青藏高原冰芯研究进展
青藏高原北部马兰冰芯记录的近千年来气候环境变化
青藏高原北部马兰冰芯记录的近千年来气候环境变化青藏高原北部马兰冰芯记录的近千年来气候环境变化近千年来，青藏高原北部的马兰冰芯记录了丰富的气候环境变化信息。
通过对这些冰芯的研究，我们能够深入了解该地区气候变化的趋势、周期和影响因素，为未来的气候预测和环境保护提供科学依据。
在马兰冰芯中，我们可以观察到频繁出现的冰层变化，这些变化反映了气候系统的突变和季节性循环。
通过对这些冰层的分析，科学家们发现了数个明显的气候阶段。
首先，从近千年前开始到公元1400年左右，马兰地区气候相对稳定，以寒冷为主导。
寒潮频繁，夏季冷暖交替不定，冻土层呈现较厚状态。
这一时期的气候变化与太阳辐射量的变化密切相关，表明了太阳活动在驱动青藏高原北部气候的重要性。
接着，从公元1400年左右到1600年，马兰地区进入了一个相对温暖的气候时期。
此时，太阳活动减弱，导致气温上升，降水增加。
这个时期的气候变化也与东亚夏季风的增强与减弱密切相关，这一驱动因素在马兰地区发挥了重要作用。
然而，自17世纪中期以来，马兰地区的气候发生了显著的变化。
这一时期被认为是“小冰期”的一部分。
在这段时间内，马兰地区的气温大幅下降，降水减少。
马兰冰芯的研究表明，小冰期可能与太阳活动减弱，火山喷发频繁等多种因素有关。
在近代历史中，马兰地区的气候变化更加剧烈。
近200年来，马兰地区的气温呈现出明显的上升趋势。
此外，冰芯记录还显示降水量减少，融水径流减小，冻土层减薄等现象。
这些变化与全球气候变暖的趋势一致，并呼应了温室气体排放的影响。
除了气候变化的趋势外，马兰冰芯还记录了许多气候事件。
研究发现，马兰冰芯中存在着多次的大规模洪水事件，这与区域降水和冰川消融的关系密切。
冰芯记录还表明，该地区存在多次干旱和湿润事件，这些事件与西风带和东亚夏季风的活动有关。
综上所述，马兰冰芯记录的近千年来的气候环境变化为我们提供了宝贵的信息。
通过对冰芯中的变化进行分析，我们能够了解青藏高原北部气候系统的复杂性和多变性。
冰芯中的氧同位素研究
冰芯中的δ18O与古气候变化信息刘飞*（曲阜师范大学地理与旅游学院，山东省日照市 276826）摘要：冰芯是过去气候变化信息的三大良好载体之一，冰芯中的氧同位素保存了过去连续的温度和降水记录。
本文介绍了氧同位素在恢复古气候研究中的应用原理以及在青藏高原和中国西部高海拔山地冰川研究中的应用。
关键词：冰芯；δ18O；古气候；青藏高原中图分类号：极地冰芯、黄土、深海沉积是过去全球变化的三大良好载体。
为了解全球变化的特征和基本变化规律奠定了基础[1]。
冰芯以其分辨率高、记录时间长、信息量大和保真度高等特点，而成为过去全球变化研究的重要方法之一。
它不但记录着温度、降水、大气环流强度、大气化学、大气成分的变化,而且也记录着影响气候环境变化的各种因子的变化，同时还记录着人类活动对于环境的影响[2]。
目前，青藏高原和中国西部高海拔山地冰川成为中低纬度冰芯研究聚焦的中心，我国在此领域的研究已经取得了丰硕的成果[3~12]。
冰芯中氢氧同位素保存了过去连续的温度记录[13]，对恢复我国西部地区的古气温和降水起到了重要作用[14~22]。
1氧同位素的应用原理氧元素有16O、17O和18O三个同位素，其中以16O为主，17O所占比例很小，甚至可以忽略，18O 的比例为0.2%。
18O属于稳定同位素，其含量比例并不随时间变化。
但是，当水的相态发生转变时，就会影响到氧同位素的含量，所以18O的含量变化自然就和温度联系起来[23]。
Dansgaard在1954年提出，冰芯中δ18O的变化反映了冰盖上空水汽凝结形成冰雪时的气温变化，即成雪时气温越低，18O的含量就越小，因而冰期时形成的冰层中的18O的含量就远小于目前新生成的冰层的含量。
由于温度是影响冰层中δ18O变化的主要因素，所以一年内季节的变化，冰层中δ18O 值也发生变化。
在冰芯中夏季层与冬季层的δ18O值表现出明显的峰谷交替变化，其值相差大约为10。
张小伟等[13]对氢氧同位素在冰芯研究中的应用原理进行了详细解释。
中国小冰期气候研究综述
的趋 势 ， 即青藏 高原 最早 ， 华北地 区次之 而 东部 地 区 最 晚 ． 温 湿 配置 的 差异 主要 体现在 东部季风 区小冰期 时期 总体 上是
冷干的气候 环境 ， 而 西 部 地 区 气 候 变 化 则呈 现 冷 湿 的 气 候 特 征 ． 关 键 词 小冰期 ； 代 用指 标记 录 ； 温 湿 配 置 中 图分 类 号 Ｐ ４ ６ ７； Ｐ ４ ６ １ 文献 标 志 码 Ａ
℃． 郑景 云 等 基 于历 史 资料发 现 山东地 区近 ５ ０ ０ ａ 来 冷 暖波 动频 繁
且 冷事 件 占有 明显 优势 ， 与 我 国南 部 地 区 的冷 暖 变化 相 似 ， 指 出小 冰 期 的起 讫 时 间为 １ ５ ５ ０ －１ ９ １ ９年 ． 王绍武等¨ 。 。 建 立 的华 北 各 季 近 ５ ０ ０ ａ的 １ ０ ａ 平 均 气温 距平 虽 不能 涵 盖 整个 小 冰期 ， 但 明确 指 出 了前 ４ ０ ０ ａ比近 １ ０ ０ ａ显著 偏 冷 ， 各 季 百 年平 均 气 温 均为 负 距 平 ， 变化 在 一 ０ ． １
文章 编号 ： １ ６ ７ ４ — ７ ０ ７ ０ （ ２ ０ １ ３ ） ０ ４ － ０ ３ １ ７ ０９ －
中 国小 冰 期 气 候 研 究 综 述
张娴 邵 晓 华 王 涛
摘 要
通过对 小冰 期研 究文 献进 行 综 述 ，
０ 引 言
“ 小冰 期 ” 一词 最 早 由 Ｍａ ｔ ｔ ｈ ｅ ｓ ＿ ｌ 提出 ， 用来描述“ 全 新 世 最 暖期
１ ９世 纪 ２ ０ ＿９ ０年代 ， 在 这 些 寒冷 时段 ， 中 国有些 地 区 的极 端 最 低 气
温可 能 比近代 最低 气温 低 ５～ ７℃ ． 杨保 等 重 建 的 中国近 ２ ０ ０ ０ ａ 温 度 曲线 也 指 出 ： 自１ ４ ０ ０年 之 后全 国温度 迅 速 降低 ， 进 入 现代 小 冰 期 ，
冰芯与全球变化
国内外冰芯研究
国外冰芯研究主要集中在两极地区，国内的学者主要关注于“ 地球第三极”青藏高原、天山乌鲁木齐河源冰川等。 （1）南极地区 前苏联在南极冰盖中心（78°27′S，106°52′E）建立了东方 （Vostok）站，该站位于海拔3490 m，年平均气温-55.5 ℃，积累 率约20 mm/a，为干雪带或重结晶带，是冰芯研究的理想场所。从 上世纪60 年代起前苏联便在该处打钻及获取冰芯，并做了大量的 冰芯定年研究。冰芯测年方法将取了以下几种
冰芯与全球变化
一、冰芯中的环境信息 二、国内外冰芯研究
冰芯 冰芯是大块冰内部的较深处。 冰芯记录 主要是指大气中的不溶微粒和化学物质（气溶胶）在大气环流 和降水等因素的作用下以干、湿沉降的方式降落至冰川上，在经 历一系列的沉积后过程（post-depositional processes）而最终保存 在冰川冰中形成具有一定规律、与当时气候条件和环境密切相关 的资料记录。 根据极地冰芯的 pH 值和电导率 (ECM) 可以恢复末次冰期以 来的气候旋回事件。高海拔山岳冰川冰芯不但记录着过去各种气 候环境参数（如气温、降水、大气化学与大气环流等）的变化， 而且也记录着影响气候环境变化的各种因子（如太阳活动、火山 活动和温室气体等）的变化及人类活动对于环境的影响（王宁练 等, 2003）
