岗日嘎布玉东曲末次冰消期冰川演化及其10Be暴露测年研究

董国成， 王友琪， 付云翀， 毋宇斌，4

（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，陕西西安 710061；2.西安加速器质谱中心，陕西西安 710061；3.陕西省土地工程建设集团有限责任公司，陕西西安 710075；4.中国科学院大学，北京 100049）

0 引言

末次冰盛期（Last Glacial Maximum，LGM，19.0～26.5 ka）［1］的结束，即末次冰消期的开始，代表过去十万年以来最为显著的气候转型事件［2-3］。该次气候转型在全球范围内大致同步［4］。然而，究竟是哪些气候过程以怎样的内在联系驱动了末次冰消期在全球范围内近乎同步的开始尚无定论［5-7］。该问题也因此成为当今地球科学领域的研究热点和难点之一。

山地冰川作为气候变化的灵敏指示器［8］，对气候突变事件响应敏感［9］。有可靠年龄限定的冰川地貌（如冰碛垄）是古气候研究良好的素材［10］。过去几十年间，宇宙成因核素10Be暴露测年技术快速发展［11-12］，末次冰消期冰川年代学研究取得长足进展［4-5，13-17］。日渐增多的暴露测年数据表明，南北半球许多地区的山地冰川在末次冰盛期结束后约18 ka时发生了较大规模的退缩［17］，与南极冰芯所记录的大气CO2浓度快速升高的时间大致对应。众多研究者据此推断，温室气体（主要是CO2）在18 ka时浓度的快速增加是LGM在南北半球同步结束的主要原因［4-6，17］。近期的研究则表明，在大气CO2浓度快速升高之前，南北半球多个地点的山地冰川便已发生阶段性退缩［5，14-16，18-19］。这意味着可能存在其他驱动该时期冰川变化的气候因素，例如北半球高纬夏季太阳辐射和冰盖范围的变化都可能引起全球气温的变化［17］。

青藏高原是研究上述问题的理想地点之一：该区既远离北大西洋和北半球大陆冰盖，又远离大气CO2的释放地——南大洋［20］；更为重要的是，青藏高原及其周边地区的冰川对气候变化响应敏感，该区冰川地貌能够记录千年和亚千年尺度的气候突变事件［21-22］。大量研究已充分证明，该区LGM期间冰川规模相较末次冰期早期虽然受限，除个别地点外［23-24］，几乎所有山地都存在LGM冰进的证据［25］。但该区冰川是否在LGM结束前后发生过阶段性退缩，目前仍不清楚。

本文选取地处青藏高原东南部的岗日噶布作为研究区，针对该区玉东曲谷口所保存的冰川地貌进行详细的调查和宇宙成因核素10Be暴露测年。在此基础上，探讨玉东曲末次冰消期冰川变化的气候驱动机制，以期为青藏高原地区乃至全球末次冰消期气候驱动机制研究提供可靠的年代学证据。

1 研究区概况

岗日嘎布西接喜马拉雅山脉，东邻横断山脉的伯舒拉岭，北抵念青唐古拉山东段［图1（a）］。岗日嘎布山群呈北西-东南走向，延绵近300 km。南侧地势相对低矮，海拔一般在2 000～3 000 m，主山脊海拔超过4 000 m。因此，岗日嘎布是青藏高原受印度夏季风影响较强烈的山脉之一。如岗日嘎布南部的察隅河朝南开口的谷地，是印度夏季风向青藏高原输送水汽的重要通道之一；距离玉东曲东南约60 km的察隅县年均降水量超过800 mm，年均温接近12℃［26］。

图1 研究区地理位置：岗日嘎布山群（a）、玉东曲地理位置（b）［（a）中黑色的箭头代表印度夏季风，白色的箭头代表中纬度西风］Fig.1 Map showing the location of the study area：an inset map indicating the location of Gangrigabu mountain range（a）；a shaded map showing the specific location of study area，the Yudongqu Valley，in the Gangrigabu mountain range（b）［Arrows indicate the two major climate circulations，with white denoting the northern mid-latitude westerlies，and black representing the Indian summer monsoon（a）］

