青藏高原東南巴松措流域和派山谷末次冰盛期冰川與氣候重建

張 越， 許向科， 孫雅晴

（1.中國科學(xué)院青藏高原研究所青藏高原地球系統(tǒng)與資源環(huán)境全國重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100101；2.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049）

0 引言

冰川對(duì)氣候變化非常敏感［1］，青藏高原是地球上除南北兩極外冰川發(fā)育最廣泛的區(qū)域［2］。末次冰盛期（Last Glacial Maximum，LGM）發(fā)生在距今18～24 ka［3］，期間全球大范圍降溫，兩極以及山地冰川大規(guī)模擴(kuò)張。根據(jù)古冰川作用形成的地貌能夠定量重建古冰川的范圍、冰儲(chǔ)量和平衡線高度（equilibrium-line altitude，ELA）等參數(shù)。將其與現(xiàn)代冰川的相關(guān)參數(shù)進(jìn)行對(duì)比，尤其是平衡線高度的變化，能夠進(jìn)一步應(yīng)用冰川氣候模型可以直接地定量地重建冰期時(shí)的氣候條件，最終可以和湖泊孢粉記錄等氣候代用指標(biāo)［4-11］以及大氣環(huán)流模型［12-15］的結(jié)果互相對(duì)比驗(yàn)證。這也是研究冰期時(shí)古氣候的一種重要思路，對(duì)了解高原上冰川-氣候相互作用機(jī)制有重要的意義。

青藏高原東南部是高原上海洋型冰川發(fā)育最廣泛的地區(qū)之一［16］，主要受印度季風(fēng)控制［17］，是了解印度季風(fēng)與冰川變化關(guān)系的關(guān)鍵區(qū)域。Hu等［18-19］通過10Be暴露測(cè)年方法測(cè)得了青藏高原東南地區(qū)巴松措流域與南迦巴瓦峰附近的派山谷冰川作用的時(shí)間。另外，在巴松措流域，Hu等［18］還應(yīng)用光釋光（OSL）測(cè)年技術(shù)測(cè)定了冰磧物的年代。其中，10Be暴露測(cè)年法所測(cè)得的是冰川形成該規(guī)模的最小年代，而OSL法測(cè)得的是冰磧物的沉積年代，Hu等［18］綜合判定此次冰川作用發(fā)生在LGM時(shí)期，并根據(jù)側(cè)磧-終磧等地貌大致限定了LGM冰川作用的范圍，并估算了當(dāng)時(shí)的ELA。由于大多情況下冰川地貌存在缺失或者后期地質(zhì)改造而退化的情況［20］，而冰川平衡剖面模型僅需要部分保存下來的地貌證據(jù)即可完成對(duì)古冰川規(guī)模的重建，因此最好將這些地貌、地形證據(jù)與數(shù)值模型方法相結(jié)合用于古冰川的重建工作［21］。對(duì)于穩(wěn)定態(tài)冰川的模擬，冰川縱剖面模型與高階冰流模型運(yùn)行結(jié)果極其相似［22］，而且所需參數(shù)少且易于獲得，運(yùn)算簡單快捷。因此，近年來冰川平衡縱剖面模型在對(duì)青藏高原范圍內(nèi)的古冰川重建方面受到了廣泛的應(yīng)用［23-32］。本文將以前人的10Be測(cè)年結(jié)果為年代學(xué)基礎(chǔ)，應(yīng)用冰川平衡縱剖面模型結(jié)合有關(guān)地貌證據(jù)，定量重建這兩條冰川在LGM時(shí)期的范圍、冰儲(chǔ)量和ELA等參數(shù)，由此進(jìn)一步恢復(fù)該地區(qū)LGM時(shí)期的氣候條件。

1 研究區(qū)概況

青藏高原東南部北接念青唐古拉山脈，西接喜馬拉雅山脈，東接橫斷山脈，最高峰為南迦巴瓦峰，海拔高度為7 782 m（圖1）。通過國家氣象科學(xué)數(shù)據(jù)中心（http：//data.cma.cn/）獲得的距離研究區(qū)最近的林芝（海拔2 993.0 m）、波密（海拔2 737.2 m）、米林（海拔2 951.2 m）3個(gè)氣象站的氣象觀測(cè)記錄，記錄顯示年平均氣溫（MAAT）分別為9.1℃、9.0℃和8.8℃，平均年降水量分別為729.7 mm、890.1 mm和708.8 mm，降水主要集中在每年的4月到9月，約占總降水量的73.4%～85.8%（圖2），印度季風(fēng)是該地區(qū)主要的水汽來源［19］。

