0 引言

冰期与间冰期旋回是第四纪气候与环境变迁中一个重要的特征，因此研究古冰川发育及其特征，确定冰川规模、进退时序等对于探讨环境变化具有重要的科学意义［1－2］.以青藏高原为主体的高亚洲在第四纪期间经历了显著的冰川作用［3－5］，国内外众多学者对此进行长期的考察研究并取得了丰硕成果，主要体现在:(1)基于冰川地貌学方法，将第四纪冰川研究与经典的阿尔卑斯冰期相对比［6］;(2)冰期的地层学对比.随着相关学科的不断发展，将特定时段发生的冰川作用与深海氧同位素曲线进行对比，并结合极地冰芯、内陆湖泊、黄土记录，进行地层比较，建立了以气候变化为标志的中国第四纪地层对比表［7］，为全球第四纪冰期研究树立了标尺，突破了经典阿尔卑斯模式;(3)第四纪冰川发生、发展及其相应机制的探讨.随着一些国际上重大古气候研究项目的制定与实施，尤其是国际第四纪协会(INQUA)对于全球冰川作用的规模、时代、性质的探索［8－9］，极大推动了第四纪冰川研究向更深层次发展.以此为契机，中国学者针对高原及其周边地区的研究也不断深入，对第四纪冰川的发生机制和规律形成了比较系统的认识，即中国第四纪冰期的出现晚于两极、北美和北欧等地区;冰期系列也与其他冰川作用区不同步，尤其是存在大量M IS 3中期冰川前进的证据［10－16］.多年来的研究发现［17－18］，中国第四纪冰川的发育强烈依赖山地的海拔，是构造和气候相耦合的结果.然而，这一推断还缺少更多实例来验证，尤其是青藏高原边缘的一些山地地区.因此，本文对滇西北地区海拔4 000～4 500 m左右山地的冰川发育特点进行探讨，从中寻求一些启示.

1 研究区地质地理背景

滇西北地区是由一系列近于南北向山川构成的岭谷地貌，大河切割强烈，山顶发育宽缓的夷平面(图1).这些上新世晚期形成与青藏高原统一的夷平面，经过后期的不断抬升而到达现今的高度.山顶夷平面除南部为向云贵高原过渡的海拔约3 000 m中、高山外，大多海拔超过4 000 m，属青藏高原的一部分［19］.本区受西南季风、西太平洋副热带高压、西风带南支和高原季风多种气候系统的影响［20］，大部分地区的夏季降水为锋面降雨，西南季风和西风南支急流的季节更替，控制了云南绝大部分地区的气候.主要表现为:年温差较小，而日温差大，冬季温暖，年降雨量中等而季节分配不均，干季少雨干燥［21］.区内植被发育且南北差异明显，由北而南依次为高山灌丛草甸、山地硬叶常绿阔叶林和山地针叶林、山地常绿阔叶林，森林上限达海拔4 200～4 300 m［22］.滇西北地区新构造运动十分强烈，具有明显的继承性、间歇性和掀斜性，上升幅度从西北向东南逐渐减弱［23］.研究区出露的主要地层岩性为灰岩、板岩、花岗岩［24］.

2 滇西北山地(海拔4 000～4 500 m)末次冰期冰川发育及其基本特征

2.1 冰川地貌及其分布特征

滇西北山地的冰川地貌主要分布在海拔4 000 m左右的夷平面上，自南部的老君山(海拔4 247 m)到北部千湖山(海拔4 249 m)和石卡雪山(海拔4 449 m).冰川的形态特征是早中期小型的冰帽以及流入四周谷地的山谷冰川为主，后期的冰川表明为规模较小的冰斗冰川，冰川物理类型为海洋性冰川［25］.冰川侵蚀地貌主要是冰期时未经冰帽覆盖而幸存下来的柱状山峰(如三处山地的主峰及其附近的若干山峰)、冰岛型槽谷(依托夷平面发育的冰帽之下选择侵蚀而形成无粒雪盆和冰斗的槽谷，即溢出冰川的通道)、冰斗、冰蚀洼地、冰坎，分布的海拔大约在3 600～4 500 m之间;冰川沉积物形成各种冰碛地貌，如流入冰帽外围谷地冰流形成的侧碛垄、冰川规模较小时形成于冰斗内的侧碛垄和终碛垄.在滇西北地区，由于山高谷深而且各地存在一定地貌差异，冰川作用的下限也不尽相同，总体特点是南侧的冰川作用下限相对低一些，如老君山的冰川作用下限海拔3 320 m、点苍山的冰川作用下限海拔3 400 m左右，千湖山的冰川末端大约在海拔3 550 m，石卡雪山的冰川作用下限则在海拔3 650 m左右.冰川作用末端随纬度增加而升高的特点很可能与降水条件有关［25］，此外，也可能与当时古冰川的性质与规模、末次冰期作用后各个山地至今的抬升量有关.

