藏南冰前湖枪勇错近百年沉积速率变化及冰川进退反演*

张 润，金章东，张 飞，张小龙，李良波，徐 阳，徐柏青,5

(1：中国科学院地球环境研究所，黄土与第四纪地质国家重点实验室，西安 710061) (2：中国科学院大学，北京 100049) (3：中国科学院第四纪科学与全球变化卓越创新中心，西安 710061) (4：中国科学院青藏高原研究所，青藏高原环境变化与地表过程重点实验室，北京 100101) (5：中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心，北京 100101)

湖泊作为流域地表风化物质的最终聚集地，其沉积具有分辨率高、沉积记录连续等优点，对湖泊沉积物进行研究可以揭示区域气候及环境变迁历史[1-3]. 沉积速率作为湖泊沉积学研究的手段之一，是指在重力作用下的沉积物和不同理化性质的流体与外界环境相互作用并在单位时间内堆积的沉积物的厚度[4]. 沉积速率不仅可以反映沉积过程，也可以定量确定外源或内源物质的沉积环境[5]. 不同时间尺度沉积速率的变化模式可以反映湖泊不同的演化特征，长时间尺度沉积速率反映地质历史时期湖泊的形成演化过程，短时间尺度沉积速率则体现了近现代湖泊的水动力及与区域物质的交换过程[6].

工业革命以来，全球地表升温速率(特别是北半球)已达到过去2000 a来的最大值[7-8]. 在全球气候变暖背景之下，喜马拉雅地区的冰川明显退缩[9]，冰川物质强烈亏损对冰川补给湖泊造成了巨大影响[10]. 冰前湖的水源主要由冰川融水补给，其沉积物作为冰川变化的忠实记录者，保存着丰富的地质信息，对冰川及气候变化均有良好响应[11-17]. 近百年来青藏高原冰川剧烈波动，前人利用冰前湖沉积的粒度、磁学、元素地球化学和孢粉等指标研究冰川变化，但是利用沉积速率来揭示冰川变化的研究鲜有报道.

对湖泊沉积物进行精确定年是重建区域环境变化历史的前提和关键所在.210Pb和137Cs定年方法具有分辨率高、年代结果可靠等优点，这两种方法在年代结果上可以相互印证，已被广泛地运用到湖泊沉积物年龄的研究中[2,5,18-23]. 本研究通过210Pb和137Cs的活度限定藏南冰前湖枪勇错沉积物的年代，计算出近百年来不同时段枪勇错沉积物的沉积速率，进而利用沉积速率揭示工业革命以来枪勇冰川的变化历史，并探讨在全球变暖的气候背景下温度变化对枪勇冰川变化的影响.

1 研究区概况

枪勇错(28°53′20.40″～28°53′31.56″N，90°13′26.04″～90°13′36.48″E，湖面海拔4875 m)位于青藏高原南部、喜马拉雅山北坡、雅鲁藏布江南岸(图1a，b)，是一个由冰川后退遗留下的、由终碛垄所包围形成的典型冰前湖. 枪勇错南北两侧均发育较大规模冰川，其南部为卡鲁雄峰(海拔6674 m)，北部为宁金岗桑峰(海拔7191 m)，冰川融水补给的卡鲁雄曲流经枪勇错下游(图1c). 枪勇错南北长约340 m、东西宽约280 m，面积约0.1 km2，距南部枪勇冰川直线距离约1 km，湖水主要来源于上游枪勇冰川的融水补给(图1c，d). 区域内分布有多期次的冰碛垄[24]，基岩以板岩、砂页岩为主，第四纪冰碛物广泛分布于湖区周围. 枪勇冰川发源于卡鲁雄峰，属于大陆型冰川，冰川最大长度约5 km，分布面积约7 km2，冰川末端的海拔约5000 m[25]，冰川融水除了补给北坡的枪勇错外，还经下游的卡鲁雄曲向东流入沉错和羊卓雍错. 根据遥感影像显示，枪勇冰川北坡的融水几乎全部流入枪勇错，继而经枪勇错流出至卡鲁雄曲.