圖1 巴松措及派山谷地理位置［圖1（b）和圖1（c）中數(shù)字為測(cè)得的10Be年齡，M1、M2、M3分別代表派山谷保留的三組冰磧］Fig.1 Geographical location of the Basongcuo Catchment and Pai Valley［The numbers in Fig.1（b）and Fig.1（c）are the10Be ages，and M1，M2，and M3 represent the three groups of moraine of Pai Valley，respectively］

圖2 林芝（a）、波密（b）、米林（c）三站月平均氣溫及月降水量Fig.2 Mean monthly air temperature and mean monthly precipitation values for Linzhi（a），Bomi（b）and Milin（c）

巴松措流域位于念青唐古拉山脈東段與喜馬拉雅山脈交界處的南坡，南迦巴瓦峰西北方向約115 km處。根據(jù)GLIMS（Global Land Ice Measure?ments from Space）數(shù)據(jù)，該流域現(xiàn)代冰川覆蓋范圍約220.2 km2，其中冰川面積大于0.5 km2的有82條。巴松措湖沿岸有一組側(cè)磧和終磧存在，也是該流域最外圍的冰磧，代表了該流域最廣泛的冰川活動(dòng)。側(cè)磧?cè)诤哪习侗４孑^好，長19 km，北岸側(cè)磧只有約2.4 km，與側(cè)磧構(gòu)成一體的終磧位于湖的出口處，由幾組冰磧丘陵組成，表明冰川在該階段到達(dá)巴松措現(xiàn)在的出口位置，距離主要支流（中措、白蘭溝、新措）現(xiàn)代冰川末端分別為～33、～36和～48 km，其上分布有花崗巖漂礫。為了約束該次冰期的數(shù)值年代，Hu等［18］在最外圍的丘狀終磧頂部采集了5個(gè)漂礫樣品，使用宇宙成因核素10Be暴露測(cè)年法測(cè)得了其暴露年齡，為了方便統(tǒng)一比較，本研究利用CRONUS-Earth 3.0計(jì) 算 程 序（http：//hess.ess.washington.edu），Lal（1991）/Stone（2000）生產(chǎn)率隨時(shí)間變化的模型［33-34］重新計(jì)算了該組冰磧的10Be暴露年齡：（20.1±1.4）ka、（19.1±1.4）ka、（20.1±1.4）ka、（26.4±1.7）ka和（20.5±1.4）ka（表1）；另外，Hu等［18］對(duì)南北兩岸的側(cè)磧采集的23個(gè)沉積樣品開展了光釋光測(cè)年，結(jié)果顯示冰進(jìn)最大規(guī)模在16～30 ka之間，綜合判定這組終磧-側(cè)磧壟形成的年代是LGM時(shí)期。

派山谷發(fā)源于南迦巴瓦峰西坡，呈NW走向，山谷內(nèi)分布有三組冰磧，最外層終磧位于該谷出口，末端海拔約2 970 m，距離現(xiàn)代冰川約7.1 km，表面較平坦，頂部有大量花崗巖漂礫，Hu等［19］采集了5塊花崗巖漂礫樣品，進(jìn)行10Be暴露測(cè)年法測(cè)年，重新計(jì)算后結(jié)果分別為（33.1±2.3）ka、（23.7±1.6）ka、（22.7±1.4）ka、（22.6±1.6）ka和（22.7±1.5）ka（表1），經(jīng)過Peirce檢驗(yàn)后，33.1 ka被認(rèn)為是異常值而剔除，判定此次冰進(jìn)發(fā)生在距今～23 ka，即LGM時(shí)期。