（7）超新星爆炸 银河系超新星爆炸时可以产生X 射线, 它可以使地球平流层产 生相当数量的N O。而N O是冰芯中的主要硝酸根物质来源之一, 因此大气中N O 的大量产生会使冰芯记录当中的N O硝酸根浓度 出现极峰值。因而通过分析冰芯中出现的强N O 了峰值信号, 可以 揭示冰芯记录时段内超新星爆炸的信息。目前, 对这一问题还存在 争议 （8）生物活动与植被演化 生活于陆地和海洋中的各种生物, 他们与土壤、水体和大气之 间不断地进行着物质交换,并向大气中排放有机物质。这些有机物 质通过大气环流被带到冰川上空, 或沉降于冰表面, 或封闭在气泡 中, 最终形成冰芯记录。然而, 由于不同种类的生物向大气中排放 的有机物质种类不同，并且其排放速率也会随气候及环境条件的 变化而变化, 因此, 通过分析冰芯中各种痕量有机气体、有机物质 和花粉等就可以揭示不同时期生物活动的强弱程度和植被演化
慕士塔格冰芯钻孔温度测量结果
第25 卷第6 期2 0 0 3 年12 月冰川冻土JOURNAL OF GLACIOLO GY AND GEOCR YOLO G YVol. 25 No. 6Dec. 2 0 0 3文章编号: 100020240 (2003) 0620676204慕士塔格冰芯钻孔温度测量结果邬光剑, 姚檀栋, 徐柏青, 李真, 保翰璋(中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰芯与寒区环境重点实验室, 甘肃兰州730000)摘要: 2002 年8 月对慕士塔格冰川累积区海拔 6 300 m 左右的两根冰芯钻孔(其中一根达到冰川底部基岩) 进行了温度测量, 揭示了该处冰川的温度分布特征. 结果表明: 慕士塔格冰芯的冰温是目前中低纬地区山地冰川中最低的, 达- 21. 79 ℃, 该最低温度出现的位置在35 m 以下; 冰床底部的温度为- 20. 76 ℃, 也远低于其它山地冰川的冰床温度. 极低的温度对成冰过程有重要影响, 并有利于获得可靠的冰芯记录.关键词: 慕士塔格; 冰芯钻孔; 温度中图分类号: P343. 6 文献标识码: A1 前言冰川温度是冰川物理状态的一个重要参数, 它反映了冰川发育的气候条件和动力条件. 冰温直接影响到成冰作用(如南北冰雪的融化、冻结和渗透) 和积累过程, 从而对冰芯记录产生影响. 一般认为, 温性冰川在夏季时强烈的融化和渗浸作用使得对冰雪中环境信息的解释更为复杂化, 而温度极低的冷性冰川(如南北两极和中低纬的高海拔地区) 对过去环境信息的保存就更为有利. 因此, 确定冰层的温度对理解冰芯记录具有非常重要的意义, 钻孔温度也成为冰芯研究中的一项重要内容.慕士塔格山(75°04′E , 38°17′N) 位于帕米尔高原东部, 是反映西风和中亚粉尘源区环境变化的良好地点. 我们于2002 年7～8 月在慕士塔格海拔6 350 m 和 6 250 m 处各钻取了两根冰芯, 其中 6 350 m 高处的Core 2 为透底冰芯, 冰芯长度约为78 m ; 6 250 m 处的Core 3 冰芯长度约为59 m , 其下还有超过40 m 的冰层. Core 2 和Core 3 钻孔口低于雪面约 3 m. 钻孔所处位置已是冰川的积累区, 雪线高度为 5 500 m. 估计冰川平衡线也大致在这个高度, 积雪一直覆盖到接近峰顶的位置. 对这两个冰芯钻孔分别用长导线和短导线两套测温系统进行了温度测量, 其中, Core 2 的测量日期为8 月2 日, Core 3 的测量日期为8 月7 日. 根据冰芯的描述, 真正的冰川冰出现在约40 m 以下的位置, 冰芯上部则主要为粒雪, 冰层和冰透镜体都较薄, 在总厚度中所占比例较小, 估计此高度处的成冰作用与西藏希夏邦马峰北侧的达索普冰川类似.2 测温系统温度测量系统包括热敏电阻探头、导线和电表. 温度由热敏电阻温度计测量, 通过测得其电阻值来确定温度. 该温度计探头为国家标准铂电阻, 事先把热敏电阻放入烘箱和冷浴中反复进行高温和快速冷却的老化处理, 选择其中达到稳定的电阻进行装配, 然后在标准鉴定槽中对每个电阻进行标定, 建立电阻- 温度转换关系. 测温导线有长短两根, 短导线(B1 导线) 长18 m , 装配有14 个热敏电阻探头; 长导线(A3 导线) 的长度可以调整, 装配有15 个热敏电阻探头( 在测量Core 3 钻孔时, 第14 号电阻探头因其外接导线出现故障而废弃) . 电阻测量采用美国Fluke 公司生产的True RMS 189 型数字万用表, 该表的测量精度可达到0. 25 %. 这种测温系统的分辨率在负温下可达到0. 01 ℃. 考虑到热敏电阻需一定的时间才能与周围环境的温度一收稿日期: 2003201215 ; 修订日期: 2003203217基金项目: 国家自然科学基金创新群体项目(40121101) ; 国家自然科学基金重点项目(90102005) ; 科技部基础研究重大项目前期研究专项(2001CCB00300) 资助作者简介: 邬光剑(1972 —), 男, 四川洪雅人, 2001 年在兰州大学地理系获博士学位,现主要从事冰芯与环境变化研究.E2ma il:***********6 期 邬光剑等 : 慕士塔格冰芯钻孔温度测量结果677致 , 我们在测温系统放入钻孔内至少 3 h 后才进行测量. 测量结果为电阻值 , 通过相应的计算程序转 换为温度值.3 测量结果慕士塔格钻孔温度的测量结果见图 1. 可以看出 , 在同一钻孔中 , 两根导线 (空心圆为 B1 短导线测量结果 , 实心圆为 A3 长导线测量结果) 所测得的 温度是一致的 , 在同一深度上测量结果相差基本上 小于 0. 5 ℃; 而且随着深度的增加 , 二者所测的温 度值更为接近 , 在 16 m 深度处相差已经 < 0. 1 ℃, 这也从侧面说明了温度测量结果的可靠性.不论是长导线还是短导线 , Core 2 和 Core 3 的 温度测量结果都存在一定的差异. Core 3 钻孔最上 部的温度高于 Core 2 同样部位的温度约 1. 2 ℃(B1 导线) ～1. 7 ℃(A3 导线) , 这可能与钻孔口所处的 环境有关. Core 2 冰芯是在雪洞内钻取的 , 雪洞顶 部的厚度约 1. 5 m , 具有很好的隔热效果 , 大气温 度对 Core 2 钻孔口温度的影响非常微弱. Core 3 冰 芯是在雪坑内钻取的 , 雪坑上部用塑料布封闭. 显 然 , 当受到太阳照射时 , Core 3 钻孔的孔口温度将 因“温室效应”而升高. 为避免大气温度变化对钻孔 温度的影响 , 测温时用雪块将钻孔口完全封闭. 有理由认为 , 钻孔口所处的环境(雪洞或雪坑) 对冰川 温度的影响可能只限于钻孔口以下非常有限的深度. 当然 , 大气和冰川温度随海拔(两钻孔的垂直 高度相差约 100 m ) 的变化也是原因之一. 从钻孔口向下 , 两钻孔的温度差异基本上逐渐缩小 , 至 54 m 深度时只相差 0. 9 ℃. 因此 , 两钻孔下部的温度 存在差异 , 可能主要是冰温随海拔的变化所造成 的.慕士塔格积累区内冰川的温度非常低 , 钻孔口 下 1. 5 m 处的粒雪层温度就已达到 - 17. 08 ℃以 下 , 尽管处于雪洞或雪坑之中而使得钻孔最上部在 一定程度上受到了大气温度的影响. 这也说明 , 此 高度的大气温度也是较低的. 慕士塔格海拔 6 300 m 处的近雪面冰层温度显然还要较古里雅冰帽海拔6 700 m 处的近雪面冰层温度低[ 1 ], 也远远低于达索普冰川 7 000 m 处的表层温度[ 2 ] . 从钻孔口到冰 床 , 整个冰层的温度变化幅度 < 5 ℃. 