青藏高原末次冰期以来气候变化一直是人们关注的科学问题，有人认为氧同位素(Marine Isotope Stage，简称MIS)偶数阶段气候表现为冷干、奇数阶段表现为暖湿的特点^[1~5]，如施雅风等^{[2, 3]}认为MIS 3是暖湿阶段，尤其是MIS 3a时期，青藏高原地区气温升高，降水量也显著增加，出现了多期次的高湖面。但也有不同观点，如Owen等^[6]发现MIS 3比末次冰期最盛期(Last Glacial Maximum，简称LGM)的冰川规模更大并对应于印度(南亚)季风强盛期，而不是传统意义上的冷期，据此，把冰期时代定在氧同位素奇数阶段。欧先交等^[7]认为MIS 3冰进规模较大可能是降水较多结合冷期(或冷事件)降温所致，显示了印度季风降水和气温波动对高原冰川的共同作用。那么，具体到高原东北缘，这里地处高原季风区，末次冰期气候环境特征是什么？冷期湿润还是干燥？与青藏高原乃至全球末次冰期以来的气候总体趋势是否一致？这个地区作为特大型和巨型滑坡的主要聚集地，这些滑坡主要发生在气候变化的哪个时期？暖湿，冷干，还是干湿过渡期？

青藏高原东北缘甘肃积石山和青海拉脊山围限的群科-尖扎盆地属高原季风区东北部，这里巨型滑坡众多，黄河南岸的夏藏滩滑坡是区内一个长约4.4km、宽约3.1km的巨型滑坡堆积体^{[1, 8]}，在该滑坡堆积体中部形成了一个深约25.1m，面积为4.94km²的滑坡湖(landslide lake)(图 1)。由于滑坡体与滑坡后壁之间被拉开，二者之间形成封闭洼地，洼地内积水形成封闭湖泊。与其他湖泊不同，这个滑坡湖汇水面积较小，汇水范围为滑坡体周边环形山脊内的盆地。夏藏滩滑坡湖的汇水冲沟34条，汇水流域内无河流，汇水面积约15.5km²，湖中沉积物主要来自降雨从周边山坡冲刷下来的物质。滑坡湖从湖面形态和沉积过程与滑坡堰塞湖(landslide dammed lake)不同，后者是由滑坡体堵截河谷后在堰塞坝体上游形成的湖泊^[9]。因此，该滑坡湖独特的封闭性及其水文条件成为古环境变迁信息的良好载体。本文利用该滑坡湖沉积物序列的粒度及年代学研究，探讨末次冰期以来青藏高原东北缘的气候变化及特征。

图 1(Fig. 1)

图 1 夏藏滩巨型滑坡地貌特征和湖相剖面采样位置图 红线为滑坡堆积体边界，Ⅰ和Ⅱ分别代表夏藏滩滑坡第Ⅰ期和第Ⅱ期 Fig. 1 Geomorphology characteristics of Xiazangtan super large scale landslides and lacustrine sampling profile location map. The red lines indicate boundary of landslides, Ⅰ and Ⅱ are the first and second stage of Xiazangtan landslides

夏藏滩滑坡湖剖面(35°58′49.52″N，101°59′24.25″E；海拔2316m)位于黄河上游尖扎盆地南侧的夏藏滩滑坡体中部冲沟处。

剖面深度25.1m，其中0~16.5m间隔10cm，16.5~25.1m间隔20cm，共采集沉积物粒度和磁化率样品各208件。剖面岩性描述如下(图 2)：

图 2(Fig. 2)

图 2 滑体中部发育的湖相水平层理 Fig. 2 Lacustrine layers in the central landslide surface mass

0~2.7m：风成黄土，呈灰黄色，较疏松，表层含植物根系；

2.7~7.0m：水平沉积层，层理明显，灰黑色；

7.0~7.1m：河湖相砾石层，分选性较差；

7.1~9.15m：水平沉积层，层理明显，土壤孔隙较多；

9.15~9.5m：粉砂-细砂层，分选较差，颜色呈淡黄色；

9.5~9.95m：粘土层，水平层理清晰；

9.95~10m：细粉砂层，颜色呈灰黄色；

10.0~11.8m：水平纹理沉积层，水平层理明显；颜色发白；

11.8~11.9m：砂层、小砾石层，砾石磨圆度差，无分选；

11.9~25.1m：水平纹理沉积层，水平层理远看较明显。

沉积物粒度和磁化率是反映过去气候变化的良好指标^[10~17]。样品的粒度和磁化率分别在中国科学院地质与地球物理研究所新生代环境实验室经MS2磁化率分析仪和Mastersizer 3000激光粒度仪测试完成。磁化率测试方法为：将样品低温烘干后称取10g放入透明1号自封袋，依次放入MS2磁化率分析仪测量3次取平均值。粒度测量方法分为前处理和上机测试两部分，首先称取样品0.2g放入200ml烧杯，加入10ml浓度30 %双氧水(H₂O₂)加热直至无气泡为止，然后加10ml浓度10 %的稀盐酸，静止24小时。上机前去除清液并加入10ml浓度30 %的分散剂六偏磷酸钠((NaPO₃)₆)超声震荡5分钟，最后用Mastersizer 3000激光粒度仪进行测量，样品的粒度范围在0~3500μm之间。