表1 10Be年齡重新計(jì)算結(jié)果Table 1 The recaculation of10Be exposure dating results

2 數(shù)據(jù)和方法

本研究所使用的巴松措流域及派山谷的現(xiàn)代冰川范圍界定主要依據(jù)全球冰川編目資料（Ran?dolph Glacier Inventory 6.0，RGI 6.0），可從GLIMS數(shù)據(jù)集（http：//www.glims.org/）獲得。冰底地形可以由現(xiàn)代冰川數(shù)字高程模型（Digital Elevation Mod?el，DEM）（http：//www.gscloud.cn/）減去現(xiàn)代冰川厚度得到，其中現(xiàn)代冰川厚度數(shù)據(jù)在（https：//www.research-collection.ethz.ch/）中獲得。流域邊界由LGM終磧壟外圍以及流域的分水嶺連接繪制，中流線根據(jù)冰川谷中等高線上凹凸特征及綜合考慮3D地形及流域邊界手工繪制。由國家氣象科學(xué)數(shù)據(jù)中心（http：//data.cma.cn/）下載得到1998—2019年周邊8個(gè)氣象站的日值氣象數(shù)據(jù)，處理后計(jì)算得到年平均6—8月氣溫及年平均降水量數(shù)據(jù)。

2.1 古冰川規(guī)模重建方法

本研究應(yīng)用冰川的二維平衡剖面模型方法，沿中心流線重建冰厚。該模型不考慮冰川底部滑動(dòng)（sliding），冰川流動(dòng)靠冰川的變形（deformation）來驅(qū)動(dòng)，并假設(shè)：冰川為完全塑性體，具有特定的屈服應(yīng)力（τY），要使冰川發(fā)生變形運(yùn)動(dòng)，其受到的驅(qū)動(dòng)應(yīng)力（τD）應(yīng)該達(dá)到屈服應(yīng)力的這個(gè)門檻，冰的τD由冰的重量和表面梯度決定。如果驅(qū)動(dòng)應(yīng)力小于屈服應(yīng)力，那么冰不會(huì)流動(dòng)，而是通過表面變厚變陡，增加τD。另一方面，冰面形態(tài)會(huì)不斷調(diào)整以保持τD和τY二者平衡的狀態(tài)保持冰川的變形運(yùn)動(dòng)。這個(gè)狀態(tài)可以表示為：

式中：ρ為冰密度（約為900 kg·m-3）；g為重力加速度；H為冰厚；h為冰面高程；x為水平坐標(biāo)（x軸與冰的流動(dòng)方向平行，冰川上面的部分為正）。然后，從終磧向上沿冰川逐級(jí)迭代求解［35］：

式中：b為冰川底床高度；?x為步長；τˉav為平均基底剪應(yīng)力；F為形狀因子；i為迭代次數(shù)。對(duì)于山谷冰川和其他受地形限制的冰川來說，側(cè)向阻力也可以提供顯著的流動(dòng)阻力，可以將形狀因子（F因子）加入公式，表示床體所支撐的驅(qū)動(dòng)應(yīng)力的比例：

式中：A為冰川截面積；p為截面積的周長；H為某一點(diǎn)的冰厚。對(duì)于冰蓋或冰原等不被約束的冰體，F(xiàn)=1。

應(yīng)用以上原理，“GlaRe”工具是在ArcGIS中使用的用Python編寫的程序，根據(jù)有限的地貌信息，就可以快速實(shí)現(xiàn)上述方程的運(yùn)算，生成古冰川3D表面［21］。模型至少需輸入的參數(shù)有：冰底地形DEM、冰川流線矢量文件。具體操作步驟如下（圖3）：

圖3 古冰川重建流程圖Fig.3 Flow chart of paleo-glacier reconstruction

（1）在圖新地球中繪制流線以及冰川流域邊界的矢量文件，其中流線的繪制盡可能細(xì)致，有利于后期插值的可靠性。需要說明的是，“GlaRe”模塊雖然可以根據(jù)終磧壟位置自動(dòng)生成冰川流線，但對(duì)于形狀復(fù)雜的冰川來說，自動(dòng)生成的中流線容易出錯(cuò)［36］，因此本研究選擇了手動(dòng)繪制的方法；