从图 1 可以看出 , 慕士塔格海拔 6 350 m 处冰 层的最低温度 ( - 21. 79 ℃) 出现在 35 m 深度左右 , 而在海拔 6 250 m 处冰层的最低温度 ( - 20. 91 ℃) 出现在 55 m 左右. 西昆仑古里雅冰帽海拔 6 700 m 处冰层的最低温度 ( - 19. 58 ℃) 出现在 4 m 深度 处 , 海拔 6 200 m 处冰层的最低温度 ( - 15. 52 ℃) 出现在 10 m 深度处[ 1 ] . 祁连山海拔 5 325 m 处敦 德冰芯的冰层最低温度 ( - 7. 3 ℃) 出现在 8 m 深度 处[ 3 ] . 希夏邦马峰达索普冰川海拔 7 200 m 处冰层 的最低温度 ( - 16 ℃) 出现在 10 m 深度[ 4 ] . 可可西 里马兰冰帽海拔 5 800 m 处冰层的最低温度出现在 4 m 深度 , 普若岗日冰原海拔6 000 m 处冰层的最图 1 慕士塔格冰芯钻孔的温度记录Fig. 1 The ice 2core borehole temperature records in the Muztag Ata678 冰川冻土25 卷低温度( - 9. 9 ℃) 出现在12 m 深度[ 5 ] . 可以说, 慕士塔格海拔 6 300 m 处冰层的最低温度出现的位置是目前我国所有冰层温度资料中最低的, 而且远远低于其它冰川.Core 2 钻孔穿透冰层达到了冰床基岩, 距冰床底部 1 m 处的温度为- 20. 76 ℃, 说明冰层远未达到融点, 冰川冰冻结在冰床上. 这是目前山地冰川中所观测到的最低的冰床温度. Core 3 钻孔虽然没有透底, 但从冰温记录的趋势来看, 可以肯定该处底的冰仍冻结与基底冻结在一起, 而且冰温远在0 ℃之下. 祁连山敦德冰芯底部冰床温度为- 4. 7 ℃[ 6 ] ; 古里雅冰帽底部的冰川温度为- 2. 1 ℃[ 7] , 达索普冰川钻孔底部的温度为- 13. 8 ℃[ 4 , 8 ] , 南美玻利维亚Sajama 冰川132 m 钻孔底部的温度为- 9. 5 ℃[ 9 ] ; 格陵兰的GRIP 和GISP2 冰芯钻孔的最低温度虽然可以达到- 31 ℃以下, 但它们的底部温度都在- 10 ℃以上[ 10 , 11 ] .Core 2 和Core 3 钻孔的测量结果均显示, 在夏季最热的7～8 月份, 冰川的表层温度表现为典型的暖季型. 在雪面下约10 m 的深度, 是冰层温度变化的一个特殊位置, 温度分布曲线存在明显的转折. 在该深度之上, 温度随深度的增加迅速降低, 从 4. 5 m 深度至10 m 深度, 温度变化超过 2 ℃, 变化梯度在Core 2 约为- 0. 4 ℃·m- 1 , 在Core 3 约为- 0. 45 ℃·m- 1 , 远高于10 m 以下的层位.4 结论与讨论慕士塔格海拔 6 300 m 处的冰层温度以及冰床底部的温度不仅比其它中低纬地区的山地冰川低, 而且最低温度出现的位置也较其它地区深. 从冰层温度来看, 慕士塔格地区海拔 6 300 m 处的冰川是冷冰川. 冰层的温度变化梯度在10 m 左右出现重要的变化, 此位置之上的温度降低梯度远远高于下部的温度变化. 低温使得夏季降雪的融化非常微弱, 有利于气候变化信息在冰芯中的保存, 从而提高了冰芯记录的可信度.冰层的温度不仅与冰川所处的地理位置和所处高度有关, 还与降雪过程和热量的传递方式有关. 慕士塔格受西风的影响程度高于古里雅和达索普, 这可能是导致慕士塔格的冰温低于后二者的原因之一. 而且, 慕士塔格具有很厚的粒雪层, 也可能是导致该处冰川温度极低的重要因素. 测量结果所反映出来的慕士塔格冰川的温度特征有其特殊之处, 比如冰床温度在- 20 ℃以下, 说明地热的影响非常微弱. 一般认为最低温度出现的位置是冰川年活动层的厚度, 慕士塔格的最低冰温出现在35 m 甚至更低的深度, 在极低的温度背景下, 显然还难以解释这一现象. 对这一观测结果我们还将进行深入的研究.致谢: 测温系统和转换程序由朱国才高级工程师和蒲健辰副研究员提供; 慕士塔格冰川考察队全体队员协助野外工作, 在此深表感谢.参考文献( References) :[ 1 ] Y a o Tandong , Jiao Ke qin , Zhang Xinping , et al . 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Tellus , 1995 , 47 (B) : 624 - 629 .Ice2core Borehole Temperature in the Muztag Ata , East Pa m irsWU Guang2jian , YAO Tan2dong , XU Bai2qing , L I Zhen , BAO Han2zhang ( Key L aboratory of Ice Core and Cold Regions En vir onm en t , CA R EE RI , CA S , L a nzhou G ansu 730000 , China)Abstract : In August 2002 , temperatures of two ice2 core boreholes (one borehole reached to the bedrock) at the altitudes of 6350 m ( Core 2 ) and 6250 m ( Core 3) a. s. l. in the Muztag Ata were measured by using a thermistor. It is found that the ice tempera2 ture in the Muztag Ata is the lowest among all the mountain ice cores in the middle - low latitudes. The measured minimum temperature is - 21. 79 ℃at the depth of 35 m for Core 2 , and - 20. 91 ℃ at the depth of 55 m for Core 3. The bedrock temperature is about - 20. 76 ℃at the altitude of 6350 m , which is by far lower than others. Lower temperature has a significant effect on ice core record and favors the preservation of climate information.Key words : Muztag Ata ; ice core borehole ; temperature欢迎索取“全国第五届冰工程会议”论文专辑由中国水利学会水力学专业委员会发起, 大连理工大学海岸和近海工程国家重点实验室, 工业装备国家重点实验室共同承办的“全国第五届冰工程会议”于2003 年10 月15～18 日在大连理工大学召开. 会议内容围绕湖河海冰与人类活动的各个方面, 具体涉及到冰力学机理、冰的材料性能、防冰的工程措施、实验研究与原型观测等成果. 与会代表60 人, 分别来自包括大专院校、科研院所、设计、管理、企业以及出版等行业的17 个单位, 有22 位代表在会上作了交流发言. 其中有35 篇论文选登在《冰川冻土》2003 年9 月(增刊) 上. 所收录的论文集中反映了我国的科技工作者近几年来在冰工程领域中所取得的学术成果和研究进展.本届会议正逢今年黄河汛期, 使得黄河流域的代表未能如愿参会. 为了答谢冰工程界同仁对本次会议的支持和让更多的防凌减灾研究和实践人员分享本届会议成果, 将免费赠送《冰川冻土》2003 年增刊. 数量有限, 欢迎国内水利界、海洋界、防灾减灾界和冰工程界的同仁来电来函索取. 联系方式: 大连理工大学海岸和近海工程国家重点实验室李志军教授, 邮编: 116024 , E2mail : ice2003 @dlut. edu. cn (李志军)。
