柴达木盆地是青藏高原东北部夹持在祁连山和昆仑山之间的一片呈北西西-南东东走向的断陷盆地。盆地位于我国内陆干旱气候区，属于西风带水汽能够达到的最前缘^[1]，也是高原夏季风能够接近的极限^[2]，在气候变化研究中处于十分重要的位置。盆地中沉积了巨厚的第四纪地层，盆地中部及北部边缘地下水溢出带内发育多个内陆湖泊，大多已经发展成盐湖或盐沼，这些封闭型的内流湖泊是良好的第四纪环境信息载体^[3~4]。柴达木盆地在资源开发、高原隆升、季风演替、气候变化、湖泊演化等关键性科学问题上具有重要地位；风沙堆积、黄土堆积、碎屑堆积、湖相堆积等沉积物广泛分布在盆地内，为地层学、古生物学、地球化学、地貌学等学科方法研究区域内古环境提供了便利，已经建立起千年到百万年尺度上各类代用指标反映的古环境和气候变化时间序列^[4~13]。

多年冻土对区域水循环、生态演替、地貌过程等方面均有显著影响^[14~15]。在冰缘环境下，考虑多年冻土发育状况与分布范围在古环境研究中不可或缺^[16]。柴达木盆地处于青藏高原主体和祁连山两大现代多年冻土区之间，目前对历史时期多年冻土在盆地中的扩展知之甚少，其原因是柴达木盆地长期处于极端干燥条件下，地层中不容易发生各类与水分冻融有关的冰缘过程，很少发现多年冻土发育的直接证据，造成古冻土研究的空白^[17]。

Owen等^[6]在盆地西北部的冷湖地区发现了指示地层冻结的楔形证据，盆地东部地区尚未见相关报道。我们在盆地东部怀头他拉镇以西45 km处发现一典型楔形结构地层剖面。本文结合盆地东部的发现与前人在西部的发现^[6]，从楔形基本形态判断其类型，讨论楔形指示的环境意义，并结合周边地区现代多年冻土分布规律和特征，探讨柴达木盆地末次冰期多年冻土发育情况，试图回答末次冰期柴达木盆地是否被多年冻土全面覆盖这一冻土界关心的问题。

柴达木盆地平均海拔2800 m，高耸的昆仑山、阿尔金山和祁连山分别从南、西、北3个方向拱卫，东部隔鄂拉山与共和盆地毗连。山前洪积扇砾石形成的戈壁围绕在盆地边缘，中西部大片古湖底长期遭受风蚀形成雅丹地貌，中部湖盆中发育盐滩、盐沼和盐湖，南部昆仑山山前下风向保留着几片现代沙漠和沙地，一些较大河流出山口或地下水溢出带形成了几片小型绿洲^[18~19]。盆地气候极端干燥，风沙作用盛行，年平均降水量自西向东有所增加，西部的冷湖地区仅有19 mm，东部都兰可达180 mm；年平均气温自北向南升高，冷湖地区约为2.6℃，南部格尔木地区约为5.0℃^[20~21]。冷湖楔形地点在38°51.23′N，93°25.08′E；海拔2782 m，位于山前洪积扇前缘的戈壁带，暴露在公路开挖形成的浅路堑边坡上（图 1）。

图 1(Fig. 1)

图 1 柴达木盆地及周边地形及楔形位置 Fig. 1 Map of Qaidam Basin and adjacent area, position of sand wedges mentioned in this article indicated in map with V-shaped symbol

