孫歡，王寧練

（1.陜西省地表系統(tǒng)與環(huán)境承載力重點實驗室，陜西 西安 710127；2.西北大學城市與環(huán)境學院地表系統(tǒng)與災害研究院，陜西 西安 710127）

0 引言

冰面溫度變化由于熱傳導作用向冰川內部傳播而形成冰溫-深度剖面，利用冰川鉆孔溫度可以對一定時間尺度的氣候變化歷史進行重建。這種方法作為重建古氣候的一種重要手段，已有三十多年的研究歷史。事實上，早在1923年，Lane［1］就意識到過去的氣候變化會影響地面以下的地溫-深度剖面，由此可重建過去的地表溫度變化過程。隨后的研究將這種影響認為是恒定地熱的一種噪音而被忽略［2-3］。直至Lachenbruch和Marshall［4］從阿拉斯加凍土的鉆孔溫度中證實了20世紀的氣候變暖，這種方法才被認可。由于冰流運動和融水的影響，冰溫-深度剖面分析比凍土更為復雜［5］。最早利用冰川鉆孔溫度開展古氣候重建研究的是格陵蘭南部的Dye3鉆孔［6］。之后，由冰川鉆孔溫度重建不同時間尺度（幾十年到上萬年）的氣候變化歷史得到了廣泛的應用，其中格陵蘭中部的GRIP鉆孔是直接用于古氣候重建研究中深度最深、重建時間最長的鉆孔［7］。

高緯度或高海拔地區(qū)的冰川多處于自然狀態(tài)，受人類活動的影響小，能夠真實地反映氣候變化狀況。這些地區(qū)缺乏早期的氣象觀測資料，冰川鉆孔溫度的古氣候重建研究可以在一定程度上對其進行彌補。常用的研究方法是通過冰芯的氧穩(wěn)定同位素記錄這一代用指標來進行古氣候重建。研究表明，將冰川鉆孔溫度的古氣候重建結果分別與冰芯記錄和已有的氣象站數(shù)據(jù)進行對比，可以得到一致的溫度變化趨勢，說明了冰川鉆孔溫度研究具有較大的可信度［8-9］。

冰芯記錄代表過去的大氣條件，具有較高的分辨率，而鉆孔溫度則與冰面能量平衡有關。由于熱擴散的作用使得冰川鉆孔溫度的古氣候重建研究具有較低的分辨率。長期氣候事件僅在其持續(xù)時間超過一定時間長度時才能夠被冰川鉆孔溫度重建。單獨氣候事件發(fā)生的時間越早，能夠被冰川鉆孔溫度重建所需要持續(xù)的時間就越長，重建結果則歸為長期的平均溫度變化［10］。盡管如此，與冰芯記錄的代用指標不同，冰川鉆孔溫度是對冰面能量平衡的直接測量，對結果不需要進行校正。冰芯記錄的窗口太短且短期變化幅度較大，難以清晰地體現(xiàn)氣候的長期變化趨勢［11］。冰川鉆孔溫度雖僅能重建氣候變化歷史的低頻趨勢，卻可以在一定時間尺度得到完整的溫度變化過程。另一方面，當冰芯記錄研究古氣候存在其他問題時，可以通過冰川鉆孔溫度來進一步研究。例如對比格陵蘭GRIP冰芯和GISP2冰芯，兩者下部10%的氧穩(wěn)定同位素記錄相差懸殊，失去了可對比性，電導率測量結果說明了兩個冰芯之一或二者在上述深度以下都發(fā)生了年層不連續(xù)或重復出現(xiàn)的部分［12］。不僅如此，由于冰芯氧穩(wěn)定同位素含量與溫度的比值在時間和空間上是變量，這些限制使冰芯的氣候記錄研究較為困難［13］。Fairbanks［14］通過14C定年和海平面變化記錄的修正說明了格陵蘭冰芯可能無法提供可靠的氣候變化歷史。Salamatin等［15］利用南極Vostok鉆孔溫度對古氣候進行重建，是為了與冰芯記錄相比較而確定氣候事件的發(fā)生時間。在這些情況下，冰川鉆孔溫度的古氣候重建研究更是十分必要的，它既可以用于冰芯氧穩(wěn)定同位素的校正［16］，也可與取自該孔冰芯的氣候記錄相互印證，以解決古氣候變化研究中存在爭論的問題［14］。因此，冰川鉆孔溫度無疑是古氣候研究中一個獨立完善的研究工具，提供了研究氣候變化的一種新思路和新方法，是代用指標重建氣候的重要補充。

本文將從模型的建立、影響因素、反演方法、重建結果等角度出發(fā)，綜述全球范圍近幾十年來基于冰川鉆孔溫度的氣候重建工作，進一步探討冰川鉆孔溫度研究中的潛在問題，為今后的冰川鉆孔溫度研究提供借鑒。

