郭万钦，张震，吴坤鹏，刘时银，，上官冬辉，许君利，蒋宗立，王欣6，

（1.中国科学院西北生态环境资源研究院冰冻圈科学国家重点实验室，甘肃 兰州 730000；2.安徽理工大学空间信息与测绘工程学院，安徽 淮南 232001；3.云南大学国际河流和生态安全研究院，云南 昆明 650500；4.盐城师范学院苏北农业农村现代化研究院，江苏 盐城 224002；5.湖南科技大学地球科学与空间信息工程学院，湖南 湘潭 411201；6.湖南科技大学资源环境与安全工程学院，湖南 湘潭 411201）

0 引言

冰川跃动是指冰川周期性地在较短时间内发生快速运动的现象［1-2］，具有这一运动特征的冰川被称为“跃动型冰川（surge-type glacier）”［3］或“跃动冰川（surging glacier）”［4］。冰川跃动因其强烈的致灾性和快速运动特性，早期被学者们称为“灾难性的前进（catastrophic advance）”或“飞奔的冰川（galloping glacier）”［5-6］。但由于所有冰川均非以恒定速度运动，而是具有小时到年代甚至百年尺度的变化，因此对跃动冰川的严格定义目前还很难做到［7-9］。

冰川跃动是冰川动力过程复杂性的集中体现［10-11］，其研究与物质能量平衡、动力学过程、冰内/冰下热力性质和水文过程、冰川底部结构与形变特征等众多冰川学核心研究课题密切相关，向来受到冰川学者的重视。早在1907年，Tarr就报道了北美阿拉斯加地区数条冰川不寻常的前进现象［12］。随后的时期对阿拉斯加和育空地区的冰川跃动也有零星报道［13-15］。20世纪后半叶特别是1960—1990年期间，国际冰川学研究者开始对跃动冰川进行密集且深入的研究工作，先后开展了全球跃动冰川分布的调查和代表性冰川跃动机理的研究，以1968年加拿大魁北克省St.Hilaire召开的跃动冰川研讨会的众多成果［9］和1980年代的数篇典型文献为代表［16-17］，部分研究还发现东南极冰盖在地质历史时期的跃动可能是引发第四纪冰期的主要原因［18-19］。目前对于跃动冰川分布和冰川跃动机理的大部分认识均形成于这一时期。进入21世纪以来，随着遥感数据的不断丰富，以遥感技术为主要研究方法的跃动冰川研究获得飞速发展，大量研究成果不断涌现。

我国西部喀喇昆仑山、帕米尔高原、昆仑山、天山以及青藏高原其他地区也分布有大量跃动冰川，但我国冰川学研究者早期对跃动冰川关注较少，2015年之前仅对少数几条冰川的跃动进行了研究［20-24］。2015年以来，新疆、西藏等地区多条冰川的跃动引发了严重的灾害事件［25-26］，使冰川跃动这一特殊冰川变化现象引起社会各界的普遍关注，越来越多的中国冰川研究者开始将目光投入到跃动冰川研究中，众多研究成果不断发表［27-44］。

本文通过整理跃动冰川研究的发展脉络，从其分布和灾害效应、鉴别特征与研究方法，以及冰川跃动机理的认识等方面，系统梳理了当前跃动冰川研究的成果，并展望了其未来发展趋势。

1 跃动冰川的分布及其灾害效应

1.1 全球跃动冰川的分布

根据前人的研究成果，全球冰川中约1%为跃动型冰川，并有明显的集群分布特征［45-47］。2015年Sevestre等［47］根据1969—2014年期间发表的文献对全球跃动冰川的分布做了调查，统计出2 317条跃动冰川（包括分支）。相关数据集被RGI全球冰川编目（Randolph Glacier Inventory，RGI）6.0版本收录（分支合并更新后，共计1 343条跃动冰川）［48］。2015年以来部分学者又开展了一些地区跃动冰川的分布调查，并发现了507条未在RGI 6.0中包括的跃动冰川。总体来看，随着遥感技术的发展和跃动冰川研究热度的增加，研究者探测到的世界范围内跃动冰川条数呈现逐年增加的趋势，并可能在未来进一步增加。

图1为世界各地跃动冰川的分布特征。环北极地区（约等同于RGI分区1～10）和亚洲高山区（RGI分区13～15）两个区域为全球最主要的跃动冰川分布区。环北极地区跃动冰川离散分布于阿拉斯加-育空地区、加拿大北极、格陵兰岛、冰岛、斯瓦尔巴群岛和俄罗斯北极等地区。亚洲高山区跃动冰川（图2和表2）集中分布于帕米尔和喀喇昆仑两个区域，青藏高原主体地区和天山山脉也有较多跃动冰川分布。整合最新的调查结果显示，帕米尔地区分布有跃动冰川614条，总面积4 581.4 km2［48］，占区域冰川总面积的44.8%；喀喇昆仑地区有跃动冰川181条，总面积9 853.3 km2［48-49］，占区域冰川总面积的42.8%。

表2 亚洲高山区跃动冰川条数和面积统计Table 2 Number and area of surge-type glaciers in different regions over high mountain Asia

图1 全球跃动冰川分布（编号代表区域见表1）Fig.1 The distribution of world’s surge-type glaciers（region codes see Table 1）

图2 亚洲高山区跃动冰川分布（冰川数据来源于RGI 6.0；编号代表区域见表2）Fig.2 The distribution of surge-type glaciers over high mountain Asia（glacier data from RGI 6.0；region codes see Table 2）