在印度夏季风影响下，该区成为我国除横断山脉之外海洋型冰川最为发育的地区［27］。冰川平衡线高度上年降水量可达1 000～3 000 mm，夏季平均气温超过1℃，冰川具有运动速度快，变幅大的特点，对气候变化的响应较为敏感［28］。岗日噶布发育有现代冰川1 320条，冰川面积2 655.2 km2，冰川总储量260.3 km3［29］。自20世纪初至1980年，岗日嘎布地区的冰川面积减少了13.8%，总储量减少了9.8%，相当于249.2×108m3水当量［30］。

岗日嘎布最高峰若尼峰海拔6 882 m，其周围有海拔超过6 000 m的山峰20多座，如本文研究点玉东曲东侧的格泥峰［图1（b）］。玉东曲海拔介于3 300～3 800 m，向东北方向流动约5 km后，汇入察隅河东支桑曲。

2 方法

2.1 地貌调查与制图

利用谷歌、微软和天地图等高清影像，对玉东曲谷口及其附近的冰川和其他地貌（如河流和冲积地貌等）进行判别和区分，从宏观角度整体把握研究地点附近的地貌分布特征。在此基础上，于2018年10月对玉东曲沟口附近所识别出的冰川地貌进行考察，根据地貌所处海拔、接触关系、相对位置和表面冰碛物风化程度等确定其新老关系。将所识别的冰碛垄、冰水平原以及河流地貌等在高精度影像（ArcGIS影像）上进行展示（图2）。在制图过程中，利用谷歌进行三维可视化辅助，制图标准按照已发表冰川地貌制图相关研究执行［31-36］。

图2 玉东曲谷口侧碛垄及其他地貌分布图［底图为ArcGIS影像；4道侧碛垄M3～M6的漂砾暴露年龄（ka）及样品数量在灰色方框中展示，其中异常值用斜体标记］Fig.2 Detailed map illustrating moraine remnants and other landforms identified near the valley-mouth of Yudongqu Valley［The apparent10Be exposure-ages（in ka）are reported in the grey boxes with one sigma external uncertainties.The potential outliers are shown by italics.The base map is sourced from an oblique ArcGIS imagery］

2.2 10Be暴露测年

本研究共采集14个花岗岩漂砾样品，样品选择时遵循以下原则和标准：（1）沿冰碛垄顶部选取多个具有一定埋深，出露地表高度不低于50 cm，且直径较大的漂砾，以减少后期地质地貌过程造成的漂砾倾倒或翻滚的可能［37］；（2）避免选择具有明显崩解或已有开裂现象的漂砾；（3）使用锤子和凿子从漂砾顶部较为平坦的部位凿取不少于500 g富含石英的岩石样品。采样时，从多个角度拍摄漂砾照片。利用手持GPS记录漂砾的地理位置信息和海拔高程，同时测量漂砾样品的尺寸。以上具体信息详见表1。

表1 玉东曲样品详细信息（包括样品地理信息、尺寸、10Be加速器测量数据、10Be浓度和暴露年龄等）Table 1 Sample details，10Be data，and exposure-ages of granitic glacial boulders dated in the Yudongqu Valley

样品前处理实验和加速器测试均在中国科学院地球环境研究所西安加速器质谱中心完成。样品切割粉碎后，筛取粒径为250～750 μm的组分，利用改进过的Kohl等［38］的前处理流程进行石英提纯［39-40］。此后，按照西安加速器质谱中心的化学处理流程［41］，从提纯的石英中提取Be并制备成BeO靶标。采用07KNSTD标准（10Be/9Be比值为2.851×10-12）［42］进行加速器测试，并将所测得的10Be与9Be比值转化为石英中的10Be浓度，用于10Be暴露年龄的计算。

本文采用CRONUS-Earth在线计算程序v3［43］（http：//hess.ess.washington.edu/）计算漂砾的暴露年龄。在后文的讨论中采用LSDn产率模型［44］提供的计算结果。计算所采用的岩石密度为2.65 g·cm-3，并假定侵蚀速率为0。对于来自周围地形遮蔽，利用屏蔽系数进行校正。屏蔽系数利用Li［45］开发的Python程序和30 m精度DEM在ArcGIS软件中计算所得。利用该程序计算屏蔽系数时所设定的方位角和仰角均为5°。计算时，未进行积雪覆盖和植被遮挡校正，因此所获得漂砾的暴露年龄为最小暴露年龄。

