西藏東南部末次冰期早階段冰川作用及其古氣候意義

謝金明，周尚哲，許劉兵，楊太保

（1.蘭州大學 資源環境學院，甘肅蘭州 730000；2.華南師范大學 地理科學學院，廣東廣州 510631）

0 引言

西藏東南部念青唐古拉山東段，地貌特征主要表現為海拔6 000 m以上的夷平面以及深切的河谷。本區由于臨近雅魯藏布江大拐彎，南亞季風帶來的暖濕氣流可以伸入河谷，使之成為青藏高原上降水量最多的地區之一。豐沛的降水加之高大的地形，也使本區成為高原上現代海洋性冰川及第四紀冰川規模最大的地區之一。早在20世紀70年代，李吉均等［1］考察本區波堆藏布谷地古冰川遺跡，提出了“古鄉冰期”和“白玉冰期”兩次冰川作用。其中，白玉冰期（即末次冰期）分為早期和晚期兩個階段，相應的冰川沉積在波堆藏布主要支溝溝口（白玉溝、珠西溝等）保存最為完整，地貌上可劃分為外冰磧壟和內冰磧壟，推測其形成年代分別對應于海洋氧同位素階段（marine oxygen isotope stage，MIS）4和2。周尚哲等［2］應用宇宙成因核素（terrestrial in situ cosmogenic nuclide，TCN）10Be暴露測年手段，證實白玉冰期晚階段冰磧壟的年代對應于MIS 2。目前，隨著測年技術手段的發展及冰川數值年代的增加，波堆藏布流域的冰川演化序列日益完善，發生于MIS 12（甚至更早）［3］、末次冰消期［4-5］、新冰期以及小冰期［6］等時期的冰川作用也相繼得到年代學的證實。然而，末次冰期早期的冰川作用年代還處于推測階段，此次冰川作用究竟發生于MIS 4還是MIS 3，這一問題尚存在爭議。因此，本文在野外地貌考察的基礎上，運用光釋光（optically stimulated luminescence，OSL）測年技術，對波堆藏布流域疑似形成于末次冰期早階段的典型冰川/冰水沉積物進行定年，以期探討末次冰期早階段冰川作用時間及其古氣候意義。

1 研究區概況

波堆藏布江發源于念青唐古拉山東段南坡，自西北向東南流100 km后匯入帕隆藏布江，流域面積約1.46×105km2（圖1）。帕隆藏布江自東向西，至通麥匯合易貢藏布江，南流注入雅魯藏布江。來自孟加拉灣的強大水汽，沿著雅魯藏布江谷地深入帕隆藏布流域，帶來豐沛的降水。根據波密氣象站（29.87°N、95.77°E，海拔2 736 m）的觀測數據，研究區年降水量約890 mm，其中6—9月的降水量占比超過了80%（1981—2011年，http：//data.cma.cn），而平衡線附近的降水量可達1 000～3 000 mm［7］。充沛降水加之高大地形的抬升作用為本區海洋性冰川發育提供了優越的條件。波堆藏布流域共有現代冰川482條，總面積974 km2［8］（圖2）。流域內最高峰則普峰，海拔為6 364 m，其上發育了規模最大的現代冰川則普冰川，長達19.2 km，面積76.2 km2［9］。則普冰川同其他支溝冰川在第四紀期間多次進退于波堆藏布谷地，留下了豐富的古冰川作用遺跡。

