變化的指示器[1-2]。過去幾十年來在氣候變暖、冰川普遍退縮、全球冰湖面積明顯的擴(kuò)張趨勢背景下[3]，亞洲高海拔區(qū)及其子區(qū)域冰湖變化引起了研究者的廣泛關(guān)注。在亞洲高海拔區(qū)，Wang等采用目視解譯方法基于Landsat影像對1990與2018年亞洲高海拔地區(qū)冰湖邊界進(jìn)行提取，分析1990-2018年冰湖變化，結(jié)果表明28年間冰湖面積平均擴(kuò)張率為15.2%[4]。Chen等基于遙感影像自動(dòng)化提取了2008與2017年亞洲高海拔地區(qū)冰湖邊界，發(fā)現(xiàn)10年間冰湖面積擴(kuò)張98.22 km2且冰川接觸湖與小面積冰湖(≤0.04 km2)變化最為明顯[5]。Zhang等基于衛(wèi)星影像采用目視解譯的方法對“第三極”(帕米爾-興都庫什-喜馬拉雅和青藏高原)地區(qū)冰湖邊界矢量化，其中1990-2010 年該地區(qū)的冰湖面積平均每年擴(kuò)張6.43 km2[6]。在阿爾泰、西昆侖山、天山、喜馬拉雅山等區(qū)域不同時(shí)段的冰湖面積呈不同程度的擴(kuò)張趨向，但不同區(qū)域冰湖變化的特征也存在顯著差異[7-11]。

冰湖變化是由多種因素綜合作用的結(jié)果，國內(nèi)外學(xué)者多從氣候變化、冰川變化和湖盆環(huán)境等因素及其耦合關(guān)系分析區(qū)域內(nèi)冰湖變化的影響因素。在天山，氣溫升高、冰雪融水增多直接導(dǎo)致與冰川接觸的冰湖面積擴(kuò)張[11]；由于冰川退縮，喜馬拉雅山中段地區(qū)冰川補(bǔ)給湖面積擴(kuò)張122.1%，而非冰川補(bǔ)給湖僅增加2.8%[12]；受氣溫、降水共同作用，念青唐古拉山西段冰湖面積擴(kuò)張1.185 km2，氣溫上升引起冰川消融是冰湖發(fā)育的直接因素，而降水為冰湖生長的重要補(bǔ)給源[10]；1990-2010 年，青藏高原地區(qū)由于冰川融水增加，冰湖面積增加128.5 km2[6]?？梢?，不同區(qū)域、不同時(shí)段、不同類型冰湖變化的原因存在顯著差異。

本文以中國西部冰凍圈區(qū)為研究區(qū)，基于Landsat影像對2000和2020年中國冰湖進(jìn)行邊界提取，結(jié)合已發(fā)布的1990年冰湖編目數(shù)據(jù)，從流域和山脈的角度，分析1990-2020年中國冰湖面積變化特征及影響因素，為中國冰凍圈水資源與災(zāi)害評價(jià)提供基礎(chǔ)信息與支持。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文選用的數(shù)據(jù)主要有冰川編目數(shù)據(jù)、冰湖編目數(shù)據(jù)、Landsat影像數(shù)據(jù)、SRTM(由美國太空總署和國防部國家測繪局以及德國和意大利航天機(jī)構(gòu)共同完成的地球表面遙感測量結(jié)果)高程數(shù)據(jù)、HydroATLAS全球流域數(shù)據(jù)、RGI 6.0區(qū)域矢量數(shù)據(jù)[13]以及ERA 5氣象數(shù)據(jù)等。冰川編目數(shù)據(jù)包括中國第二次冰川編目數(shù)據(jù)(由中國科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所2014年發(fā)布)和2018年中國冰川編目數(shù)據(jù)[14]，用于冰湖編目緩沖區(qū)計(jì)算、冰湖類型識(shí)別與冰川變化計(jì)算；中國冰湖編目數(shù)據(jù)包括由本團(tuán)隊(duì)完成的1990 年冰湖編目數(shù)據(jù)[4]以及本文完成的2000 和2020 年兩期中國冰湖編目數(shù)據(jù)。SRTM 數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)用于獲取冰湖的高程與坡度信息，數(shù)據(jù)來源于中國科學(xué)院計(jì)算機(jī)網(wǎng)絡(luò)信息中心的國際科學(xué)數(shù)據(jù)鏡像網(wǎng)站(http://datamirror.csdb.cn)且空間分辨率為30 m (1″)。ERA 5數(shù)據(jù)來源于第五代歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心(ECMWF)大氣再分析全球氣候數(shù)據(jù)(https://cds.climate.copernicus.eu)，氣溫、降水量、蒸發(fā)量數(shù)據(jù)的時(shí)間分辨率均以月為單位、空間分辨率為0.25°，用于分析冰湖變化的氣候背景。

