【类型】期刊

【作者】刘蓓蓓，张威，崔之久，刘亮（北京大学城市与环境学院；辽宁师范大学城市与环境学院）

【作者单位】北京大学城市与环境学院；辽宁师范大学城市与环境学院

【刊名】冰川冻土

【关键词】 玛雅雪山；冰期系列；平衡线；气候和构造

【资助项】国家自然科学基金项目（41271093，41230743）资助

【ISSN号】1000-0240

【页码】P701-710

【年份】2019

【期号】第3期

【期刊卷】1;|7;|8;|2

【摘要】青藏高原东北缘的玛雅雪山（海拔4 447 m）保存着确切的第四纪冰川遗迹.野外地貌调查与光释光测年方法相结合,确认玛雅雪山晚第四纪主要经历3次冰川作用:第Ⅰ组冰碛时代为新冰期;第Ⅱ组冰碛物年龄为（23.2±1.0）ka,其上覆泥石流年龄为（2.9±0.3）2.3±0.1ka,上层土壤年龄为（3.6±0.2）ka,对应于深海氧同位素2阶段（MIS 2）的末次冰盛期（LGM）;第Ⅲ组冰碛年龄为（42.6±1.9）45.7±3.0ka,属于末次冰期中冰阶,对应MIS 3中期.采用最新综合因子法计算玛雅雪山现代冰川物质平衡线为海拔4 605 m.依据冰川地貌形态,计算末次冰期平衡线为海拔3 800 m.通过庄浪河阶地的拔河高度及各级阶地的年代,以河流的下切速率代表玛雅雪山的抬升速率,计算得到末次冰期中期以来玛雅雪山抬升了5060 m.利用玛雅雪山周边的达里加山和太白山冰川漂砾的10Be数据近似代表流域侵蚀速率,推算出玛雅雪山剥蚀速率大约为29 mm·ka-1,推断MIS 3以来流域的剥蚀量为12 m.综合末次冰期中期以来的构造抬升量和剥蚀量,恢复末次冰期中期时的流域高度为海拔4 200 m,平衡线高度为海拔3 750 m.研究结果显示:研究区在MIS 3时,流域平均高度已经在平衡线之上,在流域平均高度到主峰之间冰川开始积累,发育冰川.结合其他环境指标综合推断,玛雅雪山晚第四纪冰川的发育是气候和构造耦合的产物.

【全文】 文献传递



青藏高原东北缘玛雅雪山晚第四纪冰川发育的气候和构造耦合

刘蓓蓓1， 张 威2*， 崔之久1， 刘 亮2

(1.北京大学 城市与环境学院， 北京 100871； 2.辽宁师范大学 城市与环境学院， 辽宁 大连 116029)

摘 要：青藏高原东北缘的玛雅雪山(海拔4 447 m)保存着确切的第四纪冰川遗迹. 野外地貌调查与光释光测年方法相结合， 确认玛雅雪山晚第四纪主要经历3次冰川作用： 第Ⅰ组冰碛时代为新冰期； 第Ⅱ组冰碛物年龄为(23.2±1.0)ka， 其上覆泥石流年龄为(2.9±0.3)～(2.3±0.1)ka， 上层土壤年龄为(3.6±0.2)ka， 对应于深海氧同位素2阶段(MIS 2)的末次冰盛期(LGM)； 第Ⅲ组冰碛年龄为(42.6±1.9)～(45.7±3.0) ka， 属于末次冰期中冰阶， 对应MIS 3中期. 采用最新综合因子法计算玛雅雪山现代冰川物质平衡线为海拔4 605 m. 依据冰川地貌形态， 计算末次冰期平衡线为海拔3 800 m. 通过庄浪河阶地的拔河高度及各级阶地的年代， 以河流的下切速率代表玛雅雪山的抬升速率， 计算得到末次冰期中期以来玛雅雪山抬升了50～60 m. 利用玛雅雪山周边的达里加山和太白山冰川漂砾的10Be 数据近似代表流域侵蚀速率， 推算出玛雅雪山剥蚀速率大约为29 mm·ka-1， 推断MIS 3以来流域的剥蚀量为1～2 m. 综合末次冰期中期以来的构造抬升量和剥蚀量， 恢复末次冰期中期时的流域高度为海拔4 200 m， 平衡线高度为海拔3 750 m. 研究结果显示： 研究区在MIS 3时， 流域平均高度已经在平衡线之上， 在流域平均高度到主峰之间冰川开始积累， 发育冰川. 结合其他环境指标综合推断， 玛雅雪山晚第四纪冰川的发育是气候和构造耦合的产物.