研究区属于藏南高山谷地高原温带半干旱气候[26]，在夏季主要受印度季风控制，冬季则主要受西风带的影响[27]. 据枪勇错最近的浪卡子县气象站(海拔4470 m)在1962-2014年间的资料显示，当地年均降水量380 mm，降水主要集中在夏季(6-8月)；年均温3.4℃，其中7、8月平均温度最高[25,27].

2 材料与方法

2.1 样品采集与测试

于2017年7月在枪勇错进行湖泊沉积物岩芯钻取工作，取得105 cm长岩芯一支，编号为QY5，钻孔(28°53′23.65″N，90°13′33.45″E)位于枪勇错上游，湖泊南部偏东，水深19 m(图1d). 整个柱状岩芯岩性以青灰色黏土质粉砂为主，样品按0.5 cm等间距进行分割，共获取样品210个. Zhang等[27]于2007年在枪勇错中心部位取得QY-3岩芯一支(图1d)，与QY5钻孔的直线距离约100 m. 下文讨论时用到的QY-3数据由中国科学院青藏高原研究所提供.

图1 研究区地理位置(a、b)以及枪勇错、卡鲁雄峰(枪勇冰川)和宁金岗桑峰分布(c)和 湖区遥感图(d)(图中QY5和QY-3分别为本研究和文献[27]中钻孔的位置)Fig.1 An overview geographical map of the study area (a, b), distribution of Qiangyong Co, Mt. Kaluxung (Qiangyong glacier) and Mt. Noijinkangsang (c)， remote sensing imagery of Qiangyong Co catchment (d), with two core sites of QY5 (this study) and QY-3 (from reference [27])

选用40个QY5样品进行210Pb和137Cs测试，以限定枪勇错沉积物年代，其中前30个样品以1 cm间隔取样，第31～35个样品以2 cm间隔取样，第36～40个样品以5 cm间隔取样.210Pb和137Cs测试在中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室测试完成. 测试仪器采用美国ORTEC公司生产的高纯锗γ能谱仪，其探头型号为GWL-120-15. 测试流程：取足量样品烘干，去除大块有机质，研磨成粗细均匀的粉末状，装入测试样品盒，密封10天，直接放入探测器井，测量时间一般按4万～8万秒(样品计数定).210Pb、137Cs和226Ra的标准由中国原子能研究院提供，通过能谱仪测出总210Pb比活度，非补偿210Pb(210Pbex)通过总210Pb扣除226Ra比活度得到.210Pb和137Cs的最低检测限分别为0.15和0.12 Bq/kg.

2.2 年代限定

137Cs作为一种人为产生的放射性核素，在核试验之后通过大气环流作用散播在全球表层沉积环境中. 1945年全球首颗原子弹爆炸，由于全球核试验频发，1954年北半球大气中的137Cs含量开始明显上升，北半球在1963年达到最高值. 1986年切尔诺贝利核电站泄露事件导致北半球部分地区表层沉积物中的137Cs含量出现次级蓄积峰值[28-29]，也有研究认为，在青藏高原大部分地区不存在明显的1986年137Cs蓄积峰，而只存在1963年的137Cs峰值[30-33]. 因此，可利用137Cs在沉积物垂向剖面上的最大峰值(对应1963年)作为沉积物定年的时间标尺，1986年的次级蓄积峰可为部分地区的湖泊沉积物定年提供参考[28,34-35]. 在湖泊沉积过程中，137Cs的分子扩散作用可能导致其垂向分布特征发生变化，甚至发生上下迁移[36]，但其蓄积峰的位置却不会改变，并不影响年龄断代的标志意义[31,37-38]. 本文利用137Cs蓄积峰的位置计算枪勇错沉积物的沉积速率：

S=D/(T0-Tm)

(1)

式中，S为平均沉积速率，cm/a；D为沉积物中137Cs峰值对应的深度，cm；T0为采样年代，a(本文中为公元2017年)；Tm为137Cs各个峰值所对应的年代，a.