從美國地質(zhì)勘探局(USGS, https://earthexplorer.usgs.gov/)和地理空間數(shù)據(jù)云(http://www.gscloud.cn/)獲取的505 景Landsat影像(圖1)，主要用于提取2000和2020年冰湖邊界。Landsat影像選用原則包括：(1) 云量覆蓋較少(小于5%)；(2) 以2000和2020 年影像為主(由于影像缺失及影像質(zhì)量問題，影像選取的時(shí)間范圍放寬至(2000±1～3)年或(2020±1)年)；(3) 為減少積雪等因素對冰湖邊界識(shí)別的影響，影像時(shí)間以夏季與秋季(6-11 月)為主，占影像數(shù)量的70%。

圖1 中國冰湖編目使用遙感影像時(shí)相(黑色、橙色、藍(lán)色分別表示1990、2000、2020年3期數(shù)據(jù)影像所選時(shí)間)Fig.1 The time phases of remote sensing images used in the inventory of glacial lakes in China (Black, orange and blue represent the selected time of data images in 1990, 2000 and 2020, respectively)

1.2 方法

1.2.1 邊界提取與分類 本研究采用自動(dòng)化冰湖邊界提取與目視解譯冰湖邊界相結(jié)合的方法來確定冰湖邊界[4]?；跉w一化水體指數(shù)(NDWI)自動(dòng)提取冰湖邊界時(shí)，選取綠波段與近紅外波段進(jìn)行比率計(jì)算，并根據(jù)給定閾值(-0.10～0.20)區(qū)別遙感圖像中水體與非水體。參照已有研究的做法，本文選取6個(gè)連續(xù)水體像元(約0.0054 km2)作為冰湖面積的最小值[4,15]；并以冰川邊界10 km緩沖區(qū)范圍內(nèi)的冰湖作為研究對象，進(jìn)行邊界識(shí)別與編目。

主要基于假彩色合成圖像中識(shí)別冰湖的獨(dú)特紋理、顏色和其他特征，借助NDWI、谷歌地球(Googel Earth)影像和SRTM 數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)提取的坡度等輔助數(shù)據(jù)，通過人工目視解譯來提取冰湖邊界。冰湖邊界矢量化過程中，根據(jù)Google Earth的3D數(shù)字地形圖、現(xiàn)代冰川與冰湖的水力關(guān)系和位置等，將冰湖分為冰川接觸型冰川補(bǔ)給湖(與冰川末端或邊緣接觸的冰湖)、非冰川接觸型冰川補(bǔ)給湖(不與冰川接觸但冰川融水可直接補(bǔ)給的冰湖)、冰面湖(發(fā)育在冰川表面的冰湖)和非冰川補(bǔ)給湖(現(xiàn)代冰川融水不能直接補(bǔ)給的冰湖)4類，其中前3類統(tǒng)稱為冰川補(bǔ)給湖[4]。最后利用GIS軟件，計(jì)算冰湖的周長、面積、經(jīng)緯度、誤差等屬性信息，并手工錄入冰湖的影像數(shù)據(jù)源、時(shí)間、類型、所屬子區(qū)域等屬性信息(圖2)。

圖2 冰湖編目流程Fig.2 Flow chart of glacial lake inventory

1.2.2 面積誤差評估 在進(jìn)行冰湖邊界提取時(shí)，受影像分辨率和質(zhì)量、分類閾值的選取以及解譯人員經(jīng)驗(yàn)和主觀判斷等影響[16-17]，冰湖范圍會(huì)存在一定的誤差。假設(shè)目視解譯造成的面積誤差符合高斯分布，通過冰湖邊界的像元數(shù)量，對冰湖范圍進(jìn)行誤差評估[18]，其公式為：

(1)

(2)

