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干旱区地理 >

2026 , Vol. 49 >Issue 1: 23 - 34

DOI: https://doi.org/10.12118/j.issn.1000-6060.2025.107

气候与水文

1960—2023年木孜塔格峰冰川变化及其地形因素分析

  • 李若楠 , 1, 2, 3 ,
  • 李均力 , 1, 3 ,
  • 刘帅琪 1, 2, 3 ,
  • 都伟冰 4
展开
  • 1 中国科学院新疆生态与地理研究所干旱区生态安全与可持续发展全国重点实验室，新疆 乌鲁木齐 830011
  • 2 中国科学院大学，北京 100049
  • 3 新疆遥感与地理信息系统应用重点实验室，新疆 乌鲁木齐 830011
  • 4 河南理工大学测绘与国土信息工程学院，河南 焦作 454003
李均力（1980-），男，博士，研究员，主要从事遥感信息提取、水资源遥感等方面的研究. E-mail:

李若楠（2001-），女，硕士研究生，主要从事干旱区冰川变化研究. E-mail:

收稿日期: 2025-03-01

  修回日期: 2025-07-21

  网络出版日期: 2026-03-11

基金资助

新疆维吾尔自治区自然科学基金(2023D01E18)

天山英才科技创新团队(2022TSYCTD0006)

第三次新疆综合科学考察(2021x-jkk1400)

收起

Glacier changes and topographic factors of the Ulugh Muztagh from 1960 to 2023

  • Ruonan LI , 1, 2, 3 ,
  • Junli LI , 1, 3 ,
  • Shuaiqi LIU 1, 2, 3 ,
  • Weibing DU 4
Expand
  • 1 State Key Laboratory of Desert and Oasis Ecology, Key Laboratory of Ecological Safety and Sustainable Development in Arid Lands, Xinjiang Institute of Ecology and Geography, Chinese Academy of Sciences, Urumqi 830011, Xinjiang, China
  • 2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
  • 3 Key Laboratory of GIS & RS Application Xinjiang Uygur Autonomous Region, Urumqi 830011, Xinjiang, China
  • 4 College of Survey and Territory Information Engineering, Henan Polytechnic University, Jiaozuo 454003, Henan, China

Received date: 2025-03-01

  Revised date: 2025-07-21

  Online published: 2026-03-11

Fold

摘要

木孜塔格峰冰川变化对南疆水资源具有重要影响。利用1960—2023年的多源遥感数据和深度学习方法提取木孜塔格峰区冰川的面积及末端变化，并分别从冰川单元和地形角度分析冰川变化的区域差异及驱动因素。结果表明：（1）1960—2023年木孜塔格峰冰川总体上呈现退缩趋势，冰川面积退缩速率为0.83 km2·a-1，冰川末端退缩速率为2.21 m·a-1，与中国西北其他冰川相比变化幅度较小。（2）从冰川内部的区域差异来看，冰川面积退缩速率在南向和东向较大，且随海拔和坡度的增加而减小；而冰川末端退缩速率在东、西坡向（4.42 m·a-1和4.01 m·a-1）高于南、北坡向（1.63 m·a-1和1.45 m·a-1）。（3）木孜塔格峰区冰川面积和末端区域变化差异主要受到地形与气候作用的影响，阳坡受更多太阳辐射导致加速融化，低海拔区域则因气温上升而更易发生退缩。研究结果为理解高寒山区冰川对气候变化的响应机制提供了科学依据，对南疆地区水资源管理及生态安全评估具有重要参考价值。

关键词： 冰川面积; 末端退缩; 时空变化; 地形因子; 气候要素; 木孜塔格峰

本文引用格式

李若楠 , 李均力 , 刘帅琪 , 都伟冰 . 1960—2023年木孜塔格峰冰川变化及其地形因素分析[J]. 干旱区地理, 2026 , 49(1) : 23 -34 . DOI: 10.12118/j.issn.1000-6060.2025.107

