0　引言

天山山脉横亘中亚， 东西延绵2 500 km， 南北跨越350 km， 最高峰托木尔峰海拔7 435 m， 主要山岭海拔超过3 000 m， 其作为重要的地理-气候屏障， 深刻影响着东亚的自然环境。以冰期-间冰期旋回为特征的第四纪环境变化， 在天山留下大量冰川进退记录， 成为恢复过去气候变化的有力证据[1]。近年来， 随着第四纪测年技术的长足进步， 第四纪冰川研究者在天山地区获得一大批晚第四纪冰川年代学数据， 为深入探讨冰川进退的时空特征及其气候指示意义提供了基础[2-15]。基于宇宙核素暴露年龄、 OSL、 ESR和14C所得的天山冰期年代数据， 非常好地反映出末次冰期以来天山冰川进退序列， 据此可以进行可靠的区域对比， 从而揭示冰进事件时间的一致性和差异性、 发育规模， 其中平衡线高度变化的特征， 用于探讨天山地区气候变化具有尤其重要的价值。本文选取天山已有冰川地貌和年代资料的7个研究区(图1)， 通过对各研究区冰川地貌参数的提取与计算， 深入分析天山末次冰期以来各冰进阶段冰川发育特征， 并探讨气候变化过程的时空格局。

冰川物质平衡线是冰川积累区与消融区之间的物质积累量与消融量相等的界线， 该界线的海拔高度称为冰川物质平衡线高度(equilibrium line altitude， 简称ELA)。冰川物质平衡线高度有重要的气候意义， 其波动与温度和降水等气候指标的变化密切相关[16-20]， 在古冰川研究中可通过恢复平衡线高度来重建冰期时的气候状况。由于古冰川物质平衡线高度无法通过观测直接得到， 只能通过一些间接方法进行估算， 比较常用的方法包括： 积累区面积比法(accumulation area ratio， AAR)、 冰川末端-冰斗后壁比率法(toe to headwall altitude ratio， THAR)等[21-23]。

本文数据来源包括ASTER GDEM、 OLI/TRIS遥感影像及1∶5万地形图， 使用软件为ArcGIS 10、 ENVI 4.8等。

1 冰川地貌特征值提取

1.1 内容及方法

本文提取了现代冰川面积、 平衡线海拔高度、 古冰川面积、 冰斗后壁海拔高度、 冰碛垄海拔高度等地貌特征值参数， 进而恢复出各研究区不同时代古冰川平衡线高度。

1.2　现代冰川面积与平衡线

各研究区分流域的现代冰川分布范围通过对卫星遥感图目视解译获取。冰斗后壁高度和冰川末端高度直接从DEM影像中提取。现代ELA根据中国第二次冰川编目数据(http://westdc.westgis.ac.cn)以及有关文献确定。AAR值通过现代冰川积累区面积与总面积的比值计算， THAR值的计算采用冰斗后壁、 现代ELA高差与冰斗后壁、 冰川末端高差的比值。

表1列出了7个研究区南北坡的各项数据平均值。泰尔斯山研究区划分为11个流域， 其中7个发育现代冰川。托木尔峰研究区北坡缺少资料， 因此仅对山地南坡进行考察， 划分为11个流域， 均发育现代冰川。那拉提山研究区划分为21个流域， 其中10个发育现代冰川。小尤路都斯北山研究区划分为18个流域， 南坡的8个流域有2个发育现代冰川， 北坡的10个流域均发育现代冰川， 但其中4个流域现代冰川面积过小， 无法识别其现代ELA且使用平均ELA计算得到的数据偏离正常值过多， 因此舍去。天格尔山研究区古冰川地貌受后期流水切割破坏严重， 仅乌鲁木齐河源大西沟及阿拉沟有保存较好的冰期序列， 已有研究成果均集中于此， 而其他大部分地区难以通过遥感图像提取足够分辨率的古冰川信息， 且现代冰川规模较小， 分散较广，导致计算数据异常， 因此本区仅考察大西沟及阿拉沟， 并分别代表其所在坡向的情况。博格达山研究区划分为4个流域， 均发育现代冰川。哈尔里克山研究区划分为6个流域， 均发育现代冰川。