式中，ε為冰湖最大面積誤差(km2)；σ為標(biāo)準(zhǔn)差；P為冰湖周長(m)；V為影像空間分辨率(30 m)；0.6872為單位標(biāo)準(zhǔn)偏差下的修正系數(shù)；E為冰湖的相對誤差；A為冰湖總面積(km2)?；谡`差傳遞原理，區(qū)域內(nèi)冰湖面積誤差的計(jì)算公式為：

(3)

式中，Ei為區(qū)域的冰湖面積誤差；aj為i個(gè)區(qū)域內(nèi)第j個(gè)冰湖的面積誤差。

1.2.3 面積變化計(jì)算 冰湖面積變化為兩次冰湖編目中冰湖面積的差值，由于每一期冰湖編目所選取的影像數(shù)據(jù)源存在時(shí)間跨度，為便于分析冰湖面積變化特征，本文采用冰湖面積變化率與面積變化相對速率[19]兩種方式，其計(jì)算公式為：

(4)

(5)

式中，RGLAC為冰湖面積變化率(%)；PVGLAC為冰湖面積變化相對速率(%/a)。任意兩期冰湖編目數(shù)據(jù)中，An(GLA1)、Am(GLA0)分別為下一期冰湖編目與上一期冰湖編目相應(yīng)區(qū)域內(nèi)的冰湖面積(km2)；Y1-0為該兩期冰湖編目時(shí)所用影像數(shù)據(jù)源采集時(shí)間的間隔，單位為年，可由下式得到：

(6)

式中，Ai和Yi分別為下一期冰湖編目時(shí)某區(qū)域內(nèi)第i個(gè)冰湖的面積和影像數(shù)據(jù)源年份；Aj和Yj分別為上一期冰湖編目時(shí)該區(qū)域內(nèi)第j個(gè)冰湖的面積和影像數(shù)據(jù)源年份；而m和n分別為下一期與上一期冰湖編目時(shí)該區(qū)域的冰湖總數(shù)量。

1.2.4 逐步回歸分析 在普通多元回歸分析中，自變量之間的共線性會(huì)導(dǎo)致模型無法準(zhǔn)確估計(jì)，而逐步回歸分析不僅能夠解決共線性問題[20-21]，且可從諸多變量中選取變量建立“最優(yōu)”方程。本文采用逐步回歸分析不同流域各因素對冰湖變化的整體影響，以冰湖面積變化速率作為逐步回歸中的因變量，而自變量選取主要考慮氣候因素(降水量變化率、蒸發(fā)量變化率)。計(jì)算首先將自變量逐個(gè)與因變量進(jìn)行回歸分析，選取擬合優(yōu)度顯著的模型作為基礎(chǔ)模型；再依次引入其余自變量，保留擬合模型顯著的影響因子，直到不能夠引入新變量為止。

2 結(jié)果

2.1 冰川補(bǔ)給湖面積擴(kuò)張顯著

2020年中國共發(fā)育冰湖(1185.9±1.7)km2，1990-2020年冰湖面積增加(180.1±0.1)km2，增加了17.9%，冰川補(bǔ)給湖和非冰川補(bǔ)給湖面積分別擴(kuò)張22.9%和4.9%。其中，冰面湖和冰川接觸型冰湖面積擴(kuò)張速率最快，分別達(dá)1.6%/a和1.5%/a，非冰川接觸型冰湖為0.5%/a，非冰川補(bǔ)給湖的面積擴(kuò)張速率最慢，為0.2%/a(表 1)?？傮w上，1990-2020 年冰川補(bǔ)給湖呈現(xiàn)普遍快速擴(kuò)張的態(tài)勢，其平均擴(kuò)張速率(1.2%/a)是非冰川補(bǔ)給湖(0.2%/a)的6倍。在年代際上，2000 年前后冰湖面積擴(kuò)張速率差異明顯，1990-2000 年冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張速率(1.1%/a)是非冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張速率(0.7%/a)的1.6倍；而2000-2020 年冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張速率為0.5%/a，非冰川補(bǔ)給湖則以0.1%/a的速率退縮。

表1 中國西部不同類型冰湖面積/數(shù)量變化Tab.1 Variation of area/quantity of different types of glacial lakes in western China

