冰川跃动是指冰川周期性地在相对较短的时间内发生快速运动的冰川活动现象^［1-3］。冰川跃动可导致冰崩、冰川垮塌、冰湖溃决等多种冰川地质灾害，如2002年高加索地区Kolka冰川的跃动^［4］、2015年新疆公格尔峰北坡克拉牙依拉克冰川的跃动^［5］和2016年西藏阿里阿汝错流域两条冰川的先后跃动与垮塌^［6］等，是当前冰川灾害研究的重点内容。同时，冰川跃动与冰川外部物质平衡和内部动力过程等核心冰川学研究内容密切相关，向来受到冰川学研究者的普遍重视，近年来也逐渐成为冰川学研究的热点内容。

跃动冰川广泛存在于全球各大冰川分布区^［3］。早期研究认为全球约1%的冰川为跃动冰川^［7］。跃动冰川分布的一个典型特征是集群式分布，如北美阿拉斯加和育空地区、北极Svalbard、冰岛和格陵兰等地区跃动冰川的集中分布^［3，8］。亚洲高山区是另一个跃动冰川集中分布的区域，其中喀喇昆仑地区、帕米尔高原、中天山和西昆仑山等均是跃动冰川的集群分布中心^［3，9］。

周期性是冰川跃动区别于其他特殊冰川运动类型的主要标志之一^［3］。一般的冰川跃动周期在数年至数十年之间，跃动周期较短的冰川如帕米尔Medvezhiy冰川，其跃动周期在10~15年^［10］，而冰岛地区冰川跃动的周期最长可达百年左右，如Skeiðarárjökull冰川跃动的重复周期达到118年^［11］。不同跃动冰川跃动阶的时长也有显著差异。木孜塔格峰北坡鱼鳞川冰川的跃动阶约为1年^［12］，格陵兰Storstrømmen冰川的跃动阶达到10年^［13］，而加拿大育空地区Trapridge冰川大约在1980年到2000年期间持续处于跃动状态^［14］。此外，不同冰川跃动阶的运动速度也有较大差异，跃动较快的冰川其运动速度可达到每天100 m以上（如1953年喀喇昆仑地区Kutiàh冰川末端前进速度最高为113 m·d^-1［15］），鱼鳞川冰川跃动期间的表面运动速度最高也可达到13 m·d^-1［12］，而类似Trapridge冰川等跃动过程缓慢（运动速度约25~42 m·a^-1，即0.07~0.12 m·d^-1）的冰川则被称为慢速跃动（slow surge）冰川^［14］。

冰川末端和表面特征地物的前进是最典型也是最容易辨识的冰川跃动标志。冰川跃动发生时，大量冰川物质在相对较短的时间内从上部积蓄区运移到下部积蓄区，造成不同区域表面高程的反向升降变化，冰川内部地物发生快速位移，并可能导致冰川末端出现前进现象^［3］。冰川跃动产生的末端前进距离从数百米至数十公里不等^［8］，如喀喇昆仑Kutiàh冰川1953年跃动时末端前进12 km^［16］。有些冰川的跃动仅局限于冰川内部区域，如2015年克拉牙依拉克冰川的跃动仅使冰川中部区域发生明显改变，而未导致冰川末端前进^［17］。

已有研究表明，青藏高原东北部阿尼玛卿山有多条冰川属于跃动型冰川。其中，杨建平等^［18］发现哈龙冰川在1966—1981年间有前进现象，推测其发生了跃动；蒋宗立等^［19］的研究显示耶合龙冰川2000—2009年期间发生了跃动；而Pan等^［20］的研究表明，维格勒当雄冰川在1990—2022年间总计发生两次跃动。此外，位于西坡的晓玛沟冰川在2000年以后频繁跃动并多次引发垮塌，形成严重冰川灾害^［21-22］。

然而，目前对阿尼玛卿山地区跃动冰川详细分布特征和冰川跃动过程、跃动周期等方面的认识还极为不足。因此，本文基于阿尼玛卿山地区1977年以来的Landsat和2015年以来的Sentinel-2等卫星遥感影像，以冰川末端和表面地物的运动特征为主要依据，结合前人研究成果，研究了阿尼玛卿山跃动冰川的分布及其跃动事件的发生、持续时间和跃动周期，并简要分析了气候变化对跃动冰川变化的影响。

阿尼玛卿山位于青藏高原东北缘黄河源地区，为昆仑山东段最高峰所在山脉，主峰玛卿岗日海拔6 282 m。图1（a）所示范围最低海拔3 970 m（依据2000年SRTM数据），平均海拔约4 830 m，高程范围超过2 300 m，平均坡度达到19.4°，地形陡峻，冰川侵蚀地貌典型发育^［23］。位于阿尼玛卿山周边的总雨量桶和东坡哈龙冰川末端的自动气象站（海拔4 437 m）记录显示，阿尼玛卿山地区近年来的年平均气温约为-3.1 ℃，2017年以来最高年降水量可达到约750 mm^［24］。