本文7个研究区的现代冰川平衡线海拔高度变化在3 652～4 332 m， 托木尔峰-汗腾格里山汇南坡最高， 伊犁河上游的那拉提山最低， 平均高度3 973 m； 同一个研究区山地南坡的冰川平衡线比北坡高， 博格达山高差最大， 为250 m， 泰尔斯山和那拉提山高差为150～160 m， 天格尔山和哈尔里克山等地高差较小， 小于60 m。

1.3 关于构造隆升与地表剥蚀率

天山新生代演化以地壳缩短隆升相伴为特征， 隆升和地表剥蚀决定山体高度， 影响冰川发育， 在冰川平衡线恢复时需加以考虑。天山地壳缩短量由西向东降低， 山地内部隆升速率约1.0 mm·a-1[24-26]。依据杨少敏等[27]， 吴传勇等[24]， 本文涉及的7个地区的地壳隆升速率为： 泰尔斯山1.16 mm·a-1， 托木尔峰0.72 mm·a-1， 那拉提山 0.68 mm·a-1， 小尤路都斯北山0.68 mm·a-1， 天格尔山0.51 mm·a-1， 博格达山0.34 mm·a-1， 哈尔里克山0.20 mm·a-1。天山地区第四纪之前的地表剥蚀速率多依据磷灰石等矿物裂变径迹法推测， 山地平均剥蚀速率略大于0.1 mm·a-1[28-30]。基于现代过程观测和沉积盆地分析的山地平均剥蚀速率不超过0.1 mm·a-1[31-33]。本文取0.1 mm·a-1进行ELA校正。

1.4 各冰期冰川地貌特征值

选择的7个研究区中， 作者实地考察过的有： 那拉提山、 小尤路都斯北山、 天格尔山、 博格达山、 哈尔里克山； 借用其他学者资料的有： 泰尔斯山、 托木尔峰地区。野外获得的基本冰川地貌资料包括： 冰期地貌系列、 各冰期冰川末端的经纬度和海拔高度、 冰碛垄地貌特征、 冰川谷地貌特征、 冰斗地貌特征。实地考察过的冰川谷和地区， 依据野外实测资料， 并结合遥感影像进行冰川面积恢复。作者未进行实地考察地区， 引用文献中有关冰川地貌参数和冰川分布图， 在遥感图上进行冰川地貌识别， 恢复古冰川的分布范围。

末次冰期距离现代不到10万年， 区域地质地貌格局和气候没有发生根本性变化， 因此， 本文采用现代冰川的AAR值进行古冰川平衡线的恢复， 这也是国际上通行的做法[21-22]。本文7个研究区现代冰川的AAR值变化在0.38～0.85， 泰尔斯山北坡最高， 天格尔山北坡最低(表1)。研究表明， 所处纬度、 下伏地形、 冰川类型、 冰川面积等诸多因素都会影响冰川的AAR值[34-41]。Meier等[37]研究发现， 中高纬度冰川的AAR值通常介于0.5～0.8 之间， 本文的计算结果范围略宽于此区间。Kern等[36]基于全球冰川AAR数据提出， AAR值与冰川面积之间存在对数相关关系， 面积更小的冰川， AAR值往往也更小。有研究提出可用于计算整片流域的AAR值[39,42-43]， 但天山地区尚缺公认可靠的经验值， 且本文7个研究区相距较远， 各区冰川类型、 形态特征等要素也不完全一致， 不宜用同一AAR值对所有研究区进行古ELA恢复。在使用AAR值计算古ELA时， 依据原理[37]， 需要重建出古冰川表面等高线。但Kaser等[35]认为可以用现代谷底面积代替古冰川表面面积， 以避免重建过程中产生的误差。据此， 本文使用各研究区现代冰川AAR计算结果及恢复的古冰川范围内的现代冰川谷底面积计算古ELA值。

THAR法的参数较易获得且操作简便， 但未考虑冰川物质平衡情况和冰川高程-面积特征， 较为粗糙。因此本文以THAR法为辅， 用据此计算所得的ELA值为AAR法所得ELA结果提供参照对比。Meierding[44]在研究科罗拉多地区冰川时， 使用的THAR值为0.35～0.4； Porter等[45]提出， 对于没有表碛覆盖的冰川， THAR取0.4～0.5获得的结果较好； 对于加州地区的有表碛覆盖冰川， THAR值要更高， 为0.6～0.8[46]。本文利用第二次冰川编目提供的现代ELA数据， 计算得到THAR值变化范围为0.26～0.75。如上所述， 本文各研究区距离较远、 特征有异， 这些都会影响到THAR的取值， 且THAR值的小变化体现在ELA上可达上百米， 因此各研究区分别使用据其现代ELA计算所得的THAR值， 而不对全部研究区使用同一THAR值。此外， 本文在使用THAR法时通过对遥感图像目视解译获得现代冰斗及古冰斗位置， 从而提取其冰斗后壁高度(图2)。