中国第四纪冰川研究的回顾与展望
文章编号:100020240(2004)0320235209中国第四纪冰川研究的回顾与展望 收稿日期:2004202224;修订日期:2004203218 基金项目:国家自然科学基金主任基金项目(40241005);国家自然科学基金青年基金项目(40201007);国家重点基础研究发展规划项目(G 1998040809;G 1998040815)资助 作者简介:李吉均(1933—),男,四川彭州人,教授、中国科学院院士,1956年毕业于南京大学,主要从事地貌学、第四纪环境和全球变化研究.E 2mail :lijj @李吉均1,2, 舒 强2, 周尚哲1,3, 赵志军2, 张建明1(1.兰州大学西部环境教育部重点实验室,中国第四纪冰川与环境研究中心,甘肃兰州 730000;2.南京师范大学地理科学学院,江苏南京 210097;3.华南师范大学地理系,广东广州 510080)摘 要:自从20世纪30年代李四光先生提出庐山和中国东部山地的第四纪冰期理论以来,关于中国东部山地是否发生过第四纪冰川的问题困惑着国内外的地学工作者,并为此展开了旷日持久的争论.20世纪80年代,经过大量的实地考察和室内分析工作,在施雅风、崔之久和李吉均等撰写的《中国东部第四纪冰川与环境问题》一书中,对中国东部第四纪冰川得到以下基本认识:1)确认在中国东部有确切证据的古冰川遗迹仅在陕西太白山、吉林与朝鲜接壤的长白山、台湾的雪山和玉山等,而在庐山及中国东部海拔2000m 以下的山地在第四纪期间从来没有发生过冰川;2)“泥砾”是“混杂堆积”的一种,某些疑似的古冰川地形完全可以用其它非冰川成因予以解释,所谓的冰川沉积多数情况下是季风气候条件下的古泥石流堆积;3)中国东部第四纪环境发生过很大变化.第四纪冰期中中国北方多年冻土南界向南扩展约10°,到达长城一线,中国东部地区年平均温度降低10～12℃.喜冷动物群如猛犸与披毛犀则向南分布得更远,到达长江口一带.海平面下降约140m ,古海岸远离现代海岸达600km.由于冬季风加强,气候以干冷为主,不利于冰川发育;4)根据过去几十年的资料,中、晚更新世中国西部山地发生过3～5次冰期,但不存在统一的大冰盖.因为青藏高原非常年轻,只是在018Ma BP 之后才抬升到海拔3000m 以上,进入冰冻圈并发育冰川.中国在全球变化研究特别是古全球变化研究中处于得天独厚的地位,中国学者在黄土研究、青藏高原隆升、山地冰芯等方面已取得丰硕成果.关键词:冰期;第四纪冰川;全球变化中图分类号:P534.63文献标识码:A1 引言全球变化是当今地球科学研究的热点问题.的确,我们这个星球是不断变化着的,首先是气候变化十分迅速而频繁,其变化的规模也远不止是“寒来暑往,秋收冬藏”,而是沧海桑田那样的变化.目前世界上现代冰川覆盖着陆地面积的11%,有1500×104km 2多被冰盖和山地冰川占据,比中国陆地国土面积还大50%.但是,在一万多年以前,全世界的冰川面积则达到3800×104km 2,北欧和北美大面积陆地被巨厚冰层覆盖,莫斯科、纽约和柏林这样的世界大城市所在的地方均被冰川覆盖,许多地方气温下降5～9℃,全世界的洋面下降120～140m.中国由于地处中低纬地区,第四纪冰川影响范围有限,除了青藏高原等西部高山高原冰川曾有大幅度扩张外,东部地区真正的古冰川遗迹十分零星.但是,目前仅分布在东北兴安岭森林中的多年冻土在第四纪冰期中范围有很大扩张,直抵长城一线,华北则成为干草原,黄土沉积一直分布到南京一带,东海大陆架几乎全部露出水面,台湾与大陆相连.因此,中国第四纪冰期虽然冰川扩大不多,地理环境则变化巨大,不能等闲视之,必须深入研究.另外,我们目前生活的全新世现代间冰期已延续了10ka.根据极地冰芯记录,上次间冰期也仅只第26卷 第3期2004年6月 冰 川 冻 土JOURNA L OF G LACI O LOGY AND GE OCRY O LOGY V ol.26 N o.3Jun.2004延续10ka左右,是否是新的冰期将接踵而至,我们又该采取何种因应措施,这都是很大的问题.20世纪70年代初,西欧北美连续几年冬天寒冷异常,暴风雪席卷欧美发达国家,人们惊呼新的冰河时期即将到来,在美国罗得岛大学还专门召开国际会议讨论这一问题.但是,80年代的连续高温又使人们把目光注意到C O2等温室气体的增加造成“全球变暖”的问题上来,国际上为此启动了“全球变化”的研究.结果认为如果目前温室气体的排放不加以遏制,21世纪50年代全球气温可能升高1～3℃,这种升温幅度十分惊人,因而引起世界各国政府首脑的高度关注,历次国际会议均成为讨论热点,终于达成京都世界气候变化框架协议.但是,美国总统布什拒不批准该议定书,引起许多国家的不满,而发展中国家如中国与印度等国也受到冲击,为了维护国家经济发展的重大利益,与发达国家在温室气体的排放上展开了尖锐斗争.这说明以气候变化为核心的“全球变化”问题完全不是一个纯理论问题,而是一个与国家利益及人民生活紧密相关的问题.试设想,当未来百年大气中C O2等温室气体真的增高1倍以上,平均气温增高114～518℃的时候[1],喜马拉雅山及中国西部高山多数现代冰川将要融化或大规模缩小,冰川融水对河流的补给将大幅度减少,青藏高原的冻土也将大面积融化,这对干旱区绿洲的工农业生产及高原交通(铁路和公路)运输必将产生巨大影响,土地沙漠化也会加剧.另外,随着极地冰盖大量消融,世界洋面如果继续以目前每年1～3mm的速度上升,沿海低地的城市、港口以及农田将被淹没,海水内侵及海岸侵蚀必然加强,台风活动及其对人类生存的威胁也必将加大.当然,全球气温升高也将带来正面影响,比如部分干旱区将因海洋向陆地输送水汽的加强而降雨增多,生态会向良性循环发展,中国西北的新疆等地近十年已经显现了这一明显趋势,内陆湖水位上升湖面扩大、河流出山径流增加等[2～5].施雅风先生称之为气候转型[6],已引起社会的广泛关注,客观趋势如何,尚有待观察.但是,去年冬天十分寒冷,东亚、欧洲及北美再次出现数十年未见的低温,与夏季的炎热形成鲜明的对照,这是变暖过程中的个别极端事件,还是大自然重新启动了“冰期”的阀门.面对所有这些似相矛盾的趋向和有利与不利的影响,我们必须进行研究,提出对策.除了进行观测掌握变化动态外,“以古论今”是行之有效的方法.地球上的环境和气候的演变是有规律的,科学研究的目的就是揭示这种规律,为人类服务.应当说,中国人对第四纪冰期和气候变化的研究比西方发达国家要晚许多,如西方成熟的冰期理论首次由德国学者A・彭克提出是在1885年,他和布留克勒尔共同撰写的“冰期中的阿尔卑斯山”是在1909年出版,而李四光先生的“冰期之庐山”写成于1937年,正式发表已在抗战胜利之后[7].但是,二次世界大战之后,特别是新中国建立以来,中国人在第四纪冰期和气候变化的研究方面则发展甚快,相对于西方国家在极地冰芯、深海钻探及洋底古气候记录的恢复研究方面虽有很大差距,但在黄土记录研究方面则已取得世界领先地位,青藏高原的冰芯研究也独具特色.