2019, Vol.39
2 中国高校极地联合研究中心, 北京 100101;
3 中国科学院青藏高原研究所, 中国科学院青藏高原环境变化与地表过程实验室, 北京 100101;
4 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心, 北京 100101)
冰湖是指在形成过程中与冰川作用直接相关的一类湖泊的总称，是冰川变化的产物，由冰川退缩产生的融水汇聚而成。大部分冰湖是第四纪冰川作用的结果。冰湖多位于现代冰川的前缘、侧缘以及古冰川谷、古冰斗内，具有海拔高、面积小的特点[1~2]。冰湖从成因上可分为冰川堰塞湖、冰碛堰塞湖和冰蚀洼地湖。前两类是最为常见的冰湖类型，其中，冰川堰塞湖主要分布在冰岛、挪威、加拿大和阿拉斯加等高纬度和极地冰川分布区，以及帕米尔和喀喇昆仑山脉等山岳冰川最发育的地区[3~4]；冰碛堰塞湖广泛分布在全球中低纬度山谷冰川区，在喜马拉雅山区和南美科迪勒拉山区最为集中[5~7]。
冰湖溃决灾害尤其是冰碛堰塞湖溃决是冰川区最常见和最严重的灾害之一[8~9]。分布在高山峡谷区的冰湖与其下游具有相对巨大的高差，其溃决后产生的水流能够迅速形成洪水，对下游造成破坏；并常与溃决口及沿途松散固体碎屑物，形成泥石流，使破坏力进一步增大。冰湖溃决灾害严重威胁了当地人民的生命和财产安全[10~15]。如2004年5月8日，挪威西部的冰湖溃决泥石流事件，泥石流体积达24×104 m3，冲毁了当地大量的道路设施[16]；1988年7月15日，米堆冰湖溃决，冲毁了下游的道路，淹没了大片农田[17]。对已经发生溃决的冰湖进行研究，结果显示发生溃决的冰湖类型大都属于冰碛堰塞湖[18~22]，冰碛堰塞湖较冰川堰塞湖、冰蚀槽谷湖更易溃决[23]。这是因为冰碛物坝体大都较松散，不稳定，且有的冰碛物坝体内埋藏有冰核，在冰体垮塌、连续降雨等造成的冰湖面积迅速上升的情况下，湖水漫过坝顶，较易形成溃坝。
在全球变暖的大背景下，冰湖溃决风险加大[24]。根据IPCC第五次报告，全球气温在持续上升[25]；秦大河[26]在中国西部环境演变评估综合报告中指出，在过去的100年，中国西部地区年平均气温升高了2 ℃。在变暖的背景下，近百年来中国境内冰川加剧退缩[27~28]，融水增多[29]，冰川的不稳定性加大。一方面，不但有新的冰湖产生，且冰川相对应的冰湖面积不断扩张，水位抬升[30~33]。例如，受冰体融化的控制，尼泊尔境内Ngozumpa冰川下的冰湖自2001年后面积迅速增大[34]；希夏邦马峰东坡的吉葱普和热强冰川在1977~2004年间面积减小了7.29 %和22.9 %，冰舌后退了16.60 %和27.56 %，相对应的卢姆池米冰湖面积增加117.9 %，扛西错冰湖面积增加87.14 % [35]；新疆地区冰川也加剧退缩，融水增大[36]；在中国与不丹边境，50个冰湖中有14个冰湖面积明显扩大[37]。另一方面，冰体的活动性加强，与冰湖直接接触的冰体更加易于出现断裂和垮塌，倒塌的冰体快速注入冰湖后使得冰湖水位瞬间升高。因此，冰湖发生溃决的风险正在加大[38]，对冰湖稳定程度及其溃决的研究也得到越来越多的关注[39]。
青藏高原是世界上中低纬度地区最大的冰川分布中心[40~41]，其内部孕育着36793条现代冰川，冰川面积49873.44 km2，分别占中国冰川总条数、总面积和冰储量的79.5 %、84 %和81.6 % [42]。大面积的冰川孕育了大量的冰湖，藏东南地区是其重要的冰湖分布区之一。过去几十年间，冰湖溃决洪水灾害严重威胁了当地人民的生命和财产安全[9, 43~44]。青藏高原尤其是其东南部地区的冰湖研究已经成为国内外学者研究的热点问题[42, 45]。
来古冰湖位于青藏高原东南部，是典型的冰碛堰塞湖。湖泊下游分布有杨美村、仲巴村、然乌镇等村庄和城镇(图 1)，这些村庄和城镇是当地重要的人口聚集地，具有悠久的历史和极具特色的藏族文化；并且，大量工程道路分布期间，是当地人类生活和旅游的重要工程设施。一旦发生溃决，将会造成生命和财产的巨大损失，监测来古冰湖变化并评价其溃决风险具有重要的理论和现实意义。本文利用遥感影像，结合野外实地测量，获取了来古冰湖及其响应冰川在1986~2017年的变化，评价了冰湖溃决的风险，并利用BREACH模型及SMPDBK模型对来古冰湖溃决洪水进行了模拟。
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图 1 来古冰湖流域图 1—来古下湖(Laigu glacial lake No. 1)；2—来古上湖(Laigu glacial lake No.2)；3—熊硬错(Xiongying Co)；4—则东错(Zedong Co)；5—学那错(Xuena Co)；6—错差湖(Cuocha Lake)；7—雅错(Ya Co)；8—安错(An Co)；9—安目错(Anmu Co) Fig. 1 Basin of Laigu glacial lake |