1.4.1 泰尔斯山

提取及计算得到的泰尔斯山各冰期冰川特征值见表2。泰尔斯山冰川地貌和年代学数据依据Koppes等[5]、 Narama等[10-11]， 该区划分出五套冰碛物。本文综合以上研究成果及遥感图像解译， 恢复出本区小冰期(Little Ice Age， LIA)、 新冰期(Neoglaciation， NG)、 MIS 2及MIS 4四次冰进事件。发育现代冰川的7个流域均保留有LIA冰碛垄； 这7个流域中有5个识别有MIS 2和MIS 4阶段冰碛垄， 此外还有4个无现代冰川发育的流域解译出MIS 2和MIS 4阶段冰碛垄； 新冰期冰碛物根据遥感影像解译情况不理想， 因此暂不做讨论。

1.4.2 托木尔峰地区

提取及计算得到的托木尔峰地区各冰期冰川特征值见表3。托木尔峰地区的第四纪冰川地貌与年代数据依据Zhao等[15,47-48]对托木尔河、 阿特奥伊纳克河、 台兰河及木扎尔特河流域的古冰川地貌进行的年代测定。本区存在LIA、 NG、 MIS 2、 MIS 3及MIS 4冰进事件。西坡依据Lifton等[9]在托木尔峰西侧吉尔吉斯境内伊尼尔切克河(Inylchek)南北两支进行的冰川年代学研究成果。发育现代冰川的11个流域均保留有LIA冰碛垄。木扎尔特河、 台兰河、 阿特奥伊纳克河和托木尔河4个流域解译出了NG冰碛、 MIS 2阶段冰碛垄及MIS 4阶段冰碛垄。MIS 3阶段冰碛垄仅见于木扎尔特河和阿特奥伊纳克河流域。

1.4.3 那拉提山

提取及计算得到的那拉提山各冰期冰川特征值见表4。作者在那拉提山南坡塔格勒克特进行了野外考察， 共识别出6套冰碛物[13]。本区域至少发生过LIA、 NG、 MIS 2、 MIS 3和MIS 4五次冰进事件。发育现代冰川的10个流域均保留有LIA冰碛垄； 这10个流域中有4个识别有NG冰碛垄； 8个流域解译出MIS 2、 MIS 3和MIS 4阶段冰碛垄， 均位于南坡， 其中包括4个无现代冰川发育的流域。

注： 构造隆升速率=1.16 mm·a-1， 剥蚀速率=0.10 mm·a-1。

注： 构造隆升速率=0.72 mm·a-1， 剥蚀速率=0.10 mm·a-1。

注： 构造隆升速率=0.68 mm·a-1， 剥蚀速率=0.10 mm·a-1。

1.4.4 小尤路都斯北山

提取及计算得到的小尤路都斯北山各冰期冰川特征值见表5。作者在本区域选取两条冰期系列较为完整的谷地进行野外考察[13], 自现代冰川末端以下至开都河沿岸共发现6套冰碛物。本区域末次冰期以来可以确定的冰进事件有4次： LIA、 NG、 MIS 2及MIS 3。发育现代冰川的8个流域均保留有LIA冰碛垄； NG冰碛仅在南坡1个流域识别出； 7个流域解译出MIS 2阶段冰碛垄， 均位于南坡， 其中包括6个无现代冰川发育的流域； 3个流域解译出MIS 3阶段冰碛垄， 均位于南坡， 其中2个流域无现代冰川发育。