（2）使用“Construct Interval Nodes”工具，輸入流線，自定義步長，輸出流線的點(diǎn)矢量文件；

（3）通過“Define Shear Stress”定義基底剪應(yīng)力，本研究將剪應(yīng)力值分別設(shè)置為75 kPa、100 kPa和125 kPa，分析其對(duì)重建結(jié)果的影響；

（4）在“Flowline ice thickness tool”中輸入無冰地形和流線的點(diǎn)矢量文件，得到流線逐點(diǎn)的冰厚度；

（5）在冰川流動(dòng)受地形約束的地方，應(yīng)用“Ffac?tor correction with user given cross-sections”，得到考慮F因子情況下的冰厚度點(diǎn)矢量文件；

（6）最后在“Glacier surface interpolation”中，結(jié)合冰川流域范圍對(duì)冰流線厚度的點(diǎn)矢量文件應(yīng)用“Topo to raster”插值方法進(jìn)行插值，得到古冰川的三維表面DEM；

（7）古冰川厚度可用古冰川表面DEM減去無冰地形得到，冰儲(chǔ)量可通過ArcGIS中的“Surface Volume”求得。

Pellitero等［21］對(duì)GlaRe模塊進(jìn)行了測(cè)試，結(jié)果顯示對(duì)冰川儲(chǔ)量、表面積和ELA的重建誤差分別在25%、20%和75 m以內(nèi)，考慮F因子后誤差顯著降低，分別降至10%、6%和10～15 m以內(nèi)。

2.2 古冰川ELA計(jì)算方法

冰川平衡線指某一時(shí)段內(nèi)冰川上物質(zhì)平衡為零的所有點(diǎn)的連線，一般有年平衡線或多年平衡線，ELA即冰川表面平衡線所對(duì)應(yīng)的海拔高度［37］，ELA以上屬于冰川的積累區(qū)，以下屬于冰川消融區(qū)。本研究采用AAR、AABR兩種方法計(jì)算ELA。AAR法的原理為：冰川處于穩(wěn)定狀態(tài)時(shí)，積累區(qū)面積占整個(gè)冰川面積的比值（AAR值）是固定的［38］，這樣就可以在GIS中通過冰川表面積計(jì)算冰川的積累區(qū)范圍，從而確定ELA。全球范圍來看，冰斗和山谷冰川的AAR值的范圍在0.5～0.8之間［39］，張鮮鶴等［40］研究發(fā)現(xiàn)念青唐古拉山脈東段的AAR值在0.5～0.7之間，而喜馬拉雅山脈東段的AAR值都在0.5以下。AABR法利用冰川積累區(qū)面積以及消融區(qū)和積累區(qū)物質(zhì)平衡梯度（冰川消融和積累隨海拔高度的變化）的比值，即BR值來計(jì)算ELA。Rea［41］計(jì)算了全球具有物質(zhì)平衡觀測(cè)記錄的冰川AABR值，認(rèn)為全球平均值為1.75±0.71。由于夏季的高消融率，建議把AABR值為1.8～2.2作為中緯度海洋型冰川的代表［39，41-42］。本研究使用Pellitero等［42］編寫的ArcGIS模塊來實(shí)現(xiàn)ELA的重建計(jì)算，本文分別計(jì)算了不同AAR（0.5～0.7）和AABR（1.8～2.2）值的ELA值，通過兩種方法對(duì)比得出冰川在LGM時(shí)的ELA。

2.3 古氣候重建方法

鑒于冰川ELA對(duì)氣候變化的敏感性，ELA的變化值（?ELA）可以很好地反映氣溫和降水的變化情況［43］。Ohmura等［44］總結(jié)了平衡線處的氣溫降水關(guān)系，建立了平衡線處的氣溫、降水關(guān)系的經(jīng)驗(yàn)回歸模型（P-T模型）。施雅風(fēng)等［45］對(duì)中國西部17條現(xiàn)代冰川的記錄進(jìn)行研究，得出了ELA處的夏季（6—8月）平均氣溫（T，單位：℃）和年降水量（P，單位：mm）的對(duì)數(shù)回歸模型：

