躍動冰川研究進展

郭萬欽，張震，吳坤鵬，劉時銀，，上官冬輝，許君利，蔣宗立，王欣6，

（1.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；2.安徽理工大學空間信息與測繪工程學院，安徽 淮南 232001；3.云南大學國際河流和生態安全研究院，云南 昆明 650500；4.鹽城師范學院蘇北農業農村現代化研究院，江蘇 鹽城 224002；5.湖南科技大學地球科學與空間信息工程學院，湖南 湘潭 411201；6.湖南科技大學資源環境與安全工程學院，湖南 湘潭 411201）

0 引言

冰川躍動是指冰川周期性地在較短時間內發生快速運動的現象［1-2］，具有這一運動特征的冰川被稱為“躍動型冰川（surge-type glacier）”［3］或“躍動冰川（surging glacier）”［4］。冰川躍動因其強烈的致災性和快速運動特性，早期被學者們稱為“災難性的前進（catastrophic advance）”或“飛奔的冰川（galloping glacier）”［5-6］。但由于所有冰川均非以恒定速度運動，而是具有小時到年代甚至百年尺度的變化，因此對躍動冰川的嚴格定義目前還很難做到［7-9］。

冰川躍動是冰川動力過程復雜性的集中體現［10-11］，其研究與物質能量平衡、動力學過程、冰內/冰下熱力性質和水文過程、冰川底部結構與形變特征等眾多冰川學核心研究課題密切相關，向來受到冰川學者的重視。早在1907年，Tarr就報道了北美阿拉斯加地區數條冰川不尋常的前進現象［12］。隨后的時期對阿拉斯加和育空地區的冰川躍動也有零星報道［13-15］。20世紀后半葉特別是1960—1990年期間，國際冰川學研究者開始對躍動冰川進行密集且深入的研究工作，先后開展了全球躍動冰川分布的調查和代表性冰川躍動機理的研究，以1968年加拿大魁北克省St.Hilaire召開的躍動冰川研討會的眾多成果［9］和1980年代的數篇典型文獻為代表［16-17］，部分研究還發現東南極冰蓋在地質歷史時期的躍動可能是引發第四紀冰期的主要原因［18-19］。目前對于躍動冰川分布和冰川躍動機理的大部分認識均形成于這一時期。進入21世紀以來，隨著遙感數據的不斷豐富，以遙感技術為主要研究方法的躍動冰川研究獲得飛速發展，大量研究成果不斷涌現。

我國西部喀喇昆侖山、帕米爾高原、昆侖山、天山以及青藏高原其他地區也分布有大量躍動冰川，但我國冰川學研究者早期對躍動冰川關注較少，2015年之前僅對少數幾條冰川的躍動進行了研究［20-24］。2015年以來，新疆、西藏等地區多條冰川的躍動引發了嚴重的災害事件［25-26］，使冰川躍動這一特殊冰川變化現象引起社會各界的普遍關注，越來越多的中國冰川研究者開始將目光投入到躍動冰川研究中，眾多研究成果不斷發表［27-44］。

本文通過整理躍動冰川研究的發展脈絡，從其分布和災害效應、鑒別特征與研究方法，以及冰川躍動機理的認識等方面，系統梳理了當前躍動冰川研究的成果，并展望了其未來發展趨勢。

1 躍動冰川的分布及其災害效應

1.1 全球躍動冰川的分布

根據前人的研究成果，全球冰川中約1%為躍動型冰川，并有明顯的集群分布特征［45-47］。2015年Sevestre等［47］根據1969—2014年期間發表的文獻對全球躍動冰川的分布做了調查，統計出2 317條躍動冰川（包括分支）。相關數據集被RGI全球冰川編目（Randolph Glacier Inventory，RGI）6.0版本收錄（分支合并更新后，共計1 343條躍動冰川）［48］。2015年以來部分學者又開展了一些地區躍動冰川的分布調查，并發現了507條未在RGI 6.0中包括的躍動冰川。總體來看，隨著遙感技術的發展和躍動冰川研究熱度的增加，研究者探測到的世界范圍內躍動冰川條數呈現逐年增加的趨勢，并可能在未來進一步增加。

圖1為世界各地躍動冰川的分布特征。環北極地區（約等同于RGI分區1～10）和亞洲高山區（RGI分區13～15）兩個區域為全球最主要的躍動冰川分布區。環北極地區躍動冰川離散分布于阿拉斯加-育空地區、加拿大北極、格陵蘭島、冰島、斯瓦爾巴群島和俄羅斯北極等地區。亞洲高山區躍動冰川（圖2和表2）集中分布于帕米爾和喀喇昆侖兩個區域，青藏高原主體地區和天山山脈也有較多躍動冰川分布。整合最新的調查結果顯示，帕米爾地區分布有躍動冰川614條，總面積4 581.4 km2［48］，占區域冰川總面積的44.8%；喀喇昆侖地區有躍動冰川181條，總面積9 853.3 km2［48-49］，占區域冰川總面積的42.8%。

表2 亞洲高山區躍動冰川條數和面積統計Table 2 Number and area of surge-type glaciers in different regions over high mountain Asia

圖1 全球躍動冰川分布（編號代表區域見表1）Fig.1 The distribution of world’s surge-type glaciers（region codes see Table 1）

圖2 亞洲高山區躍動冰川分布（冰川數據來源于RGI 6.0；編號代表區域見表2）Fig.2 The distribution of surge-type glaciers over high mountain Asia（glacier data from RGI 6.0；region codes see Table 2）