来古冰湖位于29°18.5′N和96°50′E，隶属西藏自治区昌都地区八宿县然乌镇，处于青藏高原伯舒拉岭的腹地。来古冰湖被坝体阻隔为上下两湖，上湖(No.2)湖水注入下湖中(图 1和2)；下湖(No.1)出湖河流注入然乌湖，然乌湖属于雅鲁藏布江左岸支流帕隆藏布的上游，湖面海拔约3800 m。
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图 2 来古冰湖形态(作者2010.7.13野外拍摄) Fig. 2 Photograph of Laigu glacial lake(taken by the lead author on July 13, 2010) |
喜日弄普冰川及作求普冰川融水均通过河道汇入来古冰湖上湖。来古上湖与补给冰川之间亦有诸多冰湖分布(图 1)，面积较大的有喜日弄普冰川末端湖错差湖，错差湖经出水河流注入学那错，然后沿沟渠注入来古冰湖上湖。来古上湖坝体为雅弄冰川侧碛垄，在坝体最北端，为上湖与下湖的过水通道。来古冰湖下湖与其补给冰川雅弄冰川相接，为冰前湖。近几十年来，雅弄冰川退缩明显，来古冰湖下湖随之快速扩张[28]。来古冰湖下湖北部出水口处相对狭窄，冰湖下游为较为宽泛的河谷，宽度为1.3~2.0 km，平均坡降为4.9 ‰。
2 数据与方法 2.1 来古冰湖面积和水量及其变化的获取利用LANDSAT遥感影像获取了来古冰湖1986年、1990年、1994年、1997年、2000年、2003年、2005年、2011年、2013年和2017年共10期湖泊面积。为避免季节变化的影响，尽量选取了湖泊面积较为稳定的10~11月的影像来获取湖泊年际变化(表 1)。冰湖面积提取过程如下：首先计算NDWI(归一化差异水体指数)[46]并通过阈值分割自动提取水体象元，然后通过目视解译对提取结果进行修正，最后对湖泊边界进行矢量化并统计面积。在矢量化过程中，对于混合象元采取了对角线分割，由此可能带来的误差可由公式(1)计算获取[31]。
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(1) |
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表 1 LANDSAT遥感影像详细信息 Table 1 Information of LANDSAT images used in this study |
公式(1)中，u为矢量化误差值，λ为影像空间分辨率，p为冰湖周长。
利用Hydro Science生产的HSW-1000DIG型数显便携式超声波测深仪以及测绳分别于2010年7月及2011年9月对来古冰湖上湖和下湖的水深进行了实地测量，测量精度为0.1 m。共获得来古上湖97个水深数据，下湖260个深度数据。利用ArcGIS10.0对测深点进行插值，获取湖泊水下地形，并统计湖泊水量。结合所获取的不同时期的面积，计算不同时期储水量。
2.2 来古冰湖溃决及其洪水模拟通过对湖泊坝体形态、所连接冰川变化情况等考察，评价冰湖可能存在的溃决风险。利用美国国家气象局土石坝缺口模型BREACH模型估算溃口处洪峰流量。BREACH模型由Fread[47]于1984年研发并于1988年修订，是目前应用最广的土石坝模型之一。该模型基于水文学原理、沉积物运移、土壤力学、坝体形态和物质组成以及水库特征(储水量、入湖流量等)模拟人工或自然形成的坝体溃决[47]，可以预测由漫顶或管涌两种形式导致的坝体溃决时溃口特征(大小、形态和溃决时间)以及溃口处洪峰流量。由于冰碛垄坝体类似于土石坝体，BREACH模型在冰湖溃决洪水研究中有着较广泛的应用[6]。美国国家气象局简易坝体溃决洪水预测模型(Simplified Dam Break，简称SPMDBK模型)可以根据BREACH模型提供的溃口处洪峰流量预测下游洪水演进过程[48]。该模型基于一维不稳定流原理利用提供的洪峰流量、坝体高度等信息可以预测自然坝体、水泥坝体等溃决后形成的洪水在下游的演进，包括洪峰演进、洪水深度等。
3 来古冰湖及雅弄冰川变化 3.1 来古上湖面积和水量变化来古冰湖上湖自1986~2017年其平均面积为1.066±0.051 km2(图 3和4)，面积呈上下波动，无明显趋势变化。