阿尼玛卿山是黄河流域最主要的冰川分布区域。根据中国第二次冰川编目^［25］，图1（a）所示区域共有冰川74条，总面积102.71 km²，占整个黄河流域冰川总面积（126.74 km²）的81%。阿尼玛卿山冰川融水通过东西坡两条支流汇入黄河上游干流［图1（a）］，其中位于东坡和西南坡的38条、总面积77.03 km²的冰川属于切木曲河流域，位于西坡和北坡的36条、总面积25.68 km²的冰川属于曲什安河流域。玛卿岗日主峰北部附近为地形平坦的玛卿岗日冰帽，四周绝壁环绕，包括维格勒当雄冰川和晓玛沟冰川在内的6条冰川为其外溢冰川。

本文对阿尼玛卿山地区冰川跃动历史的恢复主要基于美国Landsat系列卫星影像（WRS2 Path/Row： 133/35；http：//earthexplorer.usgs.gov）进行，包括Landsat-2 Multispectral Scanner（MSS）、Landsat-5 Thematic Mapper（TM）、Landsat-7 Enhanced Thematic Mapper Plus（ETM+）、Landsat-8/9 Operational Land Imager（OLI）等卫星传感器影像，同时使用了2015年以来的欧空局Sentinel-2A/2B（Tile ID： 47SNU；https：//scihub.coper-nicus.eu/dhus/）卫星影像。MSS影像空间分辨率为60 m，TM为30 m。ETM+和OLI影像利用ERDAS Imagine中的High Pass Filter（HPF）方法将全色和多光谱波段进行了融合，融合后空间分辨率为15 m。Sentinel-2卫星影像的分辨率为10 m（短波红外波段用双线性插值方法重采样为10 m分辨率）。为更好展示文中各个插图中遥感影像显示的冰川末端/表面地物的变化过程，文中所有插图中的卫星影像子图都添加了固定坐标和间隔的参考格网（图1中格网间隔为1 500 m×1 500 m，图9为300 m×300 m，其他均为500 m×500 m）。

本文中冰川跃动信息主要依据冰川末端和表面典型地物（包括裸冰区末端、分支冰川汇入处冰舌前缘和跃动造成的波状表面地物）位置的变化来获取。具体方法是：1）按照冰川流动纹理方向勾绘各条冰川及其各个分支的中流线；2）利用冰川末端和表面地物界线截取冰川中流线，获取冰川长度及其在不同时间的变化，推断冰川的跃动过程。为避免积雪对目视解译精度的影响，本文中冰川末端和表面地物的判识均以解译区域无季节性积雪的卫星影像为参考数据。需要说明的是，由于晓玛沟冰川和维格勒当雄冰川是玛卿岗日冰帽外溢冰川，上部边界难以准确确定，故本文中晓玛沟冰川的中流线仅起始于沟谷最高处基岩陡坎，维格勒当雄冰川则起始于冰舌上部冰瀑布上缘处，以此作为两条冰川末端位置变化的参考。

冰川末端和表面典型地物的位置界线是通过对不同时期、不同类型的遥感影像进行目视解译来获取。对某一日期冰川长度的确定，是通过搜索冰川末端（或表面典型地物）界线各个拐点到中流线的最近垂点并截取中流线，以所截取中流线的最大长度作为对应日期冰川的长度，并通过对比获得冰川长度的变化，以此反映各条跃动冰川（或疑似跃动冰川）的跃动过程。对于冰川末端或表面地物界线前进距离大于100 m或有明确跃动证据（有其他研究支持、表面跃动特征明显或已形成灾害）的冰川，本文将其作为确定的跃动冰川，而对于末端前进距离小于100 m且无法获知详细跃动过程的冰川，仅将其作为疑似跃动冰川。

已有研究证明USGS提供的Landsat影像具有很高的正射校正精度^［25-26］，本文的检查也证明欧空局提供的Sentinel-2影像具有与Landsat较一致的校正精度，因此本文未进一步考虑卫星影像正射校正精度差异导致的位置误差。同时，前人研究表明，基于类似Landsat等中等分辨率卫星影像获得的冰川表碛区边界的定位误差约为1个像元，而裸冰区边界约为像元分辨率1/2^{［25，27］}。本文中冰川和区域边界定位精度及冰川末端和表面典型地物的位置精度同样按所用影像的分辨率计算，即对裸冰区和表碛覆盖区来说，TM影像上定位精度分别为±15 m和±30 m，分辨率融合后的ETM+和OLI影像分别为±7.5 m和±15 m，Sentinel-2影像分别为±5 m和±10 m。未冻结的冰川堰塞湖［图2（d）］和裸冰区与周围地物间具有类似的大光谱反差，因此其目视解译结果采用与裸冰区相同的精度。对于裸冰区内地物界线和冰崩范围边界，因光谱特征与周边地物较为类似，因此采用与表碛覆盖区相同的定位精度。分冰岭提取方法参见文献［28］，其基础数据为2013年TanDEM（分辨率10 m；参见文献［29］）和2022年7月29日Sentinel-2A影像，定位精度采用10 m。分边界类型的面积误差计算方法详见文献［25］中公式（1）及其说明，冰川长度（晓玛沟和维格勒当雄冰川为末端位置）和冰川表面地物界线位置及其运动速度的误差计算参见文献［12］中公式（5）~（7）。由于文中所有末端位置和地物界线的提取均采用公认最为精确的人工目视解译方法^［30］实现，因此运动速度误差的计算未考虑特征匹配方法的不确定性。