对210Pbex比活度数据进行处理和计算的方法有CIC模式(constant initial concentration)和CRS模式(constant rate of supply). CIC模式适用于210Pb输入通量与湖泊沉积堆积速率保持恒定的条件，该模式下的湖泊沉积物主要来自于区域表层物质的侵蚀，210Pb含量受到了陆源碎屑物的影响，即外界碎屑物输入湖泊的同时也会导致210Pb增加[19,21]. CRS 模式适用于210Pb输入通量不变、沉积堆积速率可能发生改变的条件；该模式下的210Pb主要来自大气沉降，而流域输入的210Pb对其总量影响较小[19,21]. 枪勇错沉积物中的210Pbex与质量深度的指数拟合关系较差(R2=0.778)，不同深度的沉积速率会有不同，因此本文采用CRS模式，再结合137Cs结果，来综合限定枪勇错上部沉积物年龄.

3 结果

3.1 137Cs定年结果

根据137Cs分布对比显示，虽然两个钻孔的位置不同，但QY5的137Cs比活度随岩芯深度变化的模式与QY-3的基本一致，两者均存在明显的1953、1963和1986年3个时标(图2a)，这说明利用137Cs来对枪勇错沉积物定年是可信的. QY5的采样时间为2017年，137Cs在沉积物中首次出现的时间是在15.5 cm的1953年，用公式(1)得出该段的平均沉积速率为0.23 cm/a；10.5 cm的137Cs比活度达到最大(对应1963年)，该段沉积速率为0.19 cm/a. 另外，在7.5 cm深度检测到的次级蓄积峰可能是1986年切尔诺贝利核事故所致，该段沉积速率为0.23 cm/a. 在QY-3岩芯中137Cs的初始值、最大峰和次级蓄积峰分别出现在7.75、5.25和3.25 cm[26]，对应的平均沉积速率分别为0.14、0.11和0.14 cm/a. 由此可见，QY5的沉积速率要比QY-3的快两倍左右. 这是因为QY-3位于枪勇错沉积中心，而QY5更靠近河流入湖口，其沉积速率更大，即高原冰前湖的沉积速率在空间上表现出较大差异性. 虽然两根岩芯的沉积速率在数值上表现两倍的差异(表1)，但是随着深度增加两者均呈现“高-低-高”的变化趋势，这可能反映了同一个湖泊不同位置的沉积物来源是一致的，并且受控于相同的外界动力条件.

3.2 210Pb定年结果

根据210Pb的CRS 模式(图2b)得到枪勇错QY5岩芯的210Pb年代偏离了相同层位137Cs峰值所确定的1963年. 因此，下文结合137Cs峰值(1963年)来对210Pb比活度的定年进行校正，以此排除由于复杂的外界环境条件所导致的210Pb年代偏离. 利用137Cs的峰值，将沉积物岩芯分为上下两部分，用不同公式结合210Pb比活度来计算这两部分的沉积物年代[19,39].

137Cs峰值(1963年)以上的各层位所对应的年代计算公式为：

Tm=T0+1/λln [1 +(A0-Am)λ/P]

(2)

P=[-λ(A0-Aw)]/[1-e-λ (T0-1963)]

(3)

137Cs峰值(1963年)以下的各层位所对应的年代计算公式为：

Tm=1963-1/λln (Aw/Am)

(4)

式中，Tm为m质量深度所对应的年代；T0为采样年代；λ为210Pb衰变常数(0.03114)；A0为整个岩芯210Pbex总累积量，Bq/cm2；Am为m质量深度以下210Pbex总累积量，Bq/cm2；Aw为1963年所对应的w层位以下210Pbex总累积量，Bq/cm2. 其中，210Pbex总累积量(Bq/cm2)等于210Pbex活度(Bq/kg)与对应深度样品容重(g/cm2)之积再除以1000.