总结起来,中国人在这方面既有走弯路的教训,也有苦干钻研提出真知灼见令世界刮目相看的成功经历.2 弯路和教训应当说,20世纪关于中国东部第四纪冰川遗迹的研究是充满激情和曲折的一段历史,展开了旷日持久的争论,许多古冰川遗迹真真假假,似是而非.但是中国学者经过几代人的努力终于使我们的研究水平逐步提高,使困惑了许多人的问题得到基本解决.在施雅风等撰写的“中国东部第四纪冰川与环境问题”[8]这一总结性著作中对此有详细的阐述,对所走过的弯路及其原因作了系统的总结,问题已经澄清.通过集体努力,我们对中国东部第四纪冰川达到以下的基本认识:首先,庐山及中国东部海拔2000m以下的山地在第四纪期间从来没有冰川发生过,某些疑似的古冰川地形完全可以用其它非冰川成因予以解释.所谓的冰川沉积多数情况下是季风气候条件下的古泥石流堆积,现代泥石流的研究为此提供了有力的支持.其次,80年代对中国东部第四纪环境的研究取得重大进展,第四纪冰期中中国北方处于冰缘环境之下,冻土南界可达40°N,喜冷动物群如猛犸与披毛犀则向南分布得更远,华北平原甚至华东均有其踪迹,冬季风驱动的沙尘暴则把黄土风尘由西北沙漠带到黄土高原一直到长江下游.由此可见气候的干旱程度,估计当时北方的年降水量要比现代少1/ 3～1/2.目前华北的夏绿阔叶林冰期中被干草原取代,中国的纬度地带平均向南推移8°～10°.垂直地带在冰期中也明显下降,雪线和暗针叶林下限均下降约1000m.冰期中,海平面下降约140m,东海632 冰 川 冻 土 26卷 大陆架几乎全部出露,古海岸远离现代海岸达600 km,长江入海口相应延长并在中下游大幅度下切.应当说,冰期中中国的地理环境确实发生了巨大的变化,但这种变化远未达到在江西庐山和安徽黄山这样的山地发育古冰川的程度,因而生活在长江中的喜暖动物如白鳍豚及耐寒能力很弱的扬子鳄和钉螺等才能继续生存.至于银杏和水杉这些第三纪甚至中生代残遗下来的植物能在中国保存,更是与冰川广泛发育的观点格格不入的.新的研究确认,在中国东部有确切证据的古冰川遗迹是在陕西太白山、吉林与朝鲜接壤的长白山、台湾的雪山和玉山等.华北的五台山虽然超过了海拔3000m,但仅只发现雪蚀洼地和广泛分布在山顶古夷平面上的石海和高夷平阶地这样的古冰缘现象.关于台湾雪山第四纪冰川遗迹的确认是由大陆学者和台湾学者在90年代共同完成的[9,10].研究证明台湾山地在冰期中受跨海而来的东北风丰沛降雪的补给,故冰川发育条件十分有利.海峡两岸学者共同致力于科学问题的研究并得到预期结果,这是很值得提倡的.当我们回顾往事力求记取教训时,发现过去之所以走弯路一是在成因分析中过分依靠单一的证据,比如擦痕就曾被认为是冰川作用的“铁证”.其实擦痕也是多成因的,而冰川擦痕则有着独特的特征,过去重视不足;“泥砾”是“混杂堆积”的一种,也并非冰碛的专属特征.另外,成因的确认必须力求与环境证据相统一,不能彼此矛盾.如上所述,第四纪冰期中许多喜暖动植物能躲过浩劫,而且多种证据指示气候干旱而古雪线下降值较小,因此低纬低山要发育冰川是不可能的.当然,所有的研究和分析必须本着“实事求是”即客观和现实主义的原则.既然古冰川遗迹是古冰川活动的产物,不研究现代冰川的物理性质、运动规律及其蚀积效应,单凭空想臆断必然会导致指鹿为马的闹剧.近年有人把张北高原风蚀坑以及把广东的水蚀穴一概视为冰川遗迹,仍然是走的这条老路.总之,在中国第四纪古冰川研究中,反映了一部分人在认识论上存在的片面性和主观性,当然也说明中国第四纪冰川研究水平尚有待提高.近十多年来关于青藏高原第四纪古冰川的规模即是否存在大冰盖的问题也争论颇多[11～13].应当说,无论在国内和国外,主流的研究结论多倾向于否定大冰盖论.笔者等曾在1991年编制过《青藏高原第四纪冰川遗迹分布图》[14],图上显示在末次冰期中青藏高原还存在大量湖泊以及作为多年冻土标志的“冰(砂)楔假型”,并明确表示若干典型地区当时山谷冰川的分布及末端位置和年代.这些已经有力地反驳了统一大冰盖的存在.规模最大的冰帽出现在青藏高原东部气候比较湿润的区域,如川西的稻城海子山等,一般也不过是数千平方千米,黄河上游有可能存在面积达数万平方千米的小冰盖,但尚未完全证实.主张青藏高原第四纪发育大冰盖的学者一个根本的错误在于忽视了高原上古今雪线的分布均为同心圆式的穹隆状,即冰期中高原边缘山地因气候相对湿润而雪线下降值大,但高原内部则因气候干燥而雪线下降值很小,冰川不能作大规模的扩张.新的研究表明,高原内部如普若岗日等现代冰川外围,末次冰期的终碛是紧靠现在冰川边沿的,统一的大冰盖根本无从谈起.3 新的进展和展望如果说20世纪50年代以前世界上第四纪冰期研究仍然是以A・彭克为首的阿尔卑斯学派占主导地位的话(即经典的阿尔卑斯4次冰期序列,分别为玉木、里士、明德尔和贡慈),60年代后深海沉积研究揭示的氧同位素冰期旋回不仅证明了米兰科维奇在20世纪20年代提出的冰期成因的“天文理论”,而且获得了更长时期和更全面的冰期旋回系列,Shackleton et al.首次提出单只布容世约800ka BP以来即有8次完整的冰期旋回[15],远超过A・彭克等主张的4次冰期的经典理论.不仅如此,20世纪的后半期我们还目睹了极地冰盖冰芯和黄土(中国为主)研究的最新进展,进一步证明了第四纪气候变化周期由天文轨道参数变化驱动的观点[16～18].南极东方站420ka BP来4次冰期旋回的记录向人们揭示了冰期旋回变化的周期、幅度及其与痕量气体的密切关系,成为古全球变化研究最权威的标尺(图1)[16].黄土记录以其周期长为优势,目前已得到2.5Ma BP以来的详细记录,正在向8 Ma BP甚至22Ma BP推进[19,20].两极冰盖和中纬山地冰川冰芯提取的记录虽然较短(不过500ka BP),但却是记录最详细的,可以恢复到年以至季节(冬、夏)的气候诸要素的变化.除了上述深海沉积、冰芯和黄土三大记录系统外,近年来湖泊沉积、石笋以至珊瑚礁等均有良好的研究结果.利用这些丰富的信息,进行模拟实验,对未来气候变化的趋势是可以进行预测的.我们正处于预测未来的门槛上,新的突破即将到来.这将是地球表层系统中继生物7323期 李吉均等:中国第四纪冰川研究的回顾与展望 圈的进化论、岩石圈的板块学说提出之后,大气圈研究中第三个里程碑式的理论.图1 南极东方站420ka BP 来4次冰期旋回的记录[16]Fig.1 F our glacial cycles recordedin the V ostok ice core [16] 中国学者在全球变化研究特别是古全球变化研究中处于得天独厚的地位.虽然过去我们在极地冰芯和大洋钻探方面因为国力不足而暂时落后一步,但近年对青藏高原冰芯的研究已取得丰硕成果,在全球山地冰芯研究中已独树一帜[21],而中国南海ODP184航次的研究成果显示中国海域在深海研究方面也拥有巨大的潜力[22].特别是我们有黄土和青藏高原这两个世界上独一无二的研究对象.简单地说,黄土是优良的古全球变化的天然记录,较之冰芯和深海沉积从研究难易的角度来说既经济又易于接近,青藏高原则以它“欲与天空试比高”的雄姿屹立在地球的大气层中,操纵着亚太地区的季风系统,可能是除天文因素之外另一个全球气候变化的驱动因素,中国学者曾赋与它气候变化的“启动区”和“放大器”的称号,其作用不可谓不大.从地球系统科学理论角度看问题,地球的各圈层是相互作用和相互制约的,内因和外因同时起作用,决定着一个地区古全球变化的规律和特点.