現有研究顯示我國境內躍動冰川共146條，總面積6 164.7 km2，占我國冰川總面積的11.9%。其中，我國境內東帕米爾高原有躍動冰川35條［48］，喀喇昆侖山有躍動冰川31條［48-49］，西昆侖山有躍動冰川30條［32，48-49］。

表1 全球躍動冰川條數和面積統計Table 1 Number and area of world’s surge-type glaciers in different regions

1.2 躍動冰川分布的控制因素

20世紀初的研究者認為冰川躍動由臨近時期地震導致［12］。但后期研究者經過詳細對比，認為冰川躍動與地震等構造活動并無直接關聯，與氣候變化等外界條件也不直接相關［1，47，55］，各種地質和氣候背景下各類冰川都可能成為躍動冰川［4，56］。冰島的躍動冰川研究進一步證明冰川躍動與火山活動及地震活動無關［57］，并且下伏基巖和沉積物的特性（滲水性、硬度、地熱通量等）與躍動冰川的分布也沒有顯著關聯［58］。

但后期的一些研究發現，某些特定環境中的冰川更傾向于成為躍動冰川。首先，從地質條件來看，在全球尺度上Paterson［6］認為躍動冰川主要分布于一些形成年代較新且侵蝕強烈的山脈。Post在北美地區的調查認為部分躍動冰川的分布與構造斷裂有一定的聯系，同時可能與下伏巖層特殊的粗糙度或滲水特性有關［4］。Jiskoot等［46，59］對斯瓦爾巴群島躍動冰川的分析顯示，坐落于滲透性較強的頁巖、泥巖等細粒軟弱沉積巖層上的冰川更易成為躍動冰川，同時也發現躍動冰川傾向于分布在泥盆紀以后較年輕的巖層上。此外，Crompton等［11］認為加拿大育空地區冰川基底巖石中等強度的斷裂和破碎化也有可能是躍動冰川分布的一個控制因素。其次，從冰川自身特征來看，無論是溫冰川（temperate glacier）還是多溫冰川（poly-thermal glacier），較長的冰川和面積較大的冰川成為躍動冰川的可能性明顯高于長度較短和面積較小的冰川［46-47，58，60-61］，同時形態復雜的冰川［46，61-62］、崩解冰川（calving glacier）［46］及厚層表磧覆蓋的冰川［61］更易于成為躍動冰川。對于亞極地冰川來說，斯瓦爾巴地區位于沉積巖層之上的多溫型冰川更傾向于是躍動冰川［59］。

躍動冰川與地形要素間沒有比較統一的聯系。Jiskoot等［46，59］的分析結果顯示斯瓦爾巴地區具有較陡坡度的冰川更可能成為躍動冰川。但其他多數評估結果顯示，較平緩的冰川更易成為躍動冰川［58，60，62］。冰島地區僅有少數位于堅硬基巖上的躍動冰川具有較大的坡度［58］。冰川朝向方面，斯瓦爾巴地區朝東（包括東北和東南）的冰川成為躍動冰川的概率更高［46，59］，但喀喇昆侖地區的躍動冰川一般朝向北、西北和朝南［61］。此外，海拔區間跨度較大的冰川成為躍動冰川的潛力也更高［59］，但也具有較大的地區差異［47］。

躍動冰川分布與氣候條件間的關系也呈現出非常復雜的特點。降水充沛、冰川積累率高的地區可發育躍動冰川，如冰島東南部海岸［58］，同時降水稀少地區也有躍動冰川分布，如加拿大北極Ellesmere島［63］、格陵蘭島北部［64］、冰島西北部半島［58］、青藏高原內部［24］等地區。2015年Sevestre和Benn根據當時對全球躍動分布的認識，利用Maxent生態學分析模型結合焓循環理論（Enthalpy Cycle Model）對躍動冰川分布與氣候條件和冰川形態特征間的關系進行了分析［47］，較合理地揭示了躍動冰川分布與氣候條件間的復雜關系。其研究結果認為，穩定冰川中焓的收支處于平衡，并傾向于發育在冷干和濕熱的環境，其中冷干地區的穩定冰川因較薄且流動緩慢因而熱傳導更為有效，濕熱環境中冰川的熱量可通過大量的融水散放，而位于兩者之間的冰川因熱量和融水排泄不暢，易于形成躍動冰川。

總體而言，目前躍動冰川分布比較確定的控制因素有冰川基底巖性、長度和面積及形態復雜度等冰川自身特性，以及冰川的溫度性質等。然而，已有多數研究是從統計角度探尋躍動冰川分布與環境控制因素間的聯系，但此類聯系多存在較大區域差異，還較難圓滿解釋世界不同躍動冰川分布區環境條件的巨大差異。

1.3 冰川躍動與冰川災害

冰川躍動與多種冰川災害事件緊密關聯，從成災原因上可分為躍動冰體直接引起的災害以及與其關聯的其他次生災害類型。較完整的已知冰川躍動災害事件列表參見文獻［8］。

躍動冰體直接造成的災害包括冰川突然前進及由其引發的冰崩對下游地區生態、牧場、牲畜和道路橋梁等基礎設施的破壞，甚至造成人員生命的損失。藏東南地區南伽巴瓦峰西坡的則隆弄冰川1950年以來多次躍動引發冰崩，其中1950年的冰崩體翻越側磧壟掩埋了下游直白村，導致97人死亡［21］；2015年新疆公格爾九別峰北坡的克拉牙依拉克冰川發生躍動，躍動冰體翻越西北側的側磧壟，毀壞數間牧民房屋［25］；2016年西藏阿里地區阿汝錯流域兩條冰川因躍動導致冰崩，致使大量牲畜被埋，9名牧民死亡［26］；同年阿尼瑪卿山西坡的一條冰川也因躍動引發冰崩災害，并且是其2000年以來第三次因躍動導致的冰崩［65］。

