藏南冰前湖槍勇錯近百年沉積速率變化及冰川進退反演*

張 潤，金章東，張 飛，張小龍，李良波，徐 陽，徐柏青,5

(1：中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所，黃土與第四紀地質(zhì)國家重點實驗室，西安 710061) (2：中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049) (3：中國科學(xué)院第四紀科學(xué)與全球變化卓越創(chuàng)新中心，西安 710061) (4：中國科學(xué)院青藏高原研究所，青藏高原環(huán)境變化與地表過程重點實驗室，北京 100101) (5：中國科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心，北京 100101)

湖泊作為流域地表風化物質(zhì)的最終聚集地，其沉積具有分辨率高、沉積記錄連續(xù)等優(yōu)點，對湖泊沉積物進行研究可以揭示區(qū)域氣候及環(huán)境變遷歷史[1-3]. 沉積速率作為湖泊沉積學(xué)研究的手段之一，是指在重力作用下的沉積物和不同理化性質(zhì)的流體與外界環(huán)境相互作用并在單位時間內(nèi)堆積的沉積物的厚度[4]. 沉積速率不僅可以反映沉積過程，也可以定量確定外源或內(nèi)源物質(zhì)的沉積環(huán)境[5]. 不同時間尺度沉積速率的變化模式可以反映湖泊不同的演化特征，長時間尺度沉積速率反映地質(zhì)歷史時期湖泊的形成演化過程，短時間尺度沉積速率則體現(xiàn)了近現(xiàn)代湖泊的水動力及與區(qū)域物質(zhì)的交換過程[6].

工業(yè)革命以來，全球地表升溫速率(特別是北半球)已達到過去2000 a來的最大值[7-8]. 在全球氣候變暖背景之下，喜馬拉雅地區(qū)的冰川明顯退縮[9]，冰川物質(zhì)強烈虧損對冰川補給湖泊造成了巨大影響[10]. 冰前湖的水源主要由冰川融水補給，其沉積物作為冰川變化的忠實記錄者，保存著豐富的地質(zhì)信息，對冰川及氣候變化均有良好響應(yīng)[11-17]. 近百年來青藏高原冰川劇烈波動，前人利用冰前湖沉積的粒度、磁學(xué)、元素地球化學(xué)和孢粉等指標研究冰川變化，但是利用沉積速率來揭示冰川變化的研究鮮有報道.

對湖泊沉積物進行精確定年是重建區(qū)域環(huán)境變化歷史的前提和關(guān)鍵所在.210Pb和137Cs定年方法具有分辨率高、年代結(jié)果可靠等優(yōu)點，這兩種方法在年代結(jié)果上可以相互印證，已被廣泛地運用到湖泊沉積物年齡的研究中[2,5,18-23]. 本研究通過210Pb和137Cs的活度限定藏南冰前湖槍勇錯沉積物的年代，計算出近百年來不同時段槍勇錯沉積物的沉積速率，進而利用沉積速率揭示工業(yè)革命以來槍勇冰川的變化歷史，并探討在全球變暖的氣候背景下溫度變化對槍勇冰川變化的影響.

1 研究區(qū)概況

槍勇錯(28°53′20.40″～28°53′31.56″N，90°13′26.04″～90°13′36.48″E，湖面海拔4875 m)位于青藏高原南部、喜馬拉雅山北坡、雅魯藏布江南岸(圖1a，b)，是一個由冰川后退遺留下的、由終磧壟所包圍形成的典型冰前湖. 槍勇錯南北兩側(cè)均發(fā)育較大規(guī)模冰川，其南部為卡魯雄峰(海拔6674 m)，北部為寧金崗桑峰(海拔7191 m)，冰川融水補給的卡魯雄曲流經(jīng)槍勇錯下游(圖1c). 槍勇錯南北長約340 m、東西寬約280 m，面積約0.1 km2，距南部槍勇冰川直線距離約1 km，湖水主要來源于上游槍勇冰川的融水補給(圖1c，d). 區(qū)域內(nèi)分布有多期次的冰磧壟[24]，基巖以板巖、砂頁巖為主，第四紀冰磧物廣泛分布于湖區(qū)周圍. 槍勇冰川發(fā)源于卡魯雄峰，屬于大陸型冰川，冰川最大長度約5 km，分布面積約7 km2，冰川末端的海拔約5000 m[25]，冰川融水除了補給北坡的槍勇錯外，還經(jīng)下游的卡魯雄曲向東流入沉錯和羊卓雍錯. 根據(jù)遙感影像顯示，槍勇冰川北坡的融水幾乎全部流入槍勇錯，繼而經(jīng)槍勇錯流出至卡魯雄曲.