笔者在野外采集夏藏滩滑坡湖相层底部(距地表25.1m)粘土样品年龄为72±7.2ka B.P. (中国地震局地震动力学国家重点实验室电子自旋共振(ESR)测试结果)，因此认为夏藏滩滑坡湖的形成时间为72ka B.P.；同时，笔者对该剖面湖相层顶部(距地表2.7m)的黄土底部测年结果为8.0±0.9ka B.P. (中国科学院青海盐湖所光释光实验室光释光(OSL)测试结果)，说明该湖泊在距今8000年前已消失，黄土开始沉积。因此，推测该湖相层发育于末次冰期以来，结束于全新世早期——这一结果与孙亚芳^[18]在夏藏滩滑坡湖中钻孔(35°58′06.87″N，101°58′57.04″E)样品的测试结果大致相同(表 1)。根据本文测试的剖面磁化率曲线与孙亚芳^[18]的钻孔磁化率曲线比对(图 3)，利用两条磁化率曲线上相似的几个关键点确定了6个时间控制点(表 1)，结合笔者测试的年龄数据获得了剖面的年龄-深度关系(图 4)。

表 1(Table 1)

表 1 夏藏滩滑坡及滑坡湖样品年代测试结果 Table 1 The chronology results of lake sediments and landslide soil in Xiazangtan 序号 样品编号 采样位置 年代/ka 数据来源 1 XZT-001 黄土底部(距地表 2.7m) 8.0±0.9(OSL) 本文 2 XZT-02 滑坡堆积物底部 72±7.2(ESR) 3 JZ0611-1 距地表1.6m 5.5±0.65(OSL) 孙亚芳，2008[18] 4 JZ0611-2 距地表2.7m 8.5±0.27(OSL) 5 JZ0611-3 距地表4.7m 11.41±1.22(OSL) 6 JZ0611-4 距地表11.7m 23.23±1.83(OSL) 7 JZ0611-5 距地表18.1m 46.65±3.27(OSL) 8 JZ0611-6 距地表21.9m 51.65±4.51(OSL)

表 1 夏藏滩滑坡及滑坡湖样品年代测试结果 Table 1 The chronology results of lake sediments and landslide soil in Xiazangtan

图 3(Fig. 3)

图 3 夏藏滩湖相剖面粒度与磁化率特征和不同剖面磁化率对比 (a)夏藏滩湖相剖面和年龄框架；(b)中值粒径；(c)磁化率；(d)孙亚芳[18]钻孔磁化率曲线 Fig. 3 Lithology, grain size and magnetic susceptibility distribution characteristics of Xiazangtan lake sediments profile and it's magnetic susceptibility correlation to Sun[18]

图 4(Fig. 4)

图 4 夏藏滩滑坡湖沉积物年龄与深度线性拟合图 Fig. 4 Chorology and depth linear fit line of Xiazangtan landslide lake sediment profile

殷志强等^{[19, 20]}和Xiao等^{[21, 22]}通过对不同地区的碎屑型湖泊沉积物样品粒度组分变化研究，发现湖相沉积物中粒径 < 100μm的悬浮颗粒通常又包含了粗、中、细3个次级悬浮组分(粒径从细到粗依次为1M、2M和3M)。而其中的粗粒悬浮组分(3M，中值粒径区间10~100μm)和中粒悬浮组分(2M，中值粒径区间2~10μm)含量的消长变化与湖泊水位深浅变化密切相关，湖心相里中粒悬浮组分占主体，而湖滨相的主体则是粗粒悬浮组分，因此中粒悬浮组分的含量变化在一定程度上指示了湖水深度的变化。而粒径>100μm的组分则属于跳跃或滚动组分(4M)，指示强水流的存在，对于汇水面积有限、水流沉积物搬运距离很短的滑坡湖，粒径>100μm的组分指示了强暴雨的存在，强暴雨将山坡上的粗沙粒冲入湖泊。

