山地冰川演化與冰湖發育相互作用機制

王瓊，王欣，2，雷東鈺，殷永勝，魏俊鋒，張勇

（1.湖南科技大學地球科學與空間信息工程學院，湖南 湘潭 411201；2.中國科學院西北生態環境資源研究院冰凍圈科學國家重點實驗室，甘肅 蘭州 730000）

0 引言

末次冰盛期以來山地冰川顯著退縮［1-2］，全球山地冰川作用區大量冰湖形成和擴張［3-7］，影響著冰川作用區及其下游生態、環境和社區生活［8-11］。冰湖作為冰凍圈水文學的重要組成部分，與冰川相互作用并參與和改變區域水循環過程［12-13］。研究表明，冰湖對冰川動力學過程和消融特征影響顯著，引起冰流速率、物質平衡等發生變化［14-16］，而冰湖潰決事件災害鏈更與冰川躍動聯系密切［17-18］，冰湖的迅速變化將對冰川演化發揮不可或缺的作用。

冰川形成于固態降水的積累與演化，受氣候、地形、幾何形態等要素的綜合作用塑造了豐富的冰川地貌類型［9，19-20］。冰湖形成于冰川作用區洼地，以冰川水系為紐帶耦合冰川進行能量流動與物質交換。考慮到冰湖發育受制于冰川作用產生的湖盆地形和冰川作用區的產匯流機制，從冰川演化角度解構冰湖形成機理更能反映冰湖本質（圖1）。近年冰川演化模擬逐漸從經驗模型和一階近似模型向充分考慮溫度場、底部滑動和物質運輸等影響因素的綜合高階動力學模型轉變［21-22］；另一方面，冰湖又反作用于冰川動態（圖1），深刻影響著冰川數值模擬的發展和完善，理解冰川-冰湖耦合機制將促進冰凍圈尺度的綜合數值模擬完備。

圖1 冰川演化與冰湖發育耦合機制Fig.1 Coupling mechanism between glacial evolution and glacial lake development

本文系統歸納了現有冰川-冰湖耦合過程機理研究成果，探討了當前研究中存在的不足與挑戰及未來研究趨勢，有助于增進冰凍圈水文過程和災害效應認識，完善冰凍圈科學理論體系。

1 冰湖湖盆發育機制

湖盆是地表相對封閉的可蓄水洼池。冰川作用區在重力和外營力共同驅動下，各地表環境要素相互作用，發生侵蝕、搬運、沉積、消融等過程，外在形式表示為塑造地貌和物質運輸，為冰湖發育提供多元地形條件［8，19］。冰湖母冰川周邊環境地形因子控制冰川作用過程和冰湖發育［23］，并制約湖盆特征（如位置、面積等）［24］。

1.1 地形控制因子

冰川通過坡度、下伏基巖等地形因子影響冰湖湖盆形成，利于湖盆發育的優勢地形分布決定了冰湖分異。冰川坡度控制冰川動力學進而影響冰湖發育，主要表現為冰川地形（表面坡度）和山谷形態（底部地形）；冰川圍巖參與冰川作用過程，直接塑造和構成冰湖湖盆地形。

冰川表面坡度平緩為局部洼地的形成和匯流提供條件，坡度陡峭表明蓄水區域有限及冰流、徑流速度相對較快，不利于滯水過程。如喜馬拉雅山中段波曲流域，受陡峭地形階地限制2010—2017年冰湖面積增幅較1970—2010年明顯放緩，且擴張潛力較小［25］。相較于整體坡度差異，冰川積累區和消融區之間的表面坡度差異是引起冰湖形成的關鍵響應因素，更為陡峭的積累區平均坡度在物質平衡線附近切變，導致冰川末端低流速和高消融率，為冰湖發育提供有利條件［24，26］。