注： 构造隆升速率=0.68 mm·a-1， 剥蚀速率=0.10 mm·a-1。

1.4.5 天格尔山

提取及计算得到的天格尔山各冰期冰川特征值见表6。本区域分布有较多第四纪冰川遗迹， 是天山第四纪冰川研究最充分的地区， 积累了大量的观测数据和研究资料[4,6-8,12,14,49-52]， 北坡的大西沟和南坡的阿拉沟冰碛序列保存完整， 末次冰期以来年代数据丰富， 冰进事件包括： LIA、 NG、 MIS 2、 MIS 3-MIS 4、 MIS 6。其中MIS 3阶段仅在南坡所选流域解译出冰碛垄。

1.4.6 博格达山

提取及计算得到的博格达山各冰期冰川特征值见表7。冰期系列和分布依据郑本兴等[53]的研究成果， 年代学数据引用Zhao等[15]的成果。博格达山地区存在四次冰进事件： LIA、 NG、 MIS 2和MIS 4。发育现代冰川的4个流域均保留有小冰期冰碛垄和MIS 4阶段冰碛垄， 新冰期冰碛和MIS 2阶段冰碛仅在南坡识别出。

1.4.7 哈尔里克山

提取及计算得到的哈尔里克山各冰期冰川特征值见表8。哈尔里克山的野外考察和年代学工作在北坡的伊吾县的吐尔干沟进行， 野外识别出六套冰碛物[3]。末次冰期以来哈尔里克山地区发生6次冰进事件： LIA、 NG、 YD(Younger Dryas)、 MIS 2、 MIS 3和MIS 4。发育现代冰川的6个流域均保留有LIA冰碛垄、 MIS 2阶段冰碛垄和MIS 4阶段冰碛垄。3个流域识别出了NG冰碛， MIS 3则仅有北坡两个流域解译出了冰碛物。

注： 构造隆升速率=0.51 mm·a-1， 剥蚀速率=0.10 mm·a-1。

注： 构造隆升速率=0.34 mm·a-1， 剥蚀速率=0.10 mm·a-1。

注： 构造隆升速率=0.20 mm·a-1， 剥蚀速率=0.10 mm·a-1。

2 冰川地貌特征值的时间-空间变化

2.1 现代冰川平衡线

天山地区现代冰川平衡线高度及其分布主要受当地气候状况控制， 叠加上山系走向、 地形、 坡向等的影响。现代冰川平衡线在西南天山的乌加穆斯山最低， 为3 500 m， 汗腾格里-托木尔山区最高， 为4 300 m左右。受降水由西向东减少影响， 平衡线由西向东略有升高， 局部特别高大山体的辐合作用， 使平衡线在山结或高大山体轴部较高。在地形辐合效应下， 托木尔-汗腾格里山汇区和博格达山出现南坡冰川面积大于北坡的现象， 冰川平衡线却特别高[1]。本文的7个研究区， 现代冰川平衡线海拔高度变化在3 652～4 332 m， 平均高度为3 973 m(表1)。本文测算结果正如前面所述， 山势地形的影响明显， 由西端的泰尔斯山到东端的哈尔里克山， 总的来说ELA略有上升。在计算各区ELA时参考了前人的研究成果[17,54-59]。

2.2 末次冰期以来冰川末端海拔高度和面积

2.2.1 冰川末端海拔高度

研究区内， 伊尼尔切克冰川和木扎尔特冰川的现代冰川末端最低， 在3 000 m左右， 全区平均值为3 720 m。各研究区在冰期时冰川末端高度下降幅度有较大的差异， 具体末端高度及降幅见表1～表8。在时间上， MIS 4～MIS 3阶段， 整个天山都呈现出大幅度下降， 远超过与末次冰期晚期LGM相对应的MIS 2阶段。在空间上， 托木尔峰-汗腾格里峰山结的冰川末端下降最大。

2.2.2 冰川面积

泰尔斯山现代冰川的主要类型为冰斗冰川和悬冰川， 与现代冰川面积相比， 小冰期时北坡扩张为1.32倍， 南坡1.21倍； MIS 2阶段北坡解译出冰碛物的5个流域冰川面积扩张为6.87倍， 南坡11.60倍， 形成较大规模的山谷冰川； MIS 4阶段北坡5个流域扩张为8.11倍， 南坡13.49倍， 冰川流出山谷， 成为山麓冰川。MIS 4、 MIS 2北坡和南坡扩张幅度存在大的差别， 南坡几乎是北坡的2倍。