哈龙冰川、耶合龙冰川和维格勒当雄冰川为该地区面积最大的三条冰川。本文对2022年6—8月期间Sentinel-2A卫星影像的综合手工目视解译和数字化结果显示，2022年三条冰川面积分别为（19.48±0.39） km²、（13.91±0.26） km²和（13.06±0.28） km²。切木曲22号和23号两条冰川的冰舌也曾合并（见3.5节），2022年两条冰川合计面积约（5.18±0.20） km²。这5条冰川合计面积占图1（a）中阿尼玛卿山冰川总面积的60%。此外，晓玛沟冰川2000年以来的频繁跃动和垮塌已造成严重冰川灾害，是阿尼玛卿山需要重点关注的冰川。因此，本文对这6条冰川的跃动特征进行重点研究，同时对其他跃动和疑似跃动冰川的变化特征进行简要分析。

晓玛沟冰川［全览见图1（b）］2000年之后的频繁跃动和垮塌及其造成的严重冰川灾害是阿尼玛卿山跃动冰川引起冰川学研究者和社会各界广泛关注的最直接原因^{［21-22，31-32］}。晓玛沟冰川位于阿尼玛卿山西坡，是玛卿岗日冰帽的溢出冰川之一，2022年冰川面积为（0.79±0.04） km²［从冰帽外溢处起算；后文除维格勒当雄冰川外，其他外溢冰川面积测算采用方式相同；具体边界见图1（a）］。已有的研究显示，晓玛沟冰川分别于2004年、2007年、2016年和2019年发生了四次不同规模的垮塌^{［21-22，31］}。本文通过检视2020—2022年的遥感影像，发现期间晓玛沟冰川再次跃动并于2021年10月形成一次小规模垮塌。

根据本文对阿尼玛卿山地区Landsat影像的检视，晓玛沟冰川在1986—1996年期间持续处于前进或跃动状态［图2（a）］。其中，冰川末端在1990—1996年期间总计前进（703±42） m，平均前进速度（0.23±0.02） m·d^-1，并于1996年到达晓玛沟沟口附近山体向北突出位置［图2（b）］。受该突出点阻挡，1996年之后晓玛沟冰川的末端基本处于停滞状态，甚至到2001年8月时还出现了一定程度的退缩。但2003年8月之后，冰川末端开始快速前进，至2004年1月10日冰川末端已接近晓玛沟沟口位置，其中2003年11月23日至2004年1月10日期间前进（401±21） m，前进速率达到（8.36±0.44） m·d^-1［图2（a）］，为该冰川已知的最大末端前进速度。最晚于2004年2月10日，晓玛沟冰川滑出沟口，形成阿尼玛卿地区有记录以来第一次，也是已知规模最大的一次冰川垮塌灾害^［32］［图2（c）］。

2004年的冰川垮塌体覆盖了下游面积约2.27 km^2［22］［本文测算结果（2.26±0.11） km²；见图2（c）］的高原牧场和河道，形成了最宽处约1.5 km、最远端半径约2.5 km的近扇形区域［从晓玛沟沟口起算；见图2（c）］。垮塌冰体冲上对岸山坡最高约4 350 m处，并深入对岸前龙河河谷距离约500 m。下游青龙河约1.6 km长的河谷被垮塌冰体完全掩埋，形成最大占地面积（0.66±0.23） km²［图2（d）］、坝体附近最大深度>30 m、容积约12×10⁶ m³的堰塞湖（据6月29日Landsat-5 TM影像和2013年10 m分辨率TanDEM高程数据^［29］测算），并于2005年7月4日溃决，洪峰流量达到506 m³·s^-1，在下游地区形成了较为严重的危害^［31-32］。

2004年10月24日Landsat-7 ETM+影像显示，晓玛沟冰川于2004年垮塌之后，可见的残余末端位于距沟上部基岩陡坎约（835±15） m处。之后再次缓慢前进，至2006年9月20日总计前进（129±34） m［平均前进速率约为（0.19±0.05） m·d^-1］。至2007年9月23日期间，末端前进速率大幅提升，总计前进（182±42） m［平均前进速率（0.49±0.12） m·d^-1］，并于10月8日18：30左右再次垮塌^［22］，叠于下游2004年垮塌体上形成新垮塌体［图2（e）］。王忠彦等^［22］据2008年7月15日ASTER影像测算的新垮塌体面积为1.54 km²。本文据二次垮塌发生后2007年11月18日的分辨率融合后的Landsat-7 ETM+影像，从晓玛沟沟口测算的第二次垮塌覆盖范围约（1.08±0.10） km²［见图2（e）］。

从图2（a）可以看出，2010年之后晓玛沟冰川末端进入高频小幅波动期，指示2010年特别是2015年之后晓玛沟冰川进入频繁跃动与垮塌阶段。2008年8月16日Landsat ETM+影像显示，晓玛沟冰川的可见末端在第二次垮塌后停留在距上部基岩陡坎（543±15） m处，并在之后三年内小幅前进（85±21） m［平均前进速率为（0.08±0.02） m·d^-1；据2011年8月9日ETM+影像］。2011年夏季至2013年底，冰川末端累计前进（606±21） m［平均前进速度（0.70±0.02） m·d^-1；据2013年12月28日ETM+影像］，之后直至2016年5月期间总计前进（227±21） m［平均前进速度（0.26±0.02） m·d^-1；2016年5月10日ETM+影像］。但2016年5—10月期间冰川末端快速前进（127±21） m［平均速度（0.88±0.15） m·d^-1；2016年10月1日ETM+影像］，接近山体突出点位置，并于10月6日发生第三次垮塌^［21-22］，垮塌冰体范围（1.27±0.07） km²［见图2（f）；王忠彦等^［22］测算结果为1.43 km²］，较2007年垮塌范围多0.19 km²，为阿尼玛卿山地区已知的规模第二大冰川灾害。