2.2 晚第四纪冰川作用的启动时间与规模

从已有考察与测年结果来看，所研究几处山地的冰川发生时代基本上限制在末次冰期的范围［12，26－28］.其中，千湖山保存着末次冰期早期(M IS 4)、末次冰期中期(M IS 3)以及末次冰盛期(M IS 2)的冰川遗迹［12］.点苍山的冰期序列与千湖山基本一致，光释光(OSL)和热释光(TL)的年代结果显示，该地的冰川作用时限也不早于末次冰期［26］.虽然况明生等［27］认为罗坪山凤羽镇西南5 km海拔3 250 m的古夷平面上保存着“倒二”冰期的冰川遗迹，但经Yang等［26］对点苍山地区的系统考察，认为不存在较老“倒二”冰期的冰川遗迹，释光(TL和OSL)所做的年代数据大部分集中在末次冰盛期(17～21 ka)、晚冰期、新冰期，同时发现了M IS 3b冰进的证据.虽然老君山、石卡雪山的绝对年代数据还没有最终结果，但是据Iwata等［28］运用相对地貌法所确定的老君山、雪邦山等地冰川遗迹大约形成于末次冰期.

从所研究的几处山地来看，千湖山与点苍山的冰川规模是末次冰期中冰阶(M IS 3中期)大于末次冰盛期(LGM)，这与已有测年数据的横断山脉其他几处山地末次冰期冰川发育特点相吻合.如滇东北的拱王山［29］，末次冰期的冰川前进最大规模发生在(40.92±3.4)ka;贡嘎山的燕子沟、磨西台地、南门关跃进坪的冰碛物测年显示，发生于(29.3±1.4)～(58.0±6.3)ka年代范围的末次冰期中期冰进规模最大［10］;雀儿山硬普沟［11］、当子沟［30］保存的(47.3±4.7)～(58±5)ka时期的冰川遗迹规模也大于末次冰盛期.虽然Fu等［31］应用10 Be方法并未在稻城测出M IS 3时期冰进事件，但王建等［13］、许刘兵等［14－15］、赵井东等［16］对稻城库照日河谷以及折多山口冰进特点研究结果表明，末次冰期中期的冰川规模也不亚于甚至大于末次冰盛期.

2.3 冰川平衡线的分布特点

2.3.1 现代理论平衡线的分布特点

由于石卡雪山、千湖山、老君山、雪邦山、点苍山均无现代冰川发育，故而现代理论平衡线应用公式 P=645+296T+9T2(式中:T为6－8月夏季平均气温;P 为年平均降水量)来计算［32－33］，Hebenstreit等［34］曾应用此公式计算台湾的现代理论平衡线，张威等［35］计算长白山的现代理论平衡线，得到了良好效果.应该指出，公式中的气温和降水应该取自平衡线处，然而，在研究的几处山地中，平衡线附近均无气象站，所以，本文选用距离平衡线相对较近的气象站气温和降水数据进行计算.其中，石卡雪山和千湖山均位于云南香格里拉(原中甸)地区且相距不远，因而现代平衡线的计算采用中甸地面观测站(海拔3 276 m)的气象数据［36－37］;老君山和雪邦山采用丽江地面观测站(海拔2 393 m)的气象数据［36］，点苍山采用大理地面观测站［36］(海拔1 990 m)的气象数据.根据前人的研究成果，温度递减率以丽江地区的气温递减率为标准，即海拔每上升1 000 m，气温降低约6℃［25］.在计算过程中，采用 Ohmura等［32］统计所得的200 mm标准误差，该值对应的温度值为0.57℃.运用上述数据计算得石卡雪山、千湖山、老君山、雪邦山、点苍山的现代理论平衡线分别为海拔(5 312±100)m、(5 312±100)m、(5 193±100)m、(5 193±100)m、(5 073±100)m(表1).计算结果显示:滇西北地区的现代平衡线随着纬度的升高而不断升高(图2)，从纬度最低的点苍山(25°34'N)到纬度较高的石卡雪山(27°48'N)，平衡线的差值约为300 m，表现出与纬度反相关性，可能与降水自南向北逐渐减少有关.