根据公式(2)和(4)计算得到枪勇错QY5岩芯的年代序列，校正了210Pb的年代结果偏离137Cs峰值(1963年)深度，校正后的210Pb年代与137Cs的3个标志年代(1953、1963和1986年)具有更好的拟合效果(图2c). 利用210Pb计算出25 cm岩芯的沉积速率为0.21 cm/a；利用137Cs的3个标志年代计算出的沉积速率分别为0.23、0.19和0.23 cm/a；1986-1963年和1963-1953年这两段的沉积速率变化较大，分别0.15和0.45 cm/a(表1). 通过对比210Pb和137Cs这两种方法计算出的沉积速率，我们认为校正之后的210Pb年龄具有很高的可靠性. 表1列出了根据137Cs与210Pb活度及深度计算出的QY-3的沉积速率，两者的沉积速率在不同深度/时间段均表现出了相同的变化趋势.

图2 枪勇错沉积物137Cs(a)和210Pbex(b)比活度变化以及QY5和QY-3的 210Pb年代模式对比(c)Fig.2 Variations of specific activities of 137Cs (a) and 210Pbex (b) in sediment cores QY5 and QY-3 from Qiangyong Co, and a comparison of 210Pb-based age models between the two cores (c)

表1 QY5和QY-3的210Pb和137Cs不同深度平均沉积速率对比*

4 讨论

4.1 枪勇错沉积速率的变化历史

根据QY5的210Pb年龄计算出岩芯上部25 cm沉积物的年代为公元1900年，结合QY-3的沉积速率变化特征，本文对1900年以来沉积速率变化进行讨论(图3). 由结果可知，1900年以来，QY5的沉积速率最小值为0.1 cm/a，最大值为0.54 cm/a，平均值为0.25 cm/a. QY-3的沉积速率最小值为0.05 cm/a，最大值为0.21 cm/a，平均值为0.11 cm/a. QY5的沉积速率为QY-3的2倍左右，整体变化基本一致，在部分时段表现出了差异性.

图3 公元1900年以来QY5和 QY-3的沉积速率变化曲线Fig.3 Correlation of sedimentation rates of the cores QY5 and QY-3 since 1900 A.D.

根据图3沉积速率的变化趋势，1900年以来QY5和 QY-3的沉积速率变化可划分为3个阶段：(1)1900-1960年，两者的沉积速率整体呈上升趋势，但QY5在1920、1935和1950年前后出现波动，呈小幅度下降，QY-3的沉积速率则波动较小，在1958年前后两者均达到过去百年的最高值. (2)1960-1985年，沉积速率整体低而平稳，QY5的沉积速率处于整个沉积序列的最低值，并保持了30 a左右的稳定值；QY-3也整体处于低沉积速率状态，但在1973年左右出现一个小峰值. (3)1985年以来，QY5的沉积速率在波动中较缓慢地增加；QY-3则基本处于线性增加的状态(图3).

虽然1900年以来两个岩芯的沉积速率变化趋势基本一致，但是处于枪勇错上游QY5的沉积速率具有更加复杂且多变的特征，特别是第1阶段，表现出了多个峰值，表明物质来源的快速变化，而位于湖泊沉积中心的QY-3的沉积速率变化则相对平稳，这可能是湖泊上游对物源及水动力条件变化反应更加敏感所导致的. 由此可见，在以冰川融水补给为主的冰前湖，靠近冰川的湖泊上游的沉积速率要明显高于湖心或下游，且上游的沉积速率对外界环境变化的响应要更加剧烈和明显.

4.2 冰前湖沉积速率揭示近百年枪勇冰川的波动历史

作为冰前湖，化学和生物沉积有限，其沉积物的来源主要是流域内的松散碎屑物质，其搬运介质为冰川融水. 首先，在冰川融水补给的湖泊中，由冰川退缩产生冰融水补给湖泊，不利于碳酸盐等盐类沉淀；冰川流域的低温环境也会限制碳酸盐沉淀[13]；其次，在寒冷气候条件下，生物质的量也非常低. 因此，化学和生物沉积在枪勇错沉积体系中并不占据主要地位. 另外，枪勇冰川的粉尘积累量仅为169 μg/(cm2·a)，低于青藏高原西部及北部地区[40]. 相对于枪勇错上部25 cm沉积物的最小质量沉积速率(0.04 g/(cm2·a))，大气沉降的粉尘在枪勇错沉积物中所占的比例也可以忽略. 因此，枪勇错的沉积物主要来自冰川磨蚀产生的陆源碎屑物，其沉积速率的大小指示了外源碎屑输入通量的变化.

