川西螺髻山清水溝倒數第二次冰期以來的冰川規模與古氣候重建

唐倩玉， 張 威， 劉 亮， 柴 樂， 李亞鵬，張廉卿， 孫 波， 張宏杰

（1.遼寧師范大學地理科學學院，遼寧大連 116029； 2.東華理工大學地球科學學院，江西南昌 330013；3.中國科學院青藏高原研究所青藏高原環境變化與地表過程重點實驗室，北京 100101）

0 引言

第四紀全球氣候的顯著特征之一是冰期和間冰期交替，豐富的第四紀冰川作用遺跡為探討第四紀期間的氣候環境變化特征與形成機制提供了良好的載體［1-2］，第四紀也是人類出現和迅速發展的時代，研究這一時期的氣候變化對探討自然環境變化對人類的影響有重要意義。隨著地貌與第四紀研究的不斷深入，采用相應的數學模型，并輔助地理信息系統（geographic information system，簡稱GIS），第四紀冰川研究已經進入了定量化研究階段［3-10］。尤其是根據古今冰川平衡線高度變化，定量化推算不同冰期時段的氣溫與降水，明確過去和現在氣候變化的差異，可為未來氣候變化趨勢預測提供參考［11-13］。

螺髻山位于青藏高原東緣、橫斷山的中部，氣候受東南季風和西南季風的共同影響，加上高大山體對氣流的抬升作用使得這里降水充沛，11 月至3月該地區受高空西風環流南支急流控制，以晴朗天氣為主，降水少，4 月東南季風和西南季風北上，雨季開始，9—10 月印度洋暖濕氣流更強烈的侵入成為年降水的第二個高峰，夏半年的降水量占全年的75%～90%［14］。該區域是青藏高原東緣有明確古冰川地形而無現代冰川發育的地區之一［2］，在第四紀期間經歷了多次冰川作用，海拔2 500 m 以上保留有序列齊全、對氣候變化敏感的海洋性冰川遺跡。近年來，一些學者對螺髻山第四紀冰川地貌進行了深入考察與研究，進行了第四紀冰期系列劃分并建立了絕對年代學框架［15-17］（圖1）。依據不同期次的冰川遺跡，運用冰川縱剖面模型、積累區面積比率法（accumulation area ratio，簡稱AAR）和面積-高程平衡率法（area altitude balance ratio，簡稱AABR），以及氣溫與降水關系模型（簡稱P-T 模型）、氣溫遞減率模型（lapse-rate model，簡稱LR）等，可以獲得不同階段古冰川規模及冰川物質平衡線高度（equilibrium-line altitude，簡稱ELA），進而得到不同冰川作用期的氣候環境演變特征。

圖1 螺髻山清水溝地理位置與冰川地貌Fig.1 Geographical location and glacial landforms of the Qingshui Valley，Luoji Mountain

1 研究區概況

清水溝谷地的第四紀冰川沉積物保存較好，從源區冰斗到溝谷谷口依次保存有三套冰磧物（圖1），張威等［15］對這三套冰磧物的測年結果顯示：第一套冰磧物上采集兩個電子自旋共振樣品（electron spin resonance，簡稱ESR）測年結果為（13±1）ka 和（23±2）ka，以及兩個OSL（光釋光）測年結果為（15.74±1.15）ka 和（23.24±1.68）ka，因此根據相對地貌和測年結果可確定第一套冰磧物形成于末次冰期晚期，對應于海洋氧同位素階段（marine oxygen isotope stage，簡稱MIS）2。第二套冰磧物分布于海拔3 400～3 550 m大海子冰坎下部，終磧與側磧相連，部分終磧被后期流水沖開，第二套冰磧上的兩個ESR 測年結果為（72±30）ka 和（81±11）ka，結合地貌可判斷其形成于末次冰期早期（MIS 4）。第三套冰磧物的側磧壟從海拔3 400 m延伸至海拔2 300 m，終磧堤位于清水溝西北2 200 m 的山包上，橫剖面呈月牙狀堆積體，相對高度50 m［18］。在冰磧壟的兩個樣品ESR 年齡為（234±45）ka 和（191±157）ka，結合地貌判斷其形成于倒數第二次冰期（MIS 6）。倒數第二次冰期冰川從大海子冰斗（下層冰斗）向下游溢出形成了上槽谷，從海拔3 740 m 延伸到2 500 m 左右，末次冰期早期形成了清水溝3 800 m左右的冰斗群以及下槽谷［19］。