关键词：玛雅雪山； 冰期系列； 平衡线； 气候和构造

0 引言

中国进入第四纪冰期的历史晚， 可能原因是青藏高原构造抬升与气候变冷相耦合的历史比较晚， 即青藏高原在隆升过程中发生的“昆仑-黄河运动”[1-2]和“共和运动”[3-4]与全球冰期气候相耦合， 对第四纪冰川作用的发育有决定性的意义. 从受“昆-黄运动”影响的高原最大冰期——昆仑冰期来看， 研究成果多集中在青藏高原， 而从“共和运动”的发生时限及青藏高原东缘的冰期历史来看， “共和运动”可能是导致该区末次冰期冰川发育的构造因素. 因为正是在这一时期， 一大批山地只发现了晚于“共和运动”的末次冰期冰川遗迹[5-10]. 随着多种测年手段的综合运用， 特定时段的环境变化在第四纪研究中发挥着重要作用， 其中, 光释光(optical stimulated luminescence， OSL)测年[11-15]技术在第四纪冰川学领域取得很好的效果. 位于青藏高原东北缘、 甘肃境内的玛雅雪山保存着确切的第四纪冰川遗迹， 任炳辉[16]最早在本区开展了第四纪冰川的研究工作， 他依据地貌地层法将玛雅雪山冰期划分为末次冰期和“倒二”冰期. 在此基础上， 本研究通过野外实地考察与室内OSL测年， 对玛雅雪山主峰地区的第四纪冰川作用时段进行确定， 并通过恢复各个时期的山体及平衡线高度来探讨冰川发育的构造抬升和冰期气候耦合模式[17].

1 研究区概况

玛雅雪山(37°03′～37°12′ N， 102°40′～102°45′ E)位于兰州西北约180 km， 属于武威市天祝县炭山岭镇境内， 因形似马牙并且终年积雪， 当地人称为“马牙雪山”， 主峰白疙瘩海拔4 447 m， 主要岩性为灰岩和千枚岩. 玛雅雪山呈NW-SE走向， 长约50 km， 宽20～45 km， 山脊海拔4 200 m左右. 从山脉总体走势来看， 玛雅雪山属于祁连山冷龙岭向东延伸的边缘山地， 距离其西北侧的冷龙岭75 km， 山脉南北两侧支沟较多， 地形发育不对称. 北坡支沟短而平直， 水系主要注入庄浪河; 南侧沟谷长而弯曲， 水系注入大通河[18-19](图1). 玛雅雪山主要受季风环流的影响， 属于大陆性寒温带半湿润半干旱气候. 乌鞘岭气象站(37.20° N， 102.87° E， 海拔3 054 m)1952-2007年气象资料显示[20]， 年平均降水量408.75 mm， 夏季降水占59.3%， 年平均气温0 ℃， 1960-2005年夏季平均气温10.3 ℃[21].