冰川底部地形隨著冰湖擴張、融合逐漸成為冰湖的載體，決定著冰湖的最終發育形態。坡度梯度較大的底部地形為冰湖湖盆形成提供了場所，而過于均一坡度的冰下地形不利于儲存冰下徑流。對比研究喜馬拉雅山西段拉達克地區同一流域的Dulung冰川和Chilung冰川縱向山谷剖面發現，Dulung冰川末端山谷第一段（5.4°）呈現出比Chilung冰川末端山谷第一段（4°）更陡峭的坡度，Dulung冰川末端山谷第二段底部地形趨于平緩并在第二段末端受冰磧壩阻擋成湖，而Chilung冰川遵循冰川坡度總體趨勢，未形成利于冰湖發育的湖盆地形［24］（圖2）。

圖2 Dulung冰川和Chilung冰川底部地形剖面［24］Fig.2 Basal topographic profile of Dulung Glacier and Chilung Glacier［24］

冰川圍巖是承擔冰川作用的載體，不同地表質地結構在冰流驅動下表現出不同種類的冰川作用過程。冰床基巖不同程度的侵蝕塑造出不同類型的冰下地貌，如較為堅固的基巖顆粒（如礫石）被底部冰川冰攜帶在冰床上運動和改造冰川則表現為冰川刻蝕，僅在底部冰床留下刻槽，而較為松散的冰川底部基巖結構在巨厚冰蓋或冰川作用下則表現為冰川過量下蝕作用，形成有利于冰湖發育的下伏地形。兩側基巖在冰川運動過程中多表現為搬運、沉積過程，受冰川侵蝕而剝離基巖的碎屑，隨冰川作用運輸并以冰磧的形式參與冰湖湖盆構成。考慮到壩體穩定性，冰川侵蝕作用塑造的冰湖存在時間一般較冰磧湖更長［25］。

1.2 冰川侵蝕成湖

冰川侵蝕作用是冰川發育和運動過程中對圍巖各類侵蝕作用的總稱，不同類型的冰川侵蝕作用塑造了不同深度、位置、形態特征的冰蝕洼地湖盆。底部和冰內巖屑的對冰床、兩側谷壁不同程度的改造表現為刨蝕、掘蝕；冰川底部冰川冰與凸出冰床巖石凍結成塊或冰川冰嵌入冰床基巖節理和裂隙中，而隨冰川運動拔起帶入冰層中稱拔蝕；冰川深切下伏地層發生過量下蝕作用，冰川作用于特殊的下覆地質、地貌部位（如巖性差異導致抗侵蝕能力的差異），形成遠超冰川其他部分長期、穩定侵蝕深度的侵蝕盆地或槽谷［27］。冰川侵蝕作用形成的冰湖完全出露地表需要表面冰川完全消融，因而目前該類作用形成的冰湖多為第四紀冰川侵蝕作用的產物，表現為冰緣湖形式。其中，山地冰川溯源和下蝕侵蝕形成的圍椅狀凹地稱為冰斗，冰斗冰川消退后冰斗底部出露為湖盆，稱為冰斗湖；冰川對冰床侵蝕作用（磨蝕、刨蝕、過量下蝕作用等）形成的溝谷地貌［9］，冰川消退后出露成兩側陡直而底部寬平的“U”形山谷，為發育冰川槽谷湖提供條件［28］。

圖3 冰川侵蝕作用成湖Fig.3 Glacial lake formation of glacier erosion

冰川侵蝕作用（尤其是過量下蝕作用）形成的冰湖，其壩體與湖盆均由冰床基巖組成，結構較為穩定，冰湖存在時間較長，位置相對固定［29-30］。冰川退縮背景下該類作用形成的湖盆將逐漸出露地表，因而成為目前冰凍圈領域預估未來潛在冰湖形成、發展研究的熱點［31-32］。早期研究將該類冰湖形成位置判別機制定性為冰面坡度閾值＜5°［33］，隨著定量化模擬冰厚成為可能，基于淺冰近似模型及其改進模型（如GlabTop模型）對冰床地形重建并表現出較高的精度，被廣泛應用于山地冰凍圈和極地冰蓋用于生成“無冰川DEM”，實現對潛在冰床湖盆位置的識別［27，30，34-37］。