Abstract

Changes to glaciers in the Ulugh Muztagh region significantly impact water resources in southern Xinjiang. This study extracted glacier area and terminus changes in Ulugh Muztagh region glaciers using multi-source remote sensing data from 1960 to 2023 and deep learning methods. Differences and driving factors were analyzed from the perspectives of glacier units and topographic features. The results show that (1) Overall, Ulugh Muztagh glaciers retreated from 1960 to 2023, with an average annual area loss of 0.83 km2·a-1 and a terminus retreat rate of 2.21 m·a-1. (2) In terms of intra-glacier regional differences, the retreat rate of glacier area was higher on south- and east-facing slopes and decreased with increasing elevation and slope. The terminus retreat rate was greater on east- and west-facing slopes (4.42 m·a-1 and 4.01 m·a-1, respectively) than on south- and north-facing slopes (1.63 m·a-1 and 1.45 m·a-1, respectively). (3) The spatial differences in glacier area and terminus changes in the Ulugh Muztagh region are mainly influenced by topography and climate. Sunny slopes receive more solar radiation, accelerating glacier melt, while lower elevations are prone to retreat due to rising temperatures. These findings provide a scientific basis for understanding the mechanisms by which alpine glaciers respond to climate change and offer important references for water resource management and ecological security assessment in southern Xinjiang.

Key words： glacier area; terminus retreat; spatiotemporal variations; topographic factors; climatic elements; Ulugh Muztagh

在全球变暖的背景下，冰川整体呈现加速消融的趋势，然而不同区域冰川消融的速度和规模存在显著差异[1-2]。中亚高寒山区对气候变化尤为敏感，冰川消融现象显著[3-4]，这不仅影响了区域水资源的供给[5]，还增加了冰湖溃决[6-7]和山体滑坡[8]等灾害风险。近年来，麦兹巴赫冰湖[9]和喀喇昆仑石斯珀冰湖的溃决事件[10]进一步凸显了冰川快速变化的严峻现实。因此，分析和比较典型冰川的变化及其驱动因素，对于理解冰川对气候变化的响应、预警冰川灾害等具有重要的意义[11]。
目前，关于中国西部冰川变化的研究已取得显著进展。研究表明，过去几十年西部山地冰川普遍呈现加速退缩的趋势，但不同山系的退缩速率存在显著的空间差异。例如，阿尔泰山和阿尔金山等山系的冰川规模较小，退缩较为剧烈[12-14]，而天山、喜马拉雅山等大山系内部的冰川变化则表现出较大的差异性[15-18]。与此同时，昆仑山和喀喇昆仑山等高海拔地区的冰川退缩相对较小，部分冰川甚至表现出物质质量平衡为零或微弱正平衡的状态[19-23]。尽管大多数冰川变化研究依赖于遥感数据，但由于遥感数据类型、获取时间、制图方法和精度的差异，同一冰川在不同研究中的变化结果往往存在较大分歧[24]。此外，冰川多分布于山脉顶部，受山脉走向、坡向等因素影响，同一冰川可能分属不同流域，导致气温、水汽来源和地形条件存在显著差异[25-26]，进而影响冰川的发育与演变过程。因此，深入研究大型冰川变化的区域差异，有助于加深对亚洲中部高寒山区冰川变化机理的理解。
木孜塔格峰冰川位于昆仑山中部、阿尔金山自然保护区的北缘，是昆仑山第二大冰川分布区[26]。由于地处偏远，该地区的冰川观测资料相对稀缺，现有研究主要基于遥感数据，重点分析冰川面积、物质平衡和冰川跃动等变化[27-32]。然而，木孜塔格峰冰川的面积变化及其变化率在不同研究中存在不一致性[27,30]。从物质平衡的角度来看，1970—2000、2000—2010年和2010—2020年冰川物质平衡分别呈现减小、增加和减小的趋势[31-32]。此外，该地区的冰川同时存在前进和退缩的现象[28-29]，例如木孜塔格冰川和淙流冰川的冰舌目前仍处于前进状态[27]。因此，获取长时间序列、高精度的木孜塔格冰川变化信息，对于揭示其变化机理及评估冰川水资源的开发利用潜力具有重要意义。
基于此，本研究收集了20世纪60年代以来的航摄地形图、Landsat系列卫星影像以及Sentinel-2影像等多源遥感数据，在确保几何精度一致性的基础上，重建了过去60 a木孜塔格峰冰川面积和末端变化的时间序列。通过综合分析这些数据，结合气候和地形因素，本研究旨在深入探讨木孜塔格冰川变化的区域差异及其驱动因素，为改进冰川灾害预警系统和流域水资源管理提供科学依据。