1 冰川鉆孔溫度對氣候的響應與熱傳導-冰流模型的建立

1.1 冰川鉆孔溫度與氣候關系

揭示冰川鉆孔溫度與氣候關系是重建氣候變化歷史的前提。一般情況下，冰面以下的溫度分布主要由兩個過程所決定：一個是冰面的溫度變化，另一個是冰川底部地熱流的影響。在假設地熱流恒定的穩(wěn)態(tài)條件下，冰面溫度變化緩慢向下傳播，且作為穩(wěn)態(tài)溫度分布的瞬時擾動被記錄：冰面溫度的升高導致了冰溫-深度剖面的正向擾動，溫度的下降則導致了相應的負向擾動，如圖1所示。通過測量冰川鉆孔溫度可以得到冰溫-深度剖面，其最大擾動深度取決于冰面溫度變化的幅度和持續(xù)時間，變化的時間越久遠，影響的深度越深，向下傳播的信號也隨著深度的增加而逐漸消逝。通常一年內的季節(jié)變化信號向下傳播至10～15 m，而大約160 a的溫度變化信號可以達到150 m左右［17］?？紤]到冰流運動的影響，上述冰面溫度變化的傳播過程可以由耦合的熱傳導-冰流模型來描述［7］，該模型以穩(wěn)態(tài)溫度分布和冰面溫度變化為初始條件和邊界條件，可以計算任意時刻的冰溫-深度剖面。與求解模型的正問題不同，利用冰川鉆孔溫度重建冰面溫度變化過程是由某時刻的冰溫-深度剖面求解邊界條件，是一個典型的反問題。

圖1 冰面溫度變化對冰溫-深度剖面的影響Fig.1 Influence of glacier surface temperature change on the temperature-depth profile

1.2 熱傳導-冰流模型的建立

Robin［18］最早研究了冰流運動對鉆孔溫度的影響，Dansgaard和Johnsen［19］建立了格陵蘭冰蓋的運動模式，為基于冰川鉆孔溫度的古氣候重建研究奠定了基礎。耦合的熱傳導-冰流模型如下式［7］：

式中：T為溫度（℃）；t為時間（s）；v→為冰流運動速度（m·s-1）。ρ、k、c、f分別為冰的密度（kg·m-3）、熱導率（W·℃-1·m-1）、比熱容（J·kg-1·℃-1）和冰川內部的熱源項（J·s-1·m-3）。為溫度隨時間的變化率，?T為溫度在空間各方向上的全微分，即溫度的空間變化率，f為冰川內部與熱傳導過程無關的熱源項，如冰川內部由于復雜相變產生的熱量等。

在冰川內部無熱源影響、冰流運動水平方向速度可以忽略的情況下，上式可簡化為如下的一維方程［7］：

且滿足：

式中：z為豎直方向，向下為正方向；Ts(t)、G(t)、H和T0(z)分別為冰面溫度（℃）、冰川底部地熱流密度（W·m-2）、冰川厚度（m）和初始冰溫-深度剖面?；诒ㄣ@孔溫度的古氣候重建研究就是這樣一個由式（1）～（5）構成的反演模型：已知方程在某一時刻的解T(z，ts)［ts為測量時間，T(z，ts)為測量時的冰溫-深度剖面］，求出邊界條件Ts(t)，即通過測量某一時刻的鉆孔溫度T(z，ts)重建一定時期的冰面溫度變化Ts(t)。

熱傳導-冰流模型的一個假設條件是冰川沒有底部滑動過程，要求冰川底部溫度低于壓力融點，即冰川底部凍結在基巖上。一般情況下可忽略冰川內部熱源項f，但是當冰川內部存在復雜相變如表面消融等情況時，需進一步研究這些情況對鉆孔溫度的影響。另外，對于冰川利用鉆孔溫度方法的研究需要考慮模型中物理參數(shù)的影響，可以通過靈敏度測試來檢驗不同參數(shù)對重建結果的影響程度。冰的熱導率k和比熱容c的取值與溫度有關，而密度ρ的取值與深度有關，可以通過相關的經(jīng)驗公式確定這些參數(shù)的取值［20-21］。通常假定地熱流密度G(t)恒定不變，主要是為了計算穩(wěn)態(tài)的溫度分布，即地熱流密度會對模型的初始條件產生影響。當冰川位于分冰嶺附近時，可以忽略水平方向的運動速度，模型成為一維的式（2）［7］。在假設冰川穩(wěn)定的條件下，冰川厚度H不隨時間變化，豎直運動速度與平均積累率相抵［22］。利用Dye3鉆孔溫度重建氣候研究中的靈敏度測試表明積累率的取值對1.5～0.5 ka BP的重建結果有較大影響［23］，而歐亞北極地區(qū)冰川鉆孔溫度的研究表明積累率的取值在一定范圍內（年均凈積累量0.3～0.6 m冰當量厚度）對近200 a的重建結果幾乎沒有影響，這是因為積累率在該范圍內的變化對冰川上部的熱量傳遞過程影響較?。?4］。冰面溫度信號的振幅隨深度的增加呈指數(shù)衰減［17］，重建時間不僅與熱導率k的取值、鉆孔深度和測量精度有關，也與所要重建的邊界條件Ts(t)有關。