根据秦小光等^[23]和Qin等^[24]的研究结果，沉积物粒度分布中的多组分特征可以用对数正态分布拟合提取，得到的每个组分的中值粒径、百分含量和标准差3个参数可以用来进一步分析湖水深度的变化。几个组分的含量分布函数按百分含量加权求和，就得到粒度分布的拟合函数：

(1)

公式(1) 中n是组分数，x是粒径，lgx是取粒径的对数，d_mi和σi分别为样品第i组分的平均粒径和标准差，c_i为i组分百分含量。

拟合函数与实测粒度分布函数的差值则是拟合误差。沉积物粒度组分分离就是通过迭代计算找到使拟合误差值达到最小的组分参数组合。

夏藏滩滑坡湖的碎屑沉积物主要来源有两个，一是汇水洼地周边山坡上的碎屑物质被降水或冰雪融水冲刷带入湖内，二是大气粉尘的干湿沉降。由于两种搬运介质(水与风)的差异，沉积物中粒度大小差异均明显。夏藏滩滑坡湖的汇水范围和汇水冲沟如图 5中红线和细蓝线所示，根据地形在遥感图上推测的滑坡湖范围如图 5中蓝色阴影所示。滑坡湖沉积后期，由于3条冲沟(粗蓝线)切开湖相汇水盆地(图 5)，湖泊消失、湖泊沉积中断，在其顶部沉积厚约2.7m的全新世风成黄土。

图 5(Fig. 5)

图 5 夏藏滩滑坡湖汇水面积和滑坡湖范围示意图 A点为孙亚芳[18]钻孔位置，B点是笔者剖面取样位置；粗蓝线为后期切穿湖相沉积冲沟 Fig. 5 Catchment and landslide lake areas in the Xiazangtan Village. A is the drilling location by Sun[18] and B is the profile sampling site; the bold blue lines are the post-cut lacustrine deposits gullies

根据典型沉积物的粒度标准组分特征^[20]，笔者研究了夏藏滩剖面的粒度概率累积曲线特征(图 6)，顶部2.7m风成黄土粒度表现为3个组分，其中优势组分为第3组分(3M)，其中值粒径范围主要集中在50~70μm(图 6a)，为风成沉积的粗悬浮组分，与我国西北地区的黄土粒度分布特征一致^{[23, 24]}。结合层理结构不发育、团粒结构明显、发育钙结核和白色假菌丝体的特点，可以确认这部分地层是湖泊消失后堆积形成的风成黄土。2.7m以下地层的层理结构明显(图 2)，其中的湖心相粒度概率曲线以第2组分(2M)(中值粒径范围2~10μm的中粒悬浮组分)百分含量最高，优势组分的中值粒径主要集中在7~9μm(图 6b)，反映了水动力较弱从而推断湖泊水深较大、降水量较多的湿润气候；湖滨相粒度以第3组分(3M)(粗悬浮组分)为优势组分，中值粒径范围主要集中在50~70μm，反映了湖水较浅的浅水相沉积环境(图 6c)；在滑坡湖沉积过程中，遇有特大暴雨事件，周边山坡上较大颗粒的碎屑沉积物被搬运到湖中，物质运动主要表现为跳跃和滚动特征，其优势组分的中值粒径普遍大于70μm，更有甚者能达到200~700μm，由于搬运距离短，分选性差(图 6d)。

图 6(Fig. 6)

图 6 剖面不同沉积相的粒度分布特征 (a)风成黄土(eolian loess)；(b)湖心相(central lake facies)；(c)湖滨相(lake shore facies)；(d)湖滨相+暴雨(lake shore facies+rainstorm) Fig. 6 Grain-size distribution characteristics of Xiazangtan lake sediments profile

图 7为夏藏滩滑坡湖沉积物粒度组分分离后的各组分中值粒径和百分含量曲线，因湖相沉积的第2组分(即图 7中的2M，中粒悬浮组分)百分含量反映的是湖水深度的相对变化^[19]。夏藏滩滑坡湖是一封闭湖，湖水深度主要受控于大气降水，因此第2组分百分含量间接反映了降水量的变化。按时间序列，末次冰期以来剖面反映的各时段湖泊水位变化如下：

图 7(Fig. 7)

图 7 湖相剖面粒度各组分中值粒径和百分含量曲线 Fig. 7 Each grain size component and percentage curves of grain size in Xiazangtan lake sediments profile

72~58ka B. P.：湖水深度不大，在波动中湖面缓慢上升。

58~50ka B. P.左右：第2组分的中值粒径这一时期出现低谷，而百分含量在这一时期出现明显的高值，高达80 %，反映58ka B.P.前后该地区降水明显增多，湖水迅速上涨形成高湖面。这一时期湖水加深，湖面扩大，表现为弱水动力的深湖环境。这时的气候多雨，也造成了区内查里岗滑坡、夏琼寺滑坡等巨型滑坡的发生^[1]。

