第三章 冰川与冰盖.doc

第三章 冰川与冰盖 地球表面温度在0℃以下，形成的积雪、冰川、河流湖泊中的淡水冰，海冰以及地下冰或永久冻土。日平均4℃和0℃分别为冬季不稳定积雪与稳定积雪形成条件和开始形成的时间。雪的年积累量与消融量相当的平衡线，称为雪线。雪的积累量超过融化量，形成永久积雪，逐渐变成塑性流动的冰川冰，运动的冰川冰称为冰川。 冰川自中心向四周运动形成另一种规模更大，表面有较大起伏的冰川称为冰盖。冰盖的面积可达几百万平方公里，厚度可达千米以上。在第四纪冰期时，曾广泛覆盖着北美及欧洲大陆。现代大陆冰川主要分布在两极地区。如南极冰盖，格陵兰，冰岛等地。 极地冰盖冰的累积与消融不但影响大洋海水温度的变化，海平面的变化。同时对全球气候变化产生重要影响，在本章我们将讨论这些问题。 第一节 冰川作用 一、冰川（冰盖）的形成、扩展与冰川作用 在高纬度及高山地区，年平均温度在0℃以下，大气降水多为固体状态，形成长年不化的积雪，且逐年增厚。地表一定厚度的积雪，经过一系列物理变化，能成为具可塑性的冰川冰。冰在其本身的压力作用下沿山谷及斜坡流动则成为冰川。随着冰厚度的增加，范围的扩大，冰川范围不再限于高山地区，冰川连片进入大陆平原地区形成冰盖。例如，冰期时期的北欧冰盖、北美冰盖、青藏高原冰盖，以及目前依然存在的南极冰盖、北极冰盖。 冰川作用在第四纪地质历史中具有重要地位。它对大陆地貌形态，第四纪地层，古气候、生物进化及古人类进化都有深刻影响。所以，对现代冰川和古冰川研究，对恢复第四纪地质发展史具有重大的理论意义。 几个主要的大冰盖开始积累并不断增加的真正机制仍不清楚。米兰科维奇（Milankovitch）理论强称“天文理论”提出，北半球高纬地区太阳辐射的变化可能是气候变化的“驱动因素”，米兰科维奇的理论认为由轨道参数（首要的是黄道倾角及岁差）特征所引起的太阳辐射增温作用减弱的周期性出现，使夏季积雪不能完全消融而残留下来，而积雪面积的增大使地面反照率增大又进一步促使大气变冷，这样便会有北半球高纬地区地势较高处雪的缓慢积累，最终积雪区域内冰川逐渐形成，冰覆区的的范围扩大。也可能由于地面反照率的原因，使气候变冷，在区域的雪线下降时，冰量的增加大大加速，这就是所谓的“瞬时冰川化”假设，即使在这种情况下，冰的堆积首先也是从高处开始的，诸如巴芬岛，拉布拉多山地和落基山地，阿尔卑斯山地以及斯堪的纳维亚山地等。 除了天文因素引起的高纬度冬季太阳辐射的减少及高纬度地区其它条件合适的某些高地以外，冰盖的出现还可能找出两个必要条件。这就是 （1）有足够的水汽供应，即在上风方向有足够温暖的海洋提供大量的水汽； （2）积雪和冰的损失尽可能少，内陆山地特别有利于冰盖的形成，因为那里远离海洋，冰体不会因冰崩裂形成浮冰而损失。 （一）冰川的形成 1．雪线 中低纬山地冰川必须在雪线以上才能形成。雪线是年降雪量等于年消融量的界限。雪线以上年降雪量大于年消融量，所以常年积雪。雪线以下年降雪量小于年消融量，不能常年积雪，只能季节性积雪。雪线高度在不同地区是不同的，它受温度、降水量及地形的影响。在雪线以上的常年积雪，经一系列的变化而形成冰川冰。这个过程称为成冰作用。成冰作用经历了两个阶段由新雪变成较紧密的粒雪；再由粒雪在压力或热力作用下形成互相紧密结合的冰川冰。 成冰作用具有明显的地带性。在中低纬山地，主要是暖型成冰作用。积雪表面吸收太阳,白天融化，渗浸，夜晚冻结，反复交替进行而使积雪变成粒雪变为冰川冰。在寒冷的两极地区为冷型成冰作用，即在永久负温的条件下，靠很厚雪层的巨大压力而使新雪变为粒雪，再变为冰川冰。当冰川冰积累到一定厚度，只要冰层表面或地面具有一定坡度，冰川冰就要运动。这种运动的冰川冰就是冰川。 2．冰川的运动 运动是冰川区别于其它自然冰体的重要特征。当冰层厚度达到某一临界厚度时，冰层下部受到上部冰层的较大压力，使冰的融点降低，这时在下部冰层内部则是冰、水和水气三相共存的物态。