2 冰川地貌及年代

2.1 冰川地貌特点

发育较好的冰斗分布在玛雅雪山主脊两侧， 北坡海拔3 700～4 000 m， 南坡则分布在海拔3 800～4 000 m； 冰川堆积地貌(图2a， b)主要分布在北坡的主谷马营沟和支谷见木加支沟中， 马营沟长4.5 km， 宽2.5 km， 见木加沟长4 km， 宽1.7 km. 冰川谷内砾石岩性以灰岩、 板岩、 千枚岩为主， 存在少量花岗岩， 谷内分布典型冰碛石， 如熨斗石等. 依据地貌部位和物质组成及风化程度(图2)， 大致可以分为3组. 第I组冰碛物分布在大锅底冰斗和小锅底冰碛湖之间的冰碛垄(海拔3 800 m)， 为一道高约30～50 m、 长近100 m的松散沉积物， 高出下游河床60 m左右， 其上散乱分布着冰川漂砾， 其直径大者约2 m， 颗粒组成相对较粗而且新鲜， 多以棱角状为主. 第II组冰碛物沿见木加沟断续分布， 上缘位于小锅底附近， 由相对低矮的1～2道内侧碛组成， 延伸较短. 在海拔3 300 m左右的基岩岩坎之下， 仍可见该期冰川作用形成的冰碛垄， 虽然已经经历了后期的泥石流等改造， 但依稀可见垄状地形轮廓， 顺山坡而下的泥石流覆盖在该组冰碛垄之上； 一直向下游断续分布， 见木加支沟沟口两岸， 海拔大约3 140 m， 可见形态清晰的冰碛垄， 其上覆盖薄层土壤， 与山坡相接， 相对短小. 此外， 该期冰碛物延伸到主谷马营沟上游段海拔大约3 100 m 处. 第Ⅲ组是分布在小锅底(海拔3 600 m)附近， 保存在第Ⅱ组冰碛垄外侧， 由相对高大的2～3条侧碛垄组成， 最外一道延伸长度400～500 m， 相对高度15～20 m. 侧碛垄大小混杂， 由砂砾石组成， 无层理， 砾石有一定程度的磨圆， 冰碛物风化相对较深. 冰碛物中细颗粒以细砂和粉砂为主， 粒度相对较小， 但与砾石相比， 含量较低， 约30%～40%. 该组冰碛垄延伸最远， 冰川溢出见木加沟， 汇入马营沟， 末端海拔约3 000 m.

2.2 样品采集

野外调查采用地貌形态与沉积物分析相结合的方法[22-23]， 在不同的冰川沉积地貌部位进行采样， 共采集6个OSL样品(图2和表1). 其中， MYB-1-OSL、 MYB-2-OSL采自见木加沟海拔3 300 m左右的暴露剖面(顶部为左侧支沟流下的泥石流堆积， 下部为冰川堆积)顶部的泥石流沉积； MYB-3-OSL、 MYB-4-OSL采自见木加沟的小锅底冰碛湖附近(海拔3 680 m)的第Ⅲ组冰碛垄； MYB-5-OSL采自见木加沟沟口处冰碛垄顶部土壤； MYB-6-OSL样品采自马营沟海拔3 092 m处冰碛垄的细颗粒.

2.3 样品的制备与测试

2.3.1 样品前处理

细颗粒组分制样： 在实验室红光(波长640±10 nm)条件下打开样品， 先取20 g左右用于测定含水量及U、 Th、 K含量分析. 再取中心样品过180目筛， 将筛下部分放入烧杯中， 用浓度为40%的H2O2和30%的HCL去除有机质和碳酸盐类， 然后加30%的氟硅酸腐蚀5 d， 用蒸馏水清洗至中性； 将中性悬浊液倒入烧杯， 根据静水沉降原理分离出4～11 μm的颗粒. 将分离好的细颗粒组分充分摇匀后， 注入事先准备好的放了不锈钢片的漏斗中， 等颗粒完全沉淀在不锈钢片上后， 再将水慢慢滴尽， 放入烘箱中低温烘干(40 ℃). 取出不锈钢片即是细颗粒测片， 每个不锈钢片上的样品重约1 mg.

2.3.2 等效剂量的测定

采用王旭龙等[24]的简单多片再生法(SMAR)确定等效剂量. 实验在国土资源部地下水矿泉水及环境监测中心进行光释光年代测定， 所用仪器为美国Daybreak 2200光释光仪， 该系统蓝光光源波长为470 nm， 半宽5 nm， 最大功率为60 m·W·cm-2； 红外光源波长为880 nm， 半宽10 nm， 最大功率为80 m·W·cm-2， 选择最大功率进行测量. 再生剂量测试预热温度为260 ℃， 10 s； 试验剂量测试预热温度为220 ℃， 10 s. 辐射源为90Sr-Y β放射源， 其照射剂量率约为0.103 871 Gy·s-1. 需要辐照的测片都是在801E辐照仪中进行的， 分析时只选取初始0.64 s减去背景值(最后8 s)之后的释光信号值.