进行暴露测年的冰川漂砾可能受后期地质地貌过程影响，从而使所获得的暴露年龄小于其真实暴露年龄，也可能具有核素继承性从而使所获暴露年龄偏老［46］。为了减少前述所引起的异常值对定年的影响，对于采样数量不少于3个的冰碛垄，将在1σ内部误差范围内与其他年龄数据不重叠的作为异常值排除［47-51］。对于采样数量小于3的冰碛垄，以地貌相对新老关系为参考，对所获暴露年龄进行讨论。同时，利用累积概率密度曲线来判断每组暴露年龄的集中程度，辅以判断异常值的排除是否准确［4，52-55］。排除异常值后，通过简化卡方分析判断剩余年龄数据的集中程度是否仅仅取决于前处理实验和加速器测试：当P值大于0.05时，可认为暴露年龄之间的差异只来自于实验和加速器测试［56-57］。

3 结果

3.1 冰碛垄序列

玉东曲谷口往上游方向至桑昂曲林寺1 km的范围内，共保存有6道近乎平行分布的残破侧碛垄［图2，图3（a）、3（d）］。按照地貌相对新老关系，我们将其从新到老依次命名为M1～M6（图2）。这些侧碛垄高度约为2～5 m，距离现代冰川末端约5～8 km。其中，长度最短（不到200 m）的侧碛垄M1海拔也最低，介于3 600～3 900 m，高出现代河面约30 m。冰碛垄顶部散布高度不超过1 m的灌木，其坡面至现代河床处则生长高约3米的乔木。该冰碛垄表面较难寻直径超过50 cm的冰川漂砾。侧碛垄M2高出M1约40 m，长约700 m，其顶部密布灌木和乔木等植被。该道侧碛垄同M1相似，表面几乎难以见到直径较大的冰川漂砾。冰碛垄M3比M2高约20 m，长度短约100 m。该侧碛垄顶部的灌木和乔木之间，随处可见直径超过1 m的花岗岩漂砾。其中，最大的漂砾直径可达4 m。漂砾表面通常发育有直径超过30 cm的苔藓，部分漂砾表面可见灰褐色岩漆面［图3（f）］。比冰碛垄M3高近10 m的M4，长度与其相近，而且冰碛垄表面的植被覆盖程度以及冰川漂砾的分布状况也非常相似。但是，漂砾表面发育的苔藓直径明显更大。

图3 冰川地貌及部分漂砾样品照片Fig.3 Selective photographs showing glacial and associated landforms（a）～（d）as well as examples of sampled boulders for 10Be surface exposure dating（e）and（f）：a panoramic photograph showing the lateral moraines identified near the valley-mouth（a）；view upstream from the M3 moraine.White dashed line illustrates the M2 and M3 moraine.White arrow indicates the Sangangqulin temple（b）；looking southwards from the lowest part of the M2 moraine.Shown in the foreground is the M1 moraine（c）；looking upstream from the M6 moraine（d）；boulder GYX05 presenting rock varnish on the surface（e）；boulder（GYX20）that is sampled from the M3 moraine（f）

侧碛垄M5和M6高出M4约3～5 m，长度分别约为130 m和180 m。这两道冰碛垄表面人类后期活动和改造痕迹更为明显，随处可见经幡［图3（d）］。虽然植被覆盖情况与M4相似，但漂砾风化程度明显更为严重。

3.2 暴露测年结果及分析

采自4道侧碛垄（M3～M6）的14个冰川漂砾的10Be暴露年龄介于（13.3±1.0）～（19.3±1.4）ka（图2和表1）。这些暴露年龄几乎全部对应末次冰消期，说明进行暴露测年研究的4道侧碛垄很可能反映了末次冰消期期间的冰川进退活动。其中，地貌上相对年轻的两道侧碛垄M3和M4的暴露年龄与其地貌相对年龄大致相符（图4）。下文对暴露测年结果做详细说明和解释。