2019年7月^［22］和2021年10月晓玛沟冰川又发生了两次小范围的垮塌，垮塌范围仅覆盖了晓玛沟沟口很小的范围［见图2（g）和2（h）］，从沟口起算的垮塌面积分别为（0.19±0.04） km²和（0.22±0.03） km²，发生垮塌的位置逐渐向上游方向偏移。

图2（a）中的冰川末端变化显示，在发生第5次垮塌后，2022年晓玛沟冰川再次进入前进-垮塌周期，到2023年4月冰川末端已累计前进超过160 m，冰川末端距2021年发生垮塌的位置约（335±14） m。若根据2010年以来冰川末端的平均前进速率（0.5~0.6 m·d^-1）并参考2021发生垮塌位置推断，下次垮塌发生时间应在2024年9—12月期间。

维格勒当雄冰川［全览见图1（c）］位于阿尼玛卿山东北坡，2022年冰川末端与G06₁₅高速公路隧道出口直线距离约为1.5 km［见图1（a）］，也是玛卿岗日冰帽的外溢冰川之一。Pan等^［20］利用Landsat、Sentinel-2卫星影像、1985年航摄地形图以及2000年SRTM，研究了维格勒当雄冰川1992—2021年期间的跃动行为，发现维格勒当雄冰川分别于1992—1994年和2015年以来分别发生两次跃动。本文也基于Landsat和Sentinel-2卫星影像，利用维格勒当雄冰川的长度变化对其1977年以来的跃动过程进行了恢复［图（3）］。

1977年及其之后的Landsat影像显示，维格勒当雄冰川冰舌区实际可分为冰川中段活动冰体和末端上部非活动冰体，两部分之间冰舌狭窄且有大量冰碛物出露，显示出两段之间仅有微弱的动力联系。造成这一现象的原因，可能是因为维格勒当雄冰川冰舌右拐处以下区域高程差异较大（从右拐点至1977年末端高差约220 m，平均比降约110 m·km^-1），前一次跃动导致大量冰体被快速运移到冰川末端，使冰舌中段与下段的动力联系产生较大损失。为详细探究维格勒当雄冰川冰舌下段和中段在1977年以来两次跃动期间的不同动力特点，本文以冰川动力末端［即存在动力变化的理论末端；图3（d）~（i）中红色界线标记位置］和冰川实际末端［图3（d）~（i）中绿色界线标记位置］来区分讨论。

从图3（a）可以看出，维格勒当雄冰川实际末端在1977年9月至1992年6月约15年间持续处于退缩状态［累计退缩（375±34 m）］，但动力末端在同时期内持续处于前进状态［累计前进（442±67） m］。从1992年7月开始，冰川动力末端进一步发生快速前进，至1994年5月累计前进（443±42） m，其中1993年8月至1994年5月期间平均前进速率达到（1.15±0.17） m·d^-1（期间速率变化因无优质Landsat影像而无法获取）。受其推挤作用的影响，冰川实际末端也在同时期开始前进，至1994年9月累计前进（378±21） m［Pan等^［20］的研究结果为（392±42） m］，前进速率在1993年8—12月期间达到（2.04±0.19） m·d^-1。说明维格勒当雄冰川在1992—1994年间发生了大幅度跃动，与Pan等^［20］的研究结果类似。

维格勒当雄冰川的实际末端在1994年跃动之后，再次进入持续退缩状态，至2017年8月冰川末端累计退缩（799±16） m［Pan等^［20］的研究结果为（806±32） m］，其中2014年8月至2015年8月平均退缩速率达到（0.52±0.03） m·d^-1［图3（a）］。发生这类快速退缩现象的原因，应是冰川动力末端在1994年跃动之后再次停滞［从图3（a）和3（e）~（h）中冰川动力末端界线位置在1995—2016年间几乎无变化即可看出］，冰舌区下段与中段的动力联系再次丢失，且由于1992—1994跃动期间冰川表面发生剧烈破碎化，冰川消融速率大幅提升，造成冰川快速萎缩的产生。

维格勒当雄冰川动力末端与实际末端间的非活动冰体在2018年9月时已基本消融殆尽，并且由于动力末端的推进，两类末端的界限已大致重合。同时，图3（a）显示维格勒当雄冰川末端2017年8月开始前进，至2021年9月总计前进（99±7） m，表明维格勒当雄冰川于2017年之前再次发生跃动。Pan等^［20］通过冰川表面运动速度的变化，揭示出维格勒当雄冰川冰舌区上段的加速运动最早出现于2015年，表明维格勒当雄冰川的本轮跃动大致发起于2015年。Pan等^［20］的研究结果同时认为，维格勒当雄冰川的本轮跃动在2021年之后仍处于活动状态。但图3（a）显示维格勒当雄冰川末端在2021年9月之后再次出现退缩，至2023年4月累计退缩约（10±7） m，说明维格勒当雄冰川的本次跃动在2021年9月之后已基本结束。