為了分析方便，另外考慮到ELA變化導(dǎo)致的氣溫變化，將P-T模型變形為ELA處氣溫變化與降水變化的關(guān)系式：

式中：?T為夏季氣溫變化量（T1-T2）；?P為年降水量變化百分比（P1P2）；T1、P1和T2、P2分別代表古今的夏季氣溫和年降水量。由于氣溫和降水是決定ELA的最重要的因素，本研究采用ELA與氣候變化（氣溫和降水）的關(guān)系式來進(jìn)一步約束古氣候條件，即LR模型［46-48］：

式中：?ELA、?T、?P分別為LGM以來的ELA的變化量、夏季平均氣溫變化量和年降水變化量，Ohmu?ra等［44］研究了全球70條冰川的平衡線上氣溫降水關(guān)系，得出范圍在2.5×10-3～3.3×10-3℃·分別表示年降水量、夏季平均氣溫隨海拔的變化情況。本研究假設(shè)這些參數(shù)在LGM時(shí)期與現(xiàn)在一致，上述兩個(gè)經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ停梢阅M出LGM時(shí)期的氣溫和降水的組合情況。

3 結(jié)果與討論

3.1 LGM時(shí)期冰川規(guī)模重建

根據(jù)冰川地貌學(xué)證據(jù)，本文應(yīng)用“GlaRe”模塊模擬得到了LGM時(shí)期巴松措流域與南迦巴瓦峰附近的派山谷冰川規(guī)模的各項(xiàng)參數(shù)。Pellitero等［21］通過對(duì)現(xiàn)代冰川的重建進(jìn)行模型驗(yàn)證，對(duì)比發(fā)現(xiàn)用Topo to Raster插值法和克里金插值法及IDW插值法對(duì)冰儲(chǔ)量和冰川面積的模擬結(jié)果相差不大，且對(duì)于后期ELA的計(jì)算來說Topo to raster法相對(duì)更優(yōu)秀；并且本研究通過實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，Topo to raster插值方法得到的冰川表面更加符合冰川的實(shí)際形態(tài)，因此此次重建均使用該方法進(jìn)行插值。根據(jù)文獻(xiàn)［49］，大多選擇100 kPa的基底剪應(yīng)力，如此重建得到的巴松措流域的冰川冰儲(chǔ)量達(dá)到了274.4 km3，面積達(dá)982.3 km2，約是現(xiàn)代冰川的4.5倍；派山谷在LGM時(shí)期冰儲(chǔ)量達(dá)0.51 km3，面積達(dá)5.76 km2。而一般冰川的基底剪應(yīng)力在50～150 kPa之間［49］，考慮到冰底地形的起伏會(huì)導(dǎo)致基底剪應(yīng)力變化，本研究分別選取75 kPa、100 kPa和125 kPa的基底剪應(yīng)力，重建出兩研究區(qū)末次冰盛期期間的冰川表面（表2～3）。在巴松措流域，增加或減少25 kPa的基底剪應(yīng)力重建得到的末次冰盛期時(shí)的冰儲(chǔ)量與100 kPa相比，得到的冰儲(chǔ)量結(jié)果相差大概在30%以內(nèi)，冰川面積的差值在15%以內(nèi)。統(tǒng)一使用AABR法進(jìn)行ELA的計(jì)算，得到75 kPa和125 kPa與100 kPa基底剪應(yīng)力得到的ELA值分別為4 388～4 413 m、4 472～4 497 m和4 580～4 605 m，可以看出差異在84～108 m。派山谷冰川在末次冰盛期時(shí)，在100 kPa的基礎(chǔ)上上下變化25 kPa，造成的重建得到的冰儲(chǔ)量差異也在30%以內(nèi)，冰川面積的差異在13%以內(nèi)，AABR計(jì)算得到的三種基底剪應(yīng)力對(duì)應(yīng)的ELA分別為3 566～3 616 m、3 619～3 669 m、3 672～3 722 m，依次相差53 m?？梢钥闯觯瑢?duì)巴松措這種復(fù)雜的大流域冰川的重建，整體來說基底剪應(yīng)力的差異會(huì)導(dǎo)致重建所得的較大的ELA值差異。由于巴松措湖（最大水深約120 m［51］）和派山谷底磧的影響，重建時(shí)所輸入的冰底地形在靠近冰川末端處會(huì)比LGM時(shí)期真實(shí)的冰底地形偏高，相應(yīng)地會(huì)導(dǎo)致重建出的冰川在冰舌處厚度偏小。另外，F(xiàn)inlayson［52］評(píng)估了冰流模型在不同底磧及冰川消退后地形改變情形下對(duì)冰川厚度重建結(jié)果的影響，認(rèn)為底磧及冰川消退后地形改變對(duì)該方法重建的古冰川表面高程整體上有不到1%的影響。將AAR和AABR法計(jì)算得到的ELA值取平均，得到LGM時(shí)期巴松措流域冰川和派山谷冰川的ELA分別為4 460～4 547 m和3 569～3 694 m。