沉积速率是沉积物在单位时间内沉积的厚度，输入通量越高，单位时间内沉积的物质就越厚，而输入通量则主要受物源及水动力条件(地表径流量)的控制. 已有研究表明，在冰川融水补给的地表径流区，径流与温度呈正相关，而悬移质浓度与径流也呈正相关[41]. 在以冰川融水补给为主的卡鲁雄曲，其径流大小与温度呈显著正相关，而降水对径流的控制具有一定程度的不确定性[42]. 因此在该研究区域，上游补给枪勇错的地表径流也与冰川融化程度紧密相关，温度升高，冰川融化加剧，径流量和悬移质浓度均增大(即输入通量增加)，表现为枪勇错内沉积速率增大，反之亦然.

由此，枪勇错的沉积速率变化可以揭示过去百年枪勇冰川的波动历史(图3)：(1)1900-1960年，沉积速率整体呈增加趋势，期间出现了几次小幅度的降低，表明枪勇冰川整体处于后退状态，有两次短时期的冰川后退减慢过程(1920s和1930s)，在1958年前后枪勇冰川退缩程度可能达到了近百年来的最大. 前人研究发现，在1940s-1960s青藏高原冰川大部分处于退缩状态，在1920s-1930s冰川处于相对稳定状态[43-44]；(2)1960-1985年，枪勇错沉积速率较低且变化范围较小，这反映了枪勇冰川维持在相对平稳的状态，甚至可能向前扩张. 事实上，在1970-1980年青藏高原大部分冰川处于前进或稳定时期[43-45]. (3)1985年以来，枪勇错沉积速率波动上升，该时期冰川后退程度相比于第2时段有所增加，但是要弱于第1时段，波动幅度也要比第1时段小. 这段时期青藏高原大部分地区的冰川已处于强烈萎缩的状态[43-46]. 由枪勇错沉积速率揭示的枪勇冰川变化历史与前人在青藏高原的冰川研究具有良好一致性，这说明了青藏高原大部分地区的冰川变化在时间上具有很高一致性. 因此，利用冰前湖沉积物的沉积速率来反演大陆冰川变化也具有有效性和可靠性.

4.3 冰川对近百年气候变化的响应

虽然气候控制着冰川的变化，但是冰川进退对气候变化却有一定的响应时间，即冰川变化会出现滞后效应，且滞后的程度主要与冰川的规模和物理性质有关. 前人研究表明，青藏高原的冰川对气候变化的响应时间大约为10～20 a[43-44,47-48]. 事实上，通过枪勇错沉积速率反演的枪勇冰川进退与气候变化之间也存在有5～10 a的滞后响应.

通过图4c可以看出，过去百年西藏的温度主要经历了两次升高时期和一次降低时期，两次变暖时期大致在公元1890-1950年、1980-2000年，期间出现了几次小幅度的下降，但总趋势变暖；一次变冷时期在公元1950-1980年，维持了近30 a. 将枪勇错沉积速率变化反演的近百年来枪勇冰川的进退变化与西藏温度的变化对比之后发现，枪勇冰川在近百年来的波动趋势与温度的变化趋势相基本一致，但两者具有5～10 a左右的滞后时间(图4). 两次冰川退缩时期分别发生在1900-1960年和1985年以来，这两次冰川退缩分别对应了中国及中国西藏地区温度升高的两个时期(1890-1950年、1980-2000年)；一次冰川前进时期发生在公元1960-1985年，这次冰川前进对应于西藏温度降低时期(1950-1980年). 其中，枪勇错沉积速率记录的1900-1960年期间4次冰川强烈退缩的时间分别为1910、1932、1945和1958年，可各自对应于相对高温的1902、1927、1938和1948年，分别滞后了8、5、7和10 a(图4). 1985年以来的枪勇错沉积速率也存在几次小的波动，但难以与气温进行一一对应，暗示着该冰川已处于大幅度萎缩的状态. 根据枪勇冰川与温度之间的对应关系，冰川变化确实对气候的响应存在一定时间(5～10 a)的滞后，这与前人研究所得出的结论一致. 因此，当利用冰前湖沉积指标建立短时间(年际或年代际)尺度内冰川活动与气候变化之间的联系时，应当注意冰川变化对气候变化的滞后效应，否则可能会出现冰川变化指标与气候变化不一致的现象.