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图 3 1986~2017年雅弄冰川冰舌运动及来古冰湖面积变化 Fig. 3 Changes of Yarlung glacier terminal and Laigu glacial lake boundary during 1986~2017 |
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图 4 来古冰湖面积和水量变化 Fig. 4 Changes of lake surface area and water storage over Laigu glacial lake |
经实地考察测量，来古冰湖上湖的最大实测水深为33.5 m，在2010年储水量为0.181×108 m3，且其在1986~2017年间波动较小，水量几无变化(图 4)。
3.2 来古冰湖水量及其变化来古冰湖下湖面积持续扩张，从1986年的仅1.151±0.070 km2扩张至2017年的3.148±0.097 km2，扩张了近2倍，年平均扩张速率达0.064±0.005 km2/a(图 3和4)。然而，在不同阶段，湖泊的扩张速率不同。从图 4下湖面积扩张曲线上可以看出，冰湖在1986~1994年扩张速率较快，年平均扩张速率为0.132±0.001 km2/a；在1994~2017年湖泊扩张有所减缓，年均扩张率为0.040±0.0006 km2/a。
来古冰湖下湖的最大实测水深为204.0 m，其储水量在1986~2017年显著增加(图 4)。湖泊储水量在1986年为0.645×108 m3，到2017年增加至2.143×108 m3，年均增长率为0.048×108 m3/a。具体来讲，水量呈现出先快速增加后缓慢增加的趋势，在1986~1994年增加快速，年均增长率达0.115×108 m3/a；此后水量增加变缓，1994~2005年，湖泊水量年均增长率为0.042×108 m3/a；2005~2017年水量增加速率进一步减缓，年均增长率为0.010×108 m3/a。
可以看出，湖泊的面积和水量变化速率并不相同，这在来古下湖2005~2017年时段表现的尤其明显。这是由于冰湖在不同高度处湖岸坡度不同造成的。当水位上升相同时，所引起的面积增加比例和水量增加比例也将会不同。湖泊水量变化更真实地反映了湖泊的变化，这也是在湖泊变化研究中，获取湖泊水量变化更为重要的原因。
3.3 雅弄冰川变化1986~2017年雅弄冰川冰舌位置不断后退，然而，冰川南北两侧后退距离有较大差异(图 3)。经在ArcGIS10.0中测量其距离，结果显示南北两侧分别退缩约2.18 km和1.48 km。具体来讲，冰川南侧在1986~1994年快速后退，后退速率达94 m/a，1994~2013年后退速率为53 m/a，速率有所减缓，而2013~2017年速率又达至107 m/a；冰川北侧在1986~1994年也呈现快速后退，速率达100 m/a，1994~2005年后退速率减缓至11 m/a，2005~2013年北部几乎不再后退，但在2013~2017年，冰川中北部突然向前推进，最长处可达249 m。南北两侧变化的不同是由雅弄冰川冰舌形态造成的，冰川方向自东南急剧转向东北，导致冰川南部被拉长而出现断裂，冰体易倒入冰湖而出现后退；北部被挤压且距离缩短，呈现出后退速度相对较慢的特征。被压的实冰体在2013~2017年的前进是该冰川向前运动的信号。
4 来古冰湖溃决可能性分析及洪水估算 4.1 青藏高原冰湖溃决原因分析通过对已经溃决的冰湖的分析，得出导致冰湖溃决的直接原因主要有：1)冰墙倒塌入冰湖、冰舌滑动冲入冰湖、周围山体巨石滚落入冰湖、悬冰川断裂落入冰湖而引起的涌浪，漫过坝体，导致溃坝[3]；2)冰川融水突然大量增加或突发性降水事件导致的湖面水位上涨，漫过坝顶，使坝体溃决[38]；3)由于地震、下游山谷滑坡等导致的河道堵塞，使水位上升，漫过坝顶，导致溃坝或者由于地震导致坝体瞬间垮塌；4)坝体内冰核消融，渗透水流淘蚀等致使管涌流扩大，最终溃坝。吕儒仁等[44]统计了自1930年以来西藏东南部地区主要的冰湖溃决事件，结果显示，冰崩及冰滑坡是藏东南地区引发冰湖溃决的主要形式，其次是管涌。Richardson和Reynolds[38]在对喜马拉雅山区26个冰湖溃决原因分析中，指出53 %的冰湖溃决是由于冰滑坡和冰崩导致的。
对已溃决冰湖进行分析发现，具有以下特征的冰湖具有较高的溃决风险，包括：1)冰湖类型为终碛湖[11, 15]；2)封闭良好的湖盆地形和陡峻的终碛堤，且终碛堤组成和结构不稳定[7]；3)冰湖的相对规模大[38]；4)冰湖距离现代冰川即其补给冰川较近或相连；5)冰舌段坡度较陡峻；6)补给冰川变化速度快[12~14]；7)坝体窄且背水坡陡峻，坝体中含冰核；8)冰湖湖面与坝顶距离小等。这些特征也已经成为建立冰湖稳定性评价体系的依据[4, 23]。