研究區(qū)屬于藏南高山谷地高原溫帶半干旱氣候[26]，在夏季主要受印度季風控制，冬季則主要受西風帶的影響[27]. 據(jù)槍勇錯最近的浪卡子縣氣象站(海拔4470 m)在1962-2014年間的資料顯示，當?shù)啬昃邓?80 mm，降水主要集中在夏季(6-8月)；年均溫3.4℃，其中7、8月平均溫度最高[25,27].

2 材料與方法

2.1 樣品采集與測試

于2017年7月在槍勇錯進行湖泊沉積物巖芯鉆取工作，取得105 cm長巖芯一支，編號為QY5，鉆孔(28°53′23.65″N，90°13′33.45″E)位于槍勇錯上游，湖泊南部偏東，水深19 m(圖1d). 整個柱狀巖芯巖性以青灰色黏土質(zhì)粉砂為主，樣品按0.5 cm等間距進行分割，共獲取樣品210個. Zhang等[27]于2007年在槍勇錯中心部位取得QY-3巖芯一支(圖1d)，與QY5鉆孔的直線距離約100 m. 下文討論時用到的QY-3數(shù)據(jù)由中國科學(xué)院青藏高原研究所提供.

圖1 研究區(qū)地理位置(a、b)以及槍勇錯、卡魯雄峰(槍勇冰川)和寧金崗桑峰分布(c)和 湖區(qū)遙感圖(d)(圖中QY5和QY-3分別為本研究和文獻[27]中鉆孔的位置)Fig.1 An overview geographical map of the study area (a, b), distribution of Qiangyong Co, Mt. Kaluxung (Qiangyong glacier) and Mt. Noijinkangsang (c)， remote sensing imagery of Qiangyong Co catchment (d), with two core sites of QY5 (this study) and QY-3 (from reference [27])

選用40個QY5樣品進行210Pb和137Cs測試，以限定槍勇錯沉積物年代，其中前30個樣品以1 cm間隔取樣，第31～35個樣品以2 cm間隔取樣，第36～40個樣品以5 cm間隔取樣.210Pb和137Cs測試在中國科學(xué)院南京地理與湖泊研究所湖泊與環(huán)境國家重點實驗室測試完成. 測試儀器采用美國ORTEC公司生產(chǎn)的高純鍺γ能譜儀，其探頭型號為GWL-120-15. 測試流程：取足量樣品烘干，去除大塊有機質(zhì)，研磨成粗細均勻的粉末狀，裝入測試樣品盒，密封10天，直接放入探測器井，測量時間一般按4萬～8萬秒(樣品計數(shù)定).210Pb、137Cs和226Ra的標準由中國原子能研究院提供，通過能譜儀測出總210Pb比活度，非補償210Pb(210Pbex)通過總210Pb扣除226Ra比活度得到.210Pb和137Cs的最低檢測限分別為0.15和0.12 Bq/kg.