现有研究显示我国境内跃动冰川共146条，总面积6 164.7 km2，占我国冰川总面积的11.9%。其中，我国境内东帕米尔高原有跃动冰川35条［48］，喀喇昆仑山有跃动冰川31条［48-49］，西昆仑山有跃动冰川30条［32，48-49］。

表1 全球跃动冰川条数和面积统计Table 1 Number and area of world’s surge-type glaciers in different regions

1.2 跃动冰川分布的控制因素

20世纪初的研究者认为冰川跃动由临近时期地震导致［12］。但后期研究者经过详细对比，认为冰川跃动与地震等构造活动并无直接关联，与气候变化等外界条件也不直接相关［1，47，55］，各种地质和气候背景下各类冰川都可能成为跃动冰川［4，56］。冰岛的跃动冰川研究进一步证明冰川跃动与火山活动及地震活动无关［57］，并且下伏基岩和沉积物的特性（渗水性、硬度、地热通量等）与跃动冰川的分布也没有显著关联［58］。

但后期的一些研究发现，某些特定环境中的冰川更倾向于成为跃动冰川。首先，从地质条件来看，在全球尺度上Paterson［6］认为跃动冰川主要分布于一些形成年代较新且侵蚀强烈的山脉。Post在北美地区的调查认为部分跃动冰川的分布与构造断裂有一定的联系，同时可能与下伏岩层特殊的粗糙度或渗水特性有关［4］。Jiskoot等［46，59］对斯瓦尔巴群岛跃动冰川的分析显示，坐落于渗透性较强的页岩、泥岩等细粒软弱沉积岩层上的冰川更易成为跃动冰川，同时也发现跃动冰川倾向于分布在泥盆纪以后较年轻的岩层上。此外，Crompton等［11］认为加拿大育空地区冰川基底岩石中等强度的断裂和破碎化也有可能是跃动冰川分布的一个控制因素。其次，从冰川自身特征来看，无论是温冰川（temperate glacier）还是多温冰川（poly-thermal glacier），较长的冰川和面积较大的冰川成为跃动冰川的可能性明显高于长度较短和面积较小的冰川［46-47，58，60-61］，同时形态复杂的冰川［46，61-62］、崩解冰川（calving glacier）［46］及厚层表碛覆盖的冰川［61］更易于成为跃动冰川。对于亚极地冰川来说，斯瓦尔巴地区位于沉积岩层之上的多温型冰川更倾向于是跃动冰川［59］。

跃动冰川与地形要素间没有比较统一的联系。Jiskoot等［46，59］的分析结果显示斯瓦尔巴地区具有较陡坡度的冰川更可能成为跃动冰川。但其他多数评估结果显示，较平缓的冰川更易成为跃动冰川［58，60，62］。冰岛地区仅有少数位于坚硬基岩上的跃动冰川具有较大的坡度［58］。冰川朝向方面，斯瓦尔巴地区朝东（包括东北和东南）的冰川成为跃动冰川的概率更高［46，59］，但喀喇昆仑地区的跃动冰川一般朝向北、西北和朝南［61］。此外，海拔区间跨度较大的冰川成为跃动冰川的潜力也更高［59］，但也具有较大的地区差异［47］。

跃动冰川分布与气候条件间的关系也呈现出非常复杂的特点。降水充沛、冰川积累率高的地区可发育跃动冰川，如冰岛东南部海岸［58］，同时降水稀少地区也有跃动冰川分布，如加拿大北极Ellesmere岛［63］、格陵兰岛北部［64］、冰岛西北部半岛［58］、青藏高原内部［24］等地区。2015年Sevestre和Benn根据当时对全球跃动分布的认识，利用Maxent生态学分析模型结合焓循环理论（Enthalpy Cycle Model）对跃动冰川分布与气候条件和冰川形态特征间的关系进行了分析［47］，较合理地揭示了跃动冰川分布与气候条件间的复杂关系。其研究结果认为，稳定冰川中焓的收支处于平衡，并倾向于发育在冷干和湿热的环境，其中冷干地区的稳定冰川因较薄且流动缓慢因而热传导更为有效，湿热环境中冰川的热量可通过大量的融水散放，而位于两者之间的冰川因热量和融水排泄不畅，易于形成跃动冰川。

总体而言，目前跃动冰川分布比较确定的控制因素有冰川基底岩性、长度和面积及形态复杂度等冰川自身特性，以及冰川的温度性质等。然而，已有多数研究是从统计角度探寻跃动冰川分布与环境控制因素间的联系，但此类联系多存在较大区域差异，还较难圆满解释世界不同跃动冰川分布区环境条件的巨大差异。

1.3 冰川跃动与冰川灾害

冰川跃动与多种冰川灾害事件紧密关联，从成灾原因上可分为跃动冰体直接引起的灾害以及与其关联的其他次生灾害类型。较完整的已知冰川跃动灾害事件列表参见文献［8］。

跃动冰体直接造成的灾害包括冰川突然前进及由其引发的冰崩对下游地区生态、牧场、牲畜和道路桥梁等基础设施的破坏，甚至造成人员生命的损失。藏东南地区南伽巴瓦峰西坡的则隆弄冰川1950年以来多次跃动引发冰崩，其中1950年的冰崩体翻越侧碛垄掩埋了下游直白村，导致97人死亡［21］；2015年新疆公格尔九别峰北坡的克拉牙依拉克冰川发生跃动，跃动冰体翻越西北侧的侧碛垄，毁坏数间牧民房屋［25］；2016年西藏阿里地区阿汝错流域两条冰川因跃动导致冰崩，致使大量牲畜被埋，9名牧民死亡［26］；同年阿尼玛卿山西坡的一条冰川也因跃动引发冰崩灾害，并且是其2000年以来第三次因跃动导致的冰崩［65］。