2.3.2 末次冰期平衡线的分布特点

对于重建末次冰期平衡线高度，学者们对于不同研究区以及不同的冰川地貌类型采用不同的计算方法［33，35，38－41］，本文采用冰川末端到山顶高度法(TSAM)、冰斗底部高程法(CF)、冰川末端至分水岭平均高度法(Hofer)计算石卡雪山、千湖山、老君山、雪邦山、点苍山的古平衡线高度.此外，在研究区范围内，不同山体主峰周围海拔3 900～4 100 m高度普遍发育高山冰蚀与冰斗湖，李吉均［25］认为这些冰川湖的湖面高程可以近似指示末次冰期的平衡线高度，我们在确定古平衡线的过程中，也充分考虑了这些冰川湖的分布高程并相互参校，具体结果见表1.

与现代平衡线的分布特点相似，末次冰期的平衡线展布也是从低纬度向高纬度逐渐升高，但是二者的变化幅度有所不同，如点苍山到石卡雪山末次冰期时的平衡线变幅大约180 m.表明末次冰期时，影响冰川发育的滇西北地区气候格局与现代类似，只是气温更低、降水更少.

3 讨论

3.1 关于末次冰期冰川规模演化

对于末次冰期早期和中期(M IS 3－4)的冰川规模超过(或者不小于)末次冰盛期(LGM，M IS 2)的特点，不同学者存有不同看法.Gillespie等［42］认为在欧洲和北美地区，末次冰期冰川前进的最大规模早于末次冰盛期(LGM)，可能的机制是冰川发育主要受到降水的控制.在末次冰盛期时，如北美的阿拉斯加、墨西哥，西欧的比利牛斯山等地，由于风暴路径的向南移动，造成降水量大减，干旱程度增加，从而限制了冰川发育的规模;而早于LGM时期，由于降水量丰富，冰川的规模比较大.近年来，人们将注意力集中到M IS 3的冰进规模上，如Owen等［43］在研究喜马拉雅山地区的冰川作用时，发现末次冰盛期并非发生在人们通常所认为的M IS 2阶段，而是出现在M IS 3，究其原因是强太阳辐射引发的南亚夏季风增强并向北深入，导致喜马拉雅降水增加，有利于冰川积累;而M IS 2低太阳辐射只能形成微弱的西南夏季风，给喜马拉雅山高海拔地区带来的降水稀少，限制冰川规模扩大.施雅风等［44］检验中低纬度几个大洲的冰川发育并参考古里雅冰芯记录，得出M IS 3b(54～44 ka)冰进规模大于LGM时规模的认知，认为M IS 3b时期降水较多、虽然降温幅度较小，但是寒冷湿润的气候仍然有利于冰川前进，而LGM时期全球严寒干燥的气候限制了山地冰川的前进.

然而，以Owen等［43］为代表的观点却受到日本学者Ono等［45］的强烈质疑.如他们认为如果喀喇昆仑山和西喜马拉雅M IS 3冰进正如Owen所说，是由于夏季风的增强所致，那么在东喜马拉雅地区，这个能获得更多夏季降水的地方更应该发现M IS 3冰进的证据.然而，当时的调查结果没有发现M IS 3的冰川遗迹，因此，认为喀喇昆仑山和西喜马拉雅M IS 3冰进主要是由于西风带的增强，当然也有一些西南夏季风提供的水汽，并认为LGM时期的冰川前进主要由北半球的气温驱控，而M IS 3的冰进似乎主要受控于水汽的多少.

限于当时具有绝对年代的考察地点相对还比较少，因此，提出上述不同看法是情有可原的.随着研究的不断深入，Ono等［45］用以推断M IS 3冰川规模大于M IS 2的原因可能是西风带增强的说法(东喜马拉雅没有发现比LGM更大规模的冰川遗迹)不断的被否定，如本文所提到的几个横断山脉的关键地点，均发育了M IS 3的冰进系列，而且规模大于LGM.这在很大程度上解决了Ono等［45］的困惑，也意味着Owen等［43］提出的观点越来越合理.但是，这也绝对不意味着M IS 3西风作用加强导致冰川规模增大的观点不可取，因为西喜马拉雅、喀喇昆仑等地完全可以受到来自西风带增强的降水影响.如赵井东等［16］和王杰［46］在统计青藏高原及周边地区末次冰期中期冰进时，将研究区划分为季风环流区和西风环流区，M IS 3b时期虽然不同地区受控于不同的大气环流模式，但均形成较强的降水，并结合较低的温度，故而形成M IS 3b时期比LGM更大规模的冰川前进.这样，在M IS 3时，南亚季风与西风的影响范围就值得今后的深入研究.