4.2 来古冰湖溃决可能性分析来古冰湖上湖不与冰川直接相接，其冰川融水经过较长的河谷注入冰湖内，近30年来上湖面积和水量波动较小。上湖东南边界处地势平缓，水量的少量增加多体现在冰湖面积扩张，但水位变化不大。因此，在没有大量物质或水体涌入的情况下，发生坝体溃决的可能性较低。然而，位于冰湖上游的错差湖与冰川相接且为终碛湖。根据当地居民描述，它与学那错坝体均较低，溃决风险较大，已经处于当地政府部门重点监控之中。从该地区数字地形图上提取各湖泊湖面海拔获知，错差湖与学那错湖面海拔分别为4264 m和4212 m，来古上湖湖面海拔为4004 m，与上游湖泊形成200多米的落差。一旦上游两湖溃决，由于地势陡峻，湖水将快速的注入来古冰湖上湖中，从而导致上湖水位迅速上升。上湖坝体为雅弄冰川侧碛垄，物质松散；侧碛垄平均海拔为4027 m，仅高于上湖湖面23 m；下湖湖面海拔为3955 m，与上湖有近50 m的落差，上湖湖盆最深处仅35.0 m。因此，突然上涌的水量及物质将有可能冲毁坝体，连同坝体物质注入来古冰湖下湖中。
来古下湖坝体为雅弄冰川的三道冰碛垄，高度由靠近冰湖向外依次增高，三道冰碛垄坝体的平均海拔分别为3969 m、3981 m和3995 m，最低处海拔分别为3958 m、3970 m和3987 m。其中，最高一级坝体的长度为717 m，平行于湖岸，最低处位于距出水口平均距离417 m处。推测三道冰碛垄是小冰期和新冰期的产物。在堰塞体上具有较大的古水流缺口，推测是新冰期后的某一温暖时期该堰塞体曾发生溃决。由于冰碛垄物质松散，假设湖面上升至最高一级冰碛垄最低处时即可形成溃坝，则冰湖从现在的湖面需上升31 m。利用该地区数字地形图计算得出，来古冰湖下湖在现有湖面的基础上上升31 m后水量将增加2.7×108 m3。在出水流量不变的情况下，按照以上本研究所获取的1986~2017年来古下湖储水量年平均增加量0.048×108 m3/a计算，至少需要56年才能升高至该位置。在此期间，由于水位的抬升，出水口处出水断面将可能不断增大，出水流量增加。因此，冰湖储水量并非持续增加，也有可能出现下降的情况。由此可见，尽管在现代气候背景下，冰湖处于面积快速扩张、水量快速增加的状态，但仅在气候的作用下，近期内冰湖溃决发生的可能性不大。然而，来古冰湖下湖与其补给冰川雅弄冰川相接，冰舌上裂隙广布，冰塔林发育(图 5)。野外调查时发现，常有冰塔倒入湖中，形成瞬时波浪，从而对出水口造成较大冲击。这些倒入湖中的冰塔形成大量浮冰(图 6)，浮冰受水流的影响，向河口处聚集，时常堵塞河口，使得湖面升高，坝体承受压力增大，从而增大溃决风险。再有，出水口处东侧谷坡为终碛垄，堆积松散，易形成滑坡从而堵塞出水口。当出水口被堵，水位持续升高，易形成漫坝溃决。另外，冰湖最深处可达200多米，可推测湖盆由冰川刨蚀而成。野外深度测量得知，冰崖处冰体并非直立于湖底，而是在湖面下形成缓坡，斜入湖中。需要注意的是，藏东南冰川多属海洋性冰川，周期性冰川跃动是其重要特征之一，雅弄冰川被压实的中北部在2013~2017年的向前推进是该冰川向前跃动的信号。当冰川跃动发生时，冰体冲入冰湖，挤压湖水冲向坝体，从而形成溃决。因此，来古冰湖下湖存在较大溃决风险。
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图 5 雅弄冰川冰舌处冰塔林(作者2010.7.13野外拍摄) Fig. 5 Photograph of ice pinnacle at Yarlung glacier terminal(taken by the lead author on July 13, 2010) |
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图 6 来古冰湖下湖湖面浮冰(作者2010.7.13野外拍摄) Fig. 6 Photograph of floating ice on Laigu glacial lake No.1(taken by the lead author on July 13, 2010) |
由以上来古冰湖下湖溃决可能性分析得出，冰川滑动瞬间挤压湖水造成溃坝及溃决洪水的可能性极大，因此，本文利用BREACH模型和SMPDBK模型[47~48]模拟了冰体滑动挤压湖水致使湖面瞬间抬升从而漫过坝体导致溃坝时的溃口处洪峰流量和下游洪水演进过程。
(1)溃口处洪峰流量模拟
在运行BREACH模型时[47]，将溃坝类型设置为漫顶溃坝。根据来古下湖深度(最深处204 m)及冰舌处冰面高度(高出湖面约60 m)，可推断冰舌处冰川厚度约为264 m。冰川滑动入湖，将湖面抬升，模拟时将这一高度设置为溃决时湖面初始高度。坝体形态数据及出口断面为数字高程模型中提取的数据，湖盆形态数据为利用测深数据建立的湖底地形数据。