1 数据与方法

1.1 研究区概况

木孜塔格峰区位于青藏高原北缘的新疆-西藏交界地带（36°16′~36°42′N，87°05′~87°39′E），是昆仑山脉第二大冰川分布区（图1）。该区域地形特征显著，山体呈不规则金字塔状，主脊线呈东北—西南走向，主峰海拔6973 m，区域平均海拔达5557 m[33]。根据第二次冰川编目数据，该区共发育214条冰川，总面积达662.20 km2，其独特的南北坡冰川跨山脊相连现象形成了规模可观的平顶冰川复合体[34]。研究区降水量较小，但由于常年低温，冰川发育良好，主要依靠夏季降水补给[26-27]。木孜塔格峰区冰川是周边河流和湖泊的主要水源，其南坡冰川融水主要补向阳湖、雪景湖和阿其格库勒湖等高山湖群，北坡冰川径流则汇入车尔臣河水系。
图1 研究区示意图

Fig. 1 Schematic diagram of the study area

1.2 数据来源

为了监测1960—2023年木孜塔格峰区冰川的动态过程，本研究基于1960年的1:100000冰川调查测绘图、1986—2016年的Landsat系列卫星影像，以及2016年后的Sentinel-2卫星影像数据获取多时相的冰川边界信息（表1）。考虑到研究区季节性积雪覆盖、云遮挡的影响[31]，选择了1986、1995、2004、2015年和2023年的Landsat和Sentinel-2卫星的无云影像数据。此外，本研究参考中国第二次冰川编目数据集[34]作为冰川识别的依据，并获取了相关冰川编目等属性。地形数据采用空间分辨率为12.5 m高级陆地观测卫星全球数字高程模型（ALOS DEM）。
表1 冰川制图选择的遥感数据

Tab. 1 Remote sensing data selected for glacier mapping

年份 影像日期（年-月-日） 来源 轨道号/行号或网格编号 分辨率/m
1960 - 地形图 - 10
1986 1986-11-08 Landsat 141/035 30
1995 1995-03-22 Landsat 141/035 30
2004 2004-09-14 Landsat 141/035 30
2015 2015-08-20 Landsat 141/035 30
2023 2023-09-07 Sentinel T45SWA 10

1.3 研究方法

1.3.1 冰川边界提取及误差评估方法

对于1986年以来的Landsat系列和Sentinel-2影像，本研究采用了基于DUNet的语义分割方法[35]实现冰川边界的自动化提取。该模型融合了U-Net和可变形卷积网络（DCN）的优势，能够根据冰川的大小和形状自适应调整感受野，特别适用于复杂地形条件下冰川边界的高精度分割。提取过程包括以下3个步骤：（1）样本制作：从多种地貌背景中随机裁剪15幅1024×1024像素的影像，通过阈值提取与人工勾绘相结合的方式生成初步标注（图2），并将这些标注影像分割为256×256像素的小样本，应用旋转、镜像、高斯模糊和光照调整等数据增强技术，以提高训练数据的多样性和鲁棒性，之后按8:2的比例划分为训练集和测试集；（2）模型训练与微调：利用训练集对DUNet模型进行初始训练，并通过测试集评估模型性能，微调参数以优化分割精度；（3）预测与人工修订：将训练完成的模型应用于研究区内的所有Landsat和Sentinel-2影像，自动提取冰川边界，精度如表2所示。
图2 冰川边界制图结果

Fig. 2 Results of glacier boundary mapping

表2 不同遥感数据的冰川制图精度对比

Tab. 2 Comparisons of mapping accuracies with different types of satellite data

数据类别 评价指标
PA UA OA F1 IoU
Sentinel-2 0.831 0.851 0.950 0.835 0.768
Landsat-5\7\8 0.748 0.832 0.916 0.780 0.679