冰川躍動引起的次生災害包括由冰川躍動引發的冰川堰塞湖和末端冰磧湖的潰決洪水及冰川泥石流災害等。此類災害中危害嚴重的典型案例有藏東南崗日嘎布地區的米堆冰川1988年躍動導致下游光謝錯潰決形成的災害，造成5人死亡，下游川藏公路24 km路段被沖毀［21］。2002年高加索地區Kolka冰川的躍動也引發了嚴重的冰川泥石流災害，下游Nizhnii Karmadon鎮完全被沖毀，100余位居民死亡［66］。冰川躍動形成堰塞湖引發潰決洪水災害的典型案例有帕米爾Medvezhiy冰川躍動導致的下游河谷阻塞湖潰決災害［67］和葉爾羌河上游克亞吉爾冰川躍動阻塞克勒青河谷形成的堰塞湖逐年潰決洪水災害［23］等，雖然發生頻率較高，但較易預測且危害相對較小。

2 冰川躍動的鑒別特征

躍動冰川表面可被分為積蓄區（reservoir area）和接收區（receiving area）兩個部分，其發展過程也可被分為躍動階（surge/active phase）和恢復階（quiescent phase）兩個階段［1，68］。躍動冰川與普通冰川的外在區分標志就在于其在恢復階和躍動階兩個階段冰川積蓄區和接收區表面形態特征、運動速度和表面高程的變化，以及在地貌學、沉積學等其他特征上的差異。

2.1 躍動冰川的形態變化

躍動冰川表面特征是指可從單期次的優質遙感影像中判識的靜態特征，也是最早被用于躍動冰川調查和編目的標準［4］。這些特征包括冰川中磧壟和表面條帶的褶皺彎曲、冰川表面裂隙的強烈發育、冰舌末端的鼓脹膨起和冰川邊緣的剪切線等。冰川表面褶皺彎曲由復式山谷冰川分支的周期性差異躍動造成，如喀喇昆侖的Khurdopin冰川［69］［圖3（a）］。冰川躍動過程中的快速運動和強烈變形會使冰舌平整區域出現密集裂隙，如西昆侖山北側5Y641F73冰川［圖3（b）］［70］。冰川末端鼓脹膨起由冰川物質從積蓄區到接收區的快速轉移和堆積引起，如吉爾吉斯斯坦Lysii冰斗冰川［圖3（c）］［71］。冰川邊緣剪切線出現于躍動后期，因積蓄區冰面高程下降、殘留冰體懸掛于冰川兩側山坡形成，以阿汝錯流域冰川2018年躍動在積累區形成的剪切線為極端案例［26，72］［圖3（d）］。

圖3 遙感可鑒別的躍動冰川典型靜態表面特征［（a）～（d）］和動態形態變化特征［（e）～（h）］Fig.3 Typical static surface［（a）～（d）］and dynamic morphological［（e）～（h）］characteristics of surge-type glaciers identifiable through remote sensing

冰川的快速前進使冰川分布范圍發生巨大改變，是躍動冰川引起早期研究者關注的最主要原因。如1936—1937年間阿拉斯加Black Rapid冰川短時間內前進了約4.8 km［14］，1927—1950年期間南美洲多條冰川躍動時產生的最大前進距離5 km［73］，喀喇昆侖Kutiàh冰川1953年躍動時末端前進12 km［55］。有記錄的最大末端前進距離出現于斯瓦爾巴群島Br?svellbreen冰川1936—1938年間的躍動，末端前進達到約20 km［74］。1970s以來研究者基于遙感發現了更多冰川末端快速前進現象。如古里雅冰帽北側冰川2005—2015年期間躍動造成末端前進650 m［75］［圖3（e），3（f）］，莫諾瑪哈冰川2009—2016年間躍動末端前進1.45 km，同時冰川面積擴大6.27 km2［36］［圖3（g）］。部分冰川躍動期間末端位置無明顯變化，但躍動前端也會出現大幅度前進，如喀喇昆侖Hispar冰川2015—2016年躍動時表面躍動前端總計前進約6 km［76］［圖3（h）］。由于躍動冰川末端/表面的快速前進是普遍現象，其前進距離一般也在100 m以上，因此利用現有中等以上分辨率（≤30 m）的衛星影像均可基于這些特征判別躍動冰川。

2.2 躍動冰川的運動速度和表面高程變化

躍動冰川還可依據冰川運動速度和表面高程等指標的變化進行判別。其中，冰川躍動前后運動速度的巨大差異在早期是判別躍動冰川的另一個重要依據。普通冰川運動一般表現為冬季慢、夏季快的特征，但差異較小，如冷冰川（cold glacier）和多溫型冰川的季節差異一般小于300%［77-78］，溫冰川運動速度的年內差異也在90%［79］～150%［80］之間。在年際變化方面，由于氣候變暖導致的快速消融厚度減薄，目前普通冰川的運動速度普遍有減緩特征［81-82］。

躍動冰川的運動速度在不同階段具有101～102量級的差異［1，83-84］。恢復階初期躍動冰川平均運動速度較低，其冰舌區處于近乎停滯的狀態［16］。但躍動階冰川運動速度大幅提升，如喀喇昆侖Kutiàh冰川1953年躍動時冰川末端的前進速度達到113 m·d-1［13］，冰島Brúarj?kull冰川1963年躍動的末端前進速度＞5 m·h-1［57］。此外，躍動冰川的運動速度一般處于持續演進狀態，積蓄區冰川物質積累達到一定閾值后出現相對快速運動的區域，并向下游逐漸推進，直至到達接收區引發大規模躍動［16，24］。