圖1 研究區地理位置及其DEMFig.1 Location of the study area and its DEM

測年研究表明，流域內最早的冰川作用為尼通冰期，相當于MIS 12甚至更早，典型冰磧物主要遺存于波堆藏布主谷3處已相當殘破的高谷肩上［3］。古鄉冰期冰磧壟在主谷中表現得蔚為壯觀，從上游育仁鄉至白玉村沿著谷坡斷續分布，另在波堆藏布匯流處卡達橋附近也保存了一處相對完好的高大側磧壟（圖2）。根據冰磧壟的保存位置，當時支谷冰川都匯入了主谷，形成長約100 km、規模為現代冰川6～8倍的復合型山谷冰川［1］。末次冰期最盛期時，波堆藏布主谷和亞龍藏布谷地均被古冰川所占據，冰川末端分別到達白玉村和達龍村附近，冰川規模為現代的4～7倍［1］。末次冰期時，白玉冰川和珠西冰川均前進至溝口，在溝口處留下了規模宏大的終磧壟（圖2）。形成于末次冰期晚階段的內終磧壟，可分為2～3道，冰磧壟形態相對完好，拔河高度介于200～350 m之間。周尚哲等［2］、Ou等［5］對白玉溝內冰磧壟進行了測年，其中漂礫的TCN10Be暴露年代介于（11.1±1.9）～（18.5±2.2）ka之間，冰磧物及冰水沉積物的石英單顆粒OSL年代則處于（8.0±2.5）～（14.4±4.2）ka之間，認為內冰磧壟為MIS 2期間冰川作用的產物。推測形成于末次冰期早階段的外終磧壟，其形態大多殘破，壟脊相對平緩，高度也大為降低，拔河約100～200 m（圖2）。

除主要支溝外，疑似形成于末次冰期早階段的冰磧壟在亞龍藏布谷地中也有保存（圖2～3），李吉均等［1］推測冰期最盛時的古冰川長達75 km直到溝口附近。野外考察發現，亞龍藏布谷口南岸和北岸均保存有高低兩套側磧壟，其中，北岸高側磧壟的規模最大。波堆藏布江于谷口處將冰磧壟切割成一個高達150 m的典型三角面，突起的壟脊從谷口往上游延伸約4.5 km，與松龍溝高大終磧壟相接，最后消失于谷坡上。相應地，冰磧壟的拔河高度則由200 m遞增至320 m。南岸高側磧壟因受沖溝的侵蝕作用，斷續分布于谷坡上，壟脊的形態不明顯。與高側磧壟一樣，低側磧壟在北岸連續分布，而在南岸間斷保存。北岸低側磧壟壟脊形態明顯，上游與松龍溝終磧壟相接，向下游延伸約4 km，末端高出地面不到2 m，最后尖滅于河流階地沉積物中。保存于南岸的低側磧壟，受河流改造作用明顯，壟脊相對平坦，頂部最寬處可達70 m。野外調查發現，高低側磧壟在上游也有相當程度的保存。高側磧壟向上游一直斷續分布，直到海拔約3 700 m處，此處拔河高度約500 m，而低側磧壟僅在松龍溝上游附近有所保存（圖2）。

圖2 波堆藏布江流域現代冰川與古鄉冰期和末次冰期冰磧壟分布Fig.2 Modern glaciers and moraines constructed during Guxiang Glaciation and Last Glaciation in the Bodui Zangbo River catchment

亞龍藏布谷口附近廣泛發育了兩級冰水階地（圖3）。這兩級階地的階地面均相對平坦，T2階地主要分布于波堆藏布東岸和亞龍藏布北岸，面積達4 km2，拔河高度20～50 m。T2階地在亞龍藏布南岸的分布面積較小，為0.8 km2，拔河高度30～80 m。T1階地在亞龍藏布南岸和北岸均有分布，兩處的分布面積均約為1 km2，拔河高度3～10 m。從地貌上看，階地發育時間要晚于冰磧壟，低側磧壟末端部分被T2階地沉積物所覆蓋。

圖3 亞龍藏布江與波堆藏布江匯流處附近的冰川地貌、河流階地及采樣點位置（a）和野外照片（b，c，d）Fig.3 Glacial landforms，river terraces，sampling sites（a）and field photos of moraines（b，c）and terrace T2（d）near the confluence of the Yalong Zangbo and Bodui Zangbo Rivers