需要指出的是，盡管根據(jù)冰流運動速度v→的不同假設條件可以建立一維、二維或者三維的熱傳導-冰流模型，但是并不意味著多維模型一定比一維模型能夠得到更加精確的結果，這是因為多維模型增加了該反問題的自由度，而通過測量得到的信息卻是十分有限的，即維度的增加也導致了更多不確定的因素［11］。

1.3 影響冰川鉆孔溫度與氣候關系的主要因素

1.3.1 測量時間與測量精度

在鉆取鉆孔的過程中，會對冰溫-深度剖面的熱平衡狀態(tài)造成擾動，非平衡態(tài)造成的真實值與測量值的差值為0.1～1℃［17］。為了避免這一擾動，應在鉆取鉆孔后等到溫度達到平衡態(tài)時再進行測量。不同的冰川鉆孔需要放置的時間不同，幾百米至上千米的鉆孔需要至少放置一年以后再測量其溫度［25-26］。通常當鉆孔測量的溫度差異在任意深度都不超過測量精度時可近似認為溫度達到了平衡態(tài)，即鉆孔溫度的測量精度（一般均小于0.1℃）同樣會對重建冰面溫度變化的準確性造成很大影響。另外，當冰面溫度信號向下傳播時，其振幅隨深度的增加而衰減，要利用冰川鉆孔溫度重建古氣候就需要很高的測量精度，尤其是對那些深度較深，能夠重建時間較長的鉆孔溫度進行的測量。例如格陵蘭冰蓋的Dye3鉆孔（2 037 m）和GRIP鉆孔（3 029 m）的測量精度分別為0.03℃和0.005℃［7］。

1.3.2 季節(jié)變化影響深度

冰面以下10～15 m的冰溫-深度剖面反映的是年內的季節(jié)變化，而由冰川鉆孔溫度重建的是長時間尺度的氣候變化低頻趨勢。因此，應當選取季節(jié)變化影響深度以下的冰溫-深度剖面來重建冰面溫度變化過程，選取深度不同，重建結果也會不同。在幾乎沒有表面消融的條件下，即最高氣溫低于0℃，冰層中不存在融水的下滲和再凍結產生的熱量傳遞時，季節(jié)變化影響深度處的溫度近似等于年均冰面溫度和年均氣溫，可以通過恢復該深度處的溫度變化來代替年均冰面溫度變化。約一半的格陵蘭冰蓋和大部分的南極冰蓋均滿足這個條件［27］。而大多數(shù)山地冰川存在表面消融（北極部分冰川也存在表面消融），滲浸帶融水的熱效應顯著，溫度的小幅下降或升高會在短時間內對冰面乃至整個冰川物質平衡產生重大影響［17，28］，使得季節(jié)變化影響深度在一年內大幅變化，對選取一定的季節(jié)變化影響深度造成了困難。另一方面，由于山地冰川的運動速度大，滑動摩擦所產生的熱量增大了冰川底部的溫度梯度［29］，或對鉆孔溫度產生影響。

1.3.3 其他因素

太陽輻射、冰面反射率、融水徑流等因素都會對冰川鉆孔溫度造成影響。很多歐亞北極冰川的消融是因為夏季較高的氣溫，融水的再凍結作為產熱會對冰溫產生影響［30］。勃朗峰的兩個冰川鉆孔溫度研究證實了冰溫的升高不僅是由于氣溫的升高，潛熱的影響也非常顯著［31］。而對于低緯度的熱帶冰川，它們是非常敏感的氣候指標，這些地區(qū)的冷冰川通常在海拔6 km以上，特別容易受到全球變暖的影響，處于非常不穩(wěn)定的狀態(tài)。這些冰川表面消融多，冰內相變復雜，冰溫的升高在很大程度上受到融水再凍結的影響，若忽略了這方面的影響，利用鉆孔溫度重建氣候變化會導致重建結果中近期的升溫幅度變大。因此，在這種情況下（熱源項f不可忽略）需要計算式（1）中熱源項f，即由于融水再凍結而產生的潛熱。由于高海拔地區(qū)氣候寒冷，假設冰川融水能夠重新凍結，沒有變?yōu)楸◤搅?。目前的研究是在該假設條件下，通過建立冰川消融與氣溫之間的線性關系來計算由相變（融水再凍結）產生的潛熱通量F（W·m-2）［32-33］：，其中a、Tref和Tair分別是融化因子（W·m-2·℃-1）、融化臨界溫度（℃）和氣溫（℃）。用以下方法對融化因子進行估算：以鉆孔附近氣象站的氣溫觀測值（可根據(jù)溫度遞減率計算冰面氣溫）為式（1）的邊界條件，調節(jié)融化因子a，使計算的冰溫-深度剖面與測量的鉆孔溫度在最大程度上吻合，以確定a的取值。另外，在缺乏氣象資料的情況下，可以利用冰芯中冰層記錄的消融特性來進行潛熱的估算［34］?？梢钥吹?，F(xiàn)的計算需要一定的假設條件，涉及的參數(shù)未知，難以在模型中精確計算。