托木尔峰地区现代冰川类型为大规模的树枝状山谷冰川， 限于资料， 本文仅讨论南坡冰川地貌。在托木尔峰地区南坡， 与现代冰川面积相比， 小冰期时冰川面积扩张为1.02倍， 新冰期解译出冰碛物的4个流域冰川面积扩张为1.05倍， MIS 2阶段4个流域扩张为2.04倍， MIS 3阶段2个流域扩张为2.10倍， MIS 4阶段4个流域扩张为2.07倍， 冰川流出山谷， 成为山麓冰川。

那拉提山现代冰川主要类型为冰斗冰川和悬冰川， 与现代冰川面积相比， 北坡小冰期时面积扩张为1.21倍， 新冰期解译出冰碛物的2个流域冰川面积扩张为1.44倍， 形成小规模的山谷冰川。在南坡， 小冰期时面积扩张为1.21倍， 新冰期2个流域扩张为2.22倍， MIS 2阶段冰川面积扩张为 7.63 倍， 为大规模的山谷冰川； MIS 3阶段扩张为9.81倍； MIS 4阶段则扩张为11.09倍， 冰川流出山谷， 成为山麓冰川。

小尤路都斯北山现代冰川主要类型为冰斗冰川和悬冰川， 与现代冰川面积相比， 小冰期时南坡面积扩张为1.43倍， 北坡1.31倍； 新冰期南坡解译出冰碛物的1个流域冰川面积扩张为3.17倍， 形成山谷冰川； MIS 2阶段南坡7个流域扩张为 17.32 倍； MIS 3阶段南坡3个流域扩张为16.54倍， 冰川流出山谷， 成为山麓冰川。

天格尔山现代冰川类型为冰斗冰川和悬冰川， 小冰期时北坡面积扩张为2.06倍， 南坡1.04倍； 新冰期北坡扩张为2.32倍， 南坡5.78倍， 成山谷冰川； MIS 2阶段北坡扩张为8.50倍， 南坡46.07倍， 成大型山谷冰川； MIS 3阶段南坡冰川面积扩张为59.38倍， 成大型山谷冰川； MIS 4阶段北坡扩张为8.81倍， 南坡64.76倍， 成大型山谷冰川。MIS 2阶段前各冰进， 南坡扩张幅度均较大。产生这样结果的原因是本区山地高出现代平衡线高度较小， 导致现代冰川规模偏小、 分布分散， 尤其是南坡所选流域， 其现代冰川面积仅为1.52 km2， 因此末次冰期范围相较现代冰川范围的扩大倍数也偏大。

博格达峰现代冰川类型为冰斗冰川和悬冰川， 与现代冰川面积相比， 小冰期时南北坡均扩张为1.24 倍； 新冰期南坡扩张为2.53倍， 形成山谷冰川； MIS 2阶段南坡扩张为3.07倍， MIS 4阶段北坡扩张为5.45倍， 南坡4.16倍。

哈尔里克山现代冰川类型为冰斗冰川和小型山谷冰川， 与现代冰川面积相比， 小冰期时北坡扩张为1.29倍， 南坡1.58倍； 新冰期北坡2个流域恢复出的冰川范围较现代冰川范围略有减小， 为其0.81 倍， 南坡解译出冰碛物的1个流域冰川面积扩张为1.36倍； MIS 2阶段北坡扩张为3.91倍， 南坡5.18倍， 形成较大规模山谷冰川； MIS 3阶段北坡2个流域扩张为4.19倍； MIS 4阶段北坡扩张为5.03倍， 形成山麓冰川， 南坡扩张为6.04倍， 形成大规模山谷冰川。

天山末次冰期各冰进阶段冰川面积变化总的表现出MIS 4-MIS 3阶段大幅度扩大， 超过MIS 2(LGM)阶段的特征； 在空间上， 天格尔山以东和以西扩张幅度存在差异， 西侧变幅较大。

2.3 平衡线降幅(ΔELA)

LIA： 各研究区北坡的平衡线在泰尔斯山下降211 m， 为最大； 其他山区变化在50～83 m之间， 平均67 m。南坡的平衡线在天格尔山下降195 m， 为最大； 其他山区变化在22～93 m之间， 平均61 m。从区域平均情况来看， ΔELA存在由天山中段向东西两端减小的趋势。