2 研究方法

2.1 樣品采集

在亞龍藏布谷地低側磧壟采集了4個（YL01-04）光釋光測年樣品（圖3～4）。YL01的采樣剖面，礫石大小混雜，無分選，但磨圓度較好，膠結程度高。樣品采自一處長約2 m，寬20～30 cm的冰水透鏡體中，冰水夾層為粉砂與細礫互層，以粉砂為主。YL02的采樣冰磧層，礫石無分選，但有一定磨圓度，膠結程度高。樣品采自礫石和粉砂互層的粉砂層中，透鏡體周邊出露有直徑1 m的棱角狀礫石。YL03的采樣剖面以直徑10 cm以內次棱角和次圓狀的礫石及粉砂為主，膠結較好。新鮮剖面可見粉砂和細礫互層，采樣物質為粉砂。YL04也采自附近粉砂與細礫互層處的粉砂層中。以上4個樣品物質均為冰水夾層中的粉砂，來源于冰面湖或冰下河道沉積。

冰川作用時代可與相應的冰水階地的發育年代相對應，因此在T2階地剖面采了一個光釋光年代樣品（YLT18），用以驗證冰磧壟的形成年代。YLT18的采樣剖面出露高度約4 m，礫石直徑大多介于5～30 cm之間，磨圓程度高，礫石之間充填砂及細礫，有分選。出露剖面的下部夾有一處長約2 m、寬約20 cm的粗砂層，樣品采自這一粗砂層中。

采樣時先挖開新鮮剖面，將一端塞了黑色塑料袋和棉花的不銹鋼鋼管（長20 cm，直徑5 cm）砸入剖面中。取出鋼管，用棉花和黑色塑料袋先后套住鋼管的另一端，通過遮光的管道膠帶將鋼管的兩端密封。

2.2 前處理

在紅光實驗室取出鋼管兩端少部分可能已經曝光的樣品，用于含水量和年劑量的測定。

樣品前處理之前先用300μm干篩將粗顆粒的礫石去除。將樣品用10%稀鹽酸和30%雙氧水依次浸泡，去除樣品中的碳酸鹽和有機質。對于冰磧物樣品，干篩提取38～63μm組分（中顆粒組分），用氟硅酸浸泡樣品2周之后，通過10%稀鹽酸去除樣品與氫氟酸反應過程中產生的氟化物沉淀。對于冰水階地樣品，干篩提取90～125μm組分（粗顆粒組分），通過多鎢酸鈉重液分離出石英顆粒。用40%氫氟酸浸泡40 min，去除長石，隨后用10%稀鹽酸浸泡樣品30 min，以去除氟化物。通過紅外檢測方法檢測石英顆粒的純度。若長石信號較高，則需再用氟硅酸或氫氟酸刻蝕樣品，直到紅外信號達到較低的水平（IRSL/OSL＜10%）為止。將純石英樣品用硅油均勻粘貼在直徑0.97 cm的不銹鋼測片中，樣品的粘貼直徑平均約為0.6 cm。

圖4 采樣點剖面圖Fig.4 Photos showing the sampling sections

2.3 等效劑量與年劑量測試

等效劑量（equivalent dose，De）采用單片再生劑量法（single aliquot regeneration-dose，SAR）測試［10］。實驗在華南師范大學地質年代學實驗室完成，測試儀器為丹麥Ris?TL/OSL DA-20全自動釋光儀，內置90 Sr/90 Y人工β輻射源用于輻照。預熱溫度選定為260℃（10 s），試驗劑量的預熱溫度為220℃（10 s）。測試石英釋光信號的激發光源為波長（470±30）nm的藍光二極管（強度90%），激發溫度為120℃（40 s）。OSL信號通過7.5 mm的HoyaU-340濾光片進入9235QA光電倍增管內被接收并記錄。

年劑量率計算中的U、Th和K的含量在北京第二核工業研究所測定。樣品的實測含水量均在3%以內，考慮到樣品運輸及儲存過程中的水分損失，結合當地降水量，石英中顆粒年代樣品采用（10±5）%的估計值，粗顆粒采用（5±4）%的估計值［11-13］。宇宙射線的年劑量貢獻根據樣品的地理位置、海拔高度和采樣深度計算［14］。劑量率根據Aitken的公式和參數進行計算［15］。