1.3 冰川搬運-沉積成湖

冰川搬運作用是冰川運動過程中將凍結在冰川中的碎屑物質遷移到另一位置的過程，冰川消融或載荷能力降低導致冰體攜帶的碎屑物質堆積（沉積）［19］（圖4）。受制于不同冰川搬運-沉積過程形成的冰磧堆積表現為不同類型的冰湖湖盆壩體：前推式冰磧壩、嵌入式冰磧壩、傾倒式冰磧壩、冰核式冰磧壩，壩體高度由數米至超過100 m不等，壩體顆粒膠結程度和分選差異較大［23］。

圖4 冰川搬運-沉積作用成湖［38］Fig.4 Glacial lake formation of glacier transport and sedimentation［38］

冰川搬運-沉積作用在安第斯山脈、興都庫什-喜馬拉雅山脈、天山、北美科迪勒拉山系西部等高山地區的廣泛存在塑造了大量的冰磧阻塞湖［39］，該類型湖泊在冰湖總量中占較大比重，并隨氣候變化持續增加和擴張［40］。因其較高的不穩定性成為學術界冰湖潰決機理的主要研究對象，并構建了一系列經驗模型、分析模型和數值模型對觸發機制、潰口的產生和發展以及洪水演進路線進行模擬［39，41-43］。受地表起伏、破碎度、覆被類型等要素的綜合影響［44］，冰川作用區偶發的冰（雪/巖）崩、泥石流等災害性事件導致大量的冰川和山體碎屑物質被攜帶運輸，最終在下游沉積下來，阻塞河谷、冰川融水等形成堰塞湖［44］。成湖過程中的破壞力對下游居民、社區和道路、橋梁、水電站等基礎設施存在顯著的潛在危害［44-45］，且常以災害鏈的形式出現［45-47］。

1.4 冰川熱力成湖

冰川熱力作用過程通過能量轉換機制控制冰川運動狀態、塑造冰川作用區地表形態，為冰湖湖盆提供了廣泛發育的溫床，主要表現為熱喀斯特作用和冰川消融［8］（圖5）。冰川冰面、冰內和冰下的熱力狀況差異所導致的冰體差異消融在塑造冰川喀斯特的地表營力中扮演了重要角色，熱融作用引起的地面沉降、塌陷在冰川不同位置塑造熱喀斯特湖盆［19-20］，埋藏于冰磧中的死冰融化沉陷而形成冰磧壟熱融湖；而冰內水系通道的堵-潰和凍-融過程使得匯入冰內水系或冰內管壁的融水因冰川內部存在裂隙、管道或洞穴而聚集，通過長時間的累積形成冰內湖［49］；冰下湖在格陵蘭冰蓋冰緣地帶的分布和海洋性山岳冰川小規模存在的可能性歸因于其活躍的水文狀況和發育的冰下水系通道，反映了熱喀斯特作用的活躍［28，50-51］。研究表明，全新世末次冰盛期消退期間熱喀斯特湖曾在西伯利亞和阿拉斯加的廣大地區發育［52］。

圖5 冰川-冰湖熱力耦合機制Fig.5 Thermal coupling mechanism of glacier and glacial lake

表磧、吸光性粒子、水體和微生物等對地表反照率的正反饋改變冰川能量循環，促進冰川表面差異消融，使得冰面凹陷形成湖盆底部為冰體的冰面湖［23，28，53］。冰面湖是許多其他類型湖泊的前身，喜馬拉雅山地區的Ngozumpa冰川探地雷達調查結果揭示了同一底部湖盆表面多個冰面湖的擴張、加深、融合最終發育為冰磧湖、冰川侵蝕湖這一過程［54］。早期冰面湖數值模擬概念上僅包括表磧覆蓋對冰川物質平衡的影響，近期基于自由對流原理構建的物質-能量平衡模型解釋了冰面湖與大氣和冰川之間的耦合機制［55］。