表2 巴松措冰川流域不同基底剪應(yīng)力的重建結(jié)果Table 2 Reconstruction of the LGM glaciers of BasongcuoCatchment under different basal shear stresses

圖4 LGM時(shí)期巴松措流域［（a），（b）］和派山谷［（c），（d）］冰川表面和厚度重建結(jié)果Fig.4 The reconstruction of ice surface and thickness of Basongcuo Catchment［（a），（b）］and Pai Valley［（c），（d）］

表3 派山谷冰川不同基底剪應(yīng)力的重建結(jié)果Table 3 Reconstruction of the LGM glaciers of Pai Valley under different basal shear stresses

3.2 LGM時(shí)期古氣候恢復(fù)

通過使用AAR和AABR兩種方法計(jì)算兩地在末次冰盛期時(shí)的冰川平衡線高度（表4），可以看出對(duì)于兩個(gè)流域來說AABR法得出的ELA值不確定范圍更小，而且兩種方法計(jì)算得到的?ELA相差很小，而本研究后期對(duì)于氣候的模擬主要輸入的是?ELA的值，因此本研究選擇AABR法得到的?ELA值代入模型進(jìn)行溫度和降水條件的計(jì)算。為了盡量減小系統(tǒng)誤差，現(xiàn)代ELA也將冰面DEM輸入模型進(jìn)行計(jì)算，其中得到巴松措流域和派山谷的?ELA分別為535 m和1 059 m。其中由于谷源部分地形陡峭，派山谷內(nèi)已無現(xiàn)代冰川發(fā)育，僅有少量季節(jié)性積雪，因此其現(xiàn)代ELA是通過輸入相鄰冰川表面計(jì)算得到的。本研究重建得到的巴松措地區(qū)的?ELA與Hu等［18］的估算結(jié)果小約155 m，由于本研究和Hu等［18］對(duì)于巴松措流域范圍的劃定有一定差別，可能是造成該差異的原因。而本文對(duì)派山谷地區(qū)?ELA重建結(jié)果比Hu等［18］的估算結(jié)果大150 m左右，除了底磧的影響外，對(duì)于ELA計(jì)算方法的不同以及現(xiàn)代冰川ELA的確定也可能是造成該差異的原因。

表4 研究區(qū)LGM時(shí)期冰川平衡線高度重建結(jié)果（單位：m）Table 4 ELA reconstruction during LGM in the study area（unit：m）

利用研究區(qū)附近的八個(gè)氣象站點(diǎn)的氣象觀測(cè)數(shù)據(jù)（表5），線性擬合得到該區(qū)域1998—2019年的平均夏季氣溫（T，℃）隨海拔（z，m）的變化情況，即夏季氣溫遞減率

表5 本研究所用氣象站點(diǎn)氣象數(shù)據(jù)（1998年1月—2019年12月）概要Table 5 Summary of the modern climate data（1998-01—2019-12）for meteorological stations used in the study

研究區(qū)的降水量（P，mm）隨海拔（z，m）升高而降低［50］，利用上述八個(gè)站點(diǎn)的氣象數(shù)據(jù)計(jì)算得到1998—2019年平均的年降水量梯度a-1·km-1），可擬合成以下關(guān)系式：