2.2 年代限定

137Cs作為一種人為產(chǎn)生的放射性核素，在核試驗之后通過大氣環(huán)流作用散播在全球表層沉積環(huán)境中. 1945年全球首顆原子彈爆炸，由于全球核試驗頻發(fā)，1954年北半球大氣中的137Cs含量開始明顯上升，北半球在1963年達到最高值. 1986年切爾諾貝利核電站泄露事件導(dǎo)致北半球部分地區(qū)表層沉積物中的137Cs含量出現(xiàn)次級蓄積峰值[28-29]，也有研究認為，在青藏高原大部分地區(qū)不存在明顯的1986年137Cs蓄積峰，而只存在1963年的137Cs峰值[30-33]. 因此，可利用137Cs在沉積物垂向剖面上的最大峰值(對應(yīng)1963年)作為沉積物定年的時間標尺，1986年的次級蓄積峰可為部分地區(qū)的湖泊沉積物定年提供參考[28,34-35]. 在湖泊沉積過程中，137Cs的分子擴散作用可能導(dǎo)致其垂向分布特征發(fā)生變化，甚至發(fā)生上下遷移[36]，但其蓄積峰的位置卻不會改變，并不影響年齡斷代的標志意義[31,37-38]. 本文利用137Cs蓄積峰的位置計算槍勇錯沉積物的沉積速率：

S=D/(T0-Tm)

(1)

式中，S為平均沉積速率，cm/a；D為沉積物中137Cs峰值對應(yīng)的深度，cm；T0為采樣年代，a(本文中為公元2017年)；Tm為137Cs各個峰值所對應(yīng)的年代，a.

對210Pbex比活度數(shù)據(jù)進行處理和計算的方法有CIC模式(constant initial concentration)和CRS模式(constant rate of supply). CIC模式適用于210Pb輸入通量與湖泊沉積堆積速率保持恒定的條件，該模式下的湖泊沉積物主要來自于區(qū)域表層物質(zhì)的侵蝕，210Pb含量受到了陸源碎屑物的影響，即外界碎屑物輸入湖泊的同時也會導(dǎo)致210Pb增加[19,21]. CRS 模式適用于210Pb輸入通量不變、沉積堆積速率可能發(fā)生改變的條件；該模式下的210Pb主要來自大氣沉降，而流域輸入的210Pb對其總量影響較小[19,21]. 槍勇錯沉積物中的210Pbex與質(zhì)量深度的指數(shù)擬合關(guān)系較差(R2=0.778)，不同深度的沉積速率會有不同，因此本文采用CRS模式，再結(jié)合137Cs結(jié)果，來綜合限定槍勇錯上部沉積物年齡.

3 結(jié)果

3.1 137Cs定年結(jié)果

根據(jù)137Cs分布對比顯示，雖然兩個鉆孔的位置不同，但QY5的137Cs比活度隨巖芯深度變化的模式與QY-3的基本一致，兩者均存在明顯的1953、1963和1986年3個時標(圖2a)，這說明利用137Cs來對槍勇錯沉積物定年是可信的. QY5的采樣時間為2017年，137Cs在沉積物中首次出現(xiàn)的時間是在15.5 cm的1953年，用公式(1)得出該段的平均沉積速率為0.23 cm/a；10.5 cm的137Cs比活度達到最大(對應(yīng)1963年)，該段沉積速率為0.19 cm/a. 另外，在7.5 cm深度檢測到的次級蓄積峰可能是1986年切爾諾貝利核事故所致，該段沉積速率為0.23 cm/a. 在QY-3巖芯中137Cs的初始值、最大峰和次級蓄積峰分別出現(xiàn)在7.75、5.25和3.25 cm[26]，對應(yīng)的平均沉積速率分別為0.14、0.11和0.14 cm/a. 由此可見，QY5的沉積速率要比QY-3的快兩倍左右. 這是因為QY-3位于槍勇錯沉積中心，而QY5更靠近河流入湖口，其沉積速率更大，即高原冰前湖的沉積速率在空間上表現(xiàn)出較大差異性. 雖然兩根巖芯的沉積速率在數(shù)值上表現(xiàn)兩倍的差異(表1)，但是隨著深度增加兩者均呈現(xiàn)“高-低-高”的變化趨勢，這可能反映了同一個湖泊不同位置的沉積物來源是一致的，并且受控于相同的外界動力條件.