注：PA为像素精度；UA为用户精度；OA为总体精确度；F1为F1分数；IoU为交并比。

自动化提取完成后，对生成的边界进行一致性检查，并在必要时进行人工修订。在此过程中，进一步结合ALOS DEM提取的地形山脊线对边界加以精化，以确保精度和跨时段数据的一致性，最后对冰川进行分割（图2）。通过这一标准化的流程：严格的预处理、先进的语义分割技术以及地形辅助修订，本研究成功构建了1960—2023年木孜塔格峰区的高一致性冰川边界时间序列。
考虑到季节性积雪、阴影以及影像分辨率等因素的影响，基于遥感影像提取的冰川边界存在一定的面积误差，因此需要评估提取结果的几何精度。本研究采用Bolch等[36]提出的误差评估方法，具体来说，对提取的冰川边界以遥感影像分辨率的1/2[专题制图仪影像（TM）、陆地成像仪影像（OLI）为15 m]作为不确定面积。

1.3.2 冰舌末端退缩速率的定量计算

由于冰川末端形状的不规则性以及不同冰川的退缩速率差异，本研究采用主轴平行线法对冰川末端变化进行量化分析[37]。具体而言，就是用与最长轴线平行的多线段切割冰川末端，取每条线段变化的平均值作为冰川末端变化值。此方法可以有效减少因冰川形状不规则导致的测量误差，进一步提高结果的准确性。冰川末端退缩速率（Grs）可通过以下公式计算：
G r s = ∑ i = 1 n L i - t 2 - L i - t 1 n t 2 - t 1
式中： G r s为冰川末端退缩速率（m·a-1）； L i - t 1、 L i - t 2分别为基于GIS平台平行测量的 t 1时段和 t 2时段第i条线段长度数据（m）； t 1和 t 2分别为影像的起止时间（a）；n为平行线段条数。

1.3.3 地形因子与冰川退缩关系分析

冰川面积变化、末端退缩特征与冰川规模及地形因子（海拔、坡度、坡向等）的关联性分析过程如下：（1）数据准备与变量提取：利用前述冰川边界提取结果和ALOS DEM数据，通过GIS工具计算每个冰川单元的主要地形特征，包括平均海拔、最高海拔、最低海拔、平均坡度及坡向分布。为表示坡向的平均方位，本研究使用角度的正弦和余弦，分别量化南北向和东西向的差异[38]。为确保数据的准确性，所有数据均进行了配准和校正处理。（2）相关性分析方法：为量化地形因子与冰川面积变化及末端退缩之间的关系，本研究采用皮尔逊相关系数，用于评估连续型变量（如海拔、坡度和坡向等）与冰川退缩之间的线性相关性；统计显著性通过P值来确定，设定P=0.05[39]。

2 结果与分析

2.1 冰川面积的时空变化特征

如表3所示，1960—2023年木孜塔格山区的冰川从703.51±6.97 km2减小到651.50±5.83 km2，总面积减少了52.01 km2，占1960年冰川总面积的7.39%。不同时期的冰川面积退缩率存在显著差异：1960—1986年年均退缩率为0.14%·a-1，是退缩较快的阶段；1986—1995年和1995—2004年退缩率减缓，年均退缩率均为0.06%·a-1；2004—2015年年均退缩率再次上升至0.10%·a-1；而2015—2023年退缩显著加速，年均退缩率达0.23%·a-1。总体而言，该地区冰川呈现持续退缩趋势，且近10 a退缩速度明显加快。
表3 不同时间段冰川面积变化及退缩特征

