崔 航, 曹廣超, 陳克龍, 郭 華, 蔣 剛
(1.青海師范大學(xué)青藏高原地表過程與生態(tài)保育教育部重點實驗室,青海西寧810008;2.青海師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室,青海西寧810008;3.青海師范大學(xué)外國語學(xué)院,青海西寧810008)
雄踞北半球中低緯度的青藏高原及毗鄰山地分布有除極地外數(shù)量最多的現(xiàn)代冰川,其中中國境內(nèi)共發(fā)育有46 377條現(xiàn)代冰川,冰儲量達5 600.25 km3[1]。在第四紀冰期與間冰期旋回中,青藏高原及毗鄰山地頻繁且廣泛地經(jīng)歷了古冰川作用,留下了豐富的古冰川遺跡[2-4]。此外,青藏高原及毗鄰山地海拔高、地勢險峻、范圍廣闊且地理位置獨特,對區(qū)域或全球的氣候變化反映靈敏[5-7],是研究全球氣候變化背景下冰川發(fā)育與地貌演化的熱點地區(qū)。因此,利用冰川地貌定量重建青藏高原及毗鄰山地各次冰川作用時的氣候特征,對深入探討區(qū)域或區(qū)域間冰川變化與氣候波動間的關(guān)系具有重要意義[8-9]。
利用冰川地貌定量重建冰川作用時古氣候特征(氣溫與降水)的方法主要有兩種:一是應(yīng)用計算冰川物質(zhì)平衡線高度(equilibrium-line altitude,ELA)的算法重建古冰川的ELA[10-13],進而與現(xiàn)代ELA相對比得到ELA的變化量,最終結(jié)合基于ELA變化的氣候重建模型反演冰川作用時的氣候特征[14-17];二是以研究區(qū)或其周邊的現(xiàn)代氣象資料(氣溫與降水)為輸入數(shù)據(jù),應(yīng)用模擬冰川消融過程的模型,如度日模型反演冰川作用時古冰川不同海拔處的物質(zhì)平衡,進而根據(jù)相應(yīng)的模擬目標(biāo)重建冰川作用時的氣候特征[15,18-25]。冰川的ELA和物質(zhì)平衡與氣溫和降水的關(guān)系密切[26-29],對二者的變化反映靈敏,是氣候變化最直接的反映。當(dāng)冰川作用時氣溫(降水)的值能夠通過其他古氣候代用指標(biāo)(如孢粉、化石等)加以限定時,基于上述模型就可獲取冰川作用時降水(氣溫)的變化量[14-25]。
目前,青藏高原及毗鄰山地第四紀冰川的研究主要集中于冰川遺跡的年代測定,獲得了大量的絕對年代數(shù)據(jù)[19,30-34],基于此構(gòu)建了中國近80萬年以來的冰川演化序列,由老到新分別為對應(yīng)于MIS 18~16的“昆侖冰期”、對應(yīng)于MIS 12的“中梁贛冰期”、對應(yīng)于MIS 6的“古鄉(xiāng)冰期”、對應(yīng)于MIS 4~2的“大理冰期”和對應(yīng)于MIS 1的全新世以來的冰川作用事件[35-36]。然而,由于青藏高原及毗鄰山地面積廣闊,現(xiàn)有的定量反演的古氣候資料較少且分布不均勻[37],不利于探討區(qū)域或區(qū)域間第四紀冰川的演化規(guī)律。此外,高海拔區(qū)的古氣候數(shù)據(jù),尤其是利用冰川地貌定量重建的古氣候數(shù)據(jù)稀少。研究表明,氣溫波動值在不同海拔是有差異的,低海拔區(qū)要低于高海拔區(qū)[38-40],而在高海拔區(qū),尤其是冰川區(qū)利用冰川地貌定量重建的冰川作用時的古氣候特征,是探討冰川進退與氣候變化間關(guān)系最關(guān)鍵的指標(biāo)。因此,本文總結(jié)分析了目前在第四紀冰川研究中常用的幾種基于古冰川的氣候重建模型,然后依據(jù)青藏高原及毗鄰山地已有的基于古冰川的氣候重建數(shù)據(jù),探討影響冰川發(fā)育的驅(qū)動因子,為闡釋冰川變化與氣候波動間的關(guān)系提供理論依據(jù)。
(1)ELA處氣溫與降水關(guān)系模型(P-T模型)