3.2 210Pb定年結(jié)果

根據(jù)210Pb的CRS 模式(圖2b)得到槍勇錯QY5巖芯的210Pb年代偏離了相同層位137Cs峰值所確定的1963年. 因此，下文結(jié)合137Cs峰值(1963年)來對210Pb比活度的定年進行校正，以此排除由于復(fù)雜的外界環(huán)境條件所導(dǎo)致的210Pb年代偏離. 利用137Cs的峰值，將沉積物巖芯分為上下兩部分，用不同公式結(jié)合210Pb比活度來計算這兩部分的沉積物年代[19,39].

137Cs峰值(1963年)以上的各層位所對應(yīng)的年代計算公式為：

Tm=T0+1/λln [1 +(A0-Am)λ/P]

(2)

P=[-λ(A0-Aw)]/[1-e-λ (T0-1963)]

(3)

137Cs峰值(1963年)以下的各層位所對應(yīng)的年代計算公式為：

Tm=1963-1/λln (Aw/Am)

(4)

式中，Tm為m質(zhì)量深度所對應(yīng)的年代；T0為采樣年代；λ為210Pb衰變常數(shù)(0.03114)；A0為整個巖芯210Pbex總累積量，Bq/cm2；Am為m質(zhì)量深度以下210Pbex總累積量，Bq/cm2；Aw為1963年所對應(yīng)的w層位以下210Pbex總累積量，Bq/cm2. 其中，210Pbex總累積量(Bq/cm2)等于210Pbex活度(Bq/kg)與對應(yīng)深度樣品容重(g/cm2)之積再除以1000.

根據(jù)公式(2)和(4)計算得到槍勇錯QY5巖芯的年代序列，校正了210Pb的年代結(jié)果偏離137Cs峰值(1963年)深度，校正后的210Pb年代與137Cs的3個標志年代(1953、1963和1986年)具有更好的擬合效果(圖2c). 利用210Pb計算出25 cm巖芯的沉積速率為0.21 cm/a；利用137Cs的3個標志年代計算出的沉積速率分別為0.23、0.19和0.23 cm/a；1986-1963年和1963-1953年這兩段的沉積速率變化較大，分別0.15和0.45 cm/a(表1). 通過對比210Pb和137Cs這兩種方法計算出的沉積速率，我們認為校正之后的210Pb年齡具有很高的可靠性. 表1列出了根據(jù)137Cs與210Pb活度及深度計算出的QY-3的沉積速率，兩者的沉積速率在不同深度/時間段均表現(xiàn)出了相同的變化趨勢.

圖2 槍勇錯沉積物137Cs(a)和210Pbex(b)比活度變化以及QY5和QY-3的 210Pb年代模式對比(c)Fig.2 Variations of specific activities of 137Cs (a) and 210Pbex (b) in sediment cores QY5 and QY-3 from Qiangyong Co, and a comparison of 210Pb-based age models between the two cores (c)

表1 QY5和QY-3的210Pb和137Cs不同深度平均沉積速率對比*

4 討論

4.1 槍勇錯沉積速率的變化歷史

根據(jù)QY5的210Pb年齡計算出巖芯上部25 cm沉積物的年代為公元1900年，結(jié)合QY-3的沉積速率變化特征，本文對1900年以來沉積速率變化進行討論(圖3). 由結(jié)果可知，1900年以來，QY5的沉積速率最小值為0.1 cm/a，最大值為0.54 cm/a，平均值為0.25 cm/a. QY-3的沉積速率最小值為0.05 cm/a，最大值為0.21 cm/a，平均值為0.11 cm/a. QY5的沉積速率為QY-3的2倍左右，整體變化基本一致，在部分時段表現(xiàn)出了差異性.

圖3 公元1900年以來QY5和 QY-3的沉積速率變化曲線Fig.3 Correlation of sedimentation rates of the cores QY5 and QY-3 since 1900 A.D.