在缓慢增加的压力作用下，冰的晶体之间的相互位置就可以变动，而出现塑性变形。这是冰川运动的前提条件。 导致冰川运动的因素主要是重力和压力。冰川运动的速度取决于冰川的厚度，地形坡度或冰面坡度。冰川的厚度越大，其所产生的静压力也越大，冰川运动速度就大。地面坡度越大，或冰面坡度越大，冰川运动速度也越大。 冰川的流动速度是非常缓慢的。山岳冰川流速为每年几米到一百多米。冰川的运动速度在冰川各部分是不同的。从冰川的纵剖面来看，中游流速大于下游。从横剖面来看，冰川中央流速大于两侧。从垂直剖面来看，由于下部冰层所承受的压力较大，因而冰川下部冰层塑性流动速度大于上部冰层（在冰川最底部因为和冰床摩擦速度降低，所以冰川流速最大的部位，是在冰川下部离冰床一定距离的地方）。但在山岳冰川中，有时因冰床坡度较大，上部冰层在重力的影响下，其流动速度反大于下部冰层。由于冰川运动速度在各个部位是不协调的，所以，在冰川的运动过程中，使冰川表面及冰层产生了一系列的冰川裂陷及冰层褶皱。 （二）冰川类型 根据冰川的类型、规模和所处的地形条件可把冰川分为以下几种类型 1．山岳冰川 山岳冰川呈线（带）状，流动于山间低洼之处。山岳冰川主要分布在中低纬高山地带。按其发育规模及形态又可分为 冰斗冰川与悬冰川冰斗冰川是规模较小而数量最多的一种冰川。冰川的积雪区与流动区无明显界限。雪线的分布较其它类型的山岳冰川都高。当其冰雪量增加或雪线下降时，冰斗冰川中的雪冰盛满了积雪凹地，冰舌从出口处慢慢向下流动，便形成悬冰川。悬冰川的冰舌末端为一陡坎，经常发生周期性的崩落，称为冰崩。 冰斗冰川与悬冰川多分布在山坡上，冰斗底部的高度与雪线的高度基本一致。在海拔6000米左右的边缘山区，主要发育这一类型冰川。 2．山麓冰川 山谷冰川流出山口，漫流于山前平原之上，称山麓冰川，是山谷冰川和大陆冰川的过渡类型。 3．大陆冰川 大陆冰川是冰川面积最大，冰层厚度最大的一种冰川。大陆冰川的运动基本上不受下伏地层的影响。 在大陆冰川中，表面呈凸形之盾状的叫冰盾。冰盾的中央为积雪区，边缘为消融区，冰川自中芯向四周运动。另一种规模更大，表面有较大起伏的冰川称为大陆冰盖。冰盖的面积可达几百万平方公里，厚度可达千米以上。在第四纪冰期时，曾广泛覆盖着北美及欧洲大陆。现代大陆冰川主要分布在两极地区。如南极冰盖，格陵兰，冰岛等地。 （三）冰川作用 1、挖掘作用、磨蚀作用 在雪线以上，冰川地区强烈地进行着冰冻风化作用。冰冻风化作用的结果使基岩裂隙扩大，发生崩塌。在冰川流动区，由于冰层的静压力，在冰川运动中使床底基岩压碎并被冰川掘起，这种作用称为冰川的挖掘作用。冰川所携带的基岩碎块沿途对床底和两侧基岩进行磨锉，不断地挖深床底和开拓谷地，这种作用称为冰川的磨蚀作用或刨蚀作用。 冰川除通过挖掘作用和刨蚀作用从谷底获得大量碎屑物以外，冰川谷地两侧斜坡上由于风化、崩塌等地质作用，也能使大量碎屑物质进入冰川。这些碎屑物质被冰川携带一起向下运动。这种被冰川搬运和冰川一起运动的碎屑物质叫运动冰碛。根据运动冰碛在冰川中的位置，分别称为表碛、内碛、底碛和侧碛等。 2、堆积作用 在冰川消融以后，运动冰碛堆积下来形成冰碛物。它分别构成基碛、侧碛、和终碛等，形成一系列冰川堆积地貌。 无论是山岳冰川，或是大陆冰川在冰川消融之后都各有其特殊的地貌。 （四）、冰进时期的海洋记录 末次冰期约0.070.01Ma BP.，发生了全球性最大海面下降，中国沿海及大陆架地区，最低海面曾降到-150米等深线位置，大致与大陆架坡折线相重合。中、朝、日的大陆架曾暴露出海面形成联合的滨海大平原。白令海峡成为陆桥。 通过分析海相微体化石的氧同位素可获得冰进时期的气候记录。从海洋中蒸发的水富集氧的轻同位素，这些含氧的轻同位素的水留在冰川中使海水的重同位素相对富集；冰消作用又使含轻同位素的水返回海洋，使海洋水的氧同位素组成恢复正常。 