1.5 冰川阻塞成湖

冰川底部滑動和躍動狀態下冰流顯著前進［8，56-57］，可能迅速阻塞河谷或另一支冰流形成壩體，為冰湖湖盆發育提供條件［58］［圖6（a）～（b）］，葉爾羌河流域的克亞吉爾特索湖典型地反映出該類冰湖形成的特征［59］。末次冰期全球范圍內冰川前進發育陸地冰蓋阻塞河流水系，形成巨大的冰川阻塞湖［60］；冰川快速退縮過程中的差異消融導致支冰川退卻與主冰川分離，而另一支冰流或主冰川冰流經過阻塞成為冰壩，為冰川阻塞湖發育構建湖盆［圖6（c）～（d）］。天山地區伊力爾切克冰川麥茨巴赫湖具有顯著的支冰川快速退縮被主冰川阻塞成湖特征［61］，該類冰湖在羌塘高原內部也有分布，且較為穩定［28］。

圖6 冰川阻塞湖形成過程：前進冰川阻塞（a）～（b）；消融冰川阻塞（c）～（d）Fig.6 Ice-blocked lake formation process：advancing glacier dammed（a）～（b）；ablating glacier dammed（c）～（d）

2 冰湖湖盆水文機制

冰湖湖盆為蓄水提供了有利的地形條件，大氣降水、季節性融水、冰川徑流等多元水源的綜合作用使得洼地最終發育成湖［8，62］。冰湖湖盆的產-匯流機制描述了湖泊水源的產生與匯集［8，63-64］，降水、冰川和凍土等水循環要素為冰湖提供了廣泛而豐富的補給（圖7）。不同類型冰湖各水源組分貢獻比差異顯著（如冰斗湖相較冰面湖降水補給占比更大），且冰川產流是冰川表面氣象要素和冰川物理性質綜合作用的結果［8，64］。本文圍繞冰川產-匯流對冰湖湖盆的產-匯流機制進行論述，反映出冰川作用下的冰湖水文過程。此外，冰湖蓄水-排水機制決定了冰湖動態和最終形態［23，49］（圖7）。

圖7 冰湖發育對冰川動態的影響Fig.7 Effects of glacial lake development on glacial dynamics

2.1 湖盆產流機制

冰川消融和外部水源進入冰川水文系統共同作用于冰湖湖盆產流機制。冰川表面消融受太陽輻射影響表現出顯著的時空差異，冰內和冰床因形變或滑動產生摩擦引起的消融較為穩定［8］。表磧覆蓋、吸光性粒子（如碳質氣溶膠）、冰崖和冰川微生物群落等因子直接或間接影響冰川表面反照率、湍流熱通量和局部熱平流等，導致冰川表面消融特征非線性分布［65］，加劇差異消融［23，53，66-74］；不同介質之間的熱傳導和壓力等要素引起的冰熔點變化促進冰川融水形成［13，55，75-76］。

大氣降水（降雨、固態降水消融）、凍土消融、地下水等冰川作用區外部水文因子是冰川徑流的重要組分，并隨冰川徑流補給入湖參與冰湖水文過程［8，64］。降水和冰川融水的共同作用引起青藏高原冰川補給湖總蓄水量在1990—2013年上升84%［62］，全球升溫情景下的降水變化將持續深刻影響冰湖水量［66］，蒸發加劇導致的區域性小氣候降水增加和固態降水比重下降［77］，將促進冰川徑流量增長和冰湖發育。

學術界正致力于開展流域水文模型和綜合冰凍圈水文模型，基于物質-能量平衡模型和統計學原理考慮復雜地形上的風、湍流、粒雪等參數，以野外工作站儀器、無人機和衛星遙感數據為模型的補充，對地表反照率、積雪和冰川的物質平衡和再分布、集水區徑流等進行模擬［73，78-79］，建立綜合性冰川產流機制模型。