蒋宗立等^［19］在研究阿尼玛卿山地区冰川2000—2013年间的高程变化时，发现2000—2009年期间耶合龙冰川［全览见图1（f）］末端往上1.6 km区段的表面平均高程增加约25 m，因此认为耶合龙冰川在2000—2009年间发生了跃动。本文通过对Landsat和Sentinel-2等系列卫星影像的详细对比，同样发现了耶合龙冰川的跃动现象。此外，通过对卫星影像的检视，发现不只是耶合龙冰川，其南侧分支和早期与其汇合的耶合龙2号冰川也曾发生过跃动现象。

图4显示了耶合龙冰川的长度和末端在1977—2022年间的变化过程。1977年耶合龙冰川的长度为（8.30±0.06） km。图4（a）的长度变化曲线说明，1977年9月至2000年7月期间耶合龙冰川持续处于退缩状态，冰川长度总计减少（803±62） m。大约从2000年8月开始，耶合龙冰川的末端开始快速前进，至2002年1月停止，累计前进距离（577±17） m，2000年8—9月期间最大前进速度达到（4.90±0.88） m·d^-1。2002年1月之后，耶合龙冰川的末端基本保持稳定状态，其中2003年5月至2005年9月及2006年7月至2007年9月两个时期还略有前进［分别前进（17±11） m和（13±11） m］。2011年7月之后，冰川末端冰舌区积累的物质因持续的强烈消融，冰川开始进入退缩状态，至2022年8月已累计退缩（113±11） m。由此可知，耶合龙冰川的本次跃动最晚开始于2000年夏季，2002年1月时基本结束。

图5（a）系列子图为耶合龙南支冰川1986年以来的变化过程。1986年时耶合龙南支冰川长度为（2.94±0.03） km。最晚从1986年开始至1999年6月，耶合龙南支冰川持续处于前进状态，冰川末端总计前进（347±42） m［图5（a3）］，冰川长度增加约12%。1999年6月至2000年7月期间，耶合龙南支冰舌尾段被耶合龙冰川的跃动切断［图5（a4）］，长度剧减（191±42） m。但随着2000年7月耶合龙冰川中部跃动的逐渐停止，耶合龙南支冰川末端再次出现前进，至2011年7月时累计前进（197±34） m［图5（a5）］。之后耶合龙南支冰川开始进入退缩阶段，到2022年8月时已累计退缩（75±21） m［图5（a6）］。据此可知，耶合龙南支冰川最晚从1986年开始至2011年7月期间发生了跃动。

图5（b）系列子图为耶合龙2号冰川1987年以来的变化过程。2022年耶合龙2号冰川面积为（1.63±0.04） km，长度（2.53±0.01） km。与耶合龙南支冰川类似，耶合龙2号冰川的末端在1987年8月到1999年7月期间也是持续处于前进状态，累计前进距离达到（417±21） m，冰川长度增加约15%［图5（b4）］。1999年7月之后，耶合龙2号冰川末端开始退缩，到2022年8月已累计退缩（716±17） m［图5（b6）］。据此可知，耶合龙2号冰川最晚从1987年开始至1999年7月期间发生了跃动。

哈龙冰川［全览见图1（e）］为黄河流域最大的冰川^［25］，同时被大面积表碛所覆盖。本文根据2022年Sentinel-2号卫星影像提取的冰川边界显示哈龙冰川的表碛覆盖区面积达到（1.87±0.30） km²。根据Guo等^［24］基于2019年8—9月重复无人机测量的研究，哈龙冰川表碛区正在发生以表面高程下降、冰崖迅速后退为主要特征的快速变化，同时冰川末端也在发生快速退缩。

杨建平等^［18］的早期研究根据1966—1981年期间哈龙冰川末端的前进特征，推断哈龙冰川可能是跃动冰川，但具体跃动时间不确定。本文所用1977年以来卫星影像显示哈龙冰川的末端在过去40多年间持续处于退缩状态，因此对哈龙冰川末端的变化不做讨论。然而，通过对卫星影像的检视，本文发现哈龙冰川的北侧分支和南侧分支在1977年以来均存在不规则运动过程。因此，以这两条分支冰川的变化为主，来探讨哈龙冰川1986年以来的跃动特征。

全球变暖背景下，普通表碛覆盖冰川表碛区内的裸冰一般处于不断变窄和向上退缩的状态。但从图6（a）系列子图中可以看出，哈龙北支冰川的裸冰区末端在1977年以来持续处于前进状态，到2022年8月累计前进（568±31） m，指示该分支冰川在过去46年间一直处于非稳定状态。同时，图6（a0）的前进速率曲线也显示，1989—2004年期间哈龙冰川北支裸冰区末端的前进速率总体较大［平均前进速率（4.8±0.3） cm·d^-1］，2005—2013年次之［平均前进速率（3.3±0.3） cm·d^-1］，2014年以后最低［平均前进速率仅为（1.3±0.3） cm·d^-1］，说明哈龙北支冰川裸冰区在2014年之后已趋于稳定。据此可以推断，哈龙冰川北支在1977年以来有跃动行为，其中1989—2004年是其活动最强烈的时段，2014年以后其跃动行为逐渐趋于停止。