冰川跃动引起的次生灾害包括由冰川跃动引发的冰川堰塞湖和末端冰碛湖的溃决洪水及冰川泥石流灾害等。此类灾害中危害严重的典型案例有藏东南岗日嘎布地区的米堆冰川1988年跃动导致下游光谢错溃决形成的灾害，造成5人死亡，下游川藏公路24 km路段被冲毁［21］。2002年高加索地区Kolka冰川的跃动也引发了严重的冰川泥石流灾害，下游Nizhnii Karmadon镇完全被冲毁，100余位居民死亡［66］。冰川跃动形成堰塞湖引发溃决洪水灾害的典型案例有帕米尔Medvezhiy冰川跃动导致的下游河谷阻塞湖溃决灾害［67］和叶尔羌河上游克亚吉尔冰川跃动阻塞克勒青河谷形成的堰塞湖逐年溃决洪水灾害［23］等，虽然发生频率较高，但较易预测且危害相对较小。

2 冰川跃动的鉴别特征

跃动冰川表面可被分为积蓄区（reservoir area）和接收区（receiving area）两个部分，其发展过程也可被分为跃动阶（surge/active phase）和恢复阶（quiescent phase）两个阶段［1，68］。跃动冰川与普通冰川的外在区分标志就在于其在恢复阶和跃动阶两个阶段冰川积蓄区和接收区表面形态特征、运动速度和表面高程的变化，以及在地貌学、沉积学等其他特征上的差异。

2.1 跃动冰川的形态变化

跃动冰川表面特征是指可从单期次的优质遥感影像中判识的静态特征，也是最早被用于跃动冰川调查和编目的标准［4］。这些特征包括冰川中碛垄和表面条带的褶皱弯曲、冰川表面裂隙的强烈发育、冰舌末端的鼓胀膨起和冰川边缘的剪切线等。冰川表面褶皱弯曲由复式山谷冰川分支的周期性差异跃动造成，如喀喇昆仑的Khurdopin冰川［69］［图3（a）］。冰川跃动过程中的快速运动和强烈变形会使冰舌平整区域出现密集裂隙，如西昆仑山北侧5Y641F73冰川［图3（b）］［70］。冰川末端鼓胀膨起由冰川物质从积蓄区到接收区的快速转移和堆积引起，如吉尔吉斯斯坦Lysii冰斗冰川［图3（c）］［71］。冰川边缘剪切线出现于跃动后期，因积蓄区冰面高程下降、残留冰体悬挂于冰川两侧山坡形成，以阿汝错流域冰川2018年跃动在积累区形成的剪切线为极端案例［26，72］［图3（d）］。

图3 遥感可鉴别的跃动冰川典型静态表面特征［（a）～（d）］和动态形态变化特征［（e）～（h）］Fig.3 Typical static surface［（a）～（d）］and dynamic morphological［（e）～（h）］characteristics of surge-type glaciers identifiable through remote sensing

冰川的快速前进使冰川分布范围发生巨大改变，是跃动冰川引起早期研究者关注的最主要原因。如1936—1937年间阿拉斯加Black Rapid冰川短时间内前进了约4.8 km［14］，1927—1950年期间南美洲多条冰川跃动时产生的最大前进距离5 km［73］，喀喇昆仑Kutiàh冰川1953年跃动时末端前进12 km［55］。有记录的最大末端前进距离出现于斯瓦尔巴群岛Bråsvellbreen冰川1936—1938年间的跃动，末端前进达到约20 km［74］。1970s以来研究者基于遥感发现了更多冰川末端快速前进现象。如古里雅冰帽北侧冰川2005—2015年期间跃动造成末端前进650 m［75］［图3（e），3（f）］，莫诺玛哈冰川2009—2016年间跃动末端前进1.45 km，同时冰川面积扩大6.27 km2［36］［图3（g）］。部分冰川跃动期间末端位置无明显变化，但跃动前端也会出现大幅度前进，如喀喇昆仑Hispar冰川2015—2016年跃动时表面跃动前端总计前进约6 km［76］［图3（h）］。由于跃动冰川末端/表面的快速前进是普遍现象，其前进距离一般也在100 m以上，因此利用现有中等以上分辨率（≤30 m）的卫星影像均可基于这些特征判别跃动冰川。

2.2 跃动冰川的运动速度和表面高程变化

跃动冰川还可依据冰川运动速度和表面高程等指标的变化进行判别。其中，冰川跃动前后运动速度的巨大差异在早期是判别跃动冰川的另一个重要依据。普通冰川运动一般表现为冬季慢、夏季快的特征，但差异较小，如冷冰川（cold glacier）和多温型冰川的季节差异一般小于300%［77-78］，温冰川运动速度的年内差异也在90%［79］～150%［80］之间。在年际变化方面，由于气候变暖导致的快速消融厚度减薄，目前普通冰川的运动速度普遍有减缓特征［81-82］。

跃动冰川的运动速度在不同阶段具有101～102量级的差异［1，83-84］。恢复阶初期跃动冰川平均运动速度较低，其冰舌区处于近乎停滞的状态［16］。但跃动阶冰川运动速度大幅提升，如喀喇昆仑Kutiàh冰川1953年跃动时冰川末端的前进速度达到113 m·d-1［13］，冰岛Brúarjökull冰川1963年跃动的末端前进速度＞5 m·h-1［57］。此外，跃动冰川的运动速度一般处于持续演进状态，积蓄区冰川物质积累达到一定阈值后出现相对快速运动的区域，并向下游逐渐推进，直至到达接收区引发大规模跃动［16，24］。