2.2 湖盆匯流機制

冰川匯流普遍存在于冰川水文系統，塑造了樹枝狀、扇形、羽狀等多樣徑流形態，冰湖湖盆輻合匯集匯流路徑水源而成湖。冰川水系入湖補給冰湖路徑本質上取決于水勢梯度和水流阻力之間的平衡［8］，水勢梯度反映了水文系統的流向，地表可表征為海拔高度和質量的函數，水體流動方式表現為占據表面凹陷，而冰川內部受壓力、海拔變化等因素的復雜影響致使水流匯集于被高水勢環繞的低水勢區域［80］；水流阻力取決于水流溫度與黏度的關系和水系通道特性（如通道粗糙度，橫截面積等）［8］。

不同位置冰川匯流的水勢梯度和水流阻力差異表現出不同的匯流特征［64，81］。冰川表面徑流受制于坡度沿最大梯度方向匯集，同時為保持表面徑流的持續存在而下切侵蝕速率超過相鄰冰面消融速率［80］。冰上排水系統因積雪與裸冰滲透率差異沿積雪孔隙下滲，并在冰面形成飽和水層后沿坡度流動，使表面匯流過程滯后［82］；冰內徑流反映了表面水體（冰川融水、大氣降水等）經由裂隙或垂直通道與冰床建立水文聯系［83-84］。冰川表面徑流水壓剪切作用是冰內徑流產生的主因，且隨水流進入管道導致管壁融化使管道直徑擴大［8］；冰下徑流存在形態主要為管道式和分布式，其存在形態體現了匯流特征，分布式向管道式轉變表明匯流水源增加，反之則表現為管道式向分布式轉變［85-86］。

冰川匯流機制的復雜性使得不同匯流類型的數值模擬方法存在較大差異。冰面匯流機制模擬以格網形式進行量化，并考慮積雪覆蓋對匯流滯后進行修正［86］；冰內匯流通過水流連續性方程描述，并將復雜的裂隙和垂直管道理想化為垂直通道、表面和底部裂隙通道［87］；出于對壓力重要性考慮，冰下匯流模擬引入電壓模型類比［85］，進而考慮地下水分量［87］。由于冰川水系密切連通，綜合考慮冰川匯流機制的冰川動力學模型逐步得到發展，以量化冰川動態和冰川水文［88］。

2.3 湖盆蓄水-排水機制

冰湖湖盆底部和壩體結構控制了湖泊演變過程，湖盆構成有效的不透水屏障情況下，壩體最低高程決定了冰湖最高水位與排水基準面［8，23］。基巖結構的冰湖湖盆底部使得下滲過程難以發生，冰湖對冰川徑流持續接納直到水位超過壩體最低高度才會因漫頂而觸發排水事件（該過程可能造成壩體破壞而引起蓄水條件的變化）［13，81］；若壩體由相對松散的冰磧物構成且結構不穩定，冰湖水壓作用下管涌頻發，導致冰湖排水和潰壩［23］，冰下湖的周期性排水事件推測與其壩體部分由冰川沉積物構成有關［89］；形成于冰川表面以冰體為底部湖盆的冰湖蓄水過程具有相當的不穩定性，冰裂隙和冰內徑流的產生使得冰面湖與冰內水文系統連接成為可能，當湖泊與低水勢區域之間建立起高效的水力連接，便觸發排水過程［39，90-91］。而當冰水通道排水事件結束，冰流瞬態加速過程終止，冰川流速回歸正常閾值，蠕變重新主導冰湖湖盆底部運動形式，冰水通道迅速閉合，封閉的不透水湖盆開始新一輪蓄水-排水周期［8，92］；前進冰川阻塞湖因壩體由躍動冰川的冰川冰組成，不穩定性高，易受熱消融而引起潰決，一般存在時間較短［8］。其補給方式依靠于攔截另一支冰流融水，當冰川融水蓄積達到一定水深（或水壓）時，易形成周期性突發洪水［58］；而冰川消融斷裂形成的冰川阻塞湖雖壩體由冰川冰構成，但其物質平衡趨于穩而較穩固，不易潰決［28］。天山地區伊力爾切克冰川麥茨巴赫湖由于季節性冰川消融，蓄水成湖、潰決并隨冰川運動排水通道閉合而再次成湖，表現出特有的周期性而頻繁發生潰決事件，協合拉水文站水文記錄數據分析表明，1956年以來麥茲巴赫湖洪水次數高達50余次［61］。