躍動冰川表面高程的變化與普通冰川也有很大差異。全球變暖導致普通冰川普遍減薄［85］，并且減薄幅度一般具有從冰川末端往上逐漸減小的特征［86-87］。恢復階躍動冰川下部接收區的高程變化與普通冰川類似，但由于躍動時大量裂隙的形成，導致冰舌區強烈消融［如阿尼瑪卿山耶合龍冰川，圖4（a）和4（c）］。而在冰川上部積蓄區，由于冰川積累區降雪和冰/雪崩的快速補給，冰川物質無法有效排泄，冰面高程大幅抬升、鼓起并以波狀向下游遷移［15-16］，冰川不同部位在不同階段發生先升后降的變化［圖4（a）和4（b）］。因此，冰川表面高程的這種變化特征可用于鑒別躍動冰川［88］，同時還可將其作為區分冰川躍動和較長時期正物質平衡引發的冰川前進現象的主要依據［28］。

圖4 阿尼瑪卿山耶合龍冰川2001年躍動前后冰川表面高程的變化［89］Fig.4 Surface elevation changes of Yehelong Glacier on Anyemaqen Mountain after its recent surge in 2001［89］

2.3 躍動冰川的地貌學和沉積學特征

躍動冰川新近時期的躍動還會形成與普通冰川活動遺跡不同的地貌特征，冰川沉積也與普通冰川有顯著區別。國外學者在這一領域開展了大量調查（見文獻［90］綜述）。按照地貌所在區域，可將躍動冰川地貌分為躍動區外圍地貌和躍動冰川底床地貌。其中，躍動冰川外圍地貌包括由冰川推擠作用形成的外圍凍土或冰磧的錯斷、褶皺、超覆和弓形條帶等地貌［圖5（a）］。冰川底床地貌包括底部含冰的蛇形丘、冰川逆沖擠壓裂隙造成的脊狀冰磧物沉積條帶［圖5（b）］、躍動冰體或底磧快速刨蝕形成的槽型地貌、冰川底磧的擠推超覆，以及由躍動冰體攜帶的大量冰磧物堆積形成的丘狀沉積地貌。冰川的快速躍動還會造成冰川底部沉積物內部出現復雜層理特征［圖5（c）］。值得注意的是，第四紀各個冰期的冰進也會形成類似的地貌和沉積物特征，基于地貌和沉積學的躍動冰川鑒別還需綜合各種地貌類型進行。

圖5 部分由冰川躍動造成的典型地貌形態和沉積物結構［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 冰川躍動的其他特征

冰川躍動除了會出現上述具有代表性的現象外，還有其他一些特征可用于判斷冰川是否發生躍動。如基底沉積物豐富的冰川躍動期間其末端一般會排出渾濁的冰內釋水，同時大多數冰川躍動時因冰下排水系統的變化會導致末端河流流量發生較大變化，甚至引發下游河流的洪水［17，91］。此外，由于躍動后冰舌區強烈破碎導致的冰川加速消融，冰川末端河流的流量會在躍動后幾年內有較大幅度的增加，如冰島Tungnaárj?kull和Dyngjuj?kull兩條冰川下游河流的流量在躍動后增加了30%［58］。

3 躍動冰川的研究方法

3.1 遙感冰川躍動表面過程研究

相對于其他類型冰川的表面變化，躍動冰川在發展過程中表面特征變化非常劇烈，更易于用遙感方法探測。因此近年來對于躍動冰川的大部分研究均以基于遙感冰川表面運動速度、高程和裂隙等的演化過程為主要研究內容［92-94］。遙感技術曾經且目前仍然是應用最為廣泛的躍動冰川研究方法。

對冰川躍動過程中表面運動速度的遙感研究目前有影像相關特征追蹤（Cross-Corelation Feature Tracking）和合成孔徑雷達（Synthetic Aperture Radar，即SAR）影像干涉測量（SAR Interferometry，即InSAR）兩種方法。其中，遙感影像相關特征追蹤法是目前應用最為普遍的冰川運動速度監測方法，被廣泛用于山地冰川和極地冰蓋運動速度的研究中［95-97］。基于InSAR的冰川運動速度提取雖然因其能夠達到厘米級精度［98］而同樣得到廣泛應用［99-101］，但冰川躍動期間冰川表面的快速變化經常導致SAR影像間失相干而無法有效提取運動速度［102］，因此很多基于SAR影像的運動速度提取也是采用影像特征追蹤方法進行［103-104］。

躍動冰川表面高程變化研究主要是利用冰川區數字高程模型（Digital Elevation Model，即DEM）進行。基于遙感的DEM提取目前主要有兩種方法，即立體遙感攝影測量和SAR影像干涉測量，其中遙感立體攝影測量是冰川表面高程及其變化研究領域應用最早也是最為成熟的研究方法［105-107］。其他冰面高程測量方法有星載和機載激光測量方法等［108-109］，但因空間覆蓋范圍有限或成本較高而相對應用較少。光學遙感影像冰川表面高程提取方法的主要局限是積雪覆蓋區特別是冰川積累區影像的過飽和會導致表面高程無法提取［107，110］，但類似

ASTER（Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer）等具備低冰雪反射率的近紅外多角度波段或光譜增益可調的衛星傳感器可部分避免這一問題，因此被較多地應用于冰川躍動過程中表面高程的變化研究中［37-38，75，111］。