研究表明,氣溫和降水的變化是導(dǎo)致冰川ELA升降的重要因素,ELA變化是二者相耦合的結(jié)果[41-43]。因此,根據(jù)現(xiàn)代冰川ELA處氣溫和降水觀測數(shù)據(jù)構(gòu)建的關(guān)系式被廣泛的應(yīng)用于氣候重建的研究中[15,17]。應(yīng)用P-T模型時,首先利用ELA的變化量及氣溫遞減率求得由于ELA位置變化導(dǎo)致的氣溫變化量。然后假定冰期時冰川ELA處氣溫和降水的關(guān)系與現(xiàn)代的相一致,根據(jù)孢粉記錄、湖泊水位等古降水代用指標(biāo)求得降水變化量,進而將其代入ELA處氣溫和降水的關(guān)系式中,得到由于降水波動導(dǎo)致的氣溫變化量,最后將上述求得的兩個氣溫變化量相加即為冰川作用時氣溫的波動值。
(2)氣溫遞減率模型(lapse-rate model,LR模型)
與P-T模型相比,LR模型還考慮了積累梯度對模擬結(jié)果的影響[44]。此外,LR模型應(yīng)用ELA處冰川積累量與溫度的轉(zhuǎn)換系數(shù)f,將由于ELA的升降導(dǎo)致的降水變化量轉(zhuǎn)化為相應(yīng)的氣溫變化量。
式中:ELA1為現(xiàn)代冰川的ELA(m);ELA2為冰川作用時古冰川的ELA(m);T1為現(xiàn)代冰川在ELA2處的氣溫(℃);T2為冰川作用時古冰川在ELA2處的氣溫(℃);c1為現(xiàn)代冰川在ELA2處的積累量(mm);c2為冰川作用時古冰川在ELA2處的積累量(mm);f為ELA處冰川積累量與溫度的轉(zhuǎn)換系數(shù)(℃·mm-1)。
(3)能量與物質(zhì)平衡模型(energy and mass balance model,EMB模型)
EMB模型根據(jù)冰川ELA處積累量與消融量的等量關(guān)系及能量平衡,構(gòu)建ELA的變化量與氣溫、積累量及影響冰川消融的能量因子(太陽輻射、潛熱交換和湍流交換等)變化量間的關(guān)系式[44-47]。
式中:z為海拔(m);Δh為ELA的變化量(m);K為形成附加冰時的融化耗熱量與沒有形成附加冰時融化耗熱量的比值,其值介于1~5/3之間[46];τ為消融期天數(shù)(通常取平均值);Lm為融化潛熱,其值為0.334 MJ·kg-1[47];Lv與Ls為氣化潛熱和升華潛熱,其值分別為2.514 MJ·kg-1、2.848 MJ·kg-1(當(dāng)冰川表面溫度≥0℃時,使用Lv;當(dāng)冰川表面溫度<0℃時,使用Ls)[48];αs為塊體交換系數(shù)(MJ·m2·d-1·℃-1);αr為一常數(shù),其值為4×σ×273.153(σ為斯蒂芬-波爾茲曼常數(shù),σ=4.9×10-9MJ·m-2·d-1·℃-4);ΔQR、ΔQL、ΔTa和Δc分別為ELA處太陽輻射量、蒸發(fā)(升華)耗熱量、氣溫和積累量的變化量(單位分別為MJ·m-2、MJ·m-2、℃、mm);?c/?z、?QR/?z、?Ta/?z和?QL/?z分別為積累量、太陽輻射量、氣溫和蒸發(fā)(升華)耗熱量隨海拔變化的梯度(單位分別為mm·m-1、MJ·m-2·m-1、℃·m-1、MJ·m-2·m-1)。
(1)度日模型(degree-day model)
度日模型基于冰川的融化量和正積溫之間的線性關(guān)系。
式中:Δt為時間間隔,即把冰川的消融期n等分的時間;a為冰川表面在Δt內(nèi)的融化量(mm);T(n)為Δt內(nèi)的正積溫(℃);DDF為度日因子(degree-day factor,單位為m·d-1·℃-1)。
應(yīng)用度日模型模擬冰川物質(zhì)平衡時,認為冰川海拔z處的消融量a(z)和積累量c(z)分別可用該海拔處的冰川表面融化量(由度日模型求得)和固態(tài)降水量代替[49-50],則冰川海拔z處的物質(zhì)平衡M(z)為
式中:T+(z)為海拔z處的正積溫(℃)。
重建古氣候時,首先基于研究區(qū)或其周邊的氣溫和降水?dāng)?shù)據(jù)、適宜的DDF值及式(4)模擬在現(xiàn)代氣候條件下的古冰川物質(zhì)平衡,然后根據(jù)模擬目標(biāo),如古冰川的總物質(zhì)平衡為0[15]或古冰川積累區(qū)面積比率(area altitude ratio,AAR)為0.65[18],設(shè)定氣溫和降水變化的步長,改變氣溫與降水的值以達到模擬目標(biāo),進而得到一系列的氣溫與降水組合,結(jié)合其他古氣候記錄對模擬結(jié)果進行限定,即可得到冰期時的古氣候特征。