1.4 熱傳導-冰流模型的反演算法

基于冰川鉆孔溫度重建古氣候的研究，要求利用冰面以下的冰溫-深度剖面求解熱傳導-冰流模型的反問題，得到冰面溫度變化這一邊界條件。具體的反演算法主要包括了實驗-誤差（最小二乘）方法［4］、蒙特卡羅（隨機）算法［7］、控制方法［23］和Tikhonov正則化方法［35］。此外，將非線性問題線性化［36］、泛函空間反演［37］等方法也被用于該問題的求解中。由于存在解的唯一性和穩(wěn)定性問題，不論是哪種方法，目標都是找到相對穩(wěn)定的邊界條件使計算值最大可能地與測量值接近，實質是最優(yōu)化問題的探討與求解。

實驗-誤差方法、蒙特卡羅算法可以看作是正問題的求解方法，優(yōu)點是操作相對簡單，而控制方法和Tikhonov正則化方法才是真正意義上的反問題研究方法。不同的方法也存在不同的問題：實驗-誤差方法無法體現(xiàn)更為復雜的氣候變化歷史［38］；蒙特卡羅算法對未知的邊界條件沒有任何限制，統(tǒng)計結果會出現(xiàn)多個極值；控制方法存在調節(jié)因子的取值問題和預估冰面溫度的不確定性問題，且穩(wěn)定性較差；Tikhonov正則化方法存在不同梯度步長導致的收斂效率以及正則化參數(shù)取值的問題等。實驗-誤差方法、控制方法和Tikhonov正則化方法適用于模型中參數(shù)取值可以獲得的情況［22-23，35］。而在實際問題中，存在部分參數(shù)取值未知（受獲取條件限制）的情況。例如在假設冰川穩(wěn)定條件下，當受降雪影響的冰川積累率的取值未知時，會導致豎直運動速度這一參數(shù)取值的不確定性；當?shù)責崃髅芏热≈滴粗獣r，會導致模型穩(wěn)態(tài)溫度分布（初始條件）的不確定性。在這種情況下，可以選用蒙特卡羅算法這一統(tǒng)計學方法來研究［7-8］。因此，考慮到能夠獲取的地學要素的限制，蒙特卡羅算法是最優(yōu)的。另外，由于Tikhonov正則化方法能夠很好地降低噪音干擾，使得到的解穩(wěn)定，在一定程度上解決了反問題中解的穩(wěn)定性和唯一性問題，因而在數(shù)學范疇內，Tikhonov正則化方法是目前求解反問題中最好的方法［39-40］。

2 氣候變化重建研究進展

自20世紀80年代以來，基于冰川鉆孔溫度與氣候之間的關系，研究人員開展了相關的古氣候重建工作。這些研究多集中在兩極地區(qū)、加拿大北部和美國北部等地區(qū)，揭示了不同地區(qū)的氣候變化歷史，如表1所示。鉆取冰川鉆孔后會在不同時間對鉆孔溫度進行多次測量，表1中的測溫年份是最后一次的測量時間，該次測量值被用于重建氣候變化歷史。以下分別對格陵蘭、北極其他地區(qū)、南極和中緯度冰川鉆孔溫度的古氣候重建研究成果進行歸納總結，對研究中涉及的其他問題進行了相關探討。

表1 用于古氣候重建研究的冰川鉆孔信息Table 1 Glacier borehole information for paleoclimate reconstruction