图6（b）系列子图为哈龙南支表面典型地物的变化过程。其中，图6（b2）和图1（e）均显示出哈龙南支冰川的裸冰区有非常明显的串珠状形态特征。这一现象说明哈龙南支冰川上部存在周期性冰川物质下泄，产生类似跃动波^［33］的特殊运动过程，并向下游不断运动。为更好地揭示这些跃动波的传递过程，本文对冰川表面先后形成的两条明显跃动波前端界线（跃动波界线A和B）进行追踪。图6（b0）显示，哈龙南支冰川表面跃动波界线A在1987—2022年间累计前进了（481±34） m［见图6（b2）和图6（b3）］，平均运动速度（3.7±0.3） cm·d^-1［（13.7±0.9） m·a^-1］。其上部的跃动波界线B在2000—2022年间也累计前进（465±21） m［见图6（b5）和图6（b6）］，平均运动速度（5.8±0.3） cm·d^-1［（21.0±1.0） m·a^-1］。

受卫星影像分辨率限制，哈龙南支冰川上部跃动波的实际产生时间和对应的跃动周期很难从遥感影像中辨识。2022年哈龙南支冰川表面跃动波界线B距1987年跃动波界线A位置还有（62±34） m［见图6（b0）、（b2）和（b6）］。根据其年均运动速度，可推断2025年跃动波界线B将与1987年跃动波界线A位置基本重合。考虑到跃动波界线B运动速度大于跃动波界线A，可推断两个跃动波产生时间间隔在50年以上。中间可能会夹杂有其他小规模的跃动，但同样受影像分辨率的限制而无法获知。

2022年切木曲22号冰川面积为（3.36±0.16） km²［全览见图1（d）］。从图7（a）曲什安22号冰川长度的变化可以看出，该冰川末端自1987年以来持续处于前进状态，至2022年8月已累计前进（930±34） m，其中1988—1995年是其前进速率最快的时段，期间平均前进速度达到（0.22±0.02） m·d^-1。2000年以后虽然冰川尾段表碛区因受地形影响仍存在运动变形，导致冰川末端产生一定程度前进，但冰川裸冰区已基本停滞，并出现以持续变窄为主的变化特征，说明2000年以后切木曲22号冰川的跃动逐渐趋于停止。

2022年切木曲23号冰川面积为（3.36±0.16） km²［全览见图1（d）］。与切木曲22号冰川相比，图7（b）显示切木曲23号冰川早在1986年之前就已进入跃动后期，其末端在未受切木曲22号冰川跃动影响的情况下已经出现前进［对比图7（e）和7（f）可知］。但1990年之后，切木曲23号冰川被切木曲22号冰川不断推挤，直至1995年前后主体部分基本被切木曲22号冰川切断［图7（g）］，因此之后的末端变化应是由切木曲22号冰川的跃动导致。此外，卫星影像显示2005年以来切木曲23号冰川又有一次跃动，并在2020年前后到达谷口，对切木曲22号冰川冰舌拐角处产生挤压变形［图7（j）］。但因该次跃动的幅度和规模均较小，并且由于跃动冰舌狭窄且影像分辨率不足，导致影像上跃动特征不清晰，故本文不做详细介绍。据此可以推测，切木曲23号冰川近期两次跃动的间隔（即跃动周期）约为20~25年 （<1985年至2005年）。

2022年切木曲1号冰川面积为（1.83±0.06） km²，左侧（0.12±0.02） km²为表碛所覆盖。冰川长度2.87 km，属于宽尾冰川类型，冰舌最宽处约750 m。图8（a）为切木曲1号冰川末端在1988年以来的进退变化特征。Landsat卫星影像显示，切木曲1号冰川在1986年至2000年7月期间持续处于前进状态，14年间累计前进（306±17） m［图8（a2）］。2000年8月以后冰川末端开始退缩，至2022年8月退缩（242±11） m［图8（a3）］，同盆地冰川总面积相较于1988年［（2.83±0.14） km²］萎缩32%。

图8（b）为曲什安22号冰川末端在1986年以来的进退变化。2022年曲什安22号冰川的面积为（1.66±0.07） km²，长度（3.07±0.01） km。1986年至1995年7月期间曲什安22号冰川末端处于持续前进状态，累计前进（235±21） m［图8（a2）］，平均前进速率（0.07±0.01） m·d^-1。1995年以后，曲什安22号冰川开始退缩，至2013年7月已累计退缩（380±17） m［图8（a3）］。但从2013年下半年开始，曲什安22号冰川再次进入前进状态，到2023年5月已累计前进（134±9） m［图8（a4）］，并且从2022年8月开始其前进速率大幅增加，2022年11月底至2023年1月期间达到（0.44±0.19） m·d^-1。据此可知，1980年代初期曲什安22号冰川也已进入跃动状态，并且至今已发生两次跃动，跃动周期约为30年左右（<1985年至2013年）。同时，从末端前进速度来看，目前曲什安22号冰川正处于新一轮跃动的最活跃期，未来可能会有更大幅度的跃动，并且由于其末端下方区域坡度较大（约10° vs 晓玛沟冰川约13°），还有一定风险会发生大范围垮塌灾害，值得相关部门和研究人员密切关注。