根據(jù)圖3沉積速率的變化趨勢，1900年以來QY5和 QY-3的沉積速率變化可劃分為3個階段：(1)1900-1960年，兩者的沉積速率整體呈上升趨勢，但QY5在1920、1935和1950年前后出現(xiàn)波動，呈小幅度下降，QY-3的沉積速率則波動較小，在1958年前后兩者均達到過去百年的最高值. (2)1960-1985年，沉積速率整體低而平穩(wěn)，QY5的沉積速率處于整個沉積序列的最低值，并保持了30 a左右的穩(wěn)定值；QY-3也整體處于低沉積速率狀態(tài)，但在1973年左右出現(xiàn)一個小峰值. (3)1985年以來，QY5的沉積速率在波動中較緩慢地增加；QY-3則基本處于線性增加的狀態(tài)(圖3).

雖然1900年以來兩個巖芯的沉積速率變化趨勢基本一致，但是處于槍勇錯上游QY5的沉積速率具有更加復(fù)雜且多變的特征，特別是第1階段，表現(xiàn)出了多個峰值，表明物質(zhì)來源的快速變化，而位于湖泊沉積中心的QY-3的沉積速率變化則相對平穩(wěn)，這可能是湖泊上游對物源及水動力條件變化反應(yīng)更加敏感所導(dǎo)致的. 由此可見，在以冰川融水補給為主的冰前湖，靠近冰川的湖泊上游的沉積速率要明顯高于湖心或下游，且上游的沉積速率對外界環(huán)境變化的響應(yīng)要更加劇烈和明顯.

4.2 冰前湖沉積速率揭示近百年槍勇冰川的波動歷史

作為冰前湖，化學(xué)和生物沉積有限，其沉積物的來源主要是流域內(nèi)的松散碎屑物質(zhì)，其搬運介質(zhì)為冰川融水. 首先，在冰川融水補給的湖泊中，由冰川退縮產(chǎn)生冰融水補給湖泊，不利于碳酸鹽等鹽類沉淀；冰川流域的低溫環(huán)境也會限制碳酸鹽沉淀[13]；其次，在寒冷氣候條件下，生物質(zhì)的量也非常低. 因此，化學(xué)和生物沉積在槍勇錯沉積體系中并不占據(jù)主要地位. 另外，槍勇冰川的粉塵積累量僅為169 μg/(cm2·a)，低于青藏高原西部及北部地區(qū)[40]. 相對于槍勇錯上部25 cm沉積物的最小質(zhì)量沉積速率(0.04 g/(cm2·a))，大氣沉降的粉塵在槍勇錯沉積物中所占的比例也可以忽略. 因此，槍勇錯的沉積物主要來自冰川磨蝕產(chǎn)生的陸源碎屑物，其沉積速率的大小指示了外源碎屑輸入通量的變化.

沉積速率是沉積物在單位時間內(nèi)沉積的厚度，輸入通量越高，單位時間內(nèi)沉積的物質(zhì)就越厚，而輸入通量則主要受物源及水動力條件(地表徑流量)的控制. 已有研究表明，在冰川融水補給的地表徑流區(qū)，徑流與溫度呈正相關(guān)，而懸移質(zhì)濃度與徑流也呈正相關(guān)[41]. 在以冰川融水補給為主的卡魯雄曲，其徑流大小與溫度呈顯著正相關(guān)，而降水對徑流的控制具有一定程度的不確定性[42]. 因此在該研究區(qū)域，上游補給槍勇錯的地表徑流也與冰川融化程度緊密相關(guān)，溫度升高，冰川融化加劇，徑流量和懸移質(zhì)濃度均增大(即輸入通量增加)，表現(xiàn)為槍勇錯內(nèi)沉積速率增大，反之亦然.