NG： 北坡冰川平衡线下降值为102～144 m， 平均118 m； 南坡变化较大， 34～351 m， 平均159 m。在山地北坡， ΔELA在一个较小区间内波动， 基本可认为下降幅度相当， 在山地南坡则呈现中部下降值大、 东西两端下降值小的趋势。从区域平均情况来看， ΔELA存在由天山中段向东西两端减小的趋势。

MIS 2： 北坡冰川平衡线下降值变化较大， 为184～830 m， 平均489 m； 南坡188～671 m， 平均426 m。天山东西两端的平衡线均出现大幅下降， 中部小尤路都斯北山取代那拉提山成为平衡线下降的一个高值， 形成东、 中、 西三个高下降值地区夹其间两个较低下降值区域的 “W”形分布。哈尔里克山和天格尔山南坡平衡线下降幅度超过北坡， 且平衡线高度也降至北坡之下。

MIS 3： 对于北坡， 哈尔里克山的平衡线下降597 m， 其余研究区由于年代资料， 或者地貌证据缺乏， 无法获得ΔELA值。南坡ΔELA值变化在381～655 m， 平均489 m， 小尤路都斯北山是平衡线下降值较高的地区。

MIS 4： 各研究区均呈现出平衡线的最大变幅。北坡冰川平衡线下降幅度变化较大， 为209～1 175 m， 平均609 m， 其中泰尔斯山降幅最大， 哈尔里克山其次； 南坡降幅为324～891 m， 平均554 m， 同样， 泰尔斯山和哈尔里克山的降幅最大。该阶段的各研究区平衡线下降值呈中部低、 东西两端高的“U”型分布。

综合末次冰期以来各阶段ΔELA平均值情况(图3)， MIS 4平衡线降幅555～610 m， MIS 3降幅490～600 m， MIS 2降幅430～490 m， NG降幅120～160 m， LIA降幅60～70 m。

3 讨论

冰川的扩张和消减是冰期-间冰期气候旋回的反应， 体现为冰川面积、 冰川末端位置、 冰川平衡线高度的变化[1]。天山冰川是在特殊地域气候和地形条件下蕴育形成的， 冰川特征既体现总体地域气候特征， 也存在着较明显的区域差异， 深入分析影响天山气候的主要因素， 地域特征， 以及天山的地形对降水和温度的影响显得特别重要。天山降水的水汽主要来自大西洋， 其次来自北冰洋， 印度洋和太平洋的水汽则可以忽略[60-61]。天山冬季受蒙古高压(Mongolia High)控制， 蒙古高压和冷锋顺着新疆脊活动， 造成北疆的寒冷和风雪； 夏季受青藏高原上形成的青藏高压的影响， 青藏高压中心位于高原中心时新疆高温少雨， 位于70° E以西或100° E以东时， 天山为低槽区， 低温多雨[62-63]。青藏高压的位置还影响到西风急流轴的位置， 西风急流(westerly jet stream)是天山地区夏季水汽的主要来源， 当西风急流轴位于40°～45° N， 天山地区降水增加[64-65]。

3.1 末次冰期以来气候逐渐变得冷干

根据前述， MIS 4～MIS 3阶段整个天山冰川末端大幅度下降， 远超过与LGM相对应的MIS 2阶段。在空间上， 托木尔峰-汗腾格里峰山结的下降值最大。冰川面积在MIS 4～MIS 3阶段大幅度扩大， 超过MIS 2阶段； 在空间上， 天格尔山以东和以西扩张幅度存在差异， 西侧变幅较大。由MIS 4到LIA， 地貌特征值变化幅度逐渐变小， 并在整个天山具有一致性， 反映出一致的冰川发育条件的变化， MIS 4～MIS 3～MIS 2一直到全新世是逐渐变干的过程。

MIS 4～MIS 3阶段， 天山中部的小尤路都斯北山冰川平衡线下降值达到此研究区的最大值， 同时在整个天山各研究区中， 其ΔELA值也处于较大水平； 而在三个ΔELA峰值之间的托木尔峰地区、 那拉提山、 天格尔山及博格达山的平衡线下降值， 则处于相对较小水平。这一分布说明在整个末次冰期， 天山东西两端的气候变化情况均较中部天山更为剧烈。“哑铃形”的特征值变化指示研究区两端冰川发育影响因素存在差别， 除了地形因素， 气候差异应当是主导因素， 即泰尔斯山和哈尔里克山冰川发育的温度-降水受不同的天气系统控制， 至少是差异明显。