(2)耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型
耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型的基礎(chǔ)是冰川熱力學(xué)和動力學(xué),將冰川物質(zhì)平衡的模擬和冰川流動過程的模擬相耦合,以匹配相應(yīng)冰川遺跡(如側(cè)磧壟、終磧壟)的位置為模擬目標(biāo)重建相應(yīng)冰川作用時的古氣候特征[19-20,51-52]。模型主要分為兩個部分,即模擬冰川物質(zhì)平衡的模型和模擬冰川流動過程的模型。目前,模擬冰川物質(zhì)平衡的模型主要有兩類,能量模型和度日模型。其中能量模型雖精度高,但其所需參數(shù)較多,對于能量平衡監(jiān)測數(shù)據(jù)匱乏的青藏高原及毗鄰山地而言并不適用。青藏高原及毗鄰山地已有的基于耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型的古氣候重建多是應(yīng)用度日模型[式(4)]模擬冰川的物質(zhì)平衡[19-25],模擬冰川流動過程則是基于以下質(zhì)量守恒方程。
式中:M為冰川的物質(zhì)平衡(mm·a-1);H為冰川的厚度(m);t為時間(a);qx和qy分別為冰川在水平面上沿x和y方向的冰通量(m2·s-1)。
冰通量為H和冰川的水平速度在垂直方向上的平均值U的乘積。
U由冰川內(nèi)部變形速度Ud和底部滑動速度Us組成。
式中:A和B分別為冰川內(nèi)部變形速度與底部滑動速度的系數(shù)(通常取A=1.0×10-7a-1·Pa-3,B=1.5×10-3m·a-1·Pa-1[52]);m、n分別為其指數(shù)(通常取m=3,n=2[52]);f為調(diào)節(jié)變形速度和滑動速度所占流動速度比例的參數(shù),通常取f=0.5[52];τ為基底剪切應(yīng)力。
式中:ρ為冰的密度(0.9 g·cm-3);g為重力加速度(9.8 m·s-2);α為冰川表面的坡度(°)。
耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型基于現(xiàn)代氣象觀測資料及研究區(qū)的數(shù)字高程模型(digital elevation model,DEM),設(shè)置不同的氣溫和降水變化組合以達到模擬目標(biāo),進而得到一系列氣溫降低值和降水波動值,之后結(jié)合其他氣候記錄對得到的結(jié)果加以限定,最終得到相應(yīng)冰川作用期的古氣候狀況[19-25,51-52]。
不同模型因其原理、所需數(shù)據(jù)量等的差別使得其適用性存在差異?,F(xiàn)代冰川的監(jiān)測需要投入大量的人力和物力,耗時長且需進行重復(fù)觀測,難以大范圍的推廣。此外,監(jiān)測的數(shù)據(jù)分散且大多數(shù)冰川觀測的時間序列較短[53]。因此,對于模型的選取應(yīng)基于研究區(qū)的具體特征加以遴選,避免不必要的誤差。與上述其他模型(其中耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型指的是應(yīng)用度日模型模擬古冰川的物質(zhì)平衡時的情況,下同)相比,EMB模型包含了幾乎所有影響冰川變化的氣候因素[54-55],所需數(shù)據(jù)最多,在數(shù)據(jù)充足的情況下其精度也是最高的。然而在實際應(yīng)用中EMB模型所需的參數(shù)往往難以全部獲取,因此需根據(jù)研究區(qū)的具體特征對模型進行相應(yīng)的簡化,增強模型的適用性[56]。如對青藏高原及毗鄰山地的海洋型冰川和部分亞大陸型冰川而言,冰川消融主要由于冰川表面的融化所致,蒸發(fā)(升華)引起的冰川消融可忽略不計[57-58],此時應(yīng)用EMB模型能大幅簡化模型的計算,進而增強了模型的適用性。P-T模型、LR模型所需數(shù)據(jù)為研究區(qū)DEM、氣溫和降水等觀測資料[17,56,59],而度日模型和耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型與之相比還需研究區(qū)現(xiàn)代冰川的DDF值(通常是經(jīng)驗統(tǒng)計或應(yīng)用模型驗證的數(shù)值)[15,19-25]。