由此，槍勇錯的沉積速率變化可以揭示過去百年槍勇冰川的波動歷史(圖3)：(1)1900-1960年，沉積速率整體呈增加趨勢，期間出現(xiàn)了幾次小幅度的降低，表明槍勇冰川整體處于后退狀態(tài)，有兩次短時期的冰川后退減慢過程(1920s和1930s)，在1958年前后槍勇冰川退縮程度可能達到了近百年來的最大. 前人研究發(fā)現(xiàn)，在1940s-1960s青藏高原冰川大部分處于退縮狀態(tài)，在1920s-1930s冰川處于相對穩(wěn)定狀態(tài)[43-44]；(2)1960-1985年，槍勇錯沉積速率較低且變化范圍較小，這反映了槍勇冰川維持在相對平穩(wěn)的狀態(tài)，甚至可能向前擴張. 事實上，在1970-1980年青藏高原大部分冰川處于前進或穩(wěn)定時期[43-45]. (3)1985年以來，槍勇錯沉積速率波動上升，該時期冰川后退程度相比于第2時段有所增加，但是要弱于第1時段，波動幅度也要比第1時段小. 這段時期青藏高原大部分地區(qū)的冰川已處于強烈萎縮的狀態(tài)[43-46]. 由槍勇錯沉積速率揭示的槍勇冰川變化歷史與前人在青藏高原的冰川研究具有良好一致性，這說明了青藏高原大部分地區(qū)的冰川變化在時間上具有很高一致性. 因此，利用冰前湖沉積物的沉積速率來反演大陸冰川變化也具有有效性和可靠性.

4.3 冰川對近百年氣候變化的響應(yīng)

雖然氣候控制著冰川的變化，但是冰川進退對氣候變化卻有一定的響應(yīng)時間，即冰川變化會出現(xiàn)滯后效應(yīng)，且滯后的程度主要與冰川的規(guī)模和物理性質(zhì)有關(guān). 前人研究表明，青藏高原的冰川對氣候變化的響應(yīng)時間大約為10～20 a[43-44,47-48]. 事實上，通過槍勇錯沉積速率反演的槍勇冰川進退與氣候變化之間也存在有5～10 a的滯后響應(yīng).

通過圖4c可以看出，過去百年西藏的溫度主要經(jīng)歷了兩次升高時期和一次降低時期，兩次變暖時期大致在公元1890-1950年、1980-2000年，期間出現(xiàn)了幾次小幅度的下降，但總趨勢變暖；一次變冷時期在公元1950-1980年，維持了近30 a. 將槍勇錯沉積速率變化反演的近百年來槍勇冰川的進退變化與西藏溫度的變化對比之后發(fā)現(xiàn)，槍勇冰川在近百年來的波動趨勢與溫度的變化趨勢相基本一致，但兩者具有5～10 a左右的滯后時間(圖4). 兩次冰川退縮時期分別發(fā)生在1900-1960年和1985年以來，這兩次冰川退縮分別對應(yīng)了中國及中國西藏地區(qū)溫度升高的兩個時期(1890-1950年、1980-2000年)；一次冰川前進時期發(fā)生在公元1960-1985年，這次冰川前進對應(yīng)于西藏溫度降低時期(1950-1980年). 其中，槍勇錯沉積速率記錄的1900-1960年期間4次冰川強烈退縮的時間分別為1910、1932、1945和1958年，可各自對應(yīng)于相對高溫的1902、1927、1938和1948年，分別滯后了8、5、7和10 a(圖4). 1985年以來的槍勇錯沉積速率也存在幾次小的波動，但難以與氣溫進行一一對應(yīng)，暗示著該冰川已處于大幅度萎縮的狀態(tài). 根據(jù)槍勇冰川與溫度之間的對應(yīng)關(guān)系，冰川變化確實對氣候的響應(yīng)存在一定時間(5～10 a)的滯后，這與前人研究所得出的結(jié)論一致. 因此，當利用冰前湖沉積指標建立短時間(年際或年代際)尺度內(nèi)冰川活動與氣候變化之間的聯(lián)系時，應(yīng)當注意冰川變化對氣候變化的滯后效應(yīng)，否則可能會出現(xiàn)冰川變化指標與氣候變化不一致的現(xiàn)象.