Tab. 3 Glacier area variations and retreat characteristics in different periods

年份 面积/km2 变化量
/km2		 退缩速率
/km2·a-1		 退缩率
/%		 年均退缩
率/%·a-1
1960 703.51±6.97 - - - -
1986 678.32±12.83 -25.19 0.97 3.58 0.14
1995 674.94±12.71 -3.38 0.38 0.50 0.06
2004 671.48±13.43 -3.46 0.38 0.51 0.06
2015 663.85±14.31 -7.63 0.69 1.14 0.10
2023 651.50±5.83 -12.35 1.54 1.86 0.23
总计 - -52.01 0.83 7.39 0.12
从冰川的规模和空间分布来看（图3），冰川面积主要集中在>5 km2（85%左右），其中偏北和偏东方向的冰川面积大于偏南和偏西方向。这主要是由于朝北方向的冰川条数较多，而朝东方向多为大型冰川，且正北、东北方向面积最多（占比30%左右）。从坡度看，冰川面积在坡度上近似正态分布，集中分布在0°~25°坡度范围，并以5°为中心向左右递减。在海拔上，冰川面积分布在5058~6934 m区间内，主要集中分布在5300~6000 m海拔区间（占比85%左右）。
图3 1960—2023年不同规模、坡向、坡度和海拔的冰川面积分布

Fig. 3 Distributions of glacier area by different size, aspect, slope and elevation from 1960 to 2023

从冰川面积退缩量和退缩率来看（图4），不同坡向和坡度条件下的冰川退缩特征存在明显差异。北坡、西南坡、南坡、东南坡的冰川面积退缩量较大，分别为7.28 km2、7.16 km2、7.56 km2和7.67 km2；冰川面积退缩率较高的坡向主要集中在西南、南、东南和东向，分别为7.49%、8.08%、7.32%和7.02%。在坡度方面，冰川面积退缩量主要集中在5°~15°范围内，占总退缩面积的56.33%；而坡度在5°~25°范围内的面积退缩率较高，在坡度为9°时达到最大，整体呈现先升高后下降的趋势。随着坡度的进一步增大，冰川面积的变化趋于稳定。在海拔分布方面，面积退缩主要集中在5200~5700 m区间，占总退缩面积的85.37%。其中，海拔5000~5400 m区间的冰川面积退缩率较高，各海拔区间的冰川面积退缩率分别为：5000~5100 m区间63.64%，5100~5200 m区间60.68%，5200~5300 m区间38.01%，5300~5400 m区间21.96%。总体来看，随着海拔的升高，冰川面积的退缩率呈递减趋势。
图4 1960—2023年不同坡向、坡度和海拔的冰川面积退缩量及退缩率

Fig. 4 Glacier area loss and retreat rates by different aspect, slope and elevation from 1960 to 2023

2.2 冰舌末端变化的区域特征

为探讨研究区冰舌退缩的区域差异，本研究选取了86条具备明显冰舌特征且具有代表性的冰川，对其末端退缩速率进行了统计（图5）。研究结果表明，冰舌末端变化具有显著的空间异质性。在大多数冰舌退缩的情况下，有2条冰川末端前进，分别为西南角北坡的木孜塔格冰川和南坡的淙流冰川，其冰川末端沿主轴线方向分别前进了218.55 m和226.54 m，年均前进速率分别为3.47 m·a-1和3.60 m·a-1。
图5 冰舌末端变化的区域差异

Fig. 5 Regional differences in glacier tongue terminus changes

进一步分析冰川规模、坡向、坡度以及海拔等地形特征对冰舌末端退缩速率的影响发现，这些冰川在末端冰舌部分的平均退缩速率为2.21 m·a-1。在冰川规模方面，除1~2 km2和20~50 km2的面积区间，其余区间均表现出冰川面积越大，末端退缩速率越高的趋势，表明大型冰川在末端区域的退缩更为显著（图6a）。从地形角度来看，东西坡冰川的末端退缩速率明显高于南北坡，特别是西坡，其退缩速率最高，达4.42 m·a-1。此外，随着坡度增大，末端退缩速率呈现减小的趋势（图6b~c）。在分析末端所在海拔分布时，发现冰川末端主要集中在5100~5600 m区间，且随着海拔降低，末端退缩速率的波动幅度增大（图6d）。例如，在5100~5300 m区间内，末端退缩速率从0.33 m·a-1增至10.53 m·a-1；在5300~5500 m区间内，末端退缩速率从0.27 m·a-1增至7.89 m·a-1。而在5500~5700 m区间内，末端退缩速率稳定在1.03~2.46 m·a-1之间。
图6 84个典型冰川在不同规模、坡向、坡度和海拔的末端退缩速率