深海氧同位素记录到的冰期旋回比陆地上已经发现的冰期要多得多,单只布容世0178Ma BP 以来,已经发生了8次完整的冰期旋回,平均周期为100ka ,恰好与米兰科维奇的地球轨道参数的偏心率周期一致.018Ma BP 之前的气候旋回则比较复杂,从中国的黄土记录中得知,116～018Ma BP 期间以反映地球轨道参数中的41ka 的地轴倾斜度变化的周期为主,而在215～116Ma BP 期间所有100ka 、41ka 及23ka/19ka 周期均可找到.但是在古冰川遗迹研究中不同作者在不同地方发现的冰期次数差异很大,天文周期并不能在所有地质记录都能找出.因此,陆地上特别是山地冰川的进退在地貌和沉积上留下的只能是断简残章,不可能借以恢复完整的冰期旋回系列.这中间的原因有许多,初步概括可提出以下几种:1)天文因素决定的各种冰期旋回并不能都促成冰期,有人称之为“流产”的冰期,即冰川发育未达到一定规模就“夭折”了;2)后期的冰进规模如果比早期大,早期冰期遗迹将破坏殆尽而很难寻觅;3)山地持续上升,将造成前述同样结果,即后期冰川规模总是大于前期,冰期系列也不可能完整;4)气候的区域差异使同一冰期具有不同表现形式[23],早就有人提出冰期“异时性”观点,如欧洲冰盖未全盛时,亚洲北部(西伯利亚)冰川发育条件好而冰进迅速,但一当欧洲冰盖达到全盛,反气旋阻挡大西洋水汽进入亚洲北部,故冰川反而变小;5)洋流改变也影响冰川发育,如全球末次冰期最盛为MIS2,即LG M (21～18ka BP ),但此时海面下降达140～150m ,日本朝鲜间的对马海峡封闭,黑潮不能进入日本海,故日本列岛玉木冰期早期大而晚期小;6)冰川性质不同决定活动性差异很大,如青藏高原东南部季风降雨(雪)有利海洋性冰川发育,气候变化引起的冰川变化幅度极大,古今冰川长度可差十倍以上,而高原西北气候干旱,发育极端大陆性冰川,冰期中雪线下降极少,冰川范围扩大有限,留下遗迹也很少;7)有冰川而冰川作用遗迹不显,特别是冷底冰川对冰床侵蚀较弱;8)冰川系统生命周期和自组织能力差异,小冰川如冰斗冰川以百年为周期“朝生暮死”,大陆冰盖的发育从生成到全盛至衰亡,将经历万年以上的周期,南极冰盖则已有千万年以上的历史.因此,陆地上靠冰川侵蚀沉积留下的遗迹来恢复古冰川旋回的完整系列是很困难的,甚至可以说是不可能的.如此说来,第四纪古冰川遗迹的研究岂不是沦为白费力气的无谓之举了吗?其实这样的悲观论也是不对的,复杂性是客观世界丰富多彩的表现,不要因发现普遍规律而否认特殊规律,深海氧同位素和黄土研究也替代不了陆地上传统的第四纪古冰川研究.确切的冰川遗迹,是重要气候事件的可靠标志.普遍规律的发现可以指导特殊地区和特殊规律的研究,但决不能代替它.其实,特殊和一般也是相对的,特殊性832 冰 川 冻 土 26卷 也包含着普遍性,当它的作用和影响扩大提高时,也就成为普遍性的东西.大家知道,青藏高原的隆起是个区域性的事件,但其对亚洲以及北半球的大气环流与景观分异与演化的影响愈来愈被认为是极其重要的,而美国的Ruddiman et al.甚至认为新生代全球的3次大降温分别发生在37Ma BP、15Ma BP和3Ma BP以来都是和青藏高原(还包括北美洲西部高原等)的强烈隆升,造成侵蚀加强,C O2在大气中的浓度降低,全球从“温室效应”变为“冰室效应”的结果[24].第四纪冰期正是以315Ma BP以来青藏高原强烈隆升导致的北半球变冷西欧北美冰盖形成而开始的.由于Shackleton et al.的开创性工作[15],揭示出深海盆地记录到北半球3Ma BP左右冰盖开始发生,214Ma BP已进入中等规模,深海冰筏沉积大量增加并扩大沉积范围.刘东生等[17]的研究揭示黄土高原的黄土沉积开始于215Ma BP,基本与北半球的冰期同步.如前所述,米兰科维奇天文轨道因子驱动理论虽已基本证明是正确的,但对215Ma BP以来几次气候变化的转型事件则不能解释.其中的215～116Ma BP期间3种轨道参数变化周期均可互见是混合型,116Ma BP以后到018Ma BP则以41ka周期为最显著,而对018Ma BP以后又以100 ka周期为最突出,变化的幅度增大.人们一般把这两次气候转型与北半球冰量的变化相联系,特别是018Ma BP的气候转型是紧接着019Ma BP发生的“中更新世革命”之后,这时全球冰量突然增加15%,达到北半球冰川的全盛时期.把中国的冬季风强弱与全球冰量联系起来以阐明黄土的堆积速率变化是有道理的,但冰量和季风变化可能均与青藏高原为代表的新构造运动有关.高原隆起引起地球的失热(反射率增加)和C O2的减少,而其热力与动力作用足以改造季风环流,随着高原隆升东亚冬季风的加强已是不争的事实.晚新生代以来以及上述315Ma BP以来每次气候变化及转型均与青藏高原的隆升事件在发生时间上十分吻合,此中的因果关系是极为可能的,而阐明其机制则尚需努力.特别是018Ma BP的气候转型,与019Ma BP的“中更新世革命”和019Ma BP的“昆黄运动”主幕有密切的关系[25].近年在喜马拉雅山南麓、酒泉盆地(祁连山北麓)和天山北麓均发现019Ma BP的构造上升十分强烈,许多现代水系和沉积盆地都是在019Ma BP以后才形成的[26,27].河西走廊的黑河流域及其终端湖就是如此,居延海盆地沉积底部不超过019Ma BP,喜马拉雅山南的印度河———恒河平原也是019Ma BP以后形成的[28],孟加拉湾海底扇在019～018Ma BP沉积速度由每百万年20～70m猛增为200m,细粒的蒙脱石和高岭石让位于粗碎屑沉积,其中的粘土矿物也转为伊利石和绿泥石;阿拉伯海沉积中见到陆源的有机物质在018Ma BP大量增加,推测是小喜马拉雅山植被覆盖的山地因山地上升(主边界断层活动)而侵蚀量在018～019Ma BP 大增.因此,019Ma BP发生的昆黄运动主幕的影响范围包括青藏高原、喜马拉雅山和天山.近年杨达源和郭正堂等对下蜀土和网纹红土的研究说明,自0185Ma BP以来,风成沉积已在长江下游开始堆积,代表冬季风强度的剧增[29,30].这与笔者在20世纪80年代末对庐山研究所获得的结论完全相同[31],都是青藏高原昆黄运动隆升中的周边效应.施雅风等的研究表明,无论是喜马拉雅山还是高原内部及北部的众多高山,都是在018Ma BP之后才大面积进入冰冻圈和发育冰川的[32].一般在青藏高原只能发现3次冰期的地貌和沉积系列,希夏邦马蜂和洪扎河谷(巴基斯坦)有4次冰期的报导[33,34].考虑到阿尔卑斯山传统的4次冰期均发生在布容世0178Ma BP以来,其中贡慈冰期保留遗迹也很稀少,中国的冰期包括最老的希夏邦马冰期可能也都是中更新世以来的产物.近十年来中国古冰川的年代学研究有相当进展,昆仑山垭口最老的山麓冰川遗迹冰碛层的ESR测年为0171Ma BP,是迄今所知最老的中国冰碛年龄[35],周尚哲和易朝路分别在祁连山和天山测得的倒数第三次冰期年龄在014～015Ma BP区间[36～39],应是深海氧同位素MIS12阶段冰期的产物(相当于黄土高原L5时期).按理说,MIS16(L6)是北半球夏季太阳辐射量最小,也即最冷的时期,过去一直未发现此年龄的古冰川遗迹.但近年对川西稻城冰帽最古冰碛物的ESR测年已达到0157Ma BP,而在玉龙山和念青唐古拉山羊八井所得的古冰碛年龄[40],最老也都达到0159 Ma BP,基本符合MIS16的年龄,这是很重要的进展[41].过去,我们早已注意到兰州黄河阶地的砾石层与阶地的生成是和冰期旋回有关系的,T1为MIS2阶地,T2为MIS4阶地,T3为MIS6阶地,T4为MIS16阶地,看来冰期加积间冰期下切是一般规律,在T4与T3之间阶地基座高差最大,达到70m,地文期叫清水期侵蚀,时间跨度为016～012Ma BP,包括了华北中更新世气候最温暖的时期,也即过去叫做中更新世大间冰期的时段.其实除了S5所包括的9323期 李吉均等:中国第四纪冰川研究的回顾与展望 。