对采自休恩半岛的珊瑚台地上的巨蛤介壳的同位素成分分析也提供了这种记录。休恩半岛海域的珊瑚仅生存在小于10m水深的环境中，珊瑚台地的位置变化可以用来指示海平面的变化。冰进时期的海平面下降被休恩半岛的珊瑚台地记录了下来。在8020 ka B.P.期间海平面的下降与δ18O负值的减小（即δ18O逐渐富集）趋于平行变化。 二、冰川（冰盖）的退缩和冰消作用 （一）、冰退作用的机制 冰期形成的广泛的山岳冰川、大陆冰盖已大大退缩，现在讨论一下冰退作用的机制。北半球高纬度地区的冬季太阳辐射在17 ka B.P.时比现在略高一点，但直到11 ka B.P.才达到其最大值，冰退作用的高潮应在11 ka B.P.，显然它开始的时期要更早，可能是在14 ka B.P.。即使在11 ka B.P.达到最大值时太阳辐射所增加的热量也很有限（仅百分之几），因此需要找到冰退作用为什么会在这么小的一个推动力之前就已开始的解释。最引人注目的解释是一旦响应太阳辐射极小的一点变化使冰退开始以后，有一种或几种正向的反馈机制促使变暖作用的增强，反馈过程的介入导致所谓非线性的因果链。已经提出各种各样的反馈过程，下面只考虑其中最重要的几种。 由冰融化所引起的海平面上升，会托起搁浅在陆架上的海冰冰盖，使它们破碎，并随海流向外海移动。其中一个最重要的结果是，原先由搁浅海冰支撑着的位于陆地高处的冰开始移动，内陆冰穹上大量的冰流快速移动可能会因此而开始，这种快速的移动或者说“汹涌” 的冰流应会把原先在内陆的冰运送到海边，随着内陆部分冰盖冰的流失，如前面提到过的，会使冰盖变薄。这也就是为什么陆地上冰碛记录与海洋的氧同位素记录不一致的原因。这种冰盖消退的过程通常被称为“下削”，这种机制最重要之点在于，冰退作用的增强不是靠太阳辐射热量的轻微增加而使冰融化，而只是靠崩裂的海冰随海流飘走之后海水的热量使冰融化。这一过程会导致海洋变冷，估计这一影响可以使北大西洋表层100m的海水以每年1℃的速率变凉。这一点实际上已由中纬度北大西洋的同位素记录所证实了。在那里，海水温度在大约139 ka B.P.达到最低，这恰恰是在陆上冰盖的范围达到最大，高纬度太阳辐射最强的时候。这说明海洋的变冷是由冰山和融冰水流流入的结果。这种机制已经受到重视，陆地边缘处冰盖的消冰作用不光是影响海洋，也影响冰前的融水湖泊，冰的加速消失，使冰前的湖泊流入大量的暗色水流，使浮冰能更快地融化，这一过程也与前面所说的海上发生的情况一样，使冰的前缘融化加速。 另一个反馈的机制是水汽的减少。早期的融冰水使大量淡水汉进北大西洋，如果这些淡水在咸水之上形成一个淡水水层，至少会出现两个结果首先，由于淡水在0℃就冰结（海水的冻结温度是-1.9℃），使海冰的范围扩大，这样就减少了支持冰盖的水汽的来源；第二，由于表层的淡水不一定很快与下面的咸水混合，它将储存大部分冬季吸收的热量，使得下面的水比正常情况下要凉，这也进一步限制了秋冬季节的蒸发。冰盖上的冰融化得愈多，剩下的冰盖能得到的水汽就愈少，促使冰盖迅速瓦解。 也有人考虑了冰盖以下地壳的均衡反弹作用的影响（Peltier,1987）。在冰融化的初期，主要是冰盖的变薄，这样对冰下地壳的压力也减少了，因为地幔是粘滞性的，对这种重量的减轻响应比较缓慢，均衡反弹作用要滞后，使冰盖的表面没有回复到原先较高也较冷的位置，由于冰层表面所处的高度变低，冰的融化也会加速。如果继续融化只是使冰层减薄，冰面就会愈来愈低，冰盖的顶面也愈来愈处在更暖的位置上。这一过程也加速了冰盖的融化。 促进冰消过程的最重要的一种潜在的反馈机制也包括大气，特别是大气中温室气体的浓度。前面所提到的冰芯记录表明，在冰期时甲烷和CO2含量是降低的，无论温室气体的浓度变化是如何控制冰期、间冰期的变化的，消冰作用的初期显然与这些气体浓度的增加有联系，这将产生除了米兰科维奇理论所提供的解释之外造成变暖的原因，使变暖过程加剧。 