Fig. 6 Terminus retreat rates of 84 typical glaciers by different size, aspect, slope and elevation

2.3 冰川变化的地形驱动因子分析

本研究以1960年记录的131条冰川为样本，在此期间，若因冰川断裂而形成多条记录，其面积在计算退缩速率时已予合并，不另行增加样本基数。选取规模、最小海拔、最大海拔、平均海拔、平均坡度以及坡向等地形因子与冰川退缩之间的关系，通过相关分析，探讨了这些地形因子对冰川面积退缩量、面积退缩率以及末端退缩速率的影响。
研究结果表明（表4），在冰川的面积退缩量方面，冰川规模（r=0.58，P<0.001）和最大海拔（r=0.69，P<0.001）均与面积退缩量呈显著正相关，说明规模较大、最高海拔较高的冰川在绝对面积上退缩更为显著；而平均坡度与面积退缩量呈显著负相关（r=-0.27，P<0.01），表明坡度越陡的冰川其面积损失越小。这一现象主要归因于木孜塔格冰川呈不规则金字塔形态，上部坡度较大而退缩多从较低的末端开始，高坡度区域因此面积退缩量相对较低。进一步考察冰川面积退缩率时，则发现最大海拔（r=-0.31，P<0.01）、平均海拔（r=-0.34，P<0.001）和规模（r=-0.28，P<0.01）均与冰川面积退缩率呈显著负相关，表明小规模、低海拔冰川在相对尺度上更易出现高比例的面积损失。此外，平均坡度与面积退缩率呈显著正相关（r=0.29，P<0.01），即坡度越陡的冰川，其面积退缩率越高。
表4 地形因子与冰川面积及末端退缩的相关性和显著性

Tab. 4 Correlation and significance of topographic factors with glacier area and terminus retreat

因子 冰川规模 最小海拔 最大海拔 平均海拔 平均坡度 南北向 东西向
面积退缩量 0.58*** -0.21* 0.69*** 0.26** -0.27** 0.15 -0.02
面积退缩率 -0.28** -0.08 -0.31** -0.34*** 0.29** 0.10 -0.10
末端退缩速率 0.37** -0.21 0.51*** 0.28** 0.03 0.11 0.10

注：*、**、***分别表示在P<0.05、P<0.01、P<0.001水平上显著。

对于冰川末端退缩速率的分析结果则揭示出不同的地形驱动效应：冰川规模（r=0.37，P<0.01）、最大海拔（r=0.51，P<0.001）和平均海拔（r=0.28，P<0.01）与末端退缩速率呈显著正相关，表明规模较大且海拔较高的冰川末端退缩速率更快。
总体来看，冰川规模、海拔与坡度、坡向等地形特征对冰川退缩表现出复杂且多层次的驱动作用：大规模、高海拔冰川尽管在面积退缩量上损失更为明显，但其退缩率并不一定高；而规模较大、海拔较高的末端更易加速退缩过程。