2.1 格陵蘭冰蓋鉆孔溫度的古氣候重建研究

2.1.1 格陵蘭冰蓋鉆孔溫度所揭示的氣候變化

最早利用冰川鉆孔溫度開展古氣候重建研究的是格陵蘭南部的Dye3鉆孔［6］。Dye3鉆孔遠離分冰嶺，表面速度高達13 m·a-1，且夏季多有表面消融，因此它并不是古氣候重建研究的理想位置。盡管如此，研究者還是利用了Dye3鉆孔溫度開展了古氣候重建研究并與隨后鉆取的GRIP鉆孔溫度的重建結果進行了對比。GRIP鉆孔位于格陵蘭冰蓋頂部的分冰嶺處，在Dye3鉆孔以北865 km，少有表面消融，較Dye3鉆孔的位置更為理想。GRIP和Dye3鉆孔溫度的重建時間分別為50 ka和8 ka。盡管兩個鉆孔深度能夠重建的時間尺度較大，但是難以體現(xiàn)近幾百年或近幾十年內更為詳盡的溫度變化過程。GRIP鉆孔溫度的古氣候重建結果表明，與20世紀90年代中期的溫度相比，末次冰期冰盛期、氣候適宜期、中世紀暖期、小冰期（Little Ice Age，LIA）和20世紀30年代前后暖期的溫度變化幅度分別為?23℃，+2.5℃，+1℃，?1℃和0.5℃［7］。兩個鉆孔溫度近8 ka的重建結果對比如圖2所示。由圖2可以看出，利用Dye3和GRIP鉆孔溫度得到的近5 ka的溫度變化趨勢較為一致，說明了格陵蘭中部和南部的溫度變化過程基本一致。由于地理位置的不同，與GRIP鉆孔相比，Dye3鉆孔位置的溫度變化幅度更大，可能是由于冰川融水的影響，也表明此處較GRIP鉆孔位置可能存在更強的氣候變量。

圖2 Dye3和GRIP鉆孔溫度的古氣候重建結果［7］Fig.2 The reconstructed temperature histories from GRIP and Dye3 boreholes［7］

2.1.2 對格陵蘭冰蓋鉆孔溫度能否重建新仙女木事件的探討

新仙女木（Younger Dryas，YD）事件是末次冰期向全新世轉換期間急劇升溫過程中的最后一次快速降溫事件，Broecker和Denton［47］認為YD事件是由于冰川融水遷移使得北大西洋深層水生成的停止所導致，該事件最具權威的記錄來自格陵蘭冰芯［48-49］。格陵蘭冰芯記錄了12～11 ka BP氧穩(wěn)定同位素含量的突然下降，證實了該地區(qū)在這期間的溫度下降了約7℃［50］。Fairbanks［14］通過14C定年和海平面變化記錄的修正說明了格陵蘭冰芯可能無法提供可靠的氣候變化歷史，指出對應氧穩(wěn)定同位素含量的降低是因為冰川融水遷移而非氣候變化。而Macayeal對Dye3鉆孔溫度進行的古氣候重建結果體現(xiàn)了9 ka BP的YD事件［23］，但是10～7.5 ka BP的氣候重建結果與冰芯記錄不一致，由此說明Fairbanks可能是對的。Firestone［50］針對能否通過Dye3鉆孔溫度重建YD事件這個問題進行了詳盡的探討，證實了通過Dye3鉆孔溫度無法重建YD事件，引起了格陵蘭可能沒有經(jīng)歷YD事件的推測。此外，通過GRIP鉆孔溫度同樣無法重建YD事件，這是由于該事件的持續(xù)時間太短導致了對應溫度信號在冰溫-深度剖面上的消失［7］。

事實上，對于Dye3鉆孔溫度的古氣候重建結果，當積累率等參數(shù)改變時，YD事件消失，這些不確定性說明結果中YD事件的出現(xiàn)及持續(xù)時間有可能是不準確的。要通過冰川鉆孔溫度重建YD事件，需要提高測量值和不確定分析的精確度和更為優(yōu)化的模型。模型需要考慮到短期積累率的變化、冰川不同方向的運動、內部形變、底部地熱流密度、冰川厚度的改變和分冰嶺位置的移動等因素。但在實際中幾乎不可能獲取足夠的信息，這一問題仍然值得進一步研究［50］。