图4 冰碛垄M3～M6暴露年龄分布图（依据地貌从新到老关系依次排列，黑色圆圈代表10Be暴露年龄和1σ内部误差，白色长方形表示异常值；浅灰色横条带为排除异常值前的平均年龄，深灰色带为排除异常值后的平均年龄）Fig.4 Apparent10Be exposure-ages plotted by relative moraine ages for the Yudongqu Valley［Exposure-ages are illustrated by black circles and open rectangles（potential outliers），next to which the sample ID is listed.The number of samples is shown for each moraine.The light grey-shaded boxes represent the mean age for moraine M3 and M4（including the potential outliers）.The dark grey-shaded boxes are the mean age without potential outliers］

采自冰碛垄M3的5个漂砾的暴露年龄分别为（13.3±1.0）ka、（16.3±1.2）ka、（17.2±1.2）ka、（17.3±1.3）ka和（17.4±1.2）ka。其中，最为年轻的暴露年龄与其他暴露年龄在1σ内部误差范围内不重叠（图4）。此外，累积概率密度曲线显示其余4个暴露年龄均紧密集中于17.2 ka左右［图5（a）］。因此，我们认为该组年代数据中的最小暴露年龄为异常值。就冰期测年研究而言，所获暴露年龄小于其真实暴露年龄的现象相较核素继承性更为普遍［46］。引发该现象的因素有很多，主要包括以下地质地貌过程：漂砾表面的侵蚀风化，冰碛垄沉积后演化过程中漂砾的翻滚、倾倒和后期暴露，以及积雪、沉积物和植被等的覆盖［37，46，58-64］。考虑该漂砾（GYX20）直径和出露地表高度均较大，后期暴露的可能性很小；且该样品具有一定埋深，我们推测侵蚀风化可能是造成所测暴露年龄偏小的原因。将对应暴露年龄作为异常值排除后，剩余4个数据的平均值为（17.0±0.5）ka，简化卡方为0.6（P>0.05）。

从冰碛垄M4顶部所采集5个漂砾样品的10Be暴露年龄介于（15.3±0.9）～（19.3±1.4）ka（图2和图4）。累积概率密度曲线显示其中3个样品（GYX01、GYX03和GYX04）的暴露年龄相对集中，而另外两个暴露年龄（GYX02和GYX05）相对年轻［图5（b）］。这两个暴露年龄在1σ内部误差范围内与其余暴露年龄不重叠。且从地貌相对新老关系考虑，冰碛垄M4沉积时代应早于M3，这进一步证明这两个暴露年轻样品可能受到后期地质地貌过程的影响。因此，我们将这两个样品作为异常值排除，剩余3个年龄数据的平均值为（18.4±1.0）ka，简化卡方为2.49（P>0.05）。

图5 冰碛垄M3～M6暴露年龄概率密度图（红色细线代表单个暴露年龄的概率密度；黑色粗线为排除异常值后剩余暴露年龄的累积概率密度）Fig.5 Probability distribution function（PDF）plots of10Be exposure-ages for the M3～M6 moraines in the Yudongqu Valley（Thin red lines represent each individual exposure-age.Thin light grey lines indicate potential outliers.Thick black line is the summed probability of all exposure-ages after rejecting potential outliers）

从地貌相对新老关系上判断，冰碛垄M5和M6具有更早的沉积时代。从这两道冰碛垄上共获得了4个冰川漂砾样品。这些样品的暴露年龄相较在M3和M4所获得的漂砾而言，时代偏年轻（图2和图4）。即，M5和M6所测4个暴露年龄极有可能小于它们的真实暴露年龄。冰碛垄M5上样品GYX06的暴露年龄（18.6±1.3）ka与暂定的M4的形成时代［（18.4±1.0）ka］在误差范围内相重叠。考虑南北半球多个地点的山地冰川在LGM结束前后曾发生过多次千-百年时间尺度的进退活动［14-16］，本文中未将该年龄数据作为异常值排除。然而，仅剩的1个暴露年龄无法达到准确限定冰碛垄形成时代的要求［11-12，65-66］，因此目前无法确定冰碛垄M5的沉积时代。

综上所述，虽然部分10Be暴露年龄较为分散，且地貌上最老的两道冰碛垄（M5和M6）的形成时代无法确定，但是冰碛垄M3和M4的形成时代被分别限定为于（17.0±0.5）ka和（18.4±1.0）ka。