2.3.3 样品环境剂量率的测定

样品的铀、 钍和钾含量用电感耦合等离子质谱(ICP-MS)测定， 宇宙射线的贡献是据Hutton等[25]推荐的数据估算. 本批样品密封较好， 测得的含水量即设定为样品沉积时的原始含水量. 然而MYB-1-OSL样品已完全干燥， 因此， 这个样品的含水量采用经验值(5±1)%进行估算)， 并用Fleming等[26]提出的校正方法， 对环境剂量率进行了修正.

2.4 测年结果

所有样品采用细颗粒简单多片再生法获得等效剂量值， 用饱和指数方法进行拟合. 从生长曲线(图3)可以看出， 简单多片法测的细颗粒样品再生剂量点不太分散， 生长曲线没有明显饱和， 但编号为MYB-1-OSL和MYB-2-OSL的样品释光计数少. 测年结果见表2.

OSL实验结果基本上支持了相对地貌法的划分结果： 大锅底冰斗和小锅底冰碛湖之间保存的第Ⅰ组冰碛垄为新冰期； 以小锅底附近的内侧碛、 泥石流覆盖的下部冰碛物， 见木加沟沟口土壤层之下冰碛物， 以及马营沟上游的冰碛垄为代表的第Ⅱ组冰碛物指示另一次冰川作用. 其中， 马营沟上游MYB-6-OSL的年代为(23.2±1.0) ka， 与其相对应的海拔3300 m左右岩坎之下冰碛物没有绝对年代， 但其上的泥石流堆积年代分别为(2.9±0.3) ka (MYB-1-OSL)、 (2.3±0.1) ka(MYB-2-OSL). 见木加沟沟口冰碛物之上的土壤年龄进行佐证， 采自土壤层的MYB-5-OSL样品年代结果为(3.6±0.2) ka， 说明其下伏冰碛物年代相对较老. 综合推断， 该期冰川作用发生在末次冰盛期(Last Glacial Maximum， LGM)， 对应MIS 2(marine oxygen isotope stages 2). 第Ⅲ组冰碛垄， 即保存在小锅底附近的最外侧碛垄， OSL年代效果良好， MYB-3-OSL、 MYB-4-OSL的年代分别为(42.6±1.9) ka、 (45.7±3.0) ka， 清晰地指示该次冰川作用发生在末次冰期中冰阶， 对应MIS 3中期. 该次冰川作用的规模最大， 一致延伸到马营沟海拔3 000 m处.

根据冰川地貌的分布部位、 物质组成、 结构特点与风化特征， 并和邻近山地， 尤其是达里加山[6]、 贺兰山[10]、 太白山[27]、 马衔山等有绝对测年数据的山地进行比较， 玛雅雪山地区的冰期系列初步确定为末次冰期中期(MIS 3)和末次冰盛期(MIS 2)和新冰期.

3 晚第四纪冰川发育与气候和构造之间的耦合

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. 我们以构造活动控制山体高度、 气候条件(气温与降水)控制平衡线高度为切入点， 讨论玛雅雪山冰川发育的气候和构造耦合模式. 对于青藏高原及其边缘山地而言， 属于构造活跃区， 大量的研究资料显示， 现代的地形起伏主要是由构造抬升所引起的. 在祁连山东缘发育的主要水系附近， 结合前人资料与野外实地考察发现， 在各个主要河流两岸发育了五至七级阶地， 通过测定阶地的拔河高度以及各级阶地的形成时代， 可以估算河流的下切速率， 而在以构造抬升为主的区域可近似地用它代表山体的抬升速率[28]. 本次考察的主要地点为湟水、 沙沟河、 黄河兰州段、 庄浪河、 大夏河和洮河， 无论是主流(黄河)还是支流， 在中更新世晚期以至晚更新世， 均发育良好的阶地. 更为主要的是， 除了一级阶地外， 其余的几级阶地， 尤其是二至五级阶地， 基本上都属于基座或者是侵蚀阶地， 阶地面上保存的堆积物相对较薄， 说明是构造作用占主导. 因此， 可以粗略地认为阶地的拔河高度与流域山体的抬升幅度相一致[19,29-32].