末次冰期结束后天山东西两端的平衡线下降值减小到较低水平， 中部的平衡线下降中心东移至天格尔山， 整个天山冰川平衡线下降值的纬向分布格局发生了较大改变， 也说明天山气候变化幅度最大的地点转移到了中部。全新世的变化是MIS 2以来干冷冰期气候的继承。

从末次冰期天山冰川平衡线变化的情况来看， 位于西部的泰尔斯山、 托木尔峰地区和那拉提山三个研究区的平衡线下降值由西向东递减， 说明西风带来的降水自西向东减少， 在泰尔斯山西风带来大量降水， 造成冰川平衡线大幅下降， 而当西风继续向东前进， 其强度逐渐减弱， 对冰川平衡线的影响也逐渐减小。相比之下， 现代西风带来的最大降水中心位于小尤路都斯北山以东至天格尔山一带， 降水中心的西移说明西风急流在末次冰期南移， 其对天山的影响在末次冰期有所减弱。

从时间上看， MIS 4阶段出现最大的冰川平衡线下降幅度， 指示了该阶段应为天山地区末次冰期西风势力相对较为强盛的时期。此后的MIS 3及MIS 2阶段， 冰川平衡线的下降幅度有所收窄， 说明西风势力较前一阶段有所减弱。

位于天山最东部的哈尔里克山在末次冰期时平衡线高度出现较大幅度下降， 由于冰期时东亚冬季风势力增强， 夏季风势力减弱[66]， 这一地区的平衡线下降不可能是东南季风带来降水增加的结果， 推测应为气温大幅下降所导致， 即蒙古高压势力扩张增强向西南延伸， 将哈尔里克山纳入其覆盖范围， 造成其平衡线高度的下降， 发育极大陆型冰川[1,56]。

3.2 气候逐渐冷干的驱动因素

3.2.1 太阳辐射的影响

天山末次冰期以来冰进与古里雅冰帽冰芯、 格陵兰冰盖冰芯、 南极冰盖冰芯的冷期对应， 也与深海氧同位素曲线揭示的全球冰量扩张期对应， 因此， 主导驱动因素是地球轨道变化引起的太阳辐射变化[67-69]。天山冰川发育演化在太阳辐射总控制的框架下， 冰进冰退的规模、 区域差异等则与欧亚大冰盖消长、 青藏高原地面变化有关[70]， 也有学者指出其与北冰洋、 印度洋、 太平洋存在遥相关[62,71]。

3.2.2 欧亚大冰盖的影响

欧亚大冰盖(Eurasia Ice Sheet)的发育演化， 如其冰盖中心位置、 中心高度变化， 由于冰盖筑坝形成的巨大冰前湖(proglacial lakes)， 以及大陆水系变迁等， 均对北半球冰期气候变化产生了重要影响[72-73]。欧亚大冰盖围绕巴伦兹海-喀拉海和斯堪的纳维亚半岛两个中心发育演化。巴伦兹-喀拉冰盖(Barents-Kara Ice Sheet)自萨勒冰期(Saalian Glaciation, 160～130 ka)以后渐小， 斯堪的纳维亚冰盖(Scandinavian Ice Sheet)则渐大。冰川地貌和年代资料表明， 西伯利亚地区冰川作用逐渐变弱， 北欧冰川作用变强， 整个欧亚冰量自MIS 5d逐渐增加， 到MIS 2(LGM)最大[74]。这意味着欧亚大陆东部是一个逐渐冷干的变化过程。

早威赫塞尔冰期(Early Weichselian Glaciation, 100～80 ka)欧亚大冰盖的高度中心在喀拉海陆架， 普托拉高原在欧亚大冰盖范围内。伯朝拉河、 鄂毕河、 叶尼塞河下游出现巨大的冰前湖。鄂毕河改为向南流， 倒灌到咸海、 里海、 黑海， 使里海面积有较大扩大， 咸海维持较大面积。中威赫塞尔冰期(Middle Weichselian Glaciation, 60～50 ka)时冰盖中心向西移到巴伦兹海， 普托拉高原脱离欧亚大冰盖独立成冰帽。伯朝拉河、 鄂毕河、 叶尼塞河下游出现巨大的冰前湖。几条大河无反向改道的证据。普托拉高原形成独立冰帽。晚威赫塞尔冰期(Late Weichselian Glaciation, 25～10 ka)时大冰盖中心移至斯堪的纳维亚， 普托拉高原可能只有一些山谷冰川。无大规模冰川堰塞湖出现[72-73]。