特别有意思的是某些反馈机制与南半球的冰退作用的方式有联系。由于南半球高纬度地区有大面积的海洋，海水有很高的热容量（热惯性），因而在南半球，米兰科维奇机制的影响一定更小，因此可以想象，北半球冰盖减小以及由此引起的反照率的变化会简单地使全球大气变暖，因而引起全球范围的冰退。不过，气候模拟（Manabe Paterson Hammer,1987）。在冰芯中某一层位上的空气样品也不是同样年龄的，因为孔隙最后关闭也不一定是在同一时间，所以得到的分析结果代表了也许是几个世纪的平均变化范围。在冰期最盛期时，CO2的浓度大约是190200ppmv体积百万分数，而到全新世，这个数值上升到260280ppmv，因而由于CO2增加造成的温室变暖在促进冰退作用方面有着重要的意义。冰芯记录也表明CO2的含量在威斯康星－魏克塞尔冰期时也有快速的波动，有进修在100年之内增加60ppmv。这种明显的跳跃，有一部分则可能反映了表层雪的融化，使空气富集的结果，而其余的反映了真实变化。控制大气CO2浓度变化以及冰后期迅速增加的机制仍不清楚，它们可能与大洋里发生的事情有关，因大洋中含的CO2比大气中更多。 图3-2 南极东方冰芯气候环境记录 三、南极冰芯CO2、δ18O气候记录 南极东方站冰芯采自南极东部78.5S处，它所测得的CO2含量变化与格陵兰冰芯所测得的结果相似（图3-2），10Be的测定结果也表明那里冰期时的降水量只及末次间冰期或现在的一半（Yiou et al.,1985）。 冰芯的分析结果也提供以往大气中甲烷（CH4）的含量变化。大气中的甲烷也是一种温室气体。甲烷也被认为是对冰进和冰退作用的周期变化起着重要作用的一种气体，大气甲烷的含量要比大气CO2的含量低得多，现在大约为1700ppbv体积亿分数。东方冰芯的结果表明，冰期时甲烷含量要低得多，仅35ppbv，而在间冰期时，达到650ppbvChappellaz et al., 1990。从末次冰期终止期，相当于北半球陆相记录所确定的新仙女木事件（11 ka B.P.）时，浓度有一个明显的下落。本世纪甲烷浓度的增加，可能是人类活动的影响。甲烷含量达到过去160ka以来的最高值，而且增加的速率也最快。2083m长的东方冰芯以每1m的间隔采样所测到的氘同位素的温度记录表明，在这一地点末次冰期最盛期温度要比全新世的平均温度低9℃（Jouzel et al., 1987）。从末次冰期向全新世的温暖期过渡似乎经历了两个阶段，从约15 ka B.P.开始，其中在1211 ka B.P.有一次历时约1000年的较冷的间隔（可能是欧洲的新仙女木事件在南极的反映），全新世最暖期的出现要早一点（大约在9 ka B.P.），然后又有变冷的趋势。末次间冰期的温度比现在高2℃的时间大约持续了5000年。在向末次期最盛期变冷的过程中，曾被两次间冰段所隔开，在10673 ka B.P.的间冰段时温度比末次冰期最盛期要高出6℃，在5830 ka B.P.那个间冰段时，最高温度只比冰期最盛期的温度高4℃。 在解释冰芯记录的氧同位素反映的温度变化时，情况要复杂得多，估计主要问题之一是冰后期从氧同位素所推得的变暖不光受温度上升的影响。在冰退过程中，冰盖变薄、降雪落到比较低的地方（那里温度也较高）也影响了氧同位素的组成，所以从氧同位素变化所得出的温度记录不仅仅反映了温度本身，也部分反映了高度的这种变化。要搞清楚后者的影响，必须首先搞清冰面高度下降的数量，这几乎是不可能的。除非采样点的位置一直是位于分水岭上，否则冰在堆积之后沿坡向下移动也会对分析结果产生影响，在接近冰芯底部的老的冰层常常比接近表面的年青的冰层移动的距离更远。这意味着垂直方向钻孔取样得到的冰芯样品不一定能采集到这一点上堆积的全部的冰，底部的物质可能是从冰盖的高处滑下来的，这样，无论外界是否真发生过气候变化，从这些冰层测出的温度可能比现在冷。 