50~30ka B.P.：第2组分粒径较粗，而百分含量较低、整体波动幅度较小，反映这一时期湖水变浅、有小幅波动，但波动幅度不大，指示这时期降水量偏少，总体偏干的气候环境。41~38ka B.P.期间连续出现多次粒径320~450μm的第4组分(即图 7中的4M，跳跃组分)，反映这时大暴雨事件频发，湖水深度也有小幅上升。

30~15ka B. P.：从大约30ka B.P.开始，中粒悬浮组分(第2组分)的中值粒径和百分含量开始强烈波动，出现多次高湖面，指示整个时期多雨湿润的气候特点。这期间，第4组分多次出现，也反映这一期间多暴雨，造成较粗的碎屑物源进入湖中，这个阶段青藏高原出现高湖面^[2]。进入20ka B.P.的末次冰盛期(LGM)，第2组分中值粒径减小，但百分含量增加到80 %，显示湖泊来水量增大，降水偏多，湖水越来越深，降水急剧增加形成高湖面，区内处于冷湿的气候环境。盆地内的夏藏滩滑坡Ⅱ期、参果滩滑坡、康杨滑坡、唐色村滑坡等巨型滑坡均发生在这一时期的早期^[1]。

15ka B.P.以来：湖面逐步下降，尤其是在11ka B.P.左右，西北冲沟切穿了湖水边界，导致湖水发生外泄，滑坡湖消失，湖相纹泥层沉积结束；11ka B.P.之后在湖相层顶部沉积了厚约2.7m的风成黄土，其磁化率值介于20×10^-8~84.6×10^-8m³/kg之间(图 3)，其中2.3m处的磁化率值最高，达到84.6×10^-8m³/kg，由于黄土的磁化率值反映了暖湿的夏季风变化^{[10, 11, 17]}，因此，磁化率在11ka B.P.开始迅速升高，反映了全新世早期较适宜的暖湿气候。全新世以来，黄土中值粒径波动幅度较小，反映了全新世时期总体偏干的气候。

综上研究认为，该湖相-黄土剖面的古环境记录显示末次冰期以来，夏藏滩滑坡湖的湖水深浅处于浅-深-浅-深的周期性波动中，反映青藏高原东北缘气候变化呈现干-湿的周期性变化。其中第2组分百分含量高值指示的深水高湖面有两个时期，第一个高湖面时期(大约58~50ka B.P.)对应于MIS 4的冷期，第二高湖面(大约30~15ka B.P.)始于约31ka B.P.，即MIS 3阶段的晚期就开始出现高湖面，并在多次剧烈波动中一直延续到MIS 2阶段的末次冰盛期。因MIS 2和MIS 4都是末次冰期中的冰阶寒冷期，尤其MIS 2是末次冰盛期，为全球末次冰期中最冷、冰雪大范围覆盖时期^[7]，地处青藏高原东北部的群科-尖扎盆地在MIS 2、MIS 4时期高湖面显示了冷湿的气候环境特点。因此可以推测，青藏高原东北部的尖扎盆地在末次冰期时期的3万年和5万年左右均为湿润期，两次湿润期之间为相对干旱期。

文章通过对青藏高原东北缘尖扎盆地内的夏藏滩滑坡湖中25.1m湖相-黄土沉积剖面年代学和粒度分析，讨论了该剖面发育的历史和末次冰期以来的气候干湿变化，主要结论如下：

(1) 认为夏藏滩滑坡湖湖相沉积开始于72±7.2ka B.P.，在8.0±0.9ka B.P.左右结束，此后接受了风成黄土堆积。

(2) 末次冰期以来夏藏滩滑坡湖的湖水水位处于浅-深-浅-深的周期性波动中，反映青藏高原东北缘地区的气候呈现干-湿交替变化，其中第2组分百分含量高值指示的58~50ka B.P.和30~15ka B.P.两个时期为深水期和多雨湿润期，这两个时期也是该区巨型滑坡的频发期，因此反映了降雨对滑坡的诱发作用。

(3) 从剖面沉积物的粒度和磁化率曲线的时间对应关系看，本文的研究结果可能指示了在MIS 2、MIS 4等传统的冷阶段该地区呈现较湿润的气候特征。

致谢 青海省环境地质勘查局李小林教授级高工、滨州学院赵无忌博士参加了野外调查和样品采集工作，特此致谢；同时感谢两位审稿人和编辑部对本文提出的宝贵意见。