图 7显示了运行BREACH模型获得的溃口处洪峰流量曲线。可以看出当冰体瞬时冲入湖体时，湖水将在几分钟内快速涌出。溃口处最大洪峰流量可达57.56×104 m3/s。
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图 7 溃口处洪峰流量曲线图 Fig. 7 Flood peak flow with time at the blast |
(2)下游洪水演进过程
在运行SMPDBK模型时，其洪峰流量为BREACH模型获取的溃口处最大洪峰流量，下游断面为数字高程模型中提取，居民点等状况为实地考察获取的信息。
运行SMPDBK模型[48]，获得下游洪峰演进过程曲线及下游最大洪水深度曲线(图 8)。洪峰到达距离溃口2.9 km处的杨美村时，洪峰流量为54.61×104 m3/s，最大洪水深度14.8 m，洪水面海拔为3923 m，杨美村房屋多位于海拔3937 m处，然其路桥设施及农田则多分布在3923 m以下，因此当地财产安全将受到威胁；到达距离溃口4 km处雅则村时，洪峰流量为48.79×104 m3/s，最大洪水深度为15.2 m，洪水面海拔为3916 m，将破坏沙石公路；到达距离溃口8.5 km、12.0 km和13.4 km的雅卡村、仲巴村和康沙村时，洪峰流量分别为44.51×104 m3/s、40.68×104 m3/s和39.55×104 m3/s，洪水面海拔达3902 m、3895 m和3884 m，最大洪水深度分别为19.0 m、20.5 m和18.4 m。三村道路、村庄和农田将受到破坏；洪水到达距离溃口23.5 km的然乌镇时，洪峰流量依然达31.56×104 m3/s，洪水深度达25 m，然乌镇将被严重破坏。因此，应时刻监测雅弄冰川和来古冰湖状况，做好应对准备。
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图 8 洪峰下游演进过程 Fig. 8 The evolution of flood peak variations at downstream |
通过解译LANDSAT遥感影像，以及野外实地深度测量，本研究获得了1986~2017年来古冰湖的面积和水量变化以及雅弄冰川冰舌的波动状况；通过对坝体的实地考察，分析了引起来古冰湖溃决的可能原因；并利用BREACH模型及SMPDBK模型模拟了冰湖溃决洪水对当地居民的生命和财物安全的危害。具体结论如下：
(1) 1986~2017年，来古冰湖上湖面积和水量波动较小，平均面积和水量分别为1.066±0.051 km2和0.181×108 m3。来古冰湖下湖呈现面积持续扩张、水量持续增加的趋势，面积由1986年的1.151±0.070 km2扩张至2017年的3.148±0.097 km2，年平均扩张速率达0.064±0.005 km2/a；水量由1986年的0.645×108 m3增加至2017年的2.143×108 m3，年均增长率为0.048×108 m3/a。面积和水量均呈现先快速上升(1986~1994年)后稍缓慢上升的趋势(1994~2017年)。雅弄冰川在1986~2017年南北两侧分别后退了2.18 km和1.48 km，然而，该冰川被压实的中北部在2005~2013年几无后退，但2013~2017年突然向前推进，可能是其向前跃动的重要信号。
(2) 在没有突发状况的情况下，仅以目前来古冰湖面积和水量的波动看，其在近期内溃决的可能性不大。然而，来古冰湖上湖存在由于上游冰湖溃决、大量物质冲入湖体而导致坝体垮塌的风险；来古冰湖下湖存在由于冰塔倒入冰湖形成瞬时涌波冲击坝体、浮冰或出口处泥石流堵塞湖口水位升高漫过坝体以及冰川冲入湖体等造成溃决的风险，并且，雅弄冰川在2013~2017年释放的前进信号使得冰川滑动入湖从而造成溃决的风险大大提升。
(3) 利用BREACH模型及SMPDBK模型，对冰川突然滑动入湖造成湖面瞬时抬升从而发生溃决洪水的情况进行估算得知，当湖水受冰体挤压瞬时溃出时，溃口处洪峰流量最大可达57.56×104 m3/s.溃决洪水到达杨美村、雅则村、雅卡村、仲巴村和康沙村时，洪峰流量分别为54.61×104 m3/s、48.79×104 m3/s、44.51×104 m3/s、40.68×104 m3/s和39.55×104 m3/s，最大洪水深度分别为14.8 m、15.2 m、19.0 m、20.5 m和18.4 m。虽然杨美村的主体村庄因海拔较高将不受威胁，但其他四村的房屋、农田及道路将受到破坏；洪水到达然乌镇时，洪峰流量依然达31.56×104 m3/s，洪水深度达25 m，然乌镇将被严重破坏。