青藏高原地下水的来源、分类、研究动向及发展趋势
青藏高原地下水的来源、分类、研究动向及发展趋势郭凤清;曾辉;丛沛桐【摘要】以青藏高原地下水的来源、分类、研究动向为基础,对青藏高原地下水利用方面的研究新趋势进行综述:(1)青藏高原地下水因补给来源不同分为两类,即外界补给的冰雪融水和大气降水、地球内部生成的地层内生水;(2)青藏高原地下水类型按照不同的划分指标有不同的分类,按照地下水埋藏深度分为浅层地下水和深层地下水,按照地下水用途分为水质较好适合生活用水的饮用水和水质较差的不可饮用水,按地下水形成的主导因素分为外源型地下水和受新构造运动及构造体系控制的地下水;(3)青藏高原地下水研究的新动向主要集中在宏观层面的青藏高原地下水参与深循环研究、交叉学科层面的放射性元素/同位素研究和水利经济学层面研究.针对青藏高原地下水利用方面状况,指出了青藏高原地下水研究的发展趋势,即构建青藏高原地下水信息平台,开展以地下概念水库为基础,用虚拟水的手段平衡青藏高原及其源头河流中下游的水资源研究,以期为虚拟水的实施提供技术支撑平台.在青藏高原需水量增长和高原源头河流中下游地区日益缺水的形势下,可为科学利用地下水,以及开展青藏高原地下水研究提供一种崭新的视角.【期刊名称】《山西农业大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2016(036)003【总页数】6页(P160-165)【关键词】青藏高原地下水;地下概念水库;虚拟水;发展趋势【作者】郭凤清;曾辉;丛沛桐【作者单位】山西农业大学城乡建设学院,山西太谷030801;北京大学深圳研究生院,广东深圳518055;华南农业大学水利与土木工程学院,广东广州510642【正文语种】中文【中图分类】P9青藏高原的冻土退化随着全球气候变暖显著及人类活动增加而日趋严重，青藏高原冻土区水文循环也随之发生了改变，进而影响了青藏高原地下水。
青藏高原地下水的变化对该地区及中国水资源的管理提出了严峻的考验。
研究青藏高原地下水，一方面具有缓解该区旱季的缺水状况和探明该区地下水资源分布规律的现实意义；另一方面，规划和管理好该区的地下水资源，对改善该区的生产生活条件、改善生态环境、促进区域经济社会可持续发展具有十分重要的意义。
中国国家地理百年大发现
• 1. 1908年，张相文首次提出“秦岭—淮河线”河北、山西、河南和内蒙古进行地理考察。
1908年张相文在《新撰地文学》中写道“北带：南界北岭淮水，北抵阴山长城。
”所谓的“南界”，就是南北分界线。
“北带”就在长城与秦岭—淮河之间。
秦岭—淮河线的提出，首次正确界定了我国南北方的自然地理分界线，对于认识我国自然地理规律和指导农业生产都具有重要的意义。
年，竺可桢首次揭示了中国近五千年膂蚇聿羀肂羈莇 2. 1972来的气候变迁1972年发表了《中国近五千年来芄芈袁节蒅螀莁竺可桢于气候变迁的初步研究》，绘制出近五千年来中国气温变化曲线图，即“竺可桢曲线”，这是对中国近五千年来气候变化的首次揭示。
其基本结论是从仰韶文化到安阳殷墟两千年间，黄河流域的年平均温度大致比现在高2℃；此后的一系列冷暖变动，幅度大致在1—2℃，每次波动周期，历时约400—800年。
气候的历史波动是世界性的，但每一最冷时期，似乎都首先从东亚太平洋沿岸出现，而后波及欧洲与非洲的大西洋沿岸。
3. 20世纪50年代至90年代，刘东生等提出了黄土“新风成说”，并发现黄土中保存有距今250万年以来全球气候变化的记录从20世纪50年代起，刘东生等对黄土高原进行了大量的野外考察和实验分析，完成了《黄河中游黄土》、《中国的黄土堆积》等多部专著，提出了“新风成说”。
后又根据黄土与古土壤的多旋回特点，建立了环境变化的多旋回理论。
20世纪80年代，刘东生基于中国黄土重建了250万年以来的气候变化历史，使中国黄土成为古气候变化记录的最重要档案库，与深海沉积、极地冰芯并列成为全球环境变化研究的三大支柱。
4. 中国综合自然区划和《中国自然地理》首次详尽地揭示了中国地理地带性规律1956年以竺可桢、黄秉维为首的自然区划工作委员会，分别对地貌、气候、水文、潜水、土壤、植被、动物和昆虫八大要素进行区划，连同综合自然区划一起，分9册撰写于1959年出版。
1959年黄秉维主编的《中国综合自然区划(初稿)》，为中国最详尽而系统的全国自然区划专著。
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第14卷第2期1999年4月地球科学进展ADVANCE I N E ARTH SCIE NCESVol.14 No.2Apr.,1999青藏高原冰芯研究进展杨 保 ,施雅风( 中国科学院南京地理与湖泊研究所,江苏 南京 210008)( 中国科学院兰州冰川冻土研究所,甘肃 兰州 730000)摘 要:青藏高原冰芯研究是恢复该地区古气候、环境变化的有力手段,近年来取得了显著的成就。
对青藏高原冰芯研究在稳定氧同位素、冰川积累量、冰芯的断代以及冰芯记录的环境指标等四个方面的研究进展进行了详细的评述,总结了冰芯记录所恢复的气候、环境变化研究成果,并对当前青藏高原冰芯研究中存在的问题和今后的发展趋势进行了探讨。
关键词:青藏高原;冰芯研究;环境变化中图分类号:P343 6 文献标识码:A 文章编号:1001-8166(1999)02-0183-06冰盖和冰帽是研究古气候和古环境变化最可靠的天然档案馆。
从冰川上的适当部位钻取冰芯加以分析,是目前重建高分辨率古气候、环境的重要手段。
南极地区和北极地区是冰芯研究最早的地区,在气候变化研究中起领先的作用。
但是,仅仅依靠南北极冰芯来解释全球气候环境变化是不够的,必须以中纬度地区的冰芯研究作桥梁,才能最终解决全球气候环境变化的机制。
作为 世界第三极 的青藏高原,由于特殊的地理位置(中纬度)和海拔高度(平均4 5km),成为两极之外人们最感兴趣的冰芯研究热点地区。
在此种背景下,中国科学院兰州冰川冻土研究所与美国俄亥俄大学Byrd极地研究中心合作,分别于1986、1987年在祁连山敦德冰帽成功地钻取了三根各长140m左右的深孔冰芯,揭开了青藏高原冰芯研究的序幕。
从1990年开始,又于西昆仑山古里雅冰帽、希夏邦马冰帽多处钻取冰芯,最深达309m。
1997年,中国、美国、俄罗斯、秘鲁、尼泊尔国合作,在西夏邦马峰达索普冰川钻取了三根长分别为159 62m、149 23m、167 14m的深孔冰芯 1 。
青藏高原冰芯研究的大规模展开,标志着青藏高原冰芯研究进入了一个崭新的阶段。
1 青藏高原冰芯记录所反映的气候环境信息从气候变化的角度看,青藏高原是一个 敏感区 和 启动区 。
由于发生于地质历史上的气候事件没有仪器观测记录,故研究古气候时常用一些代用指标来进行。
在冰芯研究中,以 18O指示温度、冰川积累量代表降水,已成为冰芯研究中的基本方法。
下面从 18O、冰川积累量以及冰芯的断代方面阐述青藏高原冰芯所反映的气候信息。
1 1 18O是指示温度的良好指标18O能否正确反映温度效应,是研究青藏高原古气候变化要解决的首要环节之一。
围绕敦德冰芯,姚檀栋等 2~9 对此进行了详细的研究。
综合其研究方法,可归为两类:一是对每一次降水事件进行 18O 和温度的同步观测。
通过对西宁(101 45 E,36 37 N)、德令哈(97 22 E,37 22 N)和沱沱河(96 26 E, 34 13 N)3个气象台站进行每次降水事件发生时的气温和 18O分析,发现二者具有正相关关系,尤其在德令哈最为显著,可表示为:18O( )=0,66T a-13.5,R2=0.69(1)其中,Ta为温度,R为相关系数。