2 研究方法

2.1 冰川規模定量恢復方法

使用Pellitero 等［20］開發的冰川規模重建工具箱Glacier Reconstruction Tools（簡稱GLARE），恢復冰川表面高程時需要古冰川底部的地形數據和古冰川分布范圍。倒數第二次冰期的冰川范圍以下層冰斗后壁、上槽谷、側磧壟以及谷口終磧為參考，末次冰期早期的冰川范圍以上層冰斗后壁、下槽谷、側磧壟為參考，末次冰期晚期的冰川范圍以上冰斗附近的側磧和終磧為參考。先沿著冰川中流線計算冰川厚度，之后插值至整個冰川分布范圍，最終得到整條冰川的厚度。冰川縱剖面模型是根據冰川動力學方程建立的［21］。

式中：τ為剪切應力；ρ為冰川冰的密度；g為重力加速度；h為冰川的厚度；α為冰川表面的坡度。

具體步驟為：①使用Flowline Creation 工具，生成古冰川中流線；②使用Shear Stress 工具中的Construct Interval Nodes 得到中流線上的節點；③使用Shear Stress 工具中的Define Shear Stress 對節點的剪切應力進行賦值；④使用Glacier Reconstruction中的Flowline ice thickness tool 得到流線上的冰川海拔高度；⑤考慮槽谷形態對冰川的影響，使用F因子中的Automatic ice thickness 工具對流線上的冰川海拔高度進行校正；⑥使用Glacier Reconstruction中的Glacier surface interpolation 輸入中流線和冰川作用范圍，選擇克里金插值方法，得到冰面高程；⑦冰面高程與冰川底部地形相減可以得到冰川厚度；⑧通過得到的冰面高程可以在ArcGIS 上計算冰川表面高程柵格數據的面積；⑨在ArcGIS上計算冰川厚度乘以冰川表面插值網格面積得出冰川體積。

2.2 冰川平衡線估算方法

ELA 是指冰川上積累量與消融量相等的點連線的高度［22-24］。本文采用目前較為常用的AAR 和AABR法來恢復清水溝古冰川物質平衡線高度。當冰川處于穩定狀態時，冰川積累區面積與整個冰川面積的比值即為AAR 值［25］，古冰川ELA 的計算參考Kern 等［26］提出的AAR 值與冰川面積間的對數關系式。

AABR 法是由Furbish 等［27］提出的根據冰川消融區和積累區的物質平衡梯度來計算冰川物質平衡線高度的方法，Rea［28］在計算全球65 條冰川的物質平衡時發現BR 的平均值為1.75±0.71，因此本文參考此平均值計算清水溝的BR 值。本文基于恢復后的古冰面高程計算不同時期的古ELA，可以使計算結果更為精確。

2.3 基于冰川平衡線變化的氣候重建模型

（1）P-T模型

氣溫和降水是影響冰川ELA 變化的重要因素［29-30］，因而現代冰川ELA 處氣溫和降水的關系也被廣泛地應用于氣候重建［31-32］。古冰川運用P-T 模型時要結合ELA 的變化量及氣溫遞減率，從而得到因為ELA 位置的變化而產生的氣溫變化量。在假定古冰川前進時ELA 和現代冰川ELA 處氣溫和降水關系一致的基礎上，結合氣候代用指標得到降水的變化量，帶入到P-T 模型中得到氣溫變化量。然后將位置變化產生的氣溫變化量和降水波動產生的氣溫變化量相加，就是氣溫波動值［33］。本文在恢復不同階段古氣候時參考了施雅風等［29］的研究，建立了中國西部冰川年降水量P（mm）和年均溫T（℃）之間的關系式。

（2）LR模型在使用LR 模型時要考慮溫度遞減率、積累梯度和積累量的變化［34］。該模型應用ELA 處冰川積累量與溫度的轉換系數f，將由于ELA 升降導致的降水變化量轉化為相應的氣溫變化量［33］。

式中：ELA1和ELA2分別為現代和冰期時的物質平衡線高度；T1為現代冰川ELA2處的氣溫（℃）；T2為冰期時古冰川ELA2處的氣溫（℃）；c1為現代冰川在ELA2處的積累量（mm）；c2為冰期時古冰川在ELA2處的積累量（mm）；f為物質平衡線處冰川積累量與溫度的轉換系數（℃·mm-1）。