3 實驗結果

3.1 釋光特征

圖5展示了樣品YL02的光釋光衰減曲線和生長曲線。從衰退曲線可以看出，OSL信號在藍光激發下的最初幾秒衰減很快，表明OSL信號以快速組分為主。該樣品的循環比在0.95～1.05之間，說明試驗劑量對感量變化的校正較為理想。樣品的熱轉移值介于0.15%～0.76%之間，表明測試過程中熱轉移效應對等效劑量的貢獻較低，對年代結果產生的影響很小。圖6為所有樣品的De散點圖。

圖5 樣品YL02（虛線）和標樣（實線）天然劑量的衰減曲線（小圖為樣品YL02的生長曲線）Fig.5 OSL decay curves of natural dose of Sample YL02（dashed line）and standard sample（solid line）（Theinserted figure shows the growth curve of Sample YL02）

圖6 樣品D e散點圖Fig.6 D e scatter plots for the samples

3.2 預熱坪與劑量恢復實驗

為選擇合適的SAR程序的預熱溫度，本文選擇樣品YL02進行預熱坪和劑量恢復實驗。對樣品制備20個樣品測片用于預熱坪實驗，測片分為5組，分別在220℃、240℃、260℃、280℃、300℃的條件下預熱10 s，試驗劑量的預熱溫度則為220℃，預熱時間為10 s。每組預熱溫度的De平均值如圖7（a）所示，結果相差不大，且各個溫度條件下的循環比和熱轉移值都在合理范圍內［圖7（c）］。參考前人相關研究［16-17］，本文選擇260℃作為預熱溫度，實驗劑量的預熱溫度為220℃，預熱時間均為10 s。

對于劑量恢復實驗，先準備10個樣品測片，將其釋光信號清除后，對每個測片給定200 Gy的輻照劑量。將測片分為5組，每組分別在220℃、240℃、260℃、280℃、300℃的條件下預熱，測試程序如上。每組測片的De平均值介于198.78～203.59 Gy之間，與給定劑量的比值均在0.9～1.1之間［圖7（b）］，且各個溫度條件下的樣品循環比和熱轉移值均介于合理閾值范圍內［圖7（d）］，說明以上測試程序可以恢復已知的劑量。

圖7 樣品YL02預熱坪和劑量恢復實驗結果及其循環比和熱轉移Fig.7 Results of preheat plateau test（a），recycling ratio，and recuperation（c）of Sample YL02，and results of dose recovery test（b），recycling ratio，and recuperation（d）of Sample YL02

4 年代結果

OSL年代結果見表1。De值采用中值年代模型（central age model，CAM）計算得出。

5 討論

5.1 測年結果分析

如表1所示，冰磧物YL01-04這4個樣品的CAM年代分別為（56.4±4.2）ka、（60.3±3.5）ka、（65.9±3.9）ka和（31.2±2.1）ka，河流階地沉積物樣品YLT18的CAM年代為（65.2±6.0）ka。根據野外調查及地貌地層關系，T2階地的形成時代應該接近或稍晚于冰磧壟的建造時代，基于此，YL04的年代應當剔除。YL04年代結果偏年輕可能是由于后期曝光所致。其余3個冰磧物樣品（YL01、YL02和YL03）的年代介于（56.4±4.2）～（65.9±3.9）ka之間，這一年代結果可與保存于白玉村南側谷坡附近的側磧壟上的8個漂礫TCN10Be暴露年代結果相對應［（57.7±5.7）～（72.0±7.4）ka（未發表）］。這兩處冰川沉積物的年代均對應于MIS 4，表明冰磧壟為MIS 4冰期冰川作用的產物。松龍溝高大冰磧壟上的漂礫TCN10Be暴露年代位于（14.8±0.9）～（19.5±1.2）ka之間（未發表），表明其形成于MIS 2，根據地層地貌接觸關系，末次冰期早階段（MIS 4）的冰川規模要大于晚階段（MIS 2），與波堆藏布主谷的情況一致。此外，基于以上測年結果及地層地貌關系，推測高側磧壟可能形成于古鄉冰期。