它与地球上其他高山或极地气象台站具有相似性。
18O和温度关系说明,当 18O增减1 ,相当于温度增减1 5 。
二是将个别降水事件汇总成逐月的平均状况进行研究。
可得出类似的结论。
不同之处在于 18O-T a的相关关系更加明显。
同时,利用这种关系可以推断青藏高原地区的温度变化史。
姚檀栋等 10 不仅对敦德冰国家科委、中国科学院重大项目 亚洲地区气候变迁与全球变化 (项目编号:KZ951-A1-202-04)资助。
第一作者简介:杨保,男,1971年5月生,博士生,主要研究方向为古气候的重建。
收稿日期:1998-05-25;修改稿:1998-08-18。
芯与上海冬温、祁连山树木年轮记录以及北半球温度曲线进行了比较,而且定量计算了从20世纪70年代至90年代唐古拉与古里雅冰川区的气温上升幅度。
综上所述,以有较长观测时间的青海德令哈站 18O-T a关系 8 来推测青藏高原的温度变化,是比较合适的。
但是,在参考上述数据时必须注意降水中 18 O值的高低不仅和降水地点气温有关,还和水汽来源、水汽途径、凝结高度、凝结水平等多种因素有关,在不同降水事件中相同的 18O值可出现在有较大差别的T a范围内。
由冰芯中 18O值重建古温度,可能会存在误差。
另需指出,利用冰芯中的冰晶变化也可以研究冰芯所记录的气候变化,其基本原理是冰晶的增长速率同原地生长温度密切相关,即温度高,冰晶增长迅速,反之则低。
运用这个原理,Thompson等 11~13 分别对敦德冰芯和古里雅冰芯进行了气候冷暖变化研究。
1 2 冰川积累量是青藏高原降水的替代指标冰芯中的积累量是大气降水在冰川上的直接记录,是古气候恢复中降水的代用指标。
其恢复的基础是冰芯中年层厚度随深度的变化关系,Thompson 等 11 和施维林 研究发现,适合青藏高原的最佳模型是Bolzan(1985)一级模型。
其根本基础在于以下两个方程:V(y)=V0f(y);L(y)=L0f(y)(2)其中,V(y)为冰当量深度y处的垂速度,V0为表面垂直速度,L(y)为冰当量深度y处的年层厚度,L0是表面初始积累的年层厚,f(y)为深度的指数方程。
按照这种模型,古里雅冰芯(309m)中实际年层厚度随深度的变化关系为 14 :0= i (1-y H)p+1(3)式中, 为冰芯中第i层厚度, 0为校正后的厚度值, y是第i层冰距底部的距离,H是冰川厚度,p取作2 369。
而在祁连山敦德冰芯中,年层厚度随深度的变化关系为 11 :L(z)=b(1-z H)p+1(4) L(z)为年层厚度;b为积累率,取为0 428m a;y为冰当量深度;H为冰川厚度;p为1 612。
根据前面的两个模型计算净积累量,与对冰芯进行实测密度和冰层厚度计算后的结果相比较,可见二者极为一致,说明用上面的模型来研究冰川积累量的变化是可行的。
但是,冰帽上的降雪积累会受到风吹雪的影响,风吹积雪和风力吹蚀会加厚或减薄积累量,导致积累量和真实降水量有一些差别,这种差别也反映在冰川积累中。
因此,在冰川研究工作中,应适当考虑到这一点。
1 3 青藏高原冰芯的断代冰芯的断代是冰芯气候学分析中的重要内容。
要研究冰芯所反映的古气候变化史,首先必须建立时间序列模型。
目前在建立冰芯时间序列过程中,主要采用三种方法。
一是根据污化层、 18O、微粒含量以及导电率的变化来测定;二是依据参考层和放射性衰变定年;三是由冰川流动模式进行冰芯年代测定。
青藏高原冰芯的断代依据不同的冰芯时间尺度而选取不同的断代方法。
对于短时间尺度的冰芯定年,是以污化层和 18O的变化特征为主,同时参照微粒含量和导电率的变化进行,其基本原理是它们的季节变化,用这种方法于敦德冰芯建立的1400 ~1986年时间序列,经过 放射性峰值这一时间标尺的检验,说明敦德冰芯时间序列的建立是有效的 13 。
在古里雅冰芯上部100m和唐古拉冰芯的测年中,也采用了上述方法 15,34 。
对于较长时间尺度的冰芯断代,由于年层变薄而无法辨别,上述方法不再适用,一般采用第二种和第三种方法,或交叉使用。
在古里雅冰芯下部定年中曾以36Ci与流动模式法结合定年,在其中部用14C和参考层法及流动模式定年,取得了良好的效果 16,17 。
其中用流动模式断代类似于前述计算积累量的方法 1,11,14 。
1 4 青藏高原冰芯记录中的环境指标冰芯中的钙、镁、钠、钾、氯、硝酸根、硫酸根、硫酸根等阴阳离子以及微粒含量可以用来研究过去环境的变化,是因为这些物质成分是大气气溶胶过去变化历史的指标。
利用冰芯中的阴阳离子和微粒含量恢复过去环境变化的研究,在极地地区和中纬度山地冰川区均有很大进展。
在青藏高原冰芯研究中,也进展显著。
Thompson等 17~19 利用阴阳离子和尘埃在冰芯中的变化来研究古环境的演变,在对敦德冰芯和南美秘鲁安第斯山冰芯研究中取得了很好的效果。
他们发现,沿两个冰芯深度剖面粉尘和NO-3等离子均有所变化,但是从晚更新世末次冰期向全新世(LG Ho-locene)过渡中,粉尘和NO-3等离子均发生了急剧的变化。
以敦德冰芯为例,NO-3等离子减少了一半之184地球科学进展 第14卷施维林 中国西昆仑山古里雅冰帽冰芯的年代问题 中国科学院兰州冰川冰土研究所硕士论文,1993多,尘埃含量比全新世平均值增加了4~8倍,指标环境发生重大改变,在姚檀栋等 27 的研究中也发现了这种现象。
其原因很可能是由于尘埃增加,导致地面反照率变化,引起气候系统变异进而抑制了气流对尘埃的传输。
在古里雅冰芯研究中此方面的工作 21,22 比较深入、全面。
2 青藏高原冰芯反映的气候环境变化研究青藏高原冰芯中的气候和环境演变史,是为了与周围其它地区的气候环境变化历史相衔接,进而与北半球乃至全球变化紧密地联系起来,为预测本区未来的气候环境变化提供依据,同时改进对全球变化的可预报性。
2 1 重建了青藏高原几种不同时间尺度的气候环境变化序列通过不同的模式定年,姚檀栋和Thompson分别建立了包括小冰期、千年尺度(1ka、2ka和5ka)、万年尺度(20ka、40ka和125ka)三种时间尺度的序列 11,14,16~19,22~32 。
(1)小冰期气候环境序列。
在敦德冰芯记录中,自公元1400年以来,有三次冷期、三次暖期,三次冷期发生在15、17和19世纪,最冷是在17世纪;在古里雅冰芯记录中,也存在三次冷期和三次暖期,三次冷期出现于16、17和19世纪,三次暖期是15、18和20世纪,最冷是在16世纪,这与敦德冰芯有些不同。
经过与祁连山树木年轮、中国东部所恢复的记录比较后进一步证实青藏高原经历了三次冷期、三次暖期的气候变化。
应该指出,尽管敦德冰芯和古里雅冰芯在大的趋势呈现一致性,但是在50年滑动平均曲线上却往往为反位相关系,即当敦德冰芯记录出现暖期时,在古里雅冰芯发生冷期,这在两冰芯1ka 气候系列中表现尤为明显。
对积累量而言,通过比较两冰芯在10年滑动平均曲线的波动,认为它们在低频变化上非常一致,说明源于阿拉伯海影响西昆仑山的夏季风与源自孟加拉湾或太平洋影响祁连山的夏季风变化基本同步 33 。
与中国东部记录比较发现,中国西部和东部的干湿变化成反位相关系,很可能是由于欧亚雪盖的影响。
尘埃含量的长期变化在古里雅冰芯和敦德冰芯记录中具有一致性,在气候变冷时,尘埃事件出现的频率增多,强度增大;在气侯变暖时,尘埃事件出现的频率减少,强度变小。
并且,在小冰期这段时期以较多、较高的尘埃事件为特征。
对于阴离子,其变化往往与尘埃反向。