大冰盖外围的冰川湖具有较大的热容量,对局域夏季气候产生冷却作用,并影响降水。末次冰期早-中阶段欧亚大冰盖形成2倍里海的冰前湖， 其有力的夏季冷却作用消减了冰川消融， 有利于冰盖发育[75-77]。对天山地区而言， 末次冰期早-中阶段北欧-俄罗斯平原大片水域蒸发的水汽被西风环流带到天山地区， 有利于冰川发育， 形成以山麓冰川为代表的冰进； 到末次冰期晚期(LGM)， 上述水汽条件不再， 气候朝更加干冷发展， 形成以山谷冰川为代表的冰进。西西伯利亚平原LGM时大范围冷沙漠和南端的黄土堆积， 俄罗斯远东极地无现代冰川等， 显示出欧亚大陆自西向东的冰冻干旱化， 中亚和东亚的黄土、 风沙等证据亦支持晚更新世干旱化的说法[66,78-81]。

天山末次冰期气候变化是欧亚大陆自西向东变化的区域体现。上述变化引起西风气流携带的水汽丰度和蒙古高压干冷程度的变化， 是天山MIS 4， MIS 3， MIS 2冰进逐次变小的主要原因。

3.2.3 青藏高原的影响

青藏高原隆起对全球气候产生重大影响， 主要通过动力作用、 热力作用及陆面状况和陆面过程的变化施加， 奠定了现今中国气候格局[70,82]。青藏高原地形的动力作用自更新世基本稳定， 阻隔了印度洋向天山输送水汽， 引起西风环流的绕行， 迫使西风急流轴在夏季北跃至天山上空， 成为天山水汽主要来源[61]。西风环流的影响前面已经讨论， 来自印度洋的水汽是否影响天山冰川， 就本文提取的天山冰川时空变化特征值看， 难以做出判断。

3.2.4 局域环境的影响

局域地理特征引起的气候差异也是影响冰川发育的重要因素， 天山冰川受天山本身地形效应影响， 引起局部冰川发育水热条件突变， 主要体现在特高大山脉， 如托木尔峰-汗腾格里峰的影响， 山脉走向与地形变化的影响， 如伊犁河上游的那拉提山、 小尤路都斯北山。天山两侧巨大的干旱盆地及其沙漠形成的局部小气候， 对冰川发育亦有影响,如托木尔峰-汗腾格里峰地区的平衡线高度受塔里木盆地干热效应影响而偏高[17,83]。

4　结论

天山末次冰期以来冰川演化及其反映的气候变化特征如下：

(1) 冰川规模在MIS 4-MIS 3大幅度扩张， 远超过MIS 2(LGM)阶段， 且MIS 4比MIS 3扩张幅度略大， 形成大规模的复合型山谷冰川和山麓冰川； MIS 2(LGM)阶段冰川扩张显著， 许多山区形成大型山谷冰川； 全新世亦略有扩张。

(2) 冰川平衡线变化表现出与冰川规模一致的规律， 由MIS 4到全新世逐渐变小。

(3) 冰川地貌时空变化揭示出末次冰期以来天山气候逐渐变干。冰川特征值的空间差异则反映出末次冰期天山东西两端气候存在差异， 且两端的变化更剧烈。

(4) 天山冰川发育演化是以太阳辐射变化为主导因素， 多种气候因素影响叠加在地形之上的产物。西风急流轴位置变化和西风气流水汽含量变化、 蒙古高压的干冷作用对天山冰进具有决定性作用。欧亚冰盖消长， 特别是巨大冰前湖泊和广阔的湿地的形成， 使得MIS 4和MIS 3时西风能够提供更多水气到天山， 是造成MIS 4～MIS 3大规模冰进的主要原因。

(5) 局域地形， 特别是高大山脉的阻挡作用， 以及两侧沙漠的干热效应是造成天山冰川差异的重要因素。

致谢： 特别感谢中国科学院天山冰川观测研究站李忠勤研究员、 王飞腾研究员、 王文博研究员等在野外工作中给予的帮助。

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