表1 光釋光測年結果Table 1 OSL dating results

5.2 青藏高原及周邊山地MIS 4冰川遺跡

冰川沉積物定量測年研究表明，MIS 4冰期冰川作用在青藏高原及周邊山地廣泛存在（圖8）。在青藏高原東北部，東昆侖東吉康納湖地區［18］和巴顏喀拉山［19］等地的冰磧物10Be暴露年代結果顯示，MIS 4期間兩地的古冰川曾大范圍擴張。MIS 4冰期冰川作用遺跡在青藏高原中部的唐古拉山［20-21］以及南部的念青唐古拉山西段［21］和申扎杰崗日［22］等地區也有發現，這些地區冰磧物的10Be暴露年代結果揭示當時的古冰川規模要大于后續冰期冰川作用規模。在喜馬拉雅山地區，如中段南坡Gorkha地區［23］，西段北坡納木那尼峰地區［24］，南坡加瓦爾西北部［25］，以及西北段印度西北部地區［26-29］，這些地區的漂礫10Be暴露年代或冰磧物OSL年代皆證實了MIS 4冰期冰川作用的存在。形成于MIS 4期間的冰川遺跡在青藏高原西部，如阿里地區查西康米仁農壩河谷［30］，西昆侖［31］等地區也有保存。相較于以上地區，主要受西風影響的青藏高原西北部及天山等地區MIS 4冰期冰川遺跡數量較多。冰川沉積物10Be暴露年代結果表明，喀喇昆侖山南部熊彩崗日地區［32］，東南段拉達克山脈［33］、洪扎谷地［34］、塔什庫爾干谷地［35］均保存有此次冰川作用的遺跡。在帕米爾高原地區，如東帕米爾瓦恰谷地［36］，帕米爾（塔吉克斯坦）雅什庫爾湖［37-39］等地區也發現有MIS 4冰期冰川作用遺跡。天山地區，如東天山的博格達峰［40］、天格爾峰［41］和喀爾里克山［42］等地區，中天山的木扎爾特河谷［43］，以及西天山的阿萊山脈科克蘇谷地［44］、特斯基阿萊太山脈［45-46］、阿拉巴什盆地［47-48］、吉薩爾山脈（塔吉克斯坦）［49］、伊尼爾切克谷地［50］等地區，這些地區冰磧物的OSL年代、ESR年代或10Be暴露年代結果也證實古冰川于MIS 4期間曾大規模擴張。此外，橫斷山脈東側中段螺髻山［51］及橫斷山脈腹地白馬雪山［52］等地區也保存有4階段冰川作用遺跡。

圖8 青藏高原及其周邊山地有測年數據的MIS 4冰川遺跡分布Fig.8 Dated glacial landforms formed during MIS 4 on the Tibetan Plateau and itssurrounding mountains：1.Luoji Mountain［51］，2.Baimaxue Shan［52］，3.eastern Nyainqêntanglha Range（thisstudy），4.Macha Khola Valley，Gorkha Himal［23］，5.Lake Donggi Cona，eastern Kunlun Shan［18］，6.Bayan Har Shan［19］，7.Tanggula Shan［20-21］，8.western Nyainqêntanglha Range［21］，9.Mount of Jaggang，the Xainza Range［22］，10.Gurla Mandhata（Naimon’anyi）［24］，11.NW Garhwal，Central Himalayas［25］，12.NW Himalaya of north-west India［26-27，29，41］，13.Miren Nongba Valley，Chaxikang［30］，14.Mawang Gangri Range［32］，15.Ladakh Range［33］，16.Hunza Valley，Karakoram Mountains［34］，17.Tashkurgan Valley，southeast Pamir［35］，18.West Kunlun，Karakax［31］，19.Waqia Valley，Chinese Pamir［36］，20.Lake Yashilkul，Pamir，Tajikistan［37-39］，21.Karlik Range，easternmost Tian Shan［42］，22.Bogeda Peak area，Tianshan Range［40］，23.Ala Valley of the Tianger Range，eastern Tian Shan［41］，24.Muzart River Valley，central Tianshan Range，China［43］，25.Inylchek Valley，eastern Kyrgyz Tian Shan［50］，26.Teskey Ala-Too Range，Kyrgyz［45-46］，27.Ala Bash Basin［47］，28.Koksu Valley of the Alay Range［47］，29.Gissar Range，Tajikistan［49］