因此,這四種模型所需數(shù)據(jù)較少,適用性強,即使對于沒有氣象監(jiān)測的區(qū)域,通過周邊氣象站觀測數(shù)據(jù)的擬合亦可獲取該區(qū)域氣溫和降水的分布情況[15,19-25],進而應(yīng)用P-T模型、LR模型、度日模型和耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型定量重建古氣候。此外,P-T模型、LR模型、EMB模型和度日模型需要依據(jù)冰川地貌的識別及年代判定重建出相應(yīng)冰川作用時的古冰川范圍,當(dāng)根據(jù)冰川遺跡難以恢復(fù)相應(yīng)的古冰川作用范圍時則不能應(yīng)用這四種模型。而耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型通過對冰川物質(zhì)平衡和冰川流動過程的模擬來匹配冰川遺跡的位置[51-52],依據(jù)殘存的冰川遺跡亦可恢復(fù)古冰川的范圍[60]。因此,在應(yīng)用基于古冰川地貌的氣候重建模型反演冰川作用時的氣候狀況時,應(yīng)根據(jù)研究區(qū)的特征選取相應(yīng)的模型,尤其是在數(shù)據(jù)充足的情況下盡可能的綜合應(yīng)用多種模型重建古氣候,并對比分析各個模型的結(jié)果,提高模擬結(jié)果的精度和可信度。
然而在應(yīng)用P-T模型、LR模型、度日模型和耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型定量重建古氣候時往往難以在研究區(qū)獲得模型所需的監(jiān)測數(shù)據(jù),相應(yīng)的數(shù)據(jù)多是通過現(xiàn)有的數(shù)據(jù)統(tǒng)計分析獲取[15,19-20,23,60],這樣難免會代入相應(yīng)的誤差。已有研究表明[60],即使是基于能量平衡模擬冰川物質(zhì)平衡的耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型(所需數(shù)據(jù)充足的情況下幾乎是最為精準的模擬方法),模型的誤差也在1℃左右,其他類型的模型誤差更大(如度日模型的誤差要明顯大于這一值[18])。此外,模型所需的參數(shù)、變量多是取一個范圍而非單一值[15,19-20,23],以期能夠盡可能地捕獲冰川作用時的古氣候特征。因此,對于模型結(jié)果的驗證主要是通過與其他古氣候指標(biāo)進行對比,進而增強模擬結(jié)果的可信度[15,19-20,23]。
目前,隨著測年技術(shù)在第四紀冰川研究中的應(yīng)用,尤其是測年精度的提升,冰期中冰川作用事件的細化研究越來越受到重視,在青藏高原及毗鄰山地發(fā)現(xiàn)了大量對應(yīng)于MIS 3[61-62]、晚冰期[63-64]和全新世早、中期[65-66]的多次冰川作用記錄。這些對應(yīng)于氣候較暖階段(與深海氧同位素偶數(shù)階段相比)冰川作用的發(fā)現(xiàn)引發(fā)了對冰川作用驅(qū)動因子的爭論。Owen研究組認為氣候較暖階段太陽輻射強,增強的南亞季風(fēng)帶來了豐沛的降水(在冰川區(qū)以固態(tài)降水為主),進而導(dǎo)致冰川的積累量增加且超過由于氣溫升高而引起的消融,ELA下降,冰川前進[61,66-68]。然而,現(xiàn)代冰川物質(zhì)平衡模擬的結(jié)果表明氣溫是驅(qū)動冰川變化的主要因子[69-70],當(dāng)氣溫升高1℃時,若要冰川處于穩(wěn)定狀態(tài),則需降水量增加約25%[71-72]。因此,對于氣候較暖階段冰川作用,如MIS 3冰川作用,國內(nèi)學(xué)者多認為是這一時期中階段冷濕的氣候所致[4,15,62-63,73]。二者的爭議主要聚焦于氣溫與降水在驅(qū)動冰川變化時所占的比重,而探討這一問題的關(guān)鍵因素是基于古冰川地貌的氣候重建數(shù)據(jù)(氣溫與降水變化的組合)。