4 讨论

4.1 玉东曲千-百年尺度冰川波动

地貌调查、制图和暴露测年结果显示：LGM结束时，布噶岗日玉东曲流域内的冰川至少发生过两次进退活动，其时代分别为（17.0±0.5）ka和（18.4±1.0）ka。换言之，该地点在LGM结束前后曾发生过至少两次千-百年尺度冰川波动：其中，M4所对应的冰川进退可能发生于LGM后期或LGM结束后，而M3对应的冰川波动则对应于末次冰消期。这两次冰川进退事件的时代可与青藏高原其他地点相比较。

全球LGM的结束，即末次冰消期的开始早已成为第四纪冰川研究的重点内容之一［4］，且南北半球中低纬度山地冰川在该时期的进退均已有相关报道［5，15-16，67］。就青藏高原及其周边山地而言，针对末次冰消期起始时间而开展的暴露测年研究并不多见。但冰川对于海因里希（Heinrich）事件1（H1）的响应已在不同气候区的多个地点得到证实：如，与玉东曲同处亚洲夏季风影响区的海子山［68］和巴松措［69］，地处中纬度西风控制区的慕士塔格［70］和罕萨山谷［71］，以及位于这两种大气环流交互作用区的青藏高原中部的甲岗峰［21］等。这些地点已报道的冰川进退时代大致在17～18 ka，可与玉东曲冰碛垄M3的时代相对应。

LGM结束前后，即19 ka左右青藏高原冰川作用时代较为确切的研究亦不是很多。但不同气候区多个地点均有该时期冰川波动的报道：如，亚洲夏季风区的帕隆藏布谷地内，距离玉东曲西北约190 km的白玉冰期冰碛垄最老10Be暴露年龄为18.5 ka［72］；西风作用区的塔什库尔干地区多道冰碛垄的年代为18～24 ka［48，73］；亚洲夏季风和西风交互作用区的念青唐古拉山西段琼木曲谷口附近的内侧冰碛垄时代为（20.4±0.7）ka［52］。虽然上述地点没有更多有绝对年龄限定的冰川作用序列可作参考，但这些冰川活动的时代可与本文玉东曲M4的时代大致对应。这表明青藏高原不同气候区的冰川在LGM结束前后均曾发生过进退活动。

虽然未能对M1和M2进行暴露测年，且M5和M6的暴露年龄多为异常值，但是这几道冰碛垄的形态特征与M3和M4高度相似，起伏不大。从地貌上看，应同为玉东曲内的冰川对短尺度（如千-百年尺度）气候突变事件响应的结果。由此可推断玉东曲末次冰消期还可能发生过两次千-百年尺度冰川波动。这一推测与Xu等［74］在念青唐古拉山西段帕戈勒沟报道的多道末次冰消期冰碛垄类似。

4.2 玉东曲末次冰消期冰川变化的气候驱动机制

众所周知，冰川的进退主要受控于气温和降水［75］。这两个因素对冰川进退的贡献在不同时空尺度下又是变化的［76］，因此确定哪一因素在冰川进退中起决定性作用一直是第四纪冰川研究的难题之一。青藏高原及其周边地区冰川变化的气候驱动机制研究主要针对北半球高纬夏季太阳辐射和亚洲夏季风降水来展开讨论［25］。在此，我们针对这两大气候要素与玉东曲两次冰川波动的关系来进行讨论。

米兰科维奇理论认为第四纪冰期-间冰期旋回由北半球高纬夏季太阳辐射所驱动。因此，北半球高纬夏季太阳辐射强度变化通常也被认为是青藏高原冰川变化的主要诱因。就LGM而言，北半球夏季太阳辐射强度在23 ka左右达到最低值，此后便逐渐增强［77］［图6（c）］。而由海平面变化［78］所反映的全球冰量变化也的确与之相对应［图6（b）］。然而仅仅是北半球夏季太阳辐射强度这一因素，显然难以解释玉东曲流域内的千-百年尺度冰川波动。