3.1 冰期时段的山体高度

要想恢复冰期时段的山体高度， 首先要明确山体的隆升速率和剥蚀速率. 山体的隆升速率通常采用盆地堆积速率、 断层崖垂直错距、 阶地下切速率等方法来间接确定. 据Pan等[28]研究， 在祁连山东段， 高海拔地区河流的下切速率大(约1.2 mm·a-1)， 低海拔地区的河流下切速率小(约0.5 mm·a-1)， 反映了山体的隆升速率与河流下切速率有一定的关系. 庄浪河离玛雅雪山最近， 故本文选取庄浪河阶地的下切速率作为玛雅雪山山体的隆升速率. 其中， 三级基座阶地年代为130～150 ka， 下切速率0.47～0.83 mm·a-1； 二级基座阶地年代为52.6 ka， 下切速率0.87～1.25 mm·a-1； 一级堆积阶地年代为4.9 ka， 下切速率1～3 mm·a-1， 以此下切速率代表山体隆升速率， 可以近似估算末次冰期中期(50 ka)以来隆升了50～60 m. 根据山体抬升与河流下切之间的相互关系， 这个隆升量应该是偏小的[33-34].

山体剥蚀速率最好采用流域平均剥蚀速率， 但是由于此数值难以获得， 因而本文采用岩石剥蚀速率近似代表山体剥蚀速率. 山体剥蚀速率根据文献[6]与[35]来确定. 甘肃达里加山位于玛雅雪山以南170 km， 陕西太白山位于玛雅雪山西南， 三者均处于相似的气候环境， 因而达里加山和太白山的岩石剥蚀速率可以近似代表玛雅雪山的山体剥蚀速率. 达里加山和太白山主要岩性为花岗岩， 密度取2.7 g·cm-3， 宇宙核素衰减长度随纬度而变化介于150～170 g·cm-2之间. 三处山体地处35°N附近， 故取160 g·cm-2比较合理， 10Be半衰期为1.5 Ma. 计算达得到里加山的剥蚀速率介于(6.92±0.61)～(51.21±4.19) mm·ka-1之间， 平均值为(24.93±2.06) mm·ka-1； 太白山剥蚀速率介于(30.05±1.74)～(37.01±2.27) mm·ka-1之间， 平均值为(33.31±2) mm·ka-1， 与许刘兵等[35]计算的藏东南的剥蚀速率(27.1±10.2) mm·ka-1基本相同. 综合考虑， 本文剥蚀速率采用29 mm·ka-1.

玛雅雪山目前主峰海拔为4 447 m， 流域平均海拔4 250 m， 根据前文的隆升速率推断， 末次冰期中期以来的构造抬升量约为50～60 m， 而该区的剥蚀速率平均值大约为29 mm·ka-1， 据此可知末次冰期以来的山体剥蚀量大约为1～2 m. 可以看出， 剥蚀速率对于山体高度的影响是微不足道的. 通过上述数据， 恢复末次冰期时的山体主峰高度和流域平均海拔分别为4 400 m和4 200 m.

3.2 冰期时的平衡线(雪线)高度

(1) 末次冰期中期平衡线. 对于重建古平衡线高度， 在不同的研究区， 根据不同的冰川地貌类型学者们使用的计算方法也不同[36-41]. 本文采用冰川末端到山顶高度法(TSAM)、 冰斗底部高程法(CF)、 侧碛堤最大高度法(MELM)、 冰川末端至分水岭平均高度法(Hofer)来计算玛雅雪山的古平衡线高度， 具体结果见表3. 经实地考察发现， 主峰周围海拔3 800 m区域普遍发育着高山冰蚀湖， 这些高山冰蚀湖的湖面高程可以近似指示末次冰期的古平衡线高度[42]， 与表中应用多种方法计算的末次冰期平衡线高度基本吻合， 因此确定末次冰期中期的平衡线高度约为海拔3 800 m. 末次冰期中期以来， 山体不断受内力(隆升)和外力(剥蚀)共同作用， 计算的平衡线高度需要减去末次冰期以来的构造抬升量， 并加上末次冰期以来的剥蚀量才是末次冰期时的真正平衡线高度. 应用上面的分析数据， 恢复山体在末次冰期中期的平衡线高度约海拔3 750 m.