2.2 北極其他地區(qū)冰川鉆孔溫度的古氣候重建研究

與格陵蘭冰蓋Dye3和GRIP鉆孔位置不同，北極其他地區(qū)的冰川夏季幾乎都有強烈的表面消融，這一弊端使得由這些冰川鉆孔溫度得到的近期變暖結果都可能與強烈的表面消融有關。這些冰川鉆孔深度介于100～800 m之間，雖然能夠重建的時間小于格陵蘭冰蓋鉆孔能夠重建的時間，但是優(yōu)勢是能夠很好地體現(xiàn)近百年甚至是近幾十年內的溫度變化過程。如斯瓦爾巴群島冰川鉆孔溫度的古氣候重建結果，表明了20世紀該地區(qū)的溫度升高了2～2.5℃［44］。資料顯示［51］，加拿大東部在過去100～200 a升溫1～2℃。但是Nagornov等［42］由加拿大北極群島東北部兩個冰帽鉆孔溫度的重建結果，表明了僅在過去70～100 a升溫就達到了5℃，如圖3所示。由Windy Dome和Akademii Nauk冰帽鉆孔溫度得出的溫度變化趨勢基本是同步的，其升溫幅度明顯大于整個北極地區(qū)的平均升溫幅度（約為2℃）［35］，Nagornov等認為夏季強烈的表面消融和滲透融水再凍結過程中的熱量釋放是導致得到顯著升溫結果的原因。需要指出的是，Nagornov等采用的是慣用的10 m深度作為季節(jié)影響深度，重建結果也是以該深度的冰溫作為邊界條件，并沒有考慮到在強烈的表面消融影響下導致的季節(jié)變化影響深度在一年內大幅變化的情況。因此，該重建結果的準確性是值得懷疑的。

圖3 Windy Dome和Akademii Nauk冰帽鉆孔10 m處的溫度變化過程［42］Fig.3 The reconstructed 10 m temperatures of Windy Dome and Akademii Nauk Ice Cap［42］

2.3 南極冰川鉆孔溫度的古氣候重建研究

2.3.1 南極冰川鉆孔溫度所揭示的氣候變化

資料顯示［52］，南極東西部氣溫差異非常大。由于相對較低的海拔高度，西南極具有較多降水和較暖溫度，這與海冰的減少有關。1957—2006年西南極和東南極的平均升溫速率分別是（0.17±0.06）℃·（10a）-1和（0.1±0.07）℃·（10a）-1。位于東南極洲的Law Dome冰帽鉆孔溫度4 ka的氣候重建結果表明最近1 ka與冰芯記錄吻合較好，如圖4所示［8］。鉆孔溫度4～3 ka BP的重建結果體現(xiàn)了這段時期溫度的明顯升高，與冰芯記錄存在差異。事實上，維多利亞地南部有關阿德利企鵝群棲地的研究［53］，表明了該地區(qū)4.3～2.8 ka BP的變暖，盡管由Law Dome冰帽鉆孔溫度得到4～3 ka BP的升溫幅度存在一定程度的高估，卻能夠比冰芯記錄更好地反映這段時期的變暖。Law Dome冰帽鉆孔溫度近2 ka的重建結果表明溫度最低值出現(xiàn)在1250年和1850年前后，自1850年前后溫度持續(xù)升高，僅在20世紀60年代末至90年代末這30 a的升溫就達到了0.75℃，與南極在這30 a平均升溫0.5℃的結論較為一致［54］。此外，毛德皇后地3個鉆孔溫度的短期氣候重建結果［36］，表明了1960—2010年溫度升高了1～1.5℃，與Law Dome冰帽鉆孔溫度在重疊時間段的氣候重建結果基本一致。盡管東南極觀測到了20世紀中期以后局部地區(qū)的升溫，但仍有部分地區(qū)20世紀中期以后幾乎沒有升溫趨勢，如羅斯海西岸Styx冰川鉆孔溫度的古氣候重建結果［9］，表明了20世紀的溫度較之前高（1.7±0.4）℃，但是該地區(qū)20世紀中期以來卻未有明顯的升溫趨勢，其氣候可能受到南半球環(huán)狀模態(tài)的影響。

圖4 Law Dome冰帽鉆孔溫度的古氣候重建結果與冰芯氧穩(wěn)定同位素記錄對比［8］Fig.4 The reconstructed temperature history is compared to the stable oxygen isotope from Law Dome［8］

西南極Rutford冰流鉆孔溫度的古氣候重建結果［25］，表明了自1930年起，平均升溫速率是（0.17±0.07）℃·（10a）-1，與資料顯示的西南極平均升溫速率一致，體現(xiàn)了南極半島的快速升溫已經(jīng)向南延伸到了Rutford冰流［52］。布魯斯高原冰川鉆孔溫度近200 a的氣候重建結果，表明了最冷時期在1920—1940年，之后開始升溫至1995年前后，與Rutford冰流在同時期的溫度變化過程一致，只是升溫速率更快一些，約為0.3℃·（10a）-1［22］。

2.3.2 南極冰川鉆孔溫度證實LIA是全球性的氣候異常期

LIA是北半球過去1 ka間最為顯著的氣候異常期，時間跨度為1400—1900年。關于LIA存在的證據(jù)，最初起源于歐洲［55］。南半球尤其是南極是否具有與北半球同步的氣候響應，一直存在著爭議［56］。