跃动冰川表面高程的变化与普通冰川也有很大差异。全球变暖导致普通冰川普遍减薄［85］，并且减薄幅度一般具有从冰川末端往上逐渐减小的特征［86-87］。恢复阶跃动冰川下部接收区的高程变化与普通冰川类似，但由于跃动时大量裂隙的形成，导致冰舌区强烈消融［如阿尼玛卿山耶合龙冰川，图4（a）和4（c）］。而在冰川上部积蓄区，由于冰川积累区降雪和冰/雪崩的快速补给，冰川物质无法有效排泄，冰面高程大幅抬升、鼓起并以波状向下游迁移［15-16］，冰川不同部位在不同阶段发生先升后降的变化［图4（a）和4（b）］。因此，冰川表面高程的这种变化特征可用于鉴别跃动冰川［88］，同时还可将其作为区分冰川跃动和较长时期正物质平衡引发的冰川前进现象的主要依据［28］。

图4 阿尼玛卿山耶合龙冰川2001年跃动前后冰川表面高程的变化［89］Fig.4 Surface elevation changes of Yehelong Glacier on Anyemaqen Mountain after its recent surge in 2001［89］

2.3 跃动冰川的地貌学和沉积学特征

跃动冰川新近时期的跃动还会形成与普通冰川活动遗迹不同的地貌特征，冰川沉积也与普通冰川有显著区别。国外学者在这一领域开展了大量调查（见文献［90］综述）。按照地貌所在区域，可将跃动冰川地貌分为跃动区外围地貌和跃动冰川底床地貌。其中，跃动冰川外围地貌包括由冰川推挤作用形成的外围冻土或冰碛的错断、褶皱、超覆和弓形条带等地貌［图5（a）］。冰川底床地貌包括底部含冰的蛇形丘、冰川逆冲挤压裂隙造成的脊状冰碛物沉积条带［图5（b）］、跃动冰体或底碛快速刨蚀形成的槽型地貌、冰川底碛的挤推超覆，以及由跃动冰体携带的大量冰碛物堆积形成的丘状沉积地貌。冰川的快速跃动还会造成冰川底部沉积物内部出现复杂层理特征［图5（c）］。值得注意的是，第四纪各个冰期的冰进也会形成类似的地貌和沉积物特征，基于地貌和沉积学的跃动冰川鉴别还需综合各种地貌类型进行。

图5 部分由冰川跃动造成的典型地貌形态和沉积物结构［90］Fig.5 Some of the typical geomorphology and sediment structure formed by glacier surge［90］：thrust-block moraine（a）；crevasse-squeeze ridges（b）；complex till stratigraphy（c）

2.4 冰川跃动的其他特征

冰川跃动除了会出现上述具有代表性的现象外，还有其他一些特征可用于判断冰川是否发生跃动。如基底沉积物丰富的冰川跃动期间其末端一般会排出浑浊的冰内释水，同时大多数冰川跃动时因冰下排水系统的变化会导致末端河流流量发生较大变化，甚至引发下游河流的洪水［17，91］。此外，由于跃动后冰舌区强烈破碎导致的冰川加速消融，冰川末端河流的流量会在跃动后几年内有较大幅度的增加，如冰岛Tungnaárjökull和Dyngjujökull两条冰川下游河流的流量在跃动后增加了30%［58］。

3 跃动冰川的研究方法

3.1 遥感冰川跃动表面过程研究

相对于其他类型冰川的表面变化，跃动冰川在发展过程中表面特征变化非常剧烈，更易于用遥感方法探测。因此近年来对于跃动冰川的大部分研究均以基于遥感冰川表面运动速度、高程和裂隙等的演化过程为主要研究内容［92-94］。遥感技术曾经且目前仍然是应用最为广泛的跃动冰川研究方法。

对冰川跃动过程中表面运动速度的遥感研究目前有影像相关特征追踪（Cross-Corelation Feature Tracking）和合成孔径雷达（Synthetic Aperture Radar，即SAR）影像干涉测量（SAR Interferometry，即InSAR）两种方法。其中，遥感影像相关特征追踪法是目前应用最为普遍的冰川运动速度监测方法，被广泛用于山地冰川和极地冰盖运动速度的研究中［95-97］。基于InSAR的冰川运动速度提取虽然因其能够达到厘米级精度［98］而同样得到广泛应用［99-101］，但冰川跃动期间冰川表面的快速变化经常导致SAR影像间失相干而无法有效提取运动速度［102］，因此很多基于SAR影像的运动速度提取也是采用影像特征追踪方法进行［103-104］。

跃动冰川表面高程变化研究主要是利用冰川区数字高程模型（Digital Elevation Model，即DEM）进行。基于遥感的DEM提取目前主要有两种方法，即立体遥感摄影测量和SAR影像干涉测量，其中遥感立体摄影测量是冰川表面高程及其变化研究领域应用最早也是最为成熟的研究方法［105-107］。其他冰面高程测量方法有星载和机载激光测量方法等［108-109］，但因空间覆盖范围有限或成本较高而相对应用较少。光学遥感影像冰川表面高程提取方法的主要局限是积雪覆盖区特别是冰川积累区影像的过饱和会导致表面高程无法提取［107，110］，但类似