目前,青藏高原及毗鄰山地已有的基于古冰川地貌的氣候重建數(shù)據(jù)如圖1所示。全球標(biāo)準深海氧同位素曲線顯示,MIS 6是溫度異常低持續(xù)時間非常長的時段[74]。Zhou等[17]應(yīng)用P-T模型重建了藏東南波堆藏布谷地古鄉(xiāng)冰期(MIS 6)的古氣候特征,結(jié)果表明當(dāng)冰期時降水為現(xiàn)代降水的60%時,氣溫比現(xiàn)代低7.8℃,氣溫的降低是這次冰川作用的驅(qū)動因素。
圖1 青藏高原及毗鄰山地基于古冰川的氣候重建數(shù)據(jù)[15-17,19-25,75-76]Fig.1 Reconstructed air temperature series(up)and precipitation proportion relative to modern precipitation series(down)in the Tibetan Plateau and adjacent mountains[15-17,19-25,75-76]
全球標(biāo)準深海氧同位素曲線[74]及西昆侖山脈古里雅冰芯[77]的δ18O記錄表明MIS 5/4氣溫比現(xiàn)代低;湖北三寶洞[78-79]和江蘇葫蘆洞[80]石筍的δ18O記錄顯示MIS 5/4降水較之現(xiàn)代更為豐沛。Xu等[22]基于耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型重建了青藏高原西北部塔什庫爾干流域Kuzigun谷地MIS 5/4冰川作用時的古氣候,發(fā)現(xiàn)當(dāng)時的降水大于現(xiàn)代降水的140%時,與現(xiàn)代相比,此次冰川作用時的氣溫降低值為<4℃,豐沛的降水和較低的氣溫相耦合導(dǎo)致了這次冰川前進。
MIS 3(32~58 ka)是末次冰期的間冰段,據(jù)西昆侖山脈的古里雅冰芯記錄顯示[81],MIS 3按時間先后可分為a、b、c三個亞階段,其中MIS 3a與MIS 3c時的δ18O值比現(xiàn)代高,氣溫分別比現(xiàn)代高4℃、3℃,而在中期MIS 3b時的δ18O值比現(xiàn)代低,氣溫比現(xiàn)代低5℃[73]。MIS 3a與MIS 3c青藏高原上夏季風(fēng)的增強使得這兩個亞階段的降水量增加,降水量相當(dāng)于現(xiàn)代降水量的140%~200%[82-84]。而在MIS 3中期夏季風(fēng)的強度較低,降水量減少[84]。Rao等[85]基于現(xiàn)代C3植物的δ13C和降水量的關(guān)系定量重建了末次冰期至全新世期間青藏高原東北緣臨夏塬堡剖面夏季降水的變化量,發(fā)現(xiàn)MIS 3中期的降水量相當(dāng)于現(xiàn)代降水量的50%~100%。末次冰盛期(Last Glacial Maximum,LGM)(MIS 2)氣候嚴寒且干燥,青藏高原上的氣溫與現(xiàn)代相比降低了6~9℃,降水量減少了30%~70%[84]。與MIS 3相比,此時極低的降水量使得冰川上的固態(tài)降水減少,不利于冰川的積累與發(fā)育[82,86]。目前,青藏高原及毗鄰山地已有的10Be暴露年代數(shù)據(jù)表明,在高原上的某些區(qū)域(如達里加山地區(qū)[4])MIS 3冰川作用的規(guī)模明顯大于LGM時期。據(jù)青藏高原及毗鄰山地已有的基于古冰川地貌的氣候重建結(jié)果顯示,當(dāng)MIS 3、LGM的降水分別為現(xiàn)代降水的50%~200%、30%~80%時,氣溫較之現(xiàn)代分別降低了-0.2~6.8℃[15,21-22,25]、2.13~8℃[16-17,19-22,25,75-76](圖1)。因此,MIS 3氣溫較之LGM時期更高,且降水更為豐沛,增加的降水量導(dǎo)致MIS 3冰川區(qū)的積累量增多,抵消甚至是超過了由于氣溫的差異導(dǎo)致的冰川消融量的變化,進而使得MIS 3冰川作用的范圍超過LGM時期。然而,現(xiàn)有的MIS 3基于古冰川的氣候重建數(shù)據(jù)僅在季風(fēng)區(qū)有相關(guān)成果發(fā)表[15,21-22,25],在西風(fēng)區(qū)則缺乏相應(yīng)的研究,不利于區(qū)域間冰川演化模式的對比分析,亟待加強。