空間上，不同類型冰湖面積變化差異明顯(圖 3)。1990-2020 年冰湖面積擴(kuò)張最顯著的流域是東亞內(nèi)流區(qū)域(37%)與青藏高原內(nèi)陸地區(qū)(36%)，冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張面積分別占各區(qū)域冰湖擴(kuò)張總面積的94%與88%，其擴(kuò)張速率均為1.1%/a，非冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張速率分別為0.7%/a與1.0%/a。薩爾溫河流域冰湖擴(kuò)張(20%)僅次于上述兩區(qū)域，冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張面積占該區(qū)域總擴(kuò)張面積的91%，擴(kuò)張速率(0.8%/a)是非冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張速率(0.2%/a)的4倍，其中冰面湖和冰川接觸型冰湖擴(kuò)張速率最快，分別達(dá)3.6%/a和2.1%/a，非冰川接觸型冰湖擴(kuò)張速率較慢，為0.4%/a。相比恒河流域、中亞內(nèi)流區(qū)與印度河流域(冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張面積分別占各自區(qū)域冰湖擴(kuò)張總面積的93%、113%和87%，擴(kuò)張速率分別為0.6%/a、0.6%/a和0.5%/a)，黃河流域內(nèi)冰川補(bǔ)給湖面積擴(kuò)張相對較慢(擴(kuò)張面積占該區(qū)域冰湖擴(kuò)張總面積的31%)，擴(kuò)張速率僅為0.1%/a(冰川接觸型冰湖擴(kuò)張最快，達(dá)1.3%/a；非冰川接觸型冰湖擴(kuò)張較慢，為0.1%/a)，而非冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張面積占69%，且擴(kuò)張速率(0.37%/a)大于冰川補(bǔ)給湖擴(kuò)張速率。

圖3 中國西部1990-2020 年不同流域冰湖面積變化(括號內(nèi)為該流域冰湖面積平均擴(kuò)張率；不同顏色代表不同類型冰湖擴(kuò)張面積占該流域冰湖擴(kuò)張總面積的百分比)Fig.3 Variation of glacial lake area in different basins in western China from 1990 to 2020 (the average expansion rate of glacial lake area is labeled in parentheses; different colors represent the percentage of expanded area of different types of glacial lakes in the total expanded area of the basin)

2.2 較高海拔帶冰湖增長快速

中國冰湖面積在海拔2100～6300 m范圍內(nèi)呈近似正態(tài)分布，2020 年冰湖分布的平均海拔(4829 m)比1990 年冰湖分布的平均海拔(4808 m)高21 m，而2020年冰湖分布的最高海拔(6254 m)較1990 年冰湖最高海拔(6078 m)高出176 m。1990-2020 年冰湖不僅分布海拔在升高，且較高海拔帶的冰湖面積呈相對快速增長的趨勢，在海拔5500 m以上冰湖面積擴(kuò)張最大(30.5%)，以200 m高差對冰湖進(jìn)行分帶，海拔5700～5900 m范圍內(nèi)冰湖面積平均擴(kuò)張速率最快(1.4%/a)(圖4)。

圖4 中國西部不同海拔區(qū)間冰湖的分布與變化Fig.4 Distribution and variation of glacial lakes at different elevations in western China

1990-2020年不同山脈冰湖分布的平均海拔呈上升趨勢，冰湖分布的平均海拔升高最顯著的區(qū)域是阿萊山-西天山地區(qū)(冰湖分布的平均海拔由3477 m升高到3523 m)與祁連山-東昆侖山地區(qū)(冰湖分布的平均海拔由4771 m升高到4817 m)。其中，在阿萊山-西天山地區(qū)，冰湖分布的平均海拔以上冰湖擴(kuò)張速率(1.2%/a)明顯比平均海拔以下的冰湖擴(kuò)張速率(0.1%/a)快；在祁連山-東昆侖山地區(qū)，冰湖分布的平均海拔以上冰湖擴(kuò)張速率(2.3%/a)是平均海拔以下冰湖擴(kuò)張速率(0.8%/a)的2.9倍。相比其他山脈區(qū)域，在阿爾泰山地區(qū)冰湖分布的平均海拔變化較低(由1990 年的2694 m升高到2020 年的2698 m)，冰湖分布的平均海拔以上冰湖擴(kuò)張速率(0.2%/a)是平均海拔以下冰湖擴(kuò)張速率(0.1%/a)的2倍，且冰湖分布的最高海拔升高147 m(由1990 年冰湖分布的最高海拔3196 m升高到2020 年3343 m)。在青藏高原內(nèi)陸地區(qū)冰湖分布的最高海拔升高最大(由1990 年冰湖分布的最高海拔6078 m升高到2020 年的6254 m)，相比冰湖分布的平均海拔以下冰湖擴(kuò)張速率(0.7%/a)，冰湖分布的平均海拔以上冰湖擴(kuò)張速率(0.6%/a)增長并不明顯。總的來說，不同山脈分布在平均海拔以上的冰湖較平均海拔以下的冰湖增長更為快速(圖5)。