綜上，無論是西風區還是季風區，MIS 4期間古冰川均曾大規模擴張，表明4階段冰川作用在青藏高原及其周邊山地的出現具有普遍性。前人研究認為，青藏高原及其邊緣山地MIS 4期間的冰川活動主要受控于中緯度西風［33，42，53-54］，冰期時西風帶來的低溫和降水增加了冰川物質積累量，進而驅動冰川前進。特別是在中緯度西風為主要水汽來源的地區，如天山［41，47，49］、帕米爾地區［35，44］，MIS 4冰期為末次冰期最盛期，冰川作用范圍為末次冰期以來最大。

5.3 藏東南MIS 4冰期冰川作用發生的氣候條件

從MIS 5a開始，北半球低緯度太陽輻射持續減弱，至71 ka左右達到最低值［55］［圖9（b）］。青藏高原東部若爾蓋盆地RM孔140 ka以來的湖泊碳、氧同位素記錄顯示，MIS 4期間氣候較冷［56］，表明隨著太陽輻射減弱，青藏高原季風區的氣溫也逐漸降至低值。根據云南騰沖青海湖泊沉積巖中所揭示的低緯陸地高分辨率年均溫記錄，MIS 4期間氣溫要比MIS 5a低2～3℃，而這樣的溫度變幅基本達到了季風區冰期-間冰期的變幅［57］［圖9（e）］。因此，藏東南地區山地冰川于MIS 4期間大范圍擴張正是對冰期氣溫下降的響應，與青藏高原及其邊緣山地的部分研究結果相符［42，49，53-54］。深海鉆孔中的δ18O記錄也表明，MIS 4時期是大陸冰量最大時期之一［58］［圖9（c）］。

這一時期的石筍δ18O記錄指示了偏弱的季風強度［59］［圖9（d）］，表明藏東南地區在該時期由西南夏季風帶來的降水減少，此階段增強的中緯度西風可能成其主要水汽來源［33，53-54］。到了MIS 3時期，太陽輻射量的增加及季風的增強導致冰川開始后退［33，53］。隨著冰后期降水量及冰川融水量的增多，河流流量增加及搬運能力增強，大量的冰水沉積物首先堆積在河谷中，后期河流下切形成T2階地。

圖9 西藏東南部MIS 4冰期冰川作用與亞洲季風區的古氣候記錄對比Fig.9 Climatic archives relative to the glacial activities during MIS 4 across the monsoonal Asia：probability density estimate of the OSL ages（Black dots show age of moraine，and the blue one indicates that of river terrace）（a），summer（June-July-August）mean isolation at 30°N［55］（b），benthic δ18O records［58］（c），speleothemδ18O data from Dongge，Hulu，and Sanbao Cavesin China［59］（d），reconstructed annual air temperature at Lake Tengchongqinghai［57］（e）

6 結論

（1）基于前人研究和野外地貌調查，運用光釋光測年技術，對西藏東南部波堆藏布流域疑似形成于末次冰期早階段的冰磧壟進行測年，年代介于（56.4±4.2）～（65.9±3.9）ka之間，對應于MIS 4冰期。這一年代結果與青藏高原其他地區及邊緣山地同時期的冰川測年結果具有可比性，表明MIS 4冰期冰川作用發生的普遍性。

（2）通過對比北半球低緯度地區夏季太陽輻射和亞洲季風區古氣溫和古降水指標記錄，藏東南地區MIS 4期間的冰川擴張可能是對北半球低緯度地區太陽輻射減弱及氣溫下降的響應，與季風降水無關。MIS 4之后，印度夏季風增強，氣溫回升及降水增加導致冰川后退。

“白玉冰期”是李吉均先生于二十世紀七八十年代主導提出的第四紀冰川重要冰期概念，謹以此文，紀念李吉均院士！