3 讨论

3.1 木孜塔格峰区冰川变化的区域差异及地形调节作用

已有研究表明，在全球气候变暖背景下，冰川变化呈现出显著的区域差异性特征，这种差异主要受气候和地形因素的综合调控[1]。相对于中国西部其他冰川分布区而言，木孜塔格峰区的冰川面积变化率相对较小，但其变化表现出显著的空间异质性。这种异质性不仅体现在坡向、海拔等传统地形因子的直接影响上，更重要的是反映了气候变化背景下地形因素对冰川退缩过程的调节与缓冲效应。
木孜塔格峰山脊线呈东北—西南走向，南坡与东坡为阳坡，夏季太阳辐射强烈，地表能量输入增加，从而加速冰川消融。相较而言，北坡和西坡位于阴坡区域，太阳辐射减弱。而且高海拔区域气温更低，对气温上升响应的敏感度相对较低，冰川退缩缓慢。同时，区域水汽条件也受到地形影响。昆仑山脉作为青藏高原北缘的重要地形屏障，对西风带水汽的输送具有显著的拦截作用[40]。基于遥感和地面气象资料分析，西风带水汽在迎风坡（西坡和北坡）抬升时形成地形降水，而背风坡（东坡和南坡）则因水汽下沉而相对干燥[27,34]。降水补给的不足进一步加剧了南坡和东坡冰川面积的退缩。
尽管坡向和降水差异解释了一定程度的空间差异，但冰川的整体变化趋势与区域内地形调节能力密切相关。木孜塔格峰冰川平均海拔为5557 m，部分冰川末端已退缩至6000 m以上的隐蔽地形区域，高海拔使得该区域的冰川对气温升高的响应程度较低，表现出更强的“保护”作用。遥感监测结果显示，尽管西坡和东坡冰川末端的退缩速率较高（分别为4.42 m·a-1和4.01 m·a-1），但其退缩多发生在低海拔区域，而在高海拔段则表现出稳定性。这种现象说明，在气候持续变暖背景下，冰川的垂直退缩是对气候变化的直接响应，而地形因素则逐步成为调节该响应强度的关键变量。
综上，木孜塔格峰区的冰川变化不是气候与地形因素的简单叠加结果，而是两者复杂耦合的体现。在不同时期与尺度下，气候变化构成主要驱动力，而地形因素则在后期逐步发挥调节与缓冲作用。尤其在冰川显著退缩并逐步上移至高程区后，地形所提供的“保护性”空间对冰川的稳定性具有重要意义。

3.2 中国西部典型冰川变化的对比分析

气候变暖是全球冰川退缩的主要驱动因素，但在不同地理单元中，冰川变化的速度与强度受到多重因素综合调节，特别是水汽供给与地形条件对气候响应的调控作用不容忽视[41]。在中国西部，不同山系的冰川在类似的气候背景下表现出差异化的响应机制，体现了区域特征的显著性。在木孜塔格峰地区，尽管过去60 a来年平均气温总体呈上升趋势，但区域海拔较高，年平均气温仍保持在较低水平（约-11.5 ℃），且夏季气温变化幅度较小（约-3.0 ℃），
同时降水略有增加[31]。与阿尔泰山（年平均气温-8.0~4.1 ℃，年平均降水75~700  mm）和天山（年平均气温约8.0 ℃，年平均降水500~1200 mm）等区域相比，木孜塔格地区的低温及适中降水条件有助于冰川维持相对稳定的状态（表5）。
表5 中国西部主要山系的年平均气温与年平均降水量

Tab. 5 Annual average temperature and annual average precipitation in the major mountain ranges of western China

山系 年平均气温/℃ 年平均降水量/mm 数据来源
木孜塔格山 -11.5 413 车彦军等[31]
阿尔泰山 -8.0~4.1 75~700 戴玉萍等[42]
天山 8.0 500~1200 邢武成等[43]
阿尔金山 3.5 50~100 张聪等[44]
祁连山 4.0 250 程锦泉 [45]
东昆仑山 0.0~8.0 500~800 李成秀[40]
中昆仑山 0.0~8.0 100 李成秀[40]
西昆仑山 0.0~8.0 20 李成秀[40]
喀喇昆仑山北坡 0.0~6.0 600 李海娟[46]
唐古拉山 -1.6 420 张裕[47]
念青唐古拉山 -1.0 400~700 李亚鹏等[48]
喜马拉雅山（珠峰绒布河流域） 2.0
 371
 刘玉婷等[49]
为进一步评估该区冰川变化的相对稳定性，本研究汇总了近几十年中国西部多个典型冰川区的冰川面积年均退缩率（表6）。结果显示，木孜塔格峰地区冰川面积年均退缩率仅为0.12%·a-1，远低于天山依连哈比尔尕山（0.75%·a-1）和唐古拉山冬克玛底地区（0.68%·a-1）等区域。这一差异表明，高海拔、大尺度冰川区在气候变暖背景下更具稳定性。
表6 中国西部山脉和典型地区冰川的退缩速率

Tab. 6 Retreat rates of glaciers in mountain ranges and typical areas of western China