基于InSAR的DEM提取也是目前應用非常廣泛的一種冰面高程及其變化研究方法［99，112］，以2000年美國SRTM（Shuttle Radar Topography Mission）數據［113］的廣泛應用為典型代表。但由于微波對冰雪具有較難測算的穿透性［114］，并且因用于微波干涉的SAR像對間通常有一定時間間隔，而由冰川躍動期間冰面快速變化引起的失相干也會導致DEM無法正常提取，對InSAR DEM提取在躍動冰川研究中的應用帶來較大限制，僅有類似TanDEM-X/TerraSAR-X的成對衛星獲取的同時相SAR影像可用于提取冰川躍動期間不同階段的冰面高程［36-37，111，115-117］。

3.2 躍動冰川的野外觀測

冰川躍動的形成和演化特征主要取決于冰川內部和底床特性，并且冰川躍動過程具有極為顯著的時空差異。而對躍動冰川冰下和冰內結構與詳細變化過程等方面認識的不足是導致冰川學界目前仍然對冰川躍動機理認識不足的主要原因［118］。遙感冰川躍動監測方法的最大不足就是僅能探測到冰川表面的變化，同時其揭示的冰川躍動過程受時空分辨率及幾何精度的限制，時空細節極為缺乏。與之相比，野外觀測可以記錄冰川躍動逐日乃至小時尺度上的精確變化過程，同時還可通過鉆孔和其他探地學方法對冰川的內部特性進行測量，是冰川躍動機理研究必不可少的數據獲取方法。

現有野外觀測已獲取的冰川躍動過程數據包括末端位置和水文變化、冰川表面消融、冰面高程和運動速度、冰川內部溫度和變形特征，以及冰川底磧特性、分布和變形特征等。冰島地區從1950s末期就開始對躍動冰川末端變化進行野外觀測［58］。1970s以來，部分研究者在少數冰川上開展了鉆探工作，揭示了躍動冰川底磧的特性［83，118］、溫度變化［119］和躍動前后冰下水力系統發生的快速轉換［17，120-121］等，為冰川躍動機理的研究提供了重要的冰川內部過程數據。

但與普通冰川類似，躍動冰川的野外觀測仍然面臨較多困難。一方面冰川通常處于交通不便、人跡罕至的地區，普通的冰川躍動事件很難被及時發現，同時躍動階冰川表面因強烈破碎而很難進入，冰川躍動過程的野外現場監測困難。另一方面，躍動冰川冰內和冰下的結構與變化過程的復雜度高于普通冰川，少數鉆孔、冰洞等方式所揭示少數點位上冰川特性的代表性受到懷疑［83］。野外冰川觀測向來成本高昂，而躍動冰川本身的復雜性使其對冰川冰內和冰下特征探測強度的要求高于普通冰川，需要更多人力、儀器設備和科研經費的投入。

3.3 冰川躍動的模擬

近年來部分研究者基于有限的觀測資料和假設提出了一些冰川躍動模型，如基于冰川在硬基底滑動假設的模型［122］和基于區塊斷裂滑移假設的模型［123-124］，但特定的假設條件使這些模型的應用受到限制。Clarke和Hambrey提出了一種基于結構冰川學的躍動冰川演化模型［125］，僅以冰川內外結構的演化為模擬目標而不參考任何已知冰川躍動機理，因此有望成為能夠模擬不同躍動冰川完整演化過程的基本模型。但近30個模型參數使該模型復雜程度過高，且部分重要參數取值的不確定性也使其在現階段的應用受到限制。此外，Benn等［126］從躍動冰川不同發展階段熱量收支角度出發，提出了一種基于焓（enthalpy）理論的概念模型，有望從能量收支角度解釋冰川躍動的發展過程，但目前還基本處于理論階段，其實際應用還有待進一步發展。

4 對冰川躍動機理和周期性的現有認識

4.1 已知冰川躍動物理機制及其不足

冰川躍動期間的快速運動無法用冰川冰的蠕變來解釋，而必然包括冰川底部的滑動［83］。研究者在20世紀后期的研究中，逐漸總結出冰川躍動的兩種不同引發機制，即水力學機制和熱力學機制。Kamb等［17］在1982—1983年阿拉斯加Variegated冰川躍動期間，通過鉆孔傾斜測量獲知，底床滑動在該冰川躍動期間占總體運動速度的95%；同時對鉆孔中水位的測量顯示鉆孔水位的高低與躍動速度密切關聯，即高水位對應高躍動速率，而低水位則相反，并且末端河流流量的大幅升高伴隨著躍動的終止。Kamb等［17］據此提出了冰川躍動的水力學機制，即類似Variegated的溫冰川躍動是由冰內/冰下排水系統不暢導致的冰下承壓水不斷蓄積、對冰川底部產生浮托和潤滑作用并產生滑動引發，且隨后期高效冰下排水系統的形成和水的排出而停止。這一現象主要在阿拉斯加地區的溫冰川中發現，因而具備這一躍動機制的冰川也被稱為“阿拉斯加型（Alaska-Type）”躍動冰川［102］。

Clarke等［16］在加拿大育空地區Trapridge冰川1980s躍動期間，通過對14個透底冰孔的溫度、水位以及底床巖性的觀察發現，冰川底部的壓融是導致Trapridge冰川發生躍動的主要控制因子，同時水在冰川基底沉積層的滲透及其對底床溫度的影響在躍動的發生發展中具有重要作用。Clarke等［16］據此提出了關于躍動冰川的熱力學機制，即極地冰川（polar glacier）和亞極地冰川（subpolar glacier）躍動的發生是因冰川上部積蓄區物質的不斷積累使冰川底部達到壓融點而發生消融，冰川底部出現滑動，使冰川出現從上往下傳遞的躍動。具備熱力學機制的躍動冰川以北歐斯瓦爾巴群島的冰川為代表，也被稱為“斯瓦爾巴型（Svalbard-Type）”躍動冰川［102］。