图4 浪卡子县年均降水量(a)和年均温度(b)(数据引自文献[49])、西藏温度距平(c) (数据引自文献[50])、QY5(d)及QY-3(e)的沉积速率对比Fig.4 Correlation of annual average precipitation (a) and temperature (b) in Langkazi County (from reference [49]), temperature anomalies in Tibet (c) (from reference [50]), the sedimentation rates of the cores QY5 (d) and QY-3 (e)

枪勇冰川对温度变化响应具有5～10 a的滞后，我们进一步对比了1970-2017年期间枪勇错沉积速率与1960-2010年期间浪卡子气象站的年均温度和年均降水量资料[49](图4)之后发现，沉积速率与温度同步变化，均表现出上升的趋势；而与年均降水量之间并没有呈现同步变化. 事实上，浪卡子气象站所记录的降水量在1960-2010年间基本保持不变. 由此可见，在短时间尺度内沉积速率所揭示的枪勇冰川进退变化主要受控于温度，降水量对该地区冰川变化的影响较小.

全球气候变暖仍在持续，并有可能进一步加剧. Yao等利用器测数据研究发现，喜马拉雅地区冰川快速退缩已是不争的事实[9]. 总的来说，近百年来枪勇冰川的退缩主要受到气候变暖的影响，枪勇错沉积速率所指示的冰川变化与中国和中国西藏地区的温度变化有着良好对应关系. 即使冰川对气候变化响应存在滞后效应，在未来几十年内，枪勇冰川的融化速率可能会继续上升. 我们认为，在未来全球气候变暖的背景之下，枪勇流域甚至是整个喜马拉雅地区可能会面临着冰川融化加剧的巨大威胁，势必对亚洲水塔造成直接的影响.

5 结论

本文依据210Pb和137Cs数据限定了藏南冰前湖枪勇错沉积物年龄，用137Cs峰值(1963年)对210Pb年龄进行校正，计算出QY5岩芯的平均沉积速率为0.21 cm/a，约是湖泊中心QY-3岩芯的2倍，但两个岩芯的沉积速率具有相同的变化趋势. 靠近入湖口的QY5的沉积速率记录了更为精细的冰川变化特征，是湖泊上游对物源及水动力等外界环境条件变化响应更敏感的反映.

通过QY5的沉积速率揭示了过去百年枪勇冰川经历3个阶段：(1)公元1900-1960年，沉积速率整体呈增加趋势，枪勇冰川处于快速退缩的阶段；(2)公元1960-1985年，枪勇错沉积速率较低且变化较小，反映了枪勇冰川的变化维持在相对平稳的水平，甚至可能向前扩张；(3)公元1985年以来，枪勇错沉积速率整体上升，该时期的冰川融化有所增加，但退缩强度和波动幅度均小于第1阶段.

枪勇错沉积速率所反演的近百年来枪勇冰川退缩和前进的时期分别对应温度上升和下降的时期，温度是影响枪勇冰川变化的主要控制因素，但两者之间还存在5～10 a的滞后效应. 由于全球变暖持续和冰川对气候响应的滞后效应，未来几十年内枪勇冰川融化速率可能会有所加快.

致谢：感谢中国地质科学院水文地质环境地质研究所万的军副研究员和中国科学院南京地理与湖泊研究所夏威岚高级工程师在年代测试和分析方面给予的指导和帮助.