ASTER（Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer）等具备低冰雪反射率的近红外多角度波段或光谱增益可调的卫星传感器可部分避免这一问题，因此被较多地应用于冰川跃动过程中表面高程的变化研究中［37-38，75，111］。

基于InSAR的DEM提取也是目前应用非常广泛的一种冰面高程及其变化研究方法［99，112］，以2000年美国SRTM（Shuttle Radar Topography Mission）数据［113］的广泛应用为典型代表。但由于微波对冰雪具有较难测算的穿透性［114］，并且因用于微波干涉的SAR像对间通常有一定时间间隔，而由冰川跃动期间冰面快速变化引起的失相干也会导致DEM无法正常提取，对InSAR DEM提取在跃动冰川研究中的应用带来较大限制，仅有类似TanDEM-X/TerraSAR-X的成对卫星获取的同时相SAR影像可用于提取冰川跃动期间不同阶段的冰面高程［36-37，111，115-117］。

3.2 跃动冰川的野外观测

冰川跃动的形成和演化特征主要取决于冰川内部和底床特性，并且冰川跃动过程具有极为显著的时空差异。而对跃动冰川冰下和冰内结构与详细变化过程等方面认识的不足是导致冰川学界目前仍然对冰川跃动机理认识不足的主要原因［118］。遥感冰川跃动监测方法的最大不足就是仅能探测到冰川表面的变化，同时其揭示的冰川跃动过程受时空分辨率及几何精度的限制，时空细节极为缺乏。与之相比，野外观测可以记录冰川跃动逐日乃至小时尺度上的精确变化过程，同时还可通过钻孔和其他探地学方法对冰川的内部特性进行测量，是冰川跃动机理研究必不可少的数据获取方法。

现有野外观测已获取的冰川跃动过程数据包括末端位置和水文变化、冰川表面消融、冰面高程和运动速度、冰川内部温度和变形特征，以及冰川底碛特性、分布和变形特征等。冰岛地区从1950s末期就开始对跃动冰川末端变化进行野外观测［58］。1970s以来，部分研究者在少数冰川上开展了钻探工作，揭示了跃动冰川底碛的特性［83，118］、温度变化［119］和跃动前后冰下水力系统发生的快速转换［17，120-121］等，为冰川跃动机理的研究提供了重要的冰川内部过程数据。

但与普通冰川类似，跃动冰川的野外观测仍然面临较多困难。一方面冰川通常处于交通不便、人迹罕至的地区，普通的冰川跃动事件很难被及时发现，同时跃动阶冰川表面因强烈破碎而很难进入，冰川跃动过程的野外现场监测困难。另一方面，跃动冰川冰内和冰下的结构与变化过程的复杂度高于普通冰川，少数钻孔、冰洞等方式所揭示少数点位上冰川特性的代表性受到怀疑［83］。野外冰川观测向来成本高昂，而跃动冰川本身的复杂性使其对冰川冰内和冰下特征探测强度的要求高于普通冰川，需要更多人力、仪器设备和科研经费的投入。

3.3 冰川跃动的模拟

近年来部分研究者基于有限的观测资料和假设提出了一些冰川跃动模型，如基于冰川在硬基底滑动假设的模型［122］和基于区块断裂滑移假设的模型［123-124］，但特定的假设条件使这些模型的应用受到限制。Clarke和Hambrey提出了一种基于结构冰川学的跃动冰川演化模型［125］，仅以冰川内外结构的演化为模拟目标而不参考任何已知冰川跃动机理，因此有望成为能够模拟不同跃动冰川完整演化过程的基本模型。但近30个模型参数使该模型复杂程度过高，且部分重要参数取值的不确定性也使其在现阶段的应用受到限制。此外，Benn等［126］从跃动冰川不同发展阶段热量收支角度出发，提出了一种基于焓（enthalpy）理论的概念模型，有望从能量收支角度解释冰川跃动的发展过程，但目前还基本处于理论阶段，其实际应用还有待进一步发展。

4 对冰川跃动机理和周期性的现有认识

4.1 已知冰川跃动物理机制及其不足

冰川跃动期间的快速运动无法用冰川冰的蠕变来解释，而必然包括冰川底部的滑动［83］。研究者在20世纪后期的研究中，逐渐总结出冰川跃动的两种不同引发机制，即水力学机制和热力学机制。Kamb等［17］在1982—1983年阿拉斯加Variegated冰川跃动期间，通过钻孔倾斜测量获知，底床滑动在该冰川跃动期间占总体运动速度的95%；同时对钻孔中水位的测量显示钻孔水位的高低与跃动速度密切关联，即高水位对应高跃动速率，而低水位则相反，并且末端河流流量的大幅升高伴随着跃动的终止。Kamb等［17］据此提出了冰川跃动的水力学机制，即类似Variegated的温冰川跃动是由冰内/冰下排水系统不畅导致的冰下承压水不断蓄积、对冰川底部产生浮托和润滑作用并产生滑动引发，且随后期高效冰下排水系统的形成和水的排出而停止。这一现象主要在阿拉斯加地区的温冰川中发现，因而具备这一跃动机制的冰川也被称为“阿拉斯加型（Alaska-Type）”跃动冰川［102］。