注： 本表计算的是依据末次冰期中期的平衡线高度.

(2) 现代理论平衡线. 采用张威等[43]计算现代平衡线的新方法， 利用乌鞘岭气象站(海拔3 054 m)气象资料， 得到玛雅雪山夏季平均气温10.3 ℃， 年均降水408.75 mm， 气温梯度0.76 ℃·(100m)-1， 降水梯度0.16 mm·m-1， 进而计算出玛雅雪山的现代理论平衡线高度为海拔4 605 m.

3.3 山体高度与平衡线之间的关系

玛雅雪山末次冰期中期时， 山体高度为海拔4 400 m， 流域平均海拔4 200 m， 此时的平衡线高度为海拔3 750 m. 很显然主峰甚至是整个流域高度均超过了当时的平衡线高度， 因此， 在平衡线和主峰之间的广大区域发育着冰川. 此处论述的是冰期时段山体的高度远远高出了冰川平衡线， 而通常所说的第四纪冰川发育的气候与构造耦合是指山体抬升并与当时的冰期气候相配合， 才能完成冰川的发育. 因此， 冰期时段的气候条件也相当重要.

OSL测年结果显示， 玛雅雪山目前发现的最老冰川作用发生在(42.6±1.9)～(45.7±3.0) ka， 对应古里雅冰芯记录[44-46]显示的MIS 3b冷期(54～44 ka BP)， 3b冷期比现代低约5 ℃. 据施雅风等[47]的研究， 该时段季风带来大量的降水， 属于冷湿的气候环境， 有利于冰川的发育， 并且大量山体在MIS 3中期存在冰川前进的证据. 该研究结果在黄土、 湖泊[48-50]等陆上沉积记录中均可找到相应的证据.

这证明， 正是由于山体抬升配合着一定的气候条件， 才开始发育冰川, 该结论在滇西北多处山地中已有明显的显示[51]. 玛雅雪山现代平衡线高度为海拔4 650 m， 远远超过了流域的平均海拔4 250 m， 说明末次冰期以来， 气候变化强度远远超过了山体的隆升剥蚀速率， 且气候朝着不利于冰川发育的趋势发展， 山体隆升的高度效应对冰川的促进作用不及气候变化对冰川发育的影响.

应该指出的是， 尽管说山体抬升并且配合冰期气候进而发育冰川是中低纬度地区冰川发育的一大特点， 但在以往的研究中， 这种构造与气候的耦合模式是根据冰川地貌及其发生时代所确定的， 对于山体的绝对高度估算一般采用间接手段推断， 如根据古岩溶、 风化壳与夷平面、 孢粉分析等推算古高程[52-53]. 本文考虑这一问题的思路是， 运用山体及流域的平均高度， 综合考虑侵蚀与抬升速率. 尽管也存在一定误差， 但所恢复冰期时段的山体高度从逻辑上讲更合理. 此外， 本文估算冰期时段的平衡线高度采用的是地貌法， 势必受到地形影响， 其合理的平衡线高度， 应该是脱离了当时地形影响的气候雪线. 用山体高度与气候雪线来讨论冰川发育的气候与构造耦合模式的合理性在于， 可以跳出冰川地貌本身， 用研究所得到的冰川发育时的年代及其它相关数据去合理估算山体的高度以及气候雪线的高度. 如果山体位于气候雪线之上， 则可以进一步证明冰川地貌考察与年代结果的可靠性. 反之， 则要重新审视已有的研究成果是否合理. 遗憾的是， 冰期时段的气候条件(气温、 降水以及气温梯度和降水梯度)难于确定， 导致推断过去某一时段的气候雪线变得非常困难， 这也是今后应该针对性地加强研究的方向.