格陵蘭冰蓋鉆孔溫度的古氣候重建結果均表明了LIA在格陵蘭存在的事實（圖2）：該時期的溫度較20世紀90年代中期低約1℃，冷期有兩個溫度極小值出現(xiàn)在1550年和1850年前后。南極Law Dome冰帽經(jīng)歷了1300—1850年的冷期（圖4），與北半球LIA時間較為一致，1400—1600年期間有小幅升溫，溫度最低值也在1850年前后［8］。西南極冰蓋鉆孔溫度的古氣候重建結果［43］，表明了該地區(qū)1400—1800年的平均溫度比過去100 a的平均溫度低（0.52±0.28）℃，約為格陵蘭溫度變化的一半。南極Law Dome冰帽和西南極冰蓋鉆孔溫度的古氣候重建結果，均證實了LIA是全球性的氣候異常期。

2.4 中緯度冰川鉆孔溫度的氣候重建研究

對于中緯度冰川，由于受冰川規(guī)模、年齡、流動特性及冰川內部相變等條件的限制，利用鉆孔溫度重建氣候的研究較少，且重建時間較短，一般僅能重建近百年的氣候變化歷史。Gilbert等［32］于2010年對玻利維亞Illimani峰的冰川鉆孔溫度進行氣候重建研究，表明了20世紀的平均溫度較之前升高了（1.1±0.2）℃。該鉆孔位置選擇在Illimani頂峰上冰流速很小的最平坦的地方，并分析了融水的影響，得到了較好的結果。

我國青藏高原是中緯度地區(qū)最大的冰川分布區(qū)，按照氣候類型和冰川溫度的不同，可以將冰川分為三個主要類型：極大陸型冰川、大陸型冰川和海洋型冰川。極大陸型冰川海拔高，氣候寒冷干燥，冰川溫度低，底部一般呈負溫且凍結在基巖上，表面消融微弱，冰川內部相變對冰溫-深度剖面的影響小，可以利用鉆孔溫度重建氣候變化。對于大陸型冰川，表面存在一定的消融，冰川內部相變會對冰溫-深度剖面造成影響，當前模型對該影響的研究存在不足，使得利用鉆孔溫度重建氣候變化比較困難。對于海洋型冰川，大多數(shù)情況下冰川溫度接近零度，表面溫度的變化對冰溫-深度剖面影響很小，不適合利用鉆孔溫度重建氣候變化。由此，利用青藏高原極大陸型冰川鉆孔溫度重建氣候變化是可行的。以往對青藏高原地區(qū)冰川重建古氣候的研究均利用冰川變化或冰芯記錄的方法［57-59］，2021年，利用青藏高原北部馬蘭冰川（最高峰海拔6 056 m，其嚴寒程度與東南極冰蓋邊緣地區(qū)相近，屬于極大陸型冰川）鉆孔溫度重建20世紀氣候變化的研究［45］，為該地區(qū)的古氣候重建提供了一種新途徑和新方法。重建結果表明20世紀的升溫幅度約為1.1℃，與冰芯記錄一致，馬蘭冰川鉆孔溫度得到的1959—1998年的升溫趨勢［約0.16℃·（10a）-1］與最近的氣象站記錄同時期的升溫趨勢基本一致［0.15℃·（10a）-1］，說明了該方法的可靠性。

3 其他冰川鉆孔溫度的相關研究工作

3.1 冰川鉆孔溫度對冰芯氧穩(wěn)定同位素記錄的驗證

冰芯記錄著過去氣候環(huán)境自然變化的信息，將冰芯δ18O記錄解釋為氣溫的變化存在不確定性，δ18O和溫度值T之間的線性關系也不是恒定的。一方面是因為除了局部氣溫的變化，還有很多其他的因素影響δ18O含量；另一方面是由于各種因素是隨著時間的變化而變化的。于是需要尋找與冰芯記錄完全獨立的方法驗證δ18O和T之間的關系，而通過測量冰川鉆孔溫度正是一種這樣的方法［12］。

1995年，Cuffey等［16］通過格陵蘭冰蓋GISP2鉆孔溫度對冰芯δ18O和T如下線性關系中的參數(shù)α和β進行了驗證：δ18O=αT+β。首先任意給定α和β的初值，結合δ18O記錄得到由α和β初值確定的T；再建立熱傳導-冰流模型，將T作為邊界條件，計算出冰溫-深度剖面；最后將計算值與鉆孔溫度測量值進行對比，運用Levenberg-Marquardt（LM）算法調整α和β的取值，使計算值與測量值的差值達到最小。Cuffey等的計算結果不僅證實了GISP2冰芯δ18O是反映長期平均溫度變化的可靠指標，也給出了不同時期參數(shù)α的不同取值，根據(jù)冰芯δ18O記錄解釋了近40 ka氣溫的變化。同時，Johnsen等［60］用類似的方法對GRIP冰芯δ18O記錄也進行了驗證，證實了冰川鉆孔溫度方法是冰芯記錄重建氣候的重要補充。