山脉 典型区域 最高海拔/m 平均海拔/m 研究时段 冰川面积年均退缩率/%·a-1 数据来源
中昆仑山 木孜塔格山区 6973 5557 1960—2023 0.12 本研究
阿尔泰山 友谊峰 4374 - 1959—2008 0.39 骆书飞等[50]
天山
 阿克苏河流域 - 2233 1975—2016 0.63 Zhang等[51]
依连哈比尔尕山 4590 - 2016—2022 0.75 李若楠等[35]
阿尔金山

 西段 6228 5800 1973—2020 0.44 田洪阵等[52]
中段 - 4000~4200 1973—2020 0.32 田洪阵等[52]
东段 - 5177 1973—2020 0.62 田洪阵等[52]
祁连山 团结峰地区 5826 - 1966—2020 0.32 石梦寒[53]
西昆仑山 昆仑峰区 7167 - 1976—2010 0.12 李成秀等[54]
中昆仑山
 布喀塔格峰 6860 - 1973—2010 0.14 姜珊[55]
马兰冰帽 6056 - 1973—2010 0.16 姜珊[55]
喀喇昆仑山
 克勒青河流域 8611 5400 1978—2015 0.22 许艾文等[56]
克勒青河流域 8611 5400 2000—2016 0.14 王盼盼[57]
唐古拉山

 格拉丹东地区 6621 5182~6621 1990—2015 0.26 王聪强等[58]
冬克玛底地区 6100 5173~6100 1990—2015 0.68 王聪强等[58]
布加岗日地区 6328 4175~6328 1990—2015 0.75 王聪强等[58]
中段 - - 1990—2015 0.89 王聪强等[58]
念青唐古拉山

 西段 7093 - 1976—2011 0.59 冀琴等[59]
东部 - - 1999—2015 1.24 Ji等[60]
纳木错流域 - - 1970—2000 0.51 吴艳红[61]
喜马拉雅山 珠穆朗玛峰保护区 8849 - 1976—2006 0.52 聂勇等[37]
总体来看，木孜塔格峰区具备以下2个显著特征：首先，该区域海拔极高，主峰高达6973 m，冰川分布平均海拔为5557 m，部分区域甚至超过6000 m，处于对气候变化响应较弱的对流层上层，能够在一定程度上减缓气温升高对冰川的直接影响。其次，区域气温年际波动小，年均气温更低，夏季气温变幅亦较小，这种低温稳定环境有助于冰川维持较慢的消融速率。此外，木孜塔格冰川规模较大，冰储量丰富，热惯性强，对气候变化的响应呈现明显的滞后性，不易发生剧烈退缩。
综合气候与地形分析可知，木孜塔格峰区冰川的缓慢退缩不仅仅是一种“速率”现象，更反映出该区域冰川在长期气候变暖背景下的“弱响应-调节”机制。在全球冰川普遍退缩的大背景下，木孜塔格峰冰川的相对稳定性，揭示了高海拔、大尺度冰川区在调节气候变暖影响过程中的关键作用。

4 结论

（1）1960—2023年木孜塔格峰冰川整体呈退缩趋势，冰川总退缩面积为52.01 km2，年均退缩率达0.12%·a-1。尽管淙流冰川和木孜塔格冰川末端在局部区域出现轻微前进现象，但大多数冰川的末端呈现出明显的退缩趋势，平均退缩速率为2.21 m·a-1。
（2）木孜塔格峰冰川退缩具有显著的空间异质性。西南、南、东南和东的冰川退缩最显著，退缩区域主要分布在5°~15°地带，且面积退缩量与坡度呈显著负相关关系；同时，冰川面积退缩量随海拔升高而减小，主要集中在5200~5700 m的海拔区间内。冰川末端退缩速率的随冰川规模增大而增加，东西坡冰川的末端退缩速率高于南北坡，而且随着坡度的增加而降低，海拔的降低则加剧末端退缩速率的增加。
（3）相比中国西部其他冰川，木孜塔格峰地区冰川退缩较为缓慢，主要归因于区域内低温和相对稳定的水汽供给，但局部地形及水汽分布的不均衡仍导致冰川变化呈现明显的空间异质性。尽管气候变暖是冰川退缩的主要驱动因素，但地形，尤其是高海拔区域所具有的“保护性”作用，在调节气候变暖对冰川影响方面发挥了重要的缓冲作用。

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