Clarke等［16］在加拿大育空地区Trapridge冰川1980s跃动期间，通过对14个透底冰孔的温度、水位以及底床岩性的观察发现，冰川底部的压融是导致Trapridge冰川发生跃动的主要控制因子，同时水在冰川基底沉积层的渗透及其对底床温度的影响在跃动的发生发展中具有重要作用。Clarke等［16］据此提出了关于跃动冰川的热力学机制，即极地冰川（polar glacier）和亚极地冰川（subpolar glacier）跃动的发生是因冰川上部积蓄区物质的不断积累使冰川底部达到压融点而发生消融，冰川底部出现滑动，使冰川出现从上往下传递的跃动。具备热力学机制的跃动冰川以北欧斯瓦尔巴群岛的冰川为代表，也被称为“斯瓦尔巴型（Svalbard-Type）”跃动冰川［102］。

然而，较新的一些研究发现，具备上述两种不同跃动机制的冰川在同一地区（如格陵兰岛［127］、喀喇昆仑地区［39］和格拉丹东地区［30］）有同时存在的现象，使这两种基于冰川温度区分的跃动机制面临挑战。此外，部分冰川的跃动是从冰川末端发起［47，128-129］，而非总是在冰川上部。由此可见，冰川跃动可能具有比已有认识更为复杂的物理机制，仅用水力学或热力学机制很难合理解释所有的冰川跃动现象，在具体研究中会面临诸多问题。

4.2 水和底碛对冰川跃动过程的控制作用

水在温冰川或类温性冰川（nearly temperate glacier）的运动中均扮演着重要角色［7-8］。但从外在表现上看，冰内/冰下水的作用主要表现为对冰川跃动的抑制。大多数冰川跃动发生于融水稀少的冬季，而终止于融水充沛的消融季［83，130］，跃动期间推迟的春季甚至可能导致异常强烈的跃动行为，而极热的天气可能导致跃动提前停止［130-131］。另一方面，冰内水的储存是温性冰川跃动发起的一个原因［132］，同时其释放会引起跃动的减速甚至是停止［17，133］。

底碛在冰川跃动中的作用方面，Harrison等［7，118］认为其存在是冰川跃动的必要但不充分条件，即跃动冰川的底部必然存在底碛，反之未必。在早期认知的具备热力学机制的冷冰川的跃动中，压融水在冰川底碛中的渗流和汇聚是跃动发起的主要原因［16］。对于温性冰川，Truffer等［134］通过对Black Rapid冰川透底钻孔的倾斜测量发现，冰川底床处厚约2 m底碛的变形对冰川表面运动速度的贡献达到50%～75%，并可能是引发温性冰川跃动的一个关键因素。

然而，现有对水和底碛在冰川跃动中作用的认识仅是基于极少数冰川的野外观测获知，更详细的作用过程和变化机理还需要更多的野外测量和具备严格物理机制的模型模拟来进一步揭示。

4.3 跃动冰川的周期性

冰川跃动的一个显著特征是其周期性。冰川跃动周期长度差异巨大，如帕米尔Medvezhiy冰川具有10～15年的短周期［135-136］，北极Ellesmere岛Otto Fiord冰川的周期约为50年［63］。冰岛地区跃动冰川的周期从数年到数百年不等，并且一些冰川的跃动周期具有显著的变化，如Breiðamerkurjökull冰川1794—1969年间11次跃动的周期从6～38年不等，Skeiðarárjökull西支冰川1787—1991年4次跃动的周期为25～118年［58］。

跃动冰川跃动阶的长度也差异巨大。青藏高原木孜塔格峰鱼鳞川冰川的跃动阶时长约为1年［24］。冰岛冰川跃动阶一般为2～3年，其中冰川末端发生前进一般是在2～3个月内完成，但硬基底跃动冰川末端的前进会持续5～6年时间［58］。而格陵兰岛Storstrømmen冰川的跃动阶长度则达到了10年［137］。跃动造成的冰川表面变化在末端停止前进后数年内还会发生，如积累区高程的降低和裂隙的形成等［58］。此外，同一区域的跃动冰川其跃动的发生也并不同步，如阿拉斯加Black Rapid冰川于1936—1937年发生跃动，而与其相邻的Susitna冰川的跃动则发生于1953年［138］。

5 我国学者的跃动冰川研究

我国对冰川跃动的研究有约50年的历史，可分为2000年之前、2000—2011年和2012年以后三个阶段。2012年之前我国冰川学者对跃动冰川的关注较少。2000年之前的研究以野外调查为主，如1974—1975年为解决巴基斯坦境内巴托拉冰川前进对中巴公路建设的威胁，中国冰川学家通过地貌调查、文献记述和当地居民走访，开展了巴托拉冰川和帕尔提巴尔冰川的进退历史的研究［20］，并成功预测了两条冰川可能的前进幅度和致灾性［139-140］。1982年张文敬对藏东南南迦巴瓦峰和米堆冰川的跃动与灾害开展了实地调查和致灾过程研究［21，141］。2000—2011年期间，中国冰川学研究者开始以遥感为主要研究方法，但对跃动冰川的研究以现象报道为主，如对长江源和黄河源地区数条冰川［142］、喀喇昆仑山音苏盖提冰川［143］与克勒青河谷多条冰川［22-23，144］的前进和跃动现象的报道。