然而，較新的一些研究發現，具備上述兩種不同躍動機制的冰川在同一地區（如格陵蘭島［127］、喀喇昆侖地區［39］和格拉丹東地區［30］）有同時存在的現象，使這兩種基于冰川溫度區分的躍動機制面臨挑戰。此外，部分冰川的躍動是從冰川末端發起［47，128-129］，而非總是在冰川上部。由此可見，冰川躍動可能具有比已有認識更為復雜的物理機制，僅用水力學或熱力學機制很難合理解釋所有的冰川躍動現象，在具體研究中會面臨諸多問題。

4.2 水和底磧對冰川躍動過程的控制作用

水在溫冰川或類溫性冰川（nearly temperate glacier）的運動中均扮演著重要角色［7-8］。但從外在表現上看，冰內/冰下水的作用主要表現為對冰川躍動的抑制。大多數冰川躍動發生于融水稀少的冬季，而終止于融水充沛的消融季［83，130］，躍動期間推遲的春季甚至可能導致異常強烈的躍動行為，而極熱的天氣可能導致躍動提前停止［130-131］。另一方面，冰內水的儲存是溫性冰川躍動發起的一個原因［132］，同時其釋放會引起躍動的減速甚至是停止［17，133］。

底磧在冰川躍動中的作用方面，Harrison等［7，118］認為其存在是冰川躍動的必要但不充分條件，即躍動冰川的底部必然存在底磧，反之未必。在早期認知的具備熱力學機制的冷冰川的躍動中，壓融水在冰川底磧中的滲流和匯聚是躍動發起的主要原因［16］。對于溫性冰川，Truffer等［134］通過對Black Rapid冰川透底鉆孔的傾斜測量發現，冰川底床處厚約2 m底磧的變形對冰川表面運動速度的貢獻達到50%～75%，并可能是引發溫性冰川躍動的一個關鍵因素。

然而，現有對水和底磧在冰川躍動中作用的認識僅是基于極少數冰川的野外觀測獲知，更詳細的作用過程和變化機理還需要更多的野外測量和具備嚴格物理機制的模型模擬來進一步揭示。

4.3 躍動冰川的周期性

冰川躍動的一個顯著特征是其周期性。冰川躍動周期長度差異巨大，如帕米爾Medvezhiy冰川具有10～15年的短周期［135-136］，北極Ellesmere島Otto Fiord冰川的周期約為50年［63］。冰島地區躍動冰川的周期從數年到數百年不等，并且一些冰川的躍動周期具有顯著的變化，如Breieamerkurj?kull冰川1794—1969年間11次躍動的周期從6～38年不等，Skeiearárj?kull西支冰川1787—1991年4次躍動的周期為25～118年［58］。

躍動冰川躍動階的長度也差異巨大。青藏高原木孜塔格峰魚鱗川冰川的躍動階時長約為1年［24］。冰島冰川躍動階一般為2～3年，其中冰川末端發生前進一般是在2～3個月內完成，但硬基底躍動冰川末端的前進會持續5～6年時間［58］。而格陵蘭島Storstr?mmen冰川的躍動階長度則達到了10年［137］。躍動造成的冰川表面變化在末端停止前進后數年內還會發生，如積累區高程的降低和裂隙的形成等［58］。此外，同一區域的躍動冰川其躍動的發生也并不同步，如阿拉斯加Black Rapid冰川于1936—1937年發生躍動，而與其相鄰的Susitna冰川的躍動則發生于1953年［138］。

5 我國學者的躍動冰川研究

我國對冰川躍動的研究有約50年的歷史，可分為2000年之前、2000—2011年和2012年以后三個階段。2012年之前我國冰川學者對躍動冰川的關注較少。2000年之前的研究以野外調查為主，如1974—1975年為解決巴基斯坦境內巴托拉冰川前進對中巴公路建設的威脅，中國冰川學家通過地貌調查、文獻記述和當地居民走訪，開展了巴托拉冰川和帕爾提巴爾冰川的進退歷史的研究［20］，并成功預測了兩條冰川可能的前進幅度和致災性［139-140］。1982年張文敬對藏東南南迦巴瓦峰和米堆冰川的躍動與災害開展了實地調查和致災過程研究［21，141］。2000—2011年期間，中國冰川學研究者開始以遙感為主要研究方法，但對躍動冰川的研究以現象報道為主，如對長江源和黃河源地區數條冰川［142］、喀喇昆侖山音蘇蓋提冰川［143］與克勒青河谷多條冰川［22-23，144］的前進和躍動現象的報道。