本研究將?P設(shè)定為現(xiàn)代降水量的30%～取值來自公式的值設(shè)定為（2.9±0.4）×10-3℃·mm-1，代入模型［式（6）］，得到了LGM時(shí)期兩地冰川平衡線處的氣溫和降水組合（圖5）?？梢钥闯?，降水減少30%～70%的情況下，不考慮參數(shù)引起的不確定性，要達(dá)到LGM時(shí)期的冰川規(guī)模，巴松措流域和派山谷地區(qū)所需要的夏季平均氣溫分別比現(xiàn)在低2.14～2.59℃和4.08～4.78℃，可以看出氣溫的降低是LGM時(shí)期青藏高原東南地區(qū)發(fā)生冰進(jìn)的主要驅(qū)動(dòng)力。

仁錯(cuò)湖（30.73° N，96.68° E，海拔4 450 m，圖1）的孢粉記錄顯示LGM時(shí)期青藏高原東南的地區(qū)的年降水量是現(xiàn)在的40%［54］，在這樣的降水條件下，LR模型模擬得到巴松措和派山谷地區(qū)LGM時(shí)期的氣溫分別比現(xiàn)在降低了2.48℃和4.61℃。LR模型的不確定性主要由參數(shù)和?ELA決定，由模型構(gòu)成可以看出，參數(shù)大小引起的模擬結(jié)果的不確定性主要與降水梯度和?P有關(guān)，其范圍為±0.05℃；由?ELA的不確定性引起的結(jié)果的不確定性主要體現(xiàn)在派山谷地區(qū)，約為±0.08℃，主要與氣溫遞減率和降水梯度有關(guān)，不隨?P變化而變化。

P-T模型模擬結(jié)果顯示（圖5），在LGM時(shí)期降水量是現(xiàn)在降水量40%的情況下，巴松措和派山谷地區(qū)的夏季氣溫分別較現(xiàn)代低4.41℃和6.51℃。P-T模型的不確定性主要由?ELA的不確定性決定，主要體現(xiàn)在派山谷地區(qū)，且只與氣溫遞減率有關(guān)，不確定性值為0.1℃。由于LGM以來研究區(qū)所在地塊以至少5 mm·a-1速率遭受侵蝕［55］，因此本研究使用120 m的剝蝕來修正ELA的計(jì)算，因此?ELA結(jié)果可能被低估（不超過4%）。此外考慮到氣溫遞減率（4.0℃·km-1）下，由于侵蝕所引起的溫度變化的不確定性，最終降溫大小大約被低估0.48℃。因此經(jīng)過校正后，巴松措和派山谷LGM時(shí)期溫度比現(xiàn)在分別降低了2.96～4.89℃和5.09～6.99℃。

圖5 LR模型模擬結(jié)果（紅色、黑色、藍(lán)色分別代表的值為3.3×10-3℃·mm-1、2.9×10-3℃·mm-1、2.5×10-3℃·mm-1）Fig.5 Simulation results of LR model（The red lines were plotted by usingvalue of 3.3×10-3℃·mm-1，the black lines by 2.9×10-3℃·mm-1，and the blue lines by 2.5×10-3℃·mm-1）

以上通過LR和P-T模型計(jì)算得到了LGM時(shí)期兩地可能的氣候情景，這些氣溫和降水組合有助于評(píng)估其他氣候代用指標(biāo)的定量重建結(jié)果。由海登湖和仁錯(cuò)的高分辨率孢粉記錄可知，青藏高原東南地區(qū)LGM期間與現(xiàn)在相比，7月氣溫降低了2～5℃，年降水量減少60%［54］。25次古氣候模擬比較計(jì)劃（Paleoclimate Modelling Intercomparison Project，PMIP）的平均值顯示LGM時(shí)期研究區(qū)年平均氣溫約比現(xiàn)代低4.0～4.5℃，年降水量相對(duì)現(xiàn)代減少約15%［14］，本研究重建的LGM時(shí)期的氣溫與孢粉記錄和PMIP模擬結(jié)果相差不大。Xu等［56］通過重建念青唐古拉山脈西段東南坡LGM時(shí)期的冰川規(guī)模，得到當(dāng)時(shí)比現(xiàn)代氣溫低2.9～4.6℃。Chen等［57］計(jì)算得到青藏高原東南帕隆藏布流域五條冰川LGM時(shí)期的?ELA平均為917 m，并重建得到當(dāng)時(shí)的夏季氣溫至少比現(xiàn)在低6.3℃。Zhou等［58］重建得到波堆藏布LGM時(shí)期的?ELA約為600 m，重建得到LGM時(shí)期氣溫比現(xiàn)在低6.6℃左右，這與本研究所重建的派山谷地區(qū)的?ELA和氣溫下降值很相似，但很明顯，巴松措流域LGM時(shí)期的?ELA、氣溫變化相比以上偏小，這可能是因?yàn)橹亟ǖ膬蓚€(gè)流域的冰川發(fā)生在LGM時(shí)期內(nèi)不同的階段，但整體來看，兩地LGM氣溫下降值的重建結(jié)果均處于以往研究所重建得到的氣溫下降值的范圍內(nèi)。