Heinrich事件(簡稱H事件)是指在末次冰期期間一系列時間跨度上千年或是幾百年的極端冷事件[87],其中H1的年代為16.8 ka[87-88]。據(jù)西昆侖山古里雅冰芯記錄[81],H1時期的氣溫較現(xiàn)代明顯偏低。Xu等[24]應(yīng)用耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型重建了念青唐古拉山中段桑丹康桑峰北坡兩個谷地內(nèi)對應(yīng)于H1時期的冰川作用的氣溫和降水狀況,結(jié)果表明當(dāng)H1時期的降水量為現(xiàn)代降水量的60%~70%時,氣溫與現(xiàn)代相比降低了2.6~2.8℃,氣溫的降低是驅(qū)動這次冰川作用的主要因素。
晚冰期(Late Glacial,12~16 ka)是指LGM結(jié)束之后至新仙女木(Younger Dryas,YD)事件之間的冰川活動,又稱為近冰階[89]。基于耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型,Xu[20]重建了青藏高原東南部的雀兒山晚冰期時的古氣候,結(jié)果表明當(dāng)晚冰期時的降水量為現(xiàn)代降水量的80%~100%時,氣溫比現(xiàn)代低3.4~3.7℃,氣溫的降低是這次冰川作用的驅(qū)動因素。
新冰期是指進入全新世晚期后氣溫降低,青藏高原及毗鄰山地普遍經(jīng)歷了1~3次冰川作用的時段[36]。據(jù)耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型的模擬結(jié)果顯示[20,23],新冰期時青藏高原東南部的雀兒山和貢嘎山海螺溝氣溫比現(xiàn)代低0.3~3.1℃,而此時的降水相當(dāng)于現(xiàn)代降水的80%~120%,冷濕的氣候是冰川作用的驅(qū)動因素。
小冰期(Little Ice Age,LIA)氣候極不穩(wěn)定,據(jù)青藏高原東北緣祁連山敦德冰芯的δ18O記錄[90],在公元1420—1520年、1570—1680年和1770—1890年間氣溫明顯降低,在青藏高原及毗鄰山地現(xiàn)代冰川的外圍一般沉積有1~3道終磧壟,冰磧物風(fēng)化很弱,冰磧壟上沒有土壤發(fā)育且無植被覆蓋[89]。Xu等[23]應(yīng)用耦合冰川物質(zhì)平衡-流動模型重建了貢嘎山海螺溝LIA時的古氣候,發(fā)現(xiàn)當(dāng)LIA時的降水為現(xiàn)代降水的80%~120%時,氣溫較之現(xiàn)代降低了1~2.2℃,冷濕的氣候是冰川作用的驅(qū)動因素。
基于冰川地貌的氣候重建模型將影響冰川變化的氣候驅(qū)動因子及其過程概化為模型,是探討冰川與氣候變化之間關(guān)系的有效手段。不同模型由于其原理、所需數(shù)據(jù)量等的差別導(dǎo)致它們的適用性有所不同,應(yīng)用時需根據(jù)冰川區(qū)的具體特征(如冰川類型、氣候條件及氣候觀測數(shù)據(jù)等)選取適宜的模型,綜合應(yīng)用多種模型進行運算,可有效提高模擬的精度。
青藏高原及毗鄰山地已有的基于古冰川地貌的氣候重建數(shù)據(jù)表明,MIS 6以來多次冰川變化為氣溫變化驅(qū)動,而冰川規(guī)模的大小還受降水變化的影響,MIS 3中期較之LGM時期較為豐沛的降水使得MIS 3中期的冰川作用規(guī)模明顯超過LGM時期的。然而,相對于青藏高原及毗鄰山地大量的第四紀冰川測年數(shù)據(jù)而言,現(xiàn)有的基于古冰川地貌的氣候重建數(shù)據(jù)稀少且分布不均勻,如MIS 3相應(yīng)的氣候重建數(shù)據(jù)僅存在于季風(fēng)區(qū)。此外,基于古冰川的氣候重建數(shù)據(jù)主要集中于末次冰期,尤其是MIS 3和LGM時期,更老及末次冰期結(jié)束以來的基于古冰川的氣候重建數(shù)據(jù)嚴重不足,不利于區(qū)域或區(qū)域間冰川演化規(guī)律的對比分析。因此,結(jié)合青藏高原及毗鄰山地已有的第四紀冰川絕對年代數(shù)據(jù),應(yīng)用基于古冰川的氣候重建模型反演不同區(qū)域、不同期次冰川作用時的古氣候特征是目前第四紀冰川研究中亟待開展的工作。