4 结论

(1) 玛雅雪山发育末次冰期冰川作用， 对北坡马营沟和见木加沟沉积物进行OSL测定冰碛物年代结果分别为(42.6±1.9) ka、 (45.7±3.0) ka和(23.2±1.0) ka， 泥石流年代结果为(2.9±0.3) ka和(2.3±0.1) ka， 土壤年龄为(3.6±0.2) ka. 据此分析， 玛雅雪山冰川发育于末次冰期中期、 末次冰盛期和新冰期.

(2) 计算得到玛雅雪山现代理论平衡线高度为海拔4 605 m. 末次冰期以来， 山体隆升50～60 m， 剥蚀量仅1～2 m， 恢复末次冰期时的山体主峰高度、 流域平均高度和平衡线高度分别为海拔 4 400 m、 4 200 m和3 750 m.

(3) 山体隆升和剥蚀速率控制了山体的高度， 气候因素(尤其是气温和降水)控制着平衡线的高度. 末次冰期时山体主峰和流域平均高度均超过当时的平衡线， 因而在流域平均高度和主峰之间发育冰川. 这证明玛雅雪山第四纪冰川发育是气候和构造相互耦合的产物.

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Climate-tectonics coupling effect on Late Quaternary Glaciation in the Mayaxue Shan, Gansu Province

LIU Beibei1, ZHANG Wei2, CUI Zhijiu1, LIU Liang2

(1.College of Urban and Environmental Sciences, Peking University, Beijing 100871, China; 2.College of Urban andEnvironmental Sciences, Liaoning Normal University, Dalian 116029, Liaoning, China)

Abstract：The Mayaxue Shan, of which the main peak is 4 447 m, located at the northeast of Tibetan Plateau, is a key site for discussing the relationship between climate and tectonics. According to field investigation and optically stimulated luminescence (OSL) dating, it is considered that there were three Late Quaternary Glaciations. The first one was Neoglaciation. The second one was regarded as the Last Glacial Maximum (LGM), corresponding to marine isotope stage (MIS) 2, in view of the till and debris flow sediment consisted of soils having the age of (23.2±1.0) ka, (2.9±0.3)-(2.3±0.1) ka and (3.6±0.2) ka, respectively. The third one was assigned to MIS 3 as indicated by the OSL date of (42.6±1.9) ka, (45.7±3.0) ka. The equilibrium line altitude (ELA) is calculated to be 4 605 m a.s.l. at present; and that at last glacial cycle was 3 800 m a.s.l. according to geomorphology features. It is concluded that the Mayaxue Shan has uplifted 50-60 m since the last glacial cycle according to the observation in the Zhuanglang River, based on the idea that terrace undercutting rate equals to the mountain uplifting rate. According to exposed10Be ages of the boulders on Dalijia Shan and Taibai Shan nearby, the erosion rate is believed to be 29 mm·ka-1. Adopting this erosion rate, it is calculated that the erosion amount of 1-2 m in the research region. Considering these uplift and erosive rates, the watershed height may be recovered to be 4 200 m, higher than the ELA (3 750 m) during the middle stage of last glacial cycle, demonstrating that glacier developed in the mountain. Combined with other environmental indexes, it is believed that Late Quaternary Glaciation in the Mayaxue Shan was climate-tectonics coupling product.

Key words：Mayaxue Shan; glacial sequences; equilibrium line altitude; climate and tectonics

doi：10.7522/j.issn.1000-0240.2015.0079

收稿日期：2014-10-10;

修订日期：2015-01-20

基金项目：国家自然科学基金项目(41271093； 41230743)资助

作者简介：刘蓓蓓(1989-)， 女， 辽宁辽阳人， 2014年在辽宁师范大学获硕士学位， 现为北京大学在读博士研究生， 主要从事气候地貌研究. E-mail： bb_liu_lnnu@163.com

*通讯作者： 张威， E-mail： zhangweilnu@163.com.

中图分类号：P534.63

文献标志码：A

文章编号：1000-0240(2015)03-0701-10

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