2012年以后我國躍動冰川研究進入快速發展階段，研究者開始關注冰川躍動過程，開展了更大范圍的躍動冰川調查，并逐步開始基于遙感分析結果對冰川躍動的可能機制進行分析。如郭萬欽等［24，97］通過利用遙感方法，獲取了木孜塔格北坡魚鱗川冰川2008—2009年躍動中冰川末端、表面運動速度和冰面裂隙的變化過程；Shangguan等［25］、李均立等［40］、張震等［41］和Lv等［42］研究了帕米爾高原克拉牙依拉克冰川躍動中運動速度和表面高程的變化；Guo等［35-36］采用類似方法研究了喀喇昆侖山Hispar冰川［35］和中昆侖山莫諾瑪哈冰川［36］的躍動過程。Lv等［28］進一步提出了用末端位置、運動速度和表面高程的不同變化模式鑒別躍動冰川和前進冰川的方法。部分研究者利用遙感開展了區域性的躍動冰川動態調查，如西昆侖地區［32］、喀喇昆侖地區洪扎河谷［39］、格拉丹東地區［30，34，53］、祁連山團結峰地區［31］、帕米爾高原東部Kingata山地區［27］等。更大區域尺度上，Lv等［44］主要基于公開DEM數據提取的高程變化編制了亞洲高山區躍動冰川的數據集。

隨著研究的不斷深入，部分中國研究者開始利用遙感研究結果，基于已知的冰川躍動機制，對冰川躍動的機理進行初步分析。如Jiang等［43］對喀喇昆侖山Rimo冰川2018/2019年躍動研究認為該冰川躍動是由熱力控制過渡到熱力-水力聯合控制的結果；Wu等［39］對喀喇昆侖山洪扎河流域七條躍動冰川研究發現，同一流域熱力控制的躍動冰川與水文控制的躍動冰川共存；Gao等［30］對長江源格拉丹東地區11條躍動冰川研究認為，該地區冰川躍動是多因素聯合控制的結果。

總體而言，2012年以來中國研究者的躍動冰川研究與當前國際主流躍動冰川研究方法類似，即主要利用遙感方法進行，同時仍有較多的研究還停留在事件報道方面，對冰川躍動過程的研究不夠深入。在冰川躍動機理方面，表現為以貼合已知的熱力學和水力學機制為主要分析途徑，更底層的機理分析基本缺失。在躍動冰川的野外觀測方面目前已發表的成果較少，部分研究者針對公格爾九別峰克拉亞伊拉克冰川的躍動開展了野外無人機和三維激光雷達研究［40，145］。未來我國學者需要進一步挖掘遙感技術的潛力，深入揭示不同冰川躍動過程的詳細特征，為躍動機理的分析提供詳實數據，同時大幅加強躍動冰川的野外觀測，并以其為基礎開展更底層的躍動機理研究。

6 未來躍動冰川研究展望

早在1968年加拿大St.Hilaire召開的躍動冰川研討會上，國際躍動冰川研究主要奠基人Mark F.Meier就指出躍動冰川研究中需要回答的幾個問題［9］：（1）躍動冰川的溫度狀況；（2）躍動冰川和普通冰川之間是否有連續的譜帶；（3）躍動冰川的周期性與物質平衡和氣候歷史的關系；（4）水和冰床粗糙度在冰川躍動中的作用。但這些問題目前仍未獲得完整解答，仍然會是未來躍動冰川的主要研究內容。同時，隨著近年來躍動冰川相關災害事件發生頻率的不斷增加，如何使躍動冰川的研究更有效地服務于未來相關災害的防治，也應成為當前躍動冰川研究的核心目標。

6.1 躍動冰川與普通冰川的差異

冰川躍動屬于冰川流動不穩定性的一種外在表現。但冰川流動不穩定性可能具有小時、日、月、季、年及年代際變化等一系列連續的帶譜［83，146-148］。一些冰川會顯示出較明顯的、但不足以使冰川產生躍動的年際運動速度波動［149］，而部分冰川（如育空地區的Trapridge冰川）會發生被稱為“慢速躍動（slow surge）”的長達20年的冰川運動速度波動［8，150］。另一方面，部分學者推測躍動冰川可能是處于普通冰川和快速流動冰川之間的一種過渡類型［62］。普通冰川較低的物質積累速率只能讓冰川維持低速流動，快速流動冰川普遍具有充沛的物質供給使其能夠以高速率流動，而躍動冰川的物質積累足以形成較快但無法維持的流動速率，因而只能以周期性的快速流動維持物質的平衡［151］。

由此可見，躍動冰川的特殊運動模式有可能只是不同冰川連續譜系中特定譜段的具體表現。但受高精度和高時空分辨率冰川觀測結果仍然較少的限制，現有冰川學研究在冰川分類方面還具有絕對性，對躍動冰川與普通冰川的區分也過于極端。隨著未來遙感冰川變化監測時空分辨率的不斷提高和各類野外冰川觀測資料的日益豐富，對冰川不同譜系的研究可能會獲得突破，現有認知中躍動冰川和普通冰川運動特征的差異及其形成原因也有望從更高維度上獲得全新認識，同時也為解決冰川躍動這一難題提供全新的系統性思維范式。

6.2 冰川躍動與氣候變化的關系

雖然氣候變化不是觸發冰川躍動的原因，但早期的研究顯示氣候變化對冰川躍動的發生頻率和幅度有一定影響［84］。氣候條件主要通過影響躍動冰川積蓄區物質積累速率而對躍動周期具有決定作用［131，152］。近期的研究還證明氣候變化對冰川躍動周期和活動特性具有顯著影響，如育空地區Lowell冰川1945—2010年間5次躍動間的間隔因氣候變暖而不斷縮短，同時躍動范圍和距離也大幅減小［153］。加拿大St.Elias山脈Donjek冰川在1935—2016年間雖然以較固定的12年周期發生躍動，但其躍動的范圍不斷縮小［154］。部分冰川的躍動則會因為氣候變暖導致的物質平衡變化而完全停止［155-157］。另一方面，受氣候變暖下冰川厚度和內部熱力狀態改變的影響，部分普通冰川的動力過程會轉變為以躍動的方式進行［72，158］，或者導致躍動冰川發生躍動的頻率增加［159］。