從10Be年齡來說，巴松措流域冰川約在19～20 ka達(dá)到現(xiàn)在湖出口的位置，而派山谷的冰磧10Be年代學(xué)結(jié)果顯示冰川前進(jìn)發(fā)生在末次冰盛期早期（～23 ka），恰好為古里雅冰芯連續(xù)記錄顯示的LGM最低溫所出現(xiàn)的時(shí)段［53］，兩地區(qū)的氣溫和降水組合體現(xiàn)了青藏高原東南地區(qū)具體到LGM不同階段的氣候狀況（圖5～6）。另外，張廉卿等［59］對(duì)念青唐古拉山西段冰川的研究發(fā)現(xiàn)平衡線高度變化主要受氣候因素的影響，兩地均在印度季風(fēng)控制區(qū)，相對(duì)來說派山谷更靠近高原邊緣，相比巴松措受到印度季風(fēng)的影響更大，降水更加充沛，平衡線高度上升快。本研究的結(jié)果也支持了前人的工作，即從高原邊緣到內(nèi)部，從東南到西北LGM期間的?ELA逐漸減?。?］。除氣候因素外，兩地冰川的范圍以及冰底地形的復(fù)雜性都有很大不同，尤其是研究區(qū)位于東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)，地形復(fù)雜陡峻，這些因素也會(huì)對(duì)平衡線高度變化量造成一定的影響?？偟膩碚f，氣溫降低是該地區(qū)LGM時(shí)期ELA下降的主要原因，即在氣候干燥（冰川積累量減少）的情況下，足夠的低溫增加了積累區(qū)面積并減少了冰川的消融［60］，使冰川凈積累增加，從而導(dǎo)致該時(shí)期冰川發(fā)生大規(guī)模冰進(jìn)。

圖6 P-T模型模擬結(jié)果（圖中紅藍(lán)色線為?ELA不確定性造成的模擬結(jié)果的不確定性邊界值）Fig.6 Simulation results of P-T model（The red and blue lines represent the uncertainty boundary values of the simulation results caused by the uncertainty ofΔELA，respectively）

4 結(jié)論

本文根據(jù)冰川地貌證據(jù)，應(yīng)用“GlaRe”模塊，對(duì)LGM時(shí)期青藏高原東南的巴松措流域以及派山谷流域的冰川進(jìn)行了重建，得到以下結(jié)論：

（1）100 kPa的基底剪應(yīng)力下，重建得到末次冰盛期時(shí)巴松措流域的冰川面積達(dá)到982.3 km2，約是現(xiàn)代冰川的4.5倍，冰儲(chǔ)量約為274.4 km3；派山谷無現(xiàn)代冰川分布，其LGM時(shí)期的冰川面積達(dá)5.76 km2，冰儲(chǔ)量約為0.51 km3。由AAR法和AABR法計(jì)算得到的LGM時(shí)期兩冰川的平衡線高度分別為4 460～4 547 m和3 569～3 694 m，相比現(xiàn)在分別降低了535 m和1 034～1 184 m。

（2）基于冰川ELA的變化，結(jié)合仁錯(cuò)湖花粉記錄顯示的降水信息，運(yùn)用冰川氣候模型，得到了LGM時(shí)期兩流域冰川平衡線處的氣溫和降水組合。在降水減少60%的情況下，考慮到LGM以來的構(gòu)造剝蝕對(duì)平衡線高度變化的影響，模擬得到LGM時(shí)期巴松措流域和派山谷冰川ELA處的夏季平均氣溫分別比現(xiàn)在低大約2.96～4.89℃和5.09～6.99℃。