3 冰湖對冰川動態的影響

冰湖演化對冰川動態存在廣泛而深刻的影響，關鍵作用機制包括：控制冰流［16］、調節熱消融過程［66，69］、促進末端崩解［93-96］（圖7）。冰川物質平衡模型逐步將這些要素納入考慮從而實現綜合、全面的數值模擬，許多極地應用場景的理論和模型成果也正遷移到山地冰凍圈，用于探究冰川-冰湖耦合機制［97-98］。

3.1 冰湖-冰流控制作用

冰湖水動力學對控制冰流具有重要意義，主要表現為排水事件作用下的冰流瞬態加速、基底摩擦力調節和觸地線遷移。受制于冰川熱力學過程，冰面湖表現出季節性變化與生消過程不穩定，并經常伴隨著快速排水過程、末端崩解和冰湖潰決［3，12，69］，而冰下湖也存在周期性地儲存和釋放大量湖水的現象［50］，均可能招致冰川瞬時加速和冰流量增加；湖水經由冰裂隙和冰水通道下滲使得底部摩擦減小可能引起基底滑動和躍動［81，99-100］，而湖泊排水事件導致的底部摩擦力減小，由于長期維持這個高效的局部蓄水-排水網絡所需的匯流區域將覆蓋到距離冰湖相當范圍的冰川床，可能增加該區域基底阻力，引起冰流速度減緩甚至停滯［50，76，92］；冰川末端水下冰體觸地線的遷移是控制冰流的關鍵因素，向下傾斜的觸地線雖無法達到隨遇平衡但仍可處于有限的穩態，而觸地線后退引起的轉變為向上傾斜形態將導致冰川末端的不穩定［101-104］。

3.2 冰湖-熱消融調節機制

冰湖對冰川熱消融機制影響與冰湖蓄水機制總體一致，作用表面反照率、冰內熱傳導和冰熔點控制物質平衡。冰面湖湖水較低的反照率吸收更多入射太陽輻射，表現出加速冰川融化的正反饋［66，69］，消融速率可達到厚表磧的10倍［105］，湖水溫度日變化曲線呈“V”形，反映了湖水的分層和交換、混合過程，及對冰川消融的非線性影響［106］。冰面湖滲入冰層發生再凍結作用釋放潛熱造成局部升溫導致負物質平衡［107-108］，再次促進冰面湖形成，觸發正反饋機制［12］；冰面湖下滲和冰內湖、冰下湖連通形成冰內水文體系，通過熱傳導耦合冰川導致冰川負平衡加劇［13］，表面水體吸收的更多太陽輻射向下伏冰體傳導促進了冰內能量傳輸的活躍［55］。冰前湖的冰-水界面是控制水上部分消融特征的關鍵要素，在冰川末端與冰面接觸處往往形成凹槽（圖7），水體較高的溫度向冰川末端傳輸熱量，同時末端受水面的長波輻射影響，促進局部消融［109］。此外，較厚冰層的巨大壓力使得壓熔點降低，導致底部冰川冰融化并加劇冰川物質損失［75-76］。

入湖冰川水下部分冰體消融還受冰湖及周邊地形輻射、浮力、幾何形態、熱量交換等要素綜合影響。湖水溫度升高和冰內徑流量增長將加快消融速率［110-111］；冰下徑流入湖受浮力作用上升，冰湖表面相對溫暖的湖水對流至湖底，促進水下部分消融而再次釋放融水，形成正反饋，該過程作用范圍稱為羽流體，羽流體不同形態、體積也影響著水下部分消融速率［97，110］；觸地線垂直截面冰通量與冰厚正相關，觸地線后退，對應垂直截面冰厚增加冰通量變大，導致冰川減薄和觸地線持續后退，形成正反饋機制［101-104］；冰川末端水下部分的幾何形態也會導致差異化物質平衡［112］；冰川末端崩解入湖引起水溫降低將暫時性表現出減緩消融的負反饋［92］。此外，冰湖經由冰內水系相互作用［113］，未來氣候變化過程將進一步強化冰川表面和內部水文系統間的連通性，冰湖-熱消融調節機制對冰川動態將施加更為持續而強烈的影響［12］。