需要指出的是，因未能获取然乌镇下游河谷形态等数据，本文尚未分析洪水最大的影响范围；并且，因缺少上游湖泊水量数据等，本文仅对雅弄冰川断裂滑动入湖这一情况进行了溃决洪水模拟和危害分析，对其他溃决状况如来古上湖及其上游冰湖同时发生溃决并冲入来古下湖，未进行洪水的估算，这将是未来工作的重点。
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2 University Cooperation of Polar Research, Beijing 100101;
3 Key Laboratory of Tibetan Environment Changes and Land Surface Processes, Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101;
4 CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth System, Beijing 100101)
Abstract
Glacial lake outburst flood (GLOF) is one of the major disasters in glaciated regions. The GLOF risk is increasing due to glacier retreat and expansion of glacier lake surface area under global warming. There are plenty of glacial lakes in southeast Tibetan Plateau (TP) where frequent GLOF events were observed over the past several decades. The Laigu glacial lake (29°18.5'N, 96°50'E) is located on the upstream of Ranwu Town with dense population. Therefore, it is of importance to monitor this lake and evaluate the GLOF risk as the lake may provide threat to the local people. In this study, we found that the area of Laigu lake No.1 is expending continuously from 1.151±0.070 km2 in 1986 to 3.148±0.097 km2 in 2017, while surface area of the Lake No.2 had no significant variation, based on LANDSAT images achieved in 1986, 1990, 1994, 1997, 2000, 2003, 2005, 2011, 2013 and 2017. The lake No.1 water storage was calculated based on bathymetric data and lake area. The results showed that the water storage increased from 64.5×106 m3 in 1986 to 214.3×106 m3 in 2017 at a rate of 48.0×106 m3/a. Yarlung glacier which related to Laigu lake No.1 retreated continuously in 1986~2013 while advanced suddenly in 2013~2017. The lake No.1 glacier surging may create a high possibility of the GLOF risk over the region. The GLOF risk of Laigu glacial lake No.1 was evaluated using BREACH model and SMPDBK model. The results showed the villages located in the valley and the Ranwu town is in serious threat from GLOF.