圖5 中國西部1990-2020 年不同山脈不同海拔帶(以200 m高差分帶)冰湖面積變化速率(黑色虛線為冰湖分布的平均海拔)Fig.5 Change rates of glacial lake area in different mountain ranges and altitude zones (200 m high difference zone) in western China from 1990 to 2020 (black dotted line shows the average distribution elevation of glacial lakes)

3 討論

3.1 氣溫-冰川與冰湖變化

冰川是氣候的產(chǎn)物，氣候的變化必然會(huì)引起冰川變化，已有研究表明冰川變化對氣溫更敏感[9]。統(tǒng)計(jì)分析顯示，1990-2020 年中國冰川作用區(qū)氣溫總體呈持續(xù)上升趨勢(升溫率為0.04℃/a)。冰川消融是冰湖的主要補(bǔ)給水源[22]，而且冰川普遍退縮，為冰湖發(fā)育提供了發(fā)育空間[23]。近年來，隨著氣溫升高中國西部冰川面積普遍退縮(平均退縮速率為0.6%/a)，與冰川補(bǔ)給湖的面積普遍擴(kuò)張(圖6)對應(yīng)，指示當(dāng)前我國冰川補(bǔ)給湖面積的普遍擴(kuò)張與氣溫升高引起的冰川退縮密切關(guān)聯(lián)。如喜馬拉雅地區(qū)冰川平均退縮速率(0.7%/a)大于中國西部冰川平均退縮速率(0.6%/a)，且冰川末端向高海拔退縮[24-26]，與之相應(yīng)，該地區(qū)冰川補(bǔ)給湖的面積擴(kuò)張速率為0.8%/a，冰湖分布的平均海拔由1990 年的5081 m升高到2020 年的5097 m。

圖6 中國西部冰川作用區(qū)氣溫變化、冰川面積變化(基于第二次冰川編目與2018年冰川編目數(shù)據(jù))與冰川補(bǔ)給湖面積變化Fig.6 Temperature change, glacier area change (based on the second glacier inventory and 2018 glacier inventory data) and glacier-fed lake area change in the glaciation region of western China

另一方面，冰川退縮不僅造成冰川補(bǔ)給湖的面積擴(kuò)張，同時(shí)冰川融水被冰湖滯留而在湖中聚集，湖的潛能與潛在潰決洪水體積都將增加，從而導(dǎo)致潛在危險(xiǎn)性冰湖數(shù)量和危險(xiǎn)程度增大[27]。已有研究表明，喜馬拉雅地區(qū)氣溫升高導(dǎo)致該地區(qū)冰川快速退縮，冰川湖泊不斷增多[28]，同時(shí)喜馬拉雅山東段地區(qū)冰湖潰決災(zāi)害發(fā)生次數(shù)也最多[29-30]。因此為減少冰湖潰決造成的影響，對中國西部冰湖災(zāi)害風(fēng)險(xiǎn)的評估還需進(jìn)一步加強(qiáng)。

3.2 降水-蒸發(fā)與冰湖變化

非冰川補(bǔ)給湖的變化主要受降水、融雪和蒸發(fā)等因素控制[31]。降水是非補(bǔ)給湖的主要水源，從中國西部地區(qū)逐年降水量與年蒸發(fā)量數(shù)據(jù)來看(圖7a)，1990-2000 年降水量(平均降水量799 mm)呈增加趨勢，增率為1.86 mm/a，而2000-2020 年降水量(平均降水量728 mm)則呈減少趨勢，減率為0.41 mm/a，這總體上與2000 年后較2000年以前冰湖面積變化明顯放緩對應(yīng)，雖然蒸發(fā)量表現(xiàn)出微弱、不顯著的下降趨勢(圖 7b)。在流域的角度上，以降水量變化率與蒸發(fā)量變化率作為自變量、流域內(nèi)非冰川補(bǔ)給湖面積變化率(圖3)作為因變量進(jìn)行逐步回歸分析。結(jié)果表明：降水與蒸發(fā)對非冰川補(bǔ)給湖面積變化的解釋度達(dá)75%，其中，蒸發(fā)量對非冰川補(bǔ)給湖區(qū)域面積變化的影響顯著(P=0.003)，而降水量對區(qū)域非冰川補(bǔ)給湖的影響不顯著(P=0.24)(表2)?？梢姡饔蛘舭l(fā)量的變化顯著影響非冰川補(bǔ)給湖的面積變化[32]。