除前文所介绍的具有明确跃动证据的冰川，阿尼玛卿山地区还有7条冰川在1986年以来某些时段有前进现象（图9）。由于这些冰川的前进距离均小于100 m，且因Landsat卫星影像时空分辨率的限制而无法获得详细过程信息，因此本文将其列为疑似跃动冰川。这些冰川均位于阿尼玛卿山西坡或北坡的曲什安河流域，包括曲什安8号、19号、20号、23号、24号、27号和29号等冰川（图9）。其中，跃动特征较明显的冰川有曲什安8号、20号、24号和27号冰川，前进距离均在60 m以上。相关冰川前进时间和前进距离见表1。

世界各地的跃动冰川大多有集群分布的特征^［3，34］。前文内容说明，阿尼玛卿山地区具有非常典型的跃动冰川集群分布特征，有明确跃动证据的冰川多达11条（包括3条分支冰川的跃动），总面积（58.82±1.43） km²，分别占2022年区域冰川总条数和总面积的约10%和66%。另外，尚有7条冰川（占比约6%）也具有一定的跃动特点［总面积（11.91±0.45） km²，面积占比13%；详见表1］。两类冰川的总条数约占2022年全区冰川总条数的16%，总面积占比则高达79%，面积大于1 km²的15条冰川中有13条均为跃动和疑似跃动冰川。其中，以大冰川为主的东坡地区，跃动冰川的面积占比更是高达88%，说明阿尼玛卿山地区特别是其东坡的冰川处于高度活跃的不稳定运动状态。

与其他地区冰川跃动的速度相比（详见文献［3］），阿尼玛卿山地区冰川跃动速率总体较缓慢。跃动阶运动速度最快的是晓玛沟冰川2003—2004年期间的跃动，最大末端前进速率达到（8.36±0.44） m·d^-1。其次为2000—2001年耶合龙冰川跃动期间的跃动，最大末端前进速率（4.90±0.88） m·d^-1。第三为维格勒当雄冰川1992—1994年期间的跃动，最大末端前进速率为（2.04±0.19） m·d^-1。第四为曲什安22号冰川2013年以来的跃动，目前为止最大的末端前进速率为（0.44±0.19） m·d^-1。维格勒当雄冰川2015—2021年间的跃动以及其他冰川跃动阶的最大运动速度均在0.3 m·d^-1以下，造成冰川灾害的概率较小。

从冰川跃动产生的时间来看，本文揭示的19次冰川跃动事件和7次疑似跃动事件中有13次均开始于1986/1987年之前，早期研究还报道1966—1981年期间哈龙冰川也发生了跃动^［18］。1990—2020年这30年间总计发生了10次跃动和疑似跃动事件（包括晓玛沟冰川2000年以后的5次频繁跃动和垮塌事件）。据此可知，虽然阿尼玛卿山地区的气候在1995年以后才进入快速变暖期^［20］，但受区域冰川周期性内在不稳定性的影响，使1980年前后成为阿尼玛卿山地区跃动冰川最为活跃的时段。这也从另一方面证明，虽然气候变暖对冰川跃动的特征有一定影响^［3］（详见4.2节），但冰川跃动更多是冰川内在不稳定性的外在反映，而非由外界气候变化导致。2020年以后仍在跃动的冰川包括曲什安22号冰川和切木曲23号冰川，推测晓玛沟冰川也处于新一轮的跃动和垮塌周期中。

从冰川跃动的持续时间来看，本文检测出的26次跃动和疑似跃动事件中，有14次事件的持续时长在5年以上（表1）。其中，耶合龙南支、哈龙北支和切木曲22号等9条冰川（包括晓玛沟冰川1980s—1996年跃动和正在进行中的曲什安22号冰川的近期跃动）的跃动阶时长甚至大于10年。若以跃动阶时长来定义，这些冰川的跃动可划分为与加拿大育空地区Trapridge冰川类似的慢速跃动类型^［14］。这一现象一方面指示了阿尼玛卿山地区跃动冰川独特的跃动类型，同时也说明阿尼玛卿山地区冰川的不稳定运动特征是长期过程，而非因近期气候变化等因素造成的短期现象。

从冰川跃动的周期来看，大部分可推测的冰川跃动周期在20年以上。切木曲23号冰川跃动周期约为20~25年，维格勒当雄冰川约为27年，曲什安22号冰川约为30年。哈龙南支冰川通过计算表面跃动波的产生间隔，推测其跃动周期约为50年。受卫星影像时序长度的限制，其他冰川的跃动周期无法获知，但推测应普遍在50年以上。

从阿尼玛卿山几条复式山谷冰川跃动的发起部位来看，哈龙冰川南支的跃动主要应由其东侧分支积累区物质的周期性下泄导致，使其下部裸冰区冰舌形成不规则的串珠状形态特征。结合蒋宗立等^［19］的数据结果和本文影像分析，可推测耶合龙冰川的跃动应由其北侧分支积累区的物质下泄引发，但也不排除整个耶合龙冰川上部区域均为跃动积蓄区的可能。另外，虽然本文未做进一步分析，但从哈龙南北两支冰川和耶合龙冰川中碛垄的形态特征来看，这几条冰川的几个主要分支可能均存在独立的跃动现象，使冰川中碛垄产生多重弯曲的褶皱状特征。