3.2 冰川鉆孔溫度與氣溫關系的研究

為進行冰川動力學模擬研究，必須有一定的冰面邊界條件。另一方面，對氣候模擬而言，冰川也是具有強烈反饋作用的重要邊界。因此，氣候系統(tǒng)與冰川的相互作用對冰川學和氣候學這兩個領域都有十分重要的意義［29］。一般認為，對于沒有表面消融的冰川，10 m深度處的溫度（T10）接近過去一年的平均空氣溫度（Ta）。顯然，T10取決于冰面的溫度和條件，與氣溫并不完全相同。例如當存在較厚的積雪覆蓋時，積雪阻隔了冬季較低的氣溫，春季融水的下滲使得冰面溫度接近融點，年均冰面溫度可能高于氣溫［61］。

季節(jié)氣溫的變化和冰面條件的差異導致了T10在時間和空間上的變化，使得Ta和T10的溫度轉換函數(shù)（temperature transfer function，TTF）存在差異。有關氣候-冰川相互作用最詳細、最持久的研究是對加拿大西北部的White冰川［28］，該冰川融水的遷移引起了表面條件的顯著變化，最劇烈的變化發(fā)生在平衡線附近，因此，要確定相應的TTF變得十分復雜。Zagorodnov等［17］在極地和中緯度冰川的積累區(qū)選取了41個T10與附近站點的實測Ta進行了對比，結果表明，當Ta介于?60～?7℃時，大致有T10=1.2Ta+6.7成立，同時分析了不同緯度不同氣溫對冰川的影響。除此之外，Zagorodnov等［17］還對其中4個鉆孔溫度分別建立熱傳導-冰流模型，計算得出冰面溫度，并將計算值與實際測得的T10進行了對比，兩者結果一致。

TTF的相關研究可以更好地解釋冰芯記錄，提供了基于氣象站數(shù)據(jù)的冰川溫度估算方法，但是這種方法受到冰川表面強烈消融等因素的限制。TTF提供了氣候-冰川相互作用的一般特征，可以揭示T10中的異常，對選擇新的冰芯鉆探地點也具有重要意義。此外，該研究也有助于預測冰川對未來氣候變化的響應。如Vandewal等［44］預測了在變暖趨勢下斯瓦爾巴群島冰川的底部溫度將在90 a以后達到壓力融點，這將會改變冰川的動力學特征，影響冰川的穩(wěn)定性。

4 結論與展望

本文通過對利用冰川鉆孔溫度重建古氣候研究成果進行歸納總結，以期為進一步冰川鉆孔溫度研究提供參考和幫助。

冰川鉆孔溫度研究多集中在有大量冰川分布的兩極地區(qū)或高海拔地區(qū)，這些地區(qū)缺乏早期的氣象站數(shù)據(jù)，通過冰川鉆孔溫度可以重建百年至萬年尺度的氣候變化歷史，是研究氣候變化的重要補充。由于所處位置和環(huán)境的差異，表面少有消融的冷冰川鉆孔溫度能夠更好地揭示氣候變化。我國青藏高原地區(qū)氣象站是20世紀50年代以后建立且多位于青藏高原東部和南部。然而，青藏高原北部和西部大部分地區(qū)是高海拔冰凍圈的主要區(qū)域，缺乏早期的氣候變化數(shù)據(jù)。因此，重建青藏高原北部過去的氣候變化對于了解那里的冰凍圈變化（尤其是凍土、冰川和積雪）非常重要。未來加深這一方面的研究將有助于揭示中緯度高海拔地區(qū)的氣候變化狀況。此外，通過冰川鉆孔溫度方面的研究可以了解冰川與氣溫的耦合作用，進一步預測冰川對未來氣候變化的響應。

利用冰川鉆孔溫度重建古氣候已有三十多年研究歷史，建立的熱傳導-冰流模型對于物理過程的保真度和精確性方面卻少有提高。僅有少部分研究考慮到了冰川內部所有可能影響冰川鉆孔溫度的物理過程，如融水、潛熱等。未來可以考慮冰川幾何形狀的變化，建立二維或三維模型，同時對冰川鉆孔溫度的影響因素進行定量研究，重建更準確的氣候變化歷史。總之，利用冰川鉆孔溫度重建古氣候在很大程度上是可信的，是古氣候研究中一個獨立完善的研究工具。為了得到更精確的重建結果，未來工作的重點是要掌握更加全面的氣候變化資料，取得更深的冰溫-深度剖面，并不斷改進測量技術提高測量精度。