3 結果與討論

3.1 冰川規模估算

利用GLARE 工具恢復螺髻山清水溝倒數第二次冰期的冰川山谷指數為0.45～0.87［圖2（a）］，平均值為0.62；剪切應力范圍為40～140 kPa［圖2（b）］，平均值為102.10 kPa；冰川表面高程為2 125～3 826 m［圖3（a）］，平均值為3 029 m，最大冰川厚度為127 m［圖3（b）］，平均值為55 m，冰川表面積為3.44 km2，體積為0.19 km3。恢復末次冰期早期的冰川山谷指數為0.53～0.96［圖2（c）］，平均值為0.77；剪切應力范圍為50～70 kPa［圖2（d）］，平均值為64.65 kPa；冰川表面高程為3 380～4 055 m［圖3（c）］，平均值為3 054 m，最大冰川厚度為131 m［圖3（d）］，平均值為53 m，冰川表面積為2.22 km2，體積為0.12 km3。末次冰期晚期的冰川山谷指數為0.49～0.95［圖2（e）］，平均值為0.79；剪切應力范圍為40～70 kPa［圖2（f）］，平均值為57.71 kPa；冰川表面高程為3 765～4 043 m［圖3（e）］，平均值為3 016 m，最大冰川厚度為121 m［圖3（f）］，平均值為57 m，冰川表面積為1.20 km2，體積為0.07 km3。

圖2 清水溝不同冰進時期的山谷指數和剪切應力Fig.2 Shape index（a，c，e）and shear stress（b，d，f）of Penultimate Glaciation，early stage of Last Glaciation，and late stage of Last Glaciation in the Qingshui Valley

圖3 清水溝不同冰進時期的冰面高程和冰川厚度分布Fig.3 Distribution of ice surface elevations（a，c，e）and glacier thickness（b，d，f）of Penultimate Glaciation，early stage of Last Glaciation，and late stage of Last Glaciation in the Qingshui Valley

測量的山谷指數在末次冰期晚期最大，末次冰期早期居中，倒數第二次冰期最小，這主要是因為靠近冰川源頭受到的冰川侵蝕更強烈、持續時間也更長，使槽谷底部更趨近于“U”形［35］。對于山谷冰川來說，剪切應力在50～150 kPa 的范圍內［36］，恢復的各階段冰川底部剪切應力平均值均在此范圍內。研究區倒數第二次冰期以來冰川的面積和體積都不斷減小，這種第四紀以來冰期規模逐漸減小的特點在中國山地冰川區具有普遍性［37］。

3.2 不同時期冰川平衡線高度

將恢復出的冰川面積帶入式（2），計算出倒數第二次冰期AAR 值為0.56，末次冰期早期AAR 值為0.53，末次冰期晚期AAR 值為0.49，然后使用Pellitero 等［20］開發的ELA calculation 工具輸入AAR值和BR 值可自動計算對應的ELA 高度。從表1 看出，運用AABR 法、AAR 法，結合前人使用的冰斗底部高程法（CF）、末端至冰斗后壁比率法（MELM）、側磧壟最大高度法（THAR）和TSAM 法［18］計算出清水溝倒數第二次冰期ELA 平均值為3 132 m，末次冰期早期ELA 平均值為3 776 m，末次冰期晚期ELA 平均值為3 927 m。根據高曉昕［18］計算的結果，螺髻山現代冰川平衡線高度為4 848 m，倒數第二次冰期相對于現代ELA 下降1 716 m，末次冰期早期下降1 071 m，末次冰期晚期下降920 m。

表1 研究區MIS 6以來各次冰進ELA重建Table 1 ELA reconstruction in each glacial advance since MIS 6 in the study area

3.3 古氣候環境重建

收集了研究區附近的西昌、昭覺、木里、鹽源、九龍和稻城這六個氣象站1990—2019 年每日的氣溫和降水數據（表2），所用的氣象數據來自國家氣象科學數據中心（http://data.cma.cn/）的中國地面氣候資料日值數據集（V3.0）。

表2 研究區附近氣象站氣候數據概要Table 2 Summary of present climate datasets from meteorological stations used near the study area