表2 降水、蒸發(fā)與非冰川補(bǔ)給湖面積變化Tab.2 Changes of precipitation, evaporation and non-glacier-fed lake area

圖7 中國冰川作用區(qū)1990-2020 年冰湖分布區(qū)域降水與蒸發(fā)量的變化Fig.7 Changes of precipitation and evaporation in glaciation region of China from 1990 to 2020

不同區(qū)域非冰川補(bǔ)給湖的面積變化與降水和蒸發(fā)量變化密切相關(guān)，如中亞內(nèi)流區(qū)域非冰川補(bǔ)給湖退縮最顯著(0.3%/a)，與該區(qū)域凈降水量(降水量-蒸發(fā)量)以2.7 mm/a速度減少對應(yīng)；在鄂畢河流域非冰川補(bǔ)給湖面積擴(kuò)張不明顯(0.1%/a)，凈降水量變化率呈減少趨勢(1.6 mm/a)，可見蒸發(fā)量變化對中亞內(nèi)流區(qū)域與鄂畢河流域非冰川補(bǔ)給湖變化的影響顯著。在青藏高原內(nèi)流區(qū)，凈降水量平均增加率達(dá)1.3 mm/a，1990-2020年青藏高原內(nèi)流區(qū)域非冰川補(bǔ)給湖面積擴(kuò)張速率達(dá)0.7%/a，這與Liu等[22]研究表明青藏高原地區(qū)湖泊擴(kuò)張的驅(qū)動(dòng)因素是降水量增加一致。除氣候變化外，非冰川補(bǔ)給湖的變化還受集水區(qū)面積、出湖徑流以及積雪凍土融化等因素共同作用，水量平衡過程復(fù)雜，且ERA 5再分析數(shù)據(jù)存在一定的不確定性[33-34]，降水與蒸發(fā)對非冰川補(bǔ)給湖的定量影響還需進(jìn)一步的研究。

4 結(jié)論

基于Landsat 衛(wèi)星影像調(diào)查了2000和2020年中國境內(nèi)冰湖分布，并結(jié)合1990 年冰湖編目數(shù)據(jù)，分析了1990-2020年中國冰湖變化特征及影響因素，得出以下結(jié)論：

1) 2020年發(fā)育冰湖18325個(gè)(1185.9±1.7) km2，1990-2020年冰湖面積擴(kuò)張(180.1±0.1) km2，平均擴(kuò)張速率為0.6%/a。年代際上，2000-2020年間冰湖面積擴(kuò)張速率(0.3%/a)較1990-2000年的面積擴(kuò)張速率(1.0%/a)明顯放緩。1990-2020 年冰川補(bǔ)給湖面積擴(kuò)張速率(1.2%/a)是非冰川補(bǔ)給湖面積擴(kuò)張速率(0.2%/a)的6倍。冰湖變化與區(qū)域氣溫、降水、蒸發(fā)與冰川變化等因素密切相關(guān)，冰川補(bǔ)給湖面積的快速擴(kuò)張主要受氣溫升高(冰川退縮)的影響，而非冰川補(bǔ)給湖則主要受降水與蒸發(fā)的影響，其中蒸發(fā)量對非冰川補(bǔ)給湖面積變化影響更為顯著。

2) 冰湖面積分布呈近似正態(tài)分布，1990-2020年較高海拔帶的冰湖面積比較低海拔的冰湖面積增長快速。2020年冰湖平均海拔分布在4829 m，相比1990年冰湖分布海拔(平均海拔4808 m)升高21 m；冰湖分布的最高海拔由1990年的6078 m升高到2020年的6254 m。其中，阿萊山-西天山區(qū)域與祁連山-東昆侖山區(qū)域冰湖分布的平均海拔升高最大(升高46 m)，與我國冰湖分布向高海拔地區(qū)增長和區(qū)域氣溫快速升高密切相關(guān)。