據此可推知，在未來氣候持續變暖情景下，部分已知躍動冰川的躍動可能會減緩或停止，而某些普通冰川的運動模式也可能會向躍動方式轉變，同時部分新形成躍動冰川的躍動可能導致嚴重災害。但受當前冰川躍動機理認識不足的影響，目前這些轉變，特別是新躍動冰川的出現以及可能災害的發生還完全無法預料。因此，繼續加強氣候變化對躍動冰川形成與演變過程的影響研究，同時通過開展持續監測來實時了解冰川變化的動態和趨勢，是未來深入理解這些轉變的內在機制、精準防范新生躍動冰川災害不可或缺的途徑。

6.3 躍動冰川的強化觀測與機理研究

受野外觀測難度和成本的限制，現有大多數躍動冰川研究均以遙感為主要數據獲取方法來開展，在躍動機理方面也均是基于遙感反演的冰川表面變化特征，依據已有機理認識做推測性研究。但純遙感方法一方面受時空分辨率和輻射分辨率的限制而精度有限，另一方面主流遙感方法僅能監測冰川表面變化過程，而無法探測冰內和冰下過程以及末端水文狀況等，很難使冰川躍動機制研究獲得突破性進展。

隨著野外觀測技術的不斷發展和新型觀測手段的不斷出現，尋找可替代傳統野外冰川觀測方法，綜合應用各類新式空基、地基觀測技術，實現冰川表面和內部變化過程數據在點、線、面等多重尺度上的連續、高精度、低成本采集，獲取更多冰川躍動前后的冰內和冰下過程等關鍵數據，是未來深入開展冰川躍動機理研究的必由途徑。其中，重點需要突破不同冰川溫度特性、不同冰內/冰下水賦存狀態以及不同冰下底磧分布、厚度和變形參數等在冰川躍動形成和發展中所起的作用，更全面地理解冰川溫度變化、冰內/冰下水文過程、冰下底磧的結構與變形等在躍動冰川形成與演變中的綜合作用機理。這是建立更具系統性的統一冰川躍動理論必不可少的前提條件，也是未來躍動冰川研究需要重點突破的課題之一。

6.4 冰川躍動的模擬與預測

躍動冰川與諸多冰川災害緊密關聯，對冰川躍動的有效預測對相關災害的防治具有重要實踐指導意義。目前在冰川躍動機理認識方面的不足和野外實測數據的缺乏難以支撐具有嚴格物理意義的冰川躍動模型的建立，因此尚未形成成熟的模型，已有模型也多停留在理論階段，在實際冰川躍動預測方面的應用基本空白。在利用強化躍動冰川觀測獲得系統性冰川躍動機制認知的前提下，建立僅需要較少輸入參數，能夠準確恢復和預測冰川躍動事件的普適性冰川躍動模型，對實現冰川躍動相關災害預測預防具有重要意義。另一方面，通過遙感和野外觀測獲得躍動冰川表面變化過程及相關災害發生發展的一般規律。在此基礎上，以日益豐富的多源遙感數據為主要依據，通過連續的冰川監測和表面動態反演，建立冰川躍動及潛在危害的遙感預報和預警系統，也可為未來冰川躍動相關災害的防治提供重要參考依據。

7 結論

（1）現有研究表明全球躍動冰川總計約1 850條，主要分布于環北極地區和亞洲高山區，其中亞洲高山區的躍動冰川主要集中分布于帕米爾高原、喀喇昆侖山和西昆侖山地區。我國西部是亞洲高山區躍動冰川分布區之一。近年來與冰川躍動相關的災害事件發生頻率不斷增加，躍動冰川成為當前國際國內冰川學研究的熱點。

（2）已有研究表明冰川基底巖性、冰川形態特征和冰川溫度特性等對躍動冰川的形成和分布具有一定控制作用。長度較長、面積較大和形態較復雜的冰川成為躍動冰川的可能性更大，同時躍動冰川一般分布于形成年代較新且較易侵蝕的軟弱巖層之上。但現有對躍動冰川分布控制因素的認識還較難對世界各地躍動冰川所在環境的巨大的差異做出完整和統一的解釋。

（3）對躍動冰川的遙感鑒別方法目前已較為成熟，可通過冰川表面的特殊形態標志以及躍動前后冰川末端位置、表面運動速度和高程的變化，以及躍動形成的特殊地貌和沉積學證據等進行辨識。但目前基于冰川溫度特性區分的熱力學和水力學兩種冰川躍動機理還有較大不足，出現了同一地區具備不同躍動機制的冰川共存和無法解釋部分冰川躍動發起于冰川下部等問題。已有研究表明冰川內部水和冰下底磧在躍動冰川的形成和發育過程中具有重要作用，但受觀測資料限制，對具體作用機制的認識還較為有限。

（4）當前主要基于遙感技術的躍動冰川研究存在表面特征研究過多、機理研究不足的缺點。未來躍動冰川研究需要深入剖析造成躍動冰川與普通冰川間差異運動方式的內在原因，重點關注氣候變化對冰川躍動形成和發育的影響特別是新形成躍動冰川的監測。同時應綜合星、空、地各類冰川觀測方法，加強對躍動冰川冰內和冰下參數及其在不同階段演變特征的野外觀測，以期形成能夠完整解釋不同類型冰川躍動過程、更具系統性的冰川躍動機理認識。此外，需著重發展能夠有效模擬和預測躍動冰川形成和演化過程的冰川躍動模型，為冰川躍動相關災害的預測預防提供科學參考和實踐指導。