對研究區附近氣象站的多年平均氣溫T（℃）和海拔H（m），以及多年平均降水量P（mm）和海拔H（m）進行擬合。

使用P-T 模型對氣溫變化進行恢復的方法如下［33］：通過式（5）得到氣溫遞減率為0.54 ℃·（100m）-1，結合倒數第二次冰期ELA下降高度，先得出因為位置變化導致的氣溫變化為9.27 ℃；然后根據式（6）計算出現代ELA 處的降水為512.38 mm，根據式（3）計算出現代ELA 處的氣溫為-11.10 ℃，位于青藏高原東北部若爾蓋盆地RM 鉆孔的孢粉分析結果［38］顯示，MIS 6 年降水量為現在的60%～80%，因此在MIS 6 時現代ELA 處的降水為307.43～409.90 mm，使用式（3）得到ELA 處的年均溫為-13.70～-12.23 ℃，所以降水波動產生的氣溫變化量為1.13～2.59 ℃；位置和降水波動產生的氣溫變化量相加就是氣溫的波動值，因此得出在倒數第二次冰期時氣溫比現在低10～12 ℃。末次冰期早期和晚期的降水量分別為現在的80% 左右和60%～80%［38］，按照上述方法得到的計算結果如表3 所示。圖4（a）模擬了P-T模型不同冰進階段年降水量占現代年降水量的比例由10% 變化到200%，變化的步長為10%時的氣候狀況。

表3 研究區MIS 6以來各次冰進的古氣候狀況Table 3 Palaeoclimatic condition in each glacial advance since MIS 6 in the study area

使用LR 模型對氣溫變化進行恢復的方法見文獻［39］。LR 模型與P-T 模型相比，還需要冰川積累梯度和不同階段ELA的乘積，以及ELA處冰川積累量與溫度的轉換系數（f）。由式（6）可以得到冰川積累梯度和不同階段ELA 的乘積。根據Ohmura 等［30］提出的f值，本文采用0.0029 ℃·mm-1。降水比例與P-T 模型設置為一致，將上述數據帶入LR 模型計算，結果如圖4（b）和表3所示。

圖4 模型模擬結果Fig.4 Simulation results of P-T（a）and LR（b）models

根據P-T 模型和LR 模型的結果（表3），可以看出：倒數第二次冰期氣溫降低值為8～12 ℃，這與根據冰楔假型恢復出的鄂爾多斯倒數第二次冰期時凍土邊界附近的年均溫比現在低10～15 ℃相符［40］，該階段降水僅為現在的60%～80%，所以氣溫大幅度的下降是導致該階段冰川規模最大的原因；末次冰期早期氣溫降低值為6～7 ℃，與若爾蓋盆地孢粉記錄顯示MIS 4 階段年平均氣溫比現在低4 ℃相差不大［38］，該階段降水為現在的80% 左右，但是氣溫下降幅度小于倒數第二次冰期，因而冰川規模小于倒數第二次冰期；末次冰期晚期氣溫降低值為4～8 ℃，與若爾蓋盆地孢粉記錄顯示MIS 2階段的年平均氣溫比現在低5～6 ℃的情況一致［38］，末次冰期晚期降水僅為現在的60%～80%，降溫幅度也不大，因此該階段冰川規模最小。

4 結論

螺髻山清水溝第四紀冰川規模與古環境重建的主要結論如下：

（1）基于冰磧物的分布范圍，利用冰川縱剖面模型恢復了古冰川的規模，清水溝倒數第二次冰期的冰川面積為3.44 km2，最大冰川厚度為127 m，冰川體積為0.19 km3；末次冰期早期的冰川面積為2.22 km2，最大冰川厚度為131 m，冰川體積為0.12 km3；末次冰期晚期的冰川面積為1.20 km2，最大冰川厚度為121 m，冰川體積為0.07 km3。

（2）運用AABR 法和AAR 法，并結合冰斗底部高程法（CF）、末端至冰斗后壁比率法（MELM）、側磧壟最大高度法（THAR）和TSAM 法恢復了古冰川平衡線高度，結果顯示清水溝倒數第二次冰期ELA高度為3 132 m，末次冰期早期ELA 高度為3 776 m，末次冰期晚期ELA高度為3 927 m。

（3）運用P-T 模型和LR 模型，結合氣候代用指標，可以得到研究區倒數第二次冰期氣溫降低值為8～12 ℃，末次冰期早期氣溫降低值為6～7 ℃，末次冰期晚期氣溫降低值為4～8 ℃。