图6 玉东曲末次冰消期冰川变化与气候记录对比Fig.6 Climatic records relative to10Be-based moraine chronologies in the Yudongqu Valley.The yellow band corresponds with Heinrich Stadial 1（HS1）.The light grey band indicates part of the global LGM：probability density function（PDF）plot of the glacial culminations in the Yudongqu Valley.Thin red lines show PDF for individual samples with potential outliers excluded.Thick black lines represent the cumulative probability distribution of the boulder age population（a）；ice-volume equivalent sea level［78］（b）；Northern Hemisphere summer solar insolation intensity at high and local latitudes［77］（c）；the stalagmite δ18O record from Xiaobailong Cave，southern HDM［83］（d）；chironomid-inferred mean July temperature record from Lake Tiancai［84］（e）；SSTs reconstructed from Andaman Sea core RC12-344［86］（f）；synthesized atmospheric CO2 concentrations in Antarctic ice cores［88-91］（g）

亚洲夏季风降水驱动青藏高原冰川变化的观点，大致始于本世纪初深海氧同位素3阶段（marine isotope stage 3，MIS3）冰 进 的 发 现［79-80］。此 后，MIS3冰进在青藏高原多个地点被频繁报道［81-82］。MIS3较为丰富的降水配合该时期相对较低的气温致使冰川规模大于气候更为干冷的LGM时期。玉东曲降水主要来自于印度夏季风，小白龙洞石笋δ18O记录显示：19～15 ka期间印度夏季风强度虽然存在多次波动，但总体呈现逐渐减弱的趋势，且强度弱于LGM时期［83］［图6（d）］，不可能是该时期冰川波动的主因。天才湖摇蚊记录显示横断山脉7月份平均气温在19～16 ka存在两次幅度约为1.0～1.5℃的冷暖交替事件［84］［图6（e）］。考虑玉东曲及其附近的冰川属于海洋型冰川，积累和消融均发生在夏季［85］。这两次明显的降温事件应该是该时期玉东曲冰川发生短暂停顿的原因，从而形成了冰碛垄M3和M4。

该区夏季气温［84］与印度洋-太平洋暖池（Indo-Pacific Warm Pool，IPWP）海表温度（sea surface temperature，SST）［86］具有很好的相关性［图6（d），6（e）］。说明IPWP中SST变化的信号可以通过西风带传递到青藏高原［87］，从而引发岗日嘎布玉东曲的冰川进退。IPWP中SST的变化被认为取决于大西洋经向翻转环流的（Atlantic meridional overturn⁃ing circulation，AMOC）强弱，AMOC又与北半球冰盖的消长息息相关［3］：23 ka时北半球冰盖开始部分消融，浮冰和淡水注入北大西洋引发AMOC减弱；减弱的AMOC使洋流从低纬向高纬传输热量减少，从而引发IPWP的SST升高；18 ka时北半球冰盖大量消融，上述过程加强，AMOC中断，大量CO2从深海释放，大气CO2浓度急剧升高［88-91］［图6（g）］，加强了上述过程。但对于其触发因子却存在两种主要观点：一种认为北半球高纬夏季太阳辐射23 ka时升高驱动冰盖消融［3］，另一种观点则认为南半球中纬度西风带位置的移动导致海-气热量传递的改变从而引发冰盖消融［5］。无论是哪一种机制触发了北半球冰盖的消融，由此引发的海-陆-气相互作用都会引起青藏高原山地冰川在该时期发生进退。

5 结论

本文通过对青藏高原东南部岗日嘎布玉东曲谷口沉积的6道侧碛垄中地貌相对年龄较老的4道进行宇宙成因核素10Be暴露测年，首次专门针对青藏高原末次冰消期千-百年尺度冰川演化进行了精细化定年研究。采自这4道冰碛垄的14个冰川漂砾样品的10Be暴露年龄介于（13.3±1.0）～（19.3±1.4）ka。本研究为该区和整个青藏高原第四纪冰期年代学增添了新的精确定年数据。经过统计分析排除异常值后，地貌相对年龄较新的两道侧碛垄的形成时代被分别被限定为（17.0±0.5）ka和（18.4±1.0）ka。这说明这两道冰碛垄对应的冰川活动发生在末次冰消期或LGM晚期。通过与气候记录对比发现，这两次冰川进退事件与该区受控于IPWP的SST变化的夏季气温紧密相关。