3.2 冰川发育与构造关系密切

冰川能否发育，关键是看山体或者冰川发育所依托的地形能否进入平衡线高度，构造活动控制山体高度，气候条件控制着平衡线的高度，以此为切入点，讨论滇西北主要山地冰川发生.

在末次冰期时，各个山体主峰均超过末次冰期平衡线，除了玉龙雪山高差达1 496 m，其他山体高差达300～400 m.此外，各山体对应的残留夷平面也超过了冰川平衡线高度，为冰川的发育提供了非常有利的地势条件，如点苍山的残留夷平面高度为海拔3 750～4 000 m，雪邦山和老君山的残留夷平面高度为海拔4 000 m左右，千湖山海拔4 100 m，石卡雪山的残留夷平面高度为海拔4 300～4 400 m，而相应的末次冰期平衡线高度分别为海拔3 833 m、3 836 m、3 842 m、3 970 m、3 982 m.因而，这些山体依托夷平面开始发育小型冰帽，随着气候环境越来越不利于冰川的发育，各山地的现代平衡线比末次冰期大幅度上升，达1 000 m左右，因此不能发育现代冰川.而玉龙雪山残留夷平面高度超出末次冰期平衡线达1 000 m，指示在末次冰期以前已远远超过当时的平衡线高度，这也正是为什么玉龙雪山存在更老冰川作用的缘由.但对于主峰海拔在4 000～4 500 m的山地来说，它们的冰期开始时间是晚更新世，也就是说只有在晚更新世夷平面高度才超过当时的平衡线，夷平面和平衡线之间的差值大约在50～400 m之间，故而依托山顶夷平面发育小型冰帽.在实际考察过程中，我们发现，这个规律在川西、甘南、滇北地区也存在［47－48］.

从滇西北地区海拔4 000～4 500m山地只发育末次冰期冰川作用这一现象，我们推断，此处的冰川发育是构造抬升使山体到达了冰川平衡线以上，并配合当时的冰期气候，进而发育冰川.要想推出这一结论，还必须回答:末次冰期来临之前山体的高度并没有发生变化，而只是当时的气候条件特别适合冰川发育的可能.研究显示，在M IS 16时期，青藏高原出现了最大冰期(0.8～0.6 Ma)，据施雅风等［49］综合推断，当时的气温降低值大约为6～8℃(平均7℃);而末次冰期时，气温降低值为5～6℃.此外，恢复的青藏高原最大冰期时的降水量为高原东南部为2 000mm、东北部为1 500mm、中部为1 000 mm，相当于现代降水的1.8～3.2倍;张兰生［50］依据各种资料所做的气候复原推测，滇北地区末次冰期降水量比现代减少50%～60%.由此不难看出，无论是气温还是降水条件，最大冰期时(0.8～0.6 Ma)具备更有利的气候条件.按理说所讨论的几处山地当时应当发生冰川作用，然而，本文所涉猎的一些海拔4 000～4 500 m的山地却没有更老的冰川遗迹，因此，说气候条件到了末次冰期时更有利于冰川发育，从而发生冰川作用的说法站不住脚.另一方面，即使退一步来讲，末次冰期时的气候条件对冰川发育有利，那么，当滇西北海拔4 000～4 500 m的山地发生冰川作用时，高原上或者滇西北其他高大的山体，冰川作用应该更强烈，从而显示出更大的规模.然而，我们看到的现象是，那些最大冰期时发育冰川的山体，冰川规模却在逐渐减小，即冰川发生的最大规模时段根本不在末次冰期［51－52］.由此看来，单存从气候的角度已经无法解释滇西北地区的一些山体只发生末次冰期的冰川作用，我们有理由相信:冰川的发生是构造和气候相耦合的结果.

4 结论

(1)滇西北海拔4 000～4 500m山地的冰川作用主要依托海拔4 000～4 300 m的夷平面，千湖山、老君山、雪邦山、石卡雪山等地古冰川演化经历了早中期小型冰帽及溢流进入四周谷地的山谷冰川以及晚期的冰斗冰川.冰川作用末端高度、现代平衡线与纬度的反相关性可能与降水自南向北逐渐减少有关，末次冰期的平衡线分布走势与现代相近，表明影响冰川发育的气候格局与现代类似.

(2)现代平衡线、末次冰期平衡线与夷平面的高度表明，冰川发育所依托的夷平面在末次冰期时超过古平衡线，为冰川发育提供良好的地势条件.

(3)古气候资料、冰川规模演化以及冰期系列的差异说明，滇西北海拔4 000－4 500 m山地的冰川作用是构造和气候相配合的结果.

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