3.3 冰湖-末端崩解過程

氣候變化引起的冰凍圈物質負平衡加劇將導致末端崩解風險隨排水量增加而增大［114-115］。伴隨冰面湖季節性變化與生消過程的快速排水過程和冰湖潰決可能觸發末端崩解［3，12，69］；冰-水界面施加在冰川末端的水壓差異所形成的小凹陷一定程度上引起了末端形態學特征變化，進而影響冰川物質平衡和冰川幾何形狀演化，冰川末端的持續內切將改變冰川動力學特征，促進冰川退縮，增加末端崩解風險，末端崩解入湖會影響冰湖穩定性，并可能造成涌浪和冰湖潰決［93-96］。

4 結論與展望

冰川-冰湖耦合過程影響著冰川作用區及其周邊地區生態環境、水資源循環模式和災害效應，成為當前冰凍圈領域的一個重要科學議題。本文依據冰湖形成直接因素和主導因素視角，從冰川作用原理出發，系統性地總結了冰川演化成湖作用和冰湖演化對冰川動態影響機理和數值模擬研究進展，主要結論如下：

（1）冰川作用區水-能轉換過程機理研究為構建冰川-冰湖-災害理論體系奠定基礎。冰川作用區的水循環過程深刻影響著冰川行為，是冰川侵蝕和碎屑物搬運-沉積過程的能量來源和直接驅動因素，并以產、匯流機制為中繼與冰湖動態相連接。冰川、冰湖為主體的機理研究大量開展為完善冰凍圈科學體系和理解冰凍圈各要素相互作用機制提供了必要的理論支撐和依據，而對冰川作用區水-能轉換過程機理的進一步探究意味著不依賴于某一研究對象為主體的冰凍圈水文過程的綜合理解，對于構建完整的冰川-冰湖-災害理論體系具有重要意義。

（2）冰川-冰湖相互作用機制完善為綜合化數值模擬提供支撐，促進模型性能優化與應用。隨著數理基礎的完善與硬件性能發展，冰川-冰湖耦合過程模擬逐漸從經驗模型和一階近似模型向高階動力學模型轉變和發展，并逐步將表磧覆蓋、冰內徑流、觸地線等參數納入考慮。但冰川-冰湖耦合過程的各個組成部分均表現出復雜的響應機制，且該系統與周邊環境存在物質、能量交換而非孤立，當前的數值模擬仍未能綜合地反映和量化水-能轉換過程函數中的分量，基于物質-能量平衡原理的綜合水文模型開發對于認知水循環模式和評估災害效應具有重要價值。

（3）開展集成氣候變化要素的冰川-冰湖耦合過程模擬，明晰冰凍圈未來演化，服務高寒區風險戰略長期規劃。氣候變化作用于冰川并導致冰湖分異，冰川演化與冰湖發育特征受制于大氣強迫的驅動動量、能量平衡過程。決策者對制定風險戰略和采取適應性措施長期規劃的考慮對未來氣候情景下的冰川-冰湖耦合動態提出要求，冰川-冰湖耦合過程對不同環流模式下大氣強迫的響應是當前研究們亟需思考的又一重要議題。

總之，冰川作用下的冰湖發育過程是各要素綜合作用的結果，近年在冰川-冰湖耦合機理研究和數值模擬均取得了較為顯著的進展，從單一、定性研究向高階、定量研究轉變，方法逐步綜合化、復雜化。但冰川-冰湖-災害理論體系仍不完善，數值模擬仍未綜合反映各組分。對冰川-冰湖耦合過程機理認知的推進，將為數值模擬完善和模型精度與可信度提高構筑理論支撐，為評估冰川作用區及周邊地區對氣候變化的響應、水資源循環模式及災害效應奠定理論基礎。