气候变暖已对阿尼玛卿山的冰川分布造成巨大影响。本文对2022年6—8月期间Sentinel-2A卫星影像的解译结果显示，2022年阿尼玛卿山地区［图1（a）所示范围］面积大于2 000 m²的冰川有115条，总面积（89.47±1.90） km²。其中，有16条冰川被不同面积的表碛所覆盖［见图1（b）］，累计表碛覆盖区面积（5.72±1.13） km²，占全部冰川面积6.3%。与同区域的中国第二次冰川编目数据^［25］（最小冰川面积0.01 km²；基础影像为2009年8月11日Landsat-5 TM）相比，0.01 km²以上冰川的总面积减少13.3 km²，冰川面积整体萎缩了约13%，同时冰川表碛区面积也大幅扩张（2009年为2.39 km²）。

气候变暖不仅会导致冰川面积的整体萎缩，同时也会使冰川积累区陡峭后壁上的悬挂冰体失稳而产生冰崩。Paul^［21］和王忠彦等^［22］均强调了气候变暖导致的冰川上部区域冰崩在晓玛沟冰川近期频繁跃动中的决定性作用，本文的影像分析也显示了晓玛沟冰川上部存在的大面积冰崩［图1（b）］。此外，通过影像对比，本文还发现阿尼玛卿山多条冰川陡峭后壁上均出现了早期不存在或范围较小的大面积裸露区域［示例见图1（c）~（f）］，说明这些冰川后壁均出现了不同程度的冰崩。阿尼玛卿山地区居民也反映当地经常在晴空条件下出现类似雷鸣的声音，进一步说明当地发生冰崩的频率之高。大量崩塌的冰体落于冰川上部区域，会对冰川上部的动力过程产生巨大影响，并叠加于阿尼玛卿山地区冰川已有的不稳定特性之上，进一步增强冰川的活动性。

另一方面，气候变暖对冰川跃动的特征也会产生影响^［3］。Pan等^［20］基于ERA5再分析资料的分析显示，1997—2021年期间阿尼玛卿山地区的气温升高了约0.81 ℃，平均升温速率约0.34 ℃·（10a）^-1。他们的研究成果也揭示了气候变暖导致维格勒当雄冰川2015年以来的跃动幅度大幅降低，跃动速度大幅减慢。类似现象也出现在哈龙冰川的跃动过程中。根据1980s的卫星影像，可推测哈龙冰川1966—1981年期间的跃动^［18］主要由哈龙南支冰川引发。但在阿尼玛卿山地区1990s以来气候持续变暖的影响下，哈龙南支冰川上部的跃动行为目前仅在冰川中上部区域有一定表现，已无法到达冰川末端区域形成冰川前进现象。这类现象说明，气候变暖已对阿尼玛卿山冰川的跃动行为产生强烈影响。

如1.1节中所述，阿尼玛卿山的维格勒当雄和晓玛沟两条跃动冰川以及疑似跃动的曲什安19和20号冰川均属于玛卿岗日冰帽的外溢冰川，同时跃动冰川曲什安22号与玛卿岗日冰帽间也有一定的物质联系。受区域气候变暖的影响，玛卿岗日冰帽的稳定性也可能有所降低，这可从第二次青藏高原综合科学考察在玛卿岗日冰帽的冰芯钻取工作中发现的大量内部含水层（与王宁练教授个人交流）获得一定证明。冰帽稳定性的降低势必会对其外溢冰川的活动性带来影响。晓玛沟冰川2000年以后上部区域的频繁冰崩和冰川的频繁跃动与垮塌可能是这种影响的外在表现之一。

（1）通过对1977年以来的Landsat和Sentinel-2系列卫星影像的详细检视，发现阿尼玛卿山地区分布有跃动冰川11条（包括分支冰川），另有7条1986年以来存在前进迹象的疑似跃动冰川。两类冰川在2022年全区冰川的条数和面积占比分别达到约16%和约79%。

（2）1980s及其之前一定时期是阿尼玛卿山地区跃动冰川最为活跃的时期，一半以上的冰川跃动事件均发生于该时段。同时，多数跃动冰川属于慢速跃动冰川类型，跃动阶时长多在10年以上。已知的冰川跃动周期多在20~50年之间，其他冰川的跃动周期推测均在50年以上。

（3）阿尼玛卿山地区多条冰川的最大跃动速度均在0.3 m·d^-1以内，产生冰川灾害的概率较小。但晓玛沟冰川、维格勒当雄冰川、耶合龙冰川等3条冰川的跃动速度较快，最高可达（8.4±0.4） m·d^-1，其中晓玛沟冰川的快速跃动目前已导致5次不同强度的冰川垮塌灾害。

（4）近几十年的气候变暖对阿尼玛卿山冰川的跃动特征产生了巨大影响，其中维格勒当雄冰川的跃动幅度和速度减小，哈龙冰川的跃动已无法到达冰川末端。同时，气候变暖导致玛卿岗日冰帽稳定性的降低也可能是其周围外溢冰川活动性增强的原因之一。