圖4 浪卡子縣年均降水量(a)和年均溫度(b)(數(shù)據(jù)引自文獻[49])、西藏溫度距平(c) (數(shù)據(jù)引自文獻[50])、QY5(d)及QY-3(e)的沉積速率對比Fig.4 Correlation of annual average precipitation (a) and temperature (b) in Langkazi County (from reference [49]), temperature anomalies in Tibet (c) (from reference [50]), the sedimentation rates of the cores QY5 (d) and QY-3 (e)

槍勇冰川對溫度變化響應(yīng)具有5～10 a的滯后，我們進一步對比了1970-2017年期間槍勇錯沉積速率與1960-2010年期間浪卡子氣象站的年均溫度和年均降水量資料[49](圖4)之后發(fā)現(xiàn)，沉積速率與溫度同步變化，均表現(xiàn)出上升的趨勢；而與年均降水量之間并沒有呈現(xiàn)同步變化. 事實上，浪卡子氣象站所記錄的降水量在1960-2010年間基本保持不變. 由此可見，在短時間尺度內(nèi)沉積速率所揭示的槍勇冰川進退變化主要受控于溫度，降水量對該地區(qū)冰川變化的影響較小.

全球氣候變暖仍在持續(xù)，并有可能進一步加劇. Yao等利用器測數(shù)據(jù)研究發(fā)現(xiàn)，喜馬拉雅地區(qū)冰川快速退縮已是不爭的事實[9]. 總的來說，近百年來槍勇冰川的退縮主要受到氣候變暖的影響，槍勇錯沉積速率所指示的冰川變化與中國和中國西藏地區(qū)的溫度變化有著良好對應(yīng)關(guān)系. 即使冰川對氣候變化響應(yīng)存在滯后效應(yīng)，在未來幾十年內(nèi)，槍勇冰川的融化速率可能會繼續(xù)上升. 我們認為，在未來全球氣候變暖的背景之下，槍勇流域甚至是整個喜馬拉雅地區(qū)可能會面臨著冰川融化加劇的巨大威脅，勢必對亞洲水塔造成直接的影響.

5 結(jié)論

本文依據(jù)210Pb和137Cs數(shù)據(jù)限定了藏南冰前湖槍勇錯沉積物年齡，用137Cs峰值(1963年)對210Pb年齡進行校正，計算出QY5巖芯的平均沉積速率為0.21 cm/a，約是湖泊中心QY-3巖芯的2倍，但兩個巖芯的沉積速率具有相同的變化趨勢. 靠近入湖口的QY5的沉積速率記錄了更為精細的冰川變化特征，是湖泊上游對物源及水動力等外界環(huán)境條件變化響應(yīng)更敏感的反映.

通過QY5的沉積速率揭示了過去百年槍勇冰川經(jīng)歷3個階段：(1)公元1900-1960年，沉積速率整體呈增加趨勢，槍勇冰川處于快速退縮的階段；(2)公元1960-1985年，槍勇錯沉積速率較低且變化較小，反映了槍勇冰川的變化維持在相對平穩(wěn)的水平，甚至可能向前擴張；(3)公元1985年以來，槍勇錯沉積速率整體上升，該時期的冰川融化有所增加，但退縮強度和波動幅度均小于第1階段.

槍勇錯沉積速率所反演的近百年來槍勇冰川退縮和前進的時期分別對應(yīng)溫度上升和下降的時期，溫度是影響槍勇冰川變化的主要控制因素，但兩者之間還存在5～10 a的滯后效應(yīng). 由于全球變暖持續(xù)和冰川對氣候響應(yīng)的滯后效應(yīng)，未來幾十年內(nèi)槍勇冰川融化速率可能會有所加快.

致謝：感謝中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所萬的軍副研究員和中國科學(xué)院南京地理與湖泊研究所夏威嵐高級工程師在年代測試和分析方面給予的指導(dǎo)和幫助.