2012年以后我国跃动冰川研究进入快速发展阶段，研究者开始关注冰川跃动过程，开展了更大范围的跃动冰川调查，并逐步开始基于遥感分析结果对冰川跃动的可能机制进行分析。如郭万钦等［24，97］通过利用遥感方法，获取了木孜塔格北坡鱼鳞川冰川2008—2009年跃动中冰川末端、表面运动速度和冰面裂隙的变化过程；Shangguan等［25］、李均立等［40］、张震等［41］和Lv等［42］研究了帕米尔高原克拉牙依拉克冰川跃动中运动速度和表面高程的变化；Guo等［35-36］采用类似方法研究了喀喇昆仑山Hispar冰川［35］和中昆仑山莫诺玛哈冰川［36］的跃动过程。Lv等［28］进一步提出了用末端位置、运动速度和表面高程的不同变化模式鉴别跃动冰川和前进冰川的方法。部分研究者利用遥感开展了区域性的跃动冰川动态调查，如西昆仑地区［32］、喀喇昆仑地区洪扎河谷［39］、格拉丹东地区［30，34，53］、祁连山团结峰地区［31］、帕米尔高原东部Kingata山地区［27］等。更大区域尺度上，Lv等［44］主要基于公开DEM数据提取的高程变化编制了亚洲高山区跃动冰川的数据集。

随着研究的不断深入，部分中国研究者开始利用遥感研究结果，基于已知的冰川跃动机制，对冰川跃动的机理进行初步分析。如Jiang等［43］对喀喇昆仑山Rimo冰川2018/2019年跃动研究认为该冰川跃动是由热力控制过渡到热力-水力联合控制的结果；Wu等［39］对喀喇昆仑山洪扎河流域七条跃动冰川研究发现，同一流域热力控制的跃动冰川与水文控制的跃动冰川共存；Gao等［30］对长江源格拉丹东地区11条跃动冰川研究认为，该地区冰川跃动是多因素联合控制的结果。

总体而言，2012年以来中国研究者的跃动冰川研究与当前国际主流跃动冰川研究方法类似，即主要利用遥感方法进行，同时仍有较多的研究还停留在事件报道方面，对冰川跃动过程的研究不够深入。在冰川跃动机理方面，表现为以贴合已知的热力学和水力学机制为主要分析途径，更底层的机理分析基本缺失。在跃动冰川的野外观测方面目前已发表的成果较少，部分研究者针对公格尔九别峰克拉亚伊拉克冰川的跃动开展了野外无人机和三维激光雷达研究［40，145］。未来我国学者需要进一步挖掘遥感技术的潜力，深入揭示不同冰川跃动过程的详细特征，为跃动机理的分析提供详实数据，同时大幅加强跃动冰川的野外观测，并以其为基础开展更底层的跃动机理研究。

6 未来跃动冰川研究展望

早在1968年加拿大St.Hilaire召开的跃动冰川研讨会上，国际跃动冰川研究主要奠基人Mark F.Meier就指出跃动冰川研究中需要回答的几个问题［9］：（1）跃动冰川的温度状况；（2）跃动冰川和普通冰川之间是否有连续的谱带；（3）跃动冰川的周期性与物质平衡和气候历史的关系；（4）水和冰床粗糙度在冰川跃动中的作用。但这些问题目前仍未获得完整解答，仍然会是未来跃动冰川的主要研究内容。同时，随着近年来跃动冰川相关灾害事件发生频率的不断增加，如何使跃动冰川的研究更有效地服务于未来相关灾害的防治，也应成为当前跃动冰川研究的核心目标。

6.1 跃动冰川与普通冰川的差异

冰川跃动属于冰川流动不稳定性的一种外在表现。但冰川流动不稳定性可能具有小时、日、月、季、年及年代际变化等一系列连续的带谱［83，146-148］。一些冰川会显示出较明显的、但不足以使冰川产生跃动的年际运动速度波动［149］，而部分冰川（如育空地区的Trapridge冰川）会发生被称为“慢速跃动（slow surge）”的长达20年的冰川运动速度波动［8，150］。另一方面，部分学者推测跃动冰川可能是处于普通冰川和快速流动冰川之间的一种过渡类型［62］。普通冰川较低的物质积累速率只能让冰川维持低速流动，快速流动冰川普遍具有充沛的物质供给使其能够以高速率流动，而跃动冰川的物质积累足以形成较快但无法维持的流动速率，因而只能以周期性的快速流动维持物质的平衡［151］。

由此可见，跃动冰川的特殊运动模式有可能只是不同冰川连续谱系中特定谱段的具体表现。但受高精度和高时空分辨率冰川观测结果仍然较少的限制，现有冰川学研究在冰川分类方面还具有绝对性，对跃动冰川与普通冰川的区分也过于极端。随着未来遥感冰川变化监测时空分辨率的不断提高和各类野外冰川观测资料的日益丰富，对冰川不同谱系的研究可能会获得突破，现有认知中跃动冰川和普通冰川运动特征的差异及其形成原因也有望从更高维度上获得全新认识，同时也为解决冰川跃动这一难题提供全新的系统性思维范式。

6.2 冰川跃动与气候变化的关系

虽然气候变化不是触发冰川跃动的原因，但早期的研究显示气候变化对冰川跃动的发生频率和幅度有一定影响［84］。气候条件主要通过影响跃动冰川积蓄区物质积累速率而对跃动周期具有决定作用［131，152］。近期的研究还证明气候变化对冰川跃动周期和活动特性具有显著影响，如育空地区Lowell冰川1945—2010年间5次跃动间的间隔因气候变暖而不断缩短，同时跃动范围和距离也大幅减小［153］。加拿大St.Elias山脉Donjek冰川在1935—2016年间虽然以较固定的12年周期发生跃动，但其跃动的范围不断缩小［154］。部分冰川的跃动则会因为气候变暖导致的物质平衡变化而完全停止［155-157］。另一方面，受气候变暖下冰川厚度和内部热力状态改变的影响，部分普通冰川的动力过程会转变为以跃动的方式进行［72，158］，或者导致跃动冰川发生跃动的频率增加［159］。