第三节 中国冰川与冰芯记录 一、 中国冰川特征 中国是世界上中低纬度山岳冰川最发达的国家，冰川总面积约为58650km2，所含水资源总量达51440108m3（统计截止1987年），除了南极大陆和格陵兰两大冰盖外，中国冰川数量仅次于加拿大、苏联和美国，在亚洲遥居首位。第四纪冰期时的冰川范围比现在要大好几倍。冰川的存在与中国西部地区人民的生活和建设有密切的关系。它既是宝贵的资源，又是在若干地区形成严重灾害的发源地；它也是山地环境的组成要素，给山地和山麓平原的水文、地貌、第四纪地质、植被、土壤以至绿洲的生成和人类活动以重要影响；它所含的气候和环境信息，在了解过去预测未来的研究中将发挥越来越显著的作用。 中国现代冰川分布在辽阔的西部高山高原，北起阿尔泰山（4910′N），南达云南的玉龙（约27N），东自四川西北松潘以东的雪宝顶（约10345′E），西达东帕米尔的中苏边境。各区域冰川面积统计如表3-1，按山系分为12个冰川区。现自北而南分别予以简述之。 二、 古里雅冰川 九十年代初，姚檀栋等对古里雅冰帽进行了全面的冰川学研究。在青藏高原西北边缘的西昆仑山古里雅冰帽钻取了长达309m的冰芯。姚檀栋等基于309m冰芯，研究了近2000年来的气候环境变化。在这一节里将介绍姚檀栋等研究结果。 古里雅冰芯是继敦德冰芯以后，在青藏高原钻取的又一深孔冰芯，也是目前在极地以外山地冰川所钻取的最长的一根冰芯。 古里雅冰芯些取自青藏高原西北边缘的西昆仑山古里雅冰帽。古里雅冰帽位于青藏高原最大的现代冰川作用中芯。从叶尔羌河谷地至东经8330′发育冰川4306条，冰川面积8438km2，占整个西昆仑山冰川总面积的3/4。古里雅冰帽所处的甜水海至古里雅山口之间冰川更为发育，面积在3300km2以上。这里不仅发育有特别典型的平顶冰川和冰帽，也发育有长度达2030km的大型山谷冰川。古里雅冰帽顶部面积131.75km2，若计算西面和东面与之相连的冰舌，则冰帽面积可达376.05km2。该冰帽的顶部高度为6700m。平均厚度200m以上，最大厚度350m，是迄今在中低纬度山地冰川所发现的最大和最厚的冰帽。 表3-1 中国现代冰川分布与数量 编号 山区 雪线高度 （m） 冰川条数 （条） 冰川面积 （km2） 冰储量 km3 资料来源 Ⅰ 阿尔泰山 28003350 416 293.20 16.49 刘潮海等，1982，含穆套秦岭北坡 Ⅱ 天山 36004300 8908 9195.98 1010.67 中国科学家兰州冰川冻土研究所，1986，含穆套岭南坡 Ⅲ 祁连山 44005400 2859 1972.50 95.44 王宗太等，1981，含阿尔金山东段 Ⅳ 昆仑山 45006000 7774 12482.20 1302. 08 据惠安、安瑞珍、张振栓、焦克勤，1985年统计，含阿尔金山西段 Ⅴ 帕米尔 42005900 2112 2992.85 248.73 据王宗太1987年按冰川目录调整 Ⅵ 喀喇昆仑山 50005600 1848 4647.17 604.49 据杨惠安、安瑞珍、张振栓、焦克勤，1985年统计，缺什约河源 Ⅶ 羌塘高原 51006200 1821 3108.81 263.01 据焦克勤、张振栓1985年统计，含阿里喀喇昆仑山 Ⅷ 唐古拉山 54005700 936 2082.00 62.00 据张林源1979年粗略统计 Ⅸ 冈底斯山 58006000 3099 1667.75 50.32 据张振栓、焦克勤、郑本兴1986年统计，含斑公山及巴皮山 Ⅹ 念青唐古拉山 46005600 2966 7536 377.00 据李吉均等1986年粗略统计，含岗日嘎布山 Ⅺ 横断山 46005500 1680 1617.62 106.99 据蒲建辰1986年统计 Ⅻ 喜马拉雅山 4306