据此可推知，在未来气候持续变暖情景下，部分已知跃动冰川的跃动可能会减缓或停止，而某些普通冰川的运动模式也可能会向跃动方式转变，同时部分新形成跃动冰川的跃动可能导致严重灾害。但受当前冰川跃动机理认识不足的影响，目前这些转变，特别是新跃动冰川的出现以及可能灾害的发生还完全无法预料。因此，继续加强气候变化对跃动冰川形成与演变过程的影响研究，同时通过开展持续监测来实时了解冰川变化的动态和趋势，是未来深入理解这些转变的内在机制、精准防范新生跃动冰川灾害不可或缺的途径。

6.3 跃动冰川的强化观测与机理研究

受野外观测难度和成本的限制，现有大多数跃动冰川研究均以遥感为主要数据获取方法来开展，在跃动机理方面也均是基于遥感反演的冰川表面变化特征，依据已有机理认识做推测性研究。但纯遥感方法一方面受时空分辨率和辐射分辨率的限制而精度有限，另一方面主流遥感方法仅能监测冰川表面变化过程，而无法探测冰内和冰下过程以及末端水文状况等，很难使冰川跃动机制研究获得突破性进展。

随着野外观测技术的不断发展和新型观测手段的不断出现，寻找可替代传统野外冰川观测方法，综合应用各类新式空基、地基观测技术，实现冰川表面和内部变化过程数据在点、线、面等多重尺度上的连续、高精度、低成本采集，获取更多冰川跃动前后的冰内和冰下过程等关键数据，是未来深入开展冰川跃动机理研究的必由途径。其中，重点需要突破不同冰川温度特性、不同冰内/冰下水赋存状态以及不同冰下底碛分布、厚度和变形参数等在冰川跃动形成和发展中所起的作用，更全面地理解冰川温度变化、冰内/冰下水文过程、冰下底碛的结构与变形等在跃动冰川形成与演变中的综合作用机理。这是建立更具系统性的统一冰川跃动理论必不可少的前提条件，也是未来跃动冰川研究需要重点突破的课题之一。

6.4 冰川跃动的模拟与预测

跃动冰川与诸多冰川灾害紧密关联，对冰川跃动的有效预测对相关灾害的防治具有重要实践指导意义。目前在冰川跃动机理认识方面的不足和野外实测数据的缺乏难以支撑具有严格物理意义的冰川跃动模型的建立，因此尚未形成成熟的模型，已有模型也多停留在理论阶段，在实际冰川跃动预测方面的应用基本空白。在利用强化跃动冰川观测获得系统性冰川跃动机制认知的前提下，建立仅需要较少输入参数，能够准确恢复和预测冰川跃动事件的普适性冰川跃动模型，对实现冰川跃动相关灾害预测预防具有重要意义。另一方面，通过遥感和野外观测获得跃动冰川表面变化过程及相关灾害发生发展的一般规律。在此基础上，以日益丰富的多源遥感数据为主要依据，通过连续的冰川监测和表面动态反演，建立冰川跃动及潜在危害的遥感预报和预警系统，也可为未来冰川跃动相关灾害的防治提供重要参考依据。

7 结论

（1）现有研究表明全球跃动冰川总计约1 850条，主要分布于环北极地区和亚洲高山区，其中亚洲高山区的跃动冰川主要集中分布于帕米尔高原、喀喇昆仑山和西昆仑山地区。我国西部是亚洲高山区跃动冰川分布区之一。近年来与冰川跃动相关的灾害事件发生频率不断增加，跃动冰川成为当前国际国内冰川学研究的热点。

（2）已有研究表明冰川基底岩性、冰川形态特征和冰川温度特性等对跃动冰川的形成和分布具有一定控制作用。长度较长、面积较大和形态较复杂的冰川成为跃动冰川的可能性更大，同时跃动冰川一般分布于形成年代较新且较易侵蚀的软弱岩层之上。但现有对跃动冰川分布控制因素的认识还较难对世界各地跃动冰川所在环境的巨大的差异做出完整和统一的解释。

（3）对跃动冰川的遥感鉴别方法目前已较为成熟，可通过冰川表面的特殊形态标志以及跃动前后冰川末端位置、表面运动速度和高程的变化，以及跃动形成的特殊地貌和沉积学证据等进行辨识。但目前基于冰川温度特性区分的热力学和水力学两种冰川跃动机理还有较大不足，出现了同一地区具备不同跃动机制的冰川共存和无法解释部分冰川跃动发起于冰川下部等问题。已有研究表明冰川内部水和冰下底碛在跃动冰川的形成和发育过程中具有重要作用，但受观测资料限制，对具体作用机制的认识还较为有限。

（4）当前主要基于遥感技术的跃动冰川研究存在表面特征研究过多、机理研究不足的缺点。未来跃动冰川研究需要深入剖析造成跃动冰川与普通冰川间差异运动方式的内在原因，重点关注气候变化对冰川跃动形成和发育的影响特别是新形成跃动冰川的监测。同时应综合星、空、地各类冰川观测方法，加强对跃动冰川冰内和冰下参数及其在不同阶段演变特征的野外观测，以期形成能够完整解释不同类型冰川跃动过程、更具系统性的冰川跃动机理认识。此外，需着重发展能够有效模拟和预测跃动冰川形成和演化过程的冰川跃动模型，为冰川跃动相关灾害的预测预防提供科学参考和实践指导。