新发现的楔形地点位于德令哈市怀头他拉镇以西45 km处，距德令哈市100 km，也在公路开挖的路堑边坡上出露。G315国道西出德令哈后，在中吾农山山前冲洪积平原前缘穿行，向西过怀头他拉镇以后，进入一条宽阔山间谷地，海拔逐渐上升，两边高山破碎基岩出露，高山向谷底以洪积扇或剥蚀残余的低缓丘陵地形过渡，地表多被黄土层覆盖，稀疏地生长着丛生的藜科植物，株高10~20 cm左右，冠径20~30 cm。从北侧高山冲出的一座大型洪积扇形成谷中的分水岭，海拔3800 m，公路由此逐渐降低。工作点在分水岭偏东一侧(37°26.02′N，96°14.02′E)，海拔3760 m(图 1)。公路在此横切一小丘陵，形成路堑，路堑两壁形态并不对称。北侧壁见黄绿色粉质土层覆盖在地层倾斜的红色砂岩上，南侧壁稍与北侧错开，地层为黄绿色粉质土，未揭露下伏基岩，多个楔形暴露在这层中(以下称为“东部楔形”)，两侧露头表层均被厚约50~70 cm的黄土覆盖。德令哈市年平均气温为4.2℃，年平均降水量160 mm，怀头他拉年均降水量90 mm。高山地区降水量随着海拔上升有所增加，气温的高程递减率大约为6℃/km，据此推测工作点年平均气温在-1℃左右，年均降水量约为100~150 mm。

公路切出的路堑边坡高约2.5~3.0 m，剖面走向近东西方向(N 72°)，位于一丘陵东侧缓坡，坡度3°~5°。剖面揭露的地层比较清晰地分为2层，上层为厚度约0.5~0.8 m的黄土层，该层土层在谷地中几乎全面覆盖；下伏地层为黄绿色湖相沉积物，未见底。土层比较均一，未见碎块石夹杂，土质从上部的粉细砂向下过渡为粉质粘土，未见明显的层理。

在下部地层中见一列大致呈“V”形的楔形结构排列(图 2，以SW冠字编号)，楔形中充填红色中粗砂，充填物与围岩在颜色、岩性等方面差异比较明显。楔形的开口与围岩地层面平齐，和围岩一起被表层黄土覆盖。楔形的开口宽度在0.3~1.2 m之间，开裂深度在1.7~2.3 m。通过简单开挖，发现楔形走向与剖面走向并不完全都是正交，比如图 2剖面上显示的楔形SW-Ⅱ向右下方延伸，长度达到3.1 m，经测量其走向与剖面走向之间大致呈43°斜交。因为楔形的走向不同，在剖面上显示的截面形态并不完全反映其真实状况。剖面上不同走向的楔形意味着地面形成了直径约2~3 m的多边形开裂。排除了其他可能的成因，如干裂、流水冲刷等，判断这是一种冷生现象，即为原生砂楔或冰楔假形。

图 2(Fig. 2)

图 2 柴达木盆地东部楔形剖面(37°26.02′N，96°14.02′E；海拔3760 m) Fig. 2 Sketch of section exposure revealing sand wedges in eastern Qaidam Basin(37°26.02′N, 96°14.02′E; 3760 m a.s.l.)

在楔形发育剖面上，围岩没有清晰的分层，没有观察到楔壁附近的围岩发生挠曲变形。充填物主要来自风力搬运的砂粒，分选性较好，缺乏粉粘质土颗粒，而且水分极少，充填物没有可塑性，所以楔形中没有见明显的竖向层理。然而在一些楔形中观察到遗留的裂缝(如SW-Ⅰ、SW-Ⅴ和SW-Ⅵ)(图 3a)，这是原生充填物的证据。楔形中裂痕有的位于充填物中间，有的则位于围岩和充填物接触部位(图 2)，说明当时楔形重复开裂位置并不是固定的，这种现象在极地现存的冰楔中也有发现，例如文献[22] 图 7和文献[23] 图 3)。

图 3(Fig. 3)

图 3 楔形SW-Ⅵ形态和充填物中的裂缝(a)以及楔形SW-Ⅳ顶部(b)、底部(c)充填物与围岩接触带上析出的盐分楔形SW-Ⅵ和SW-Ⅳ位置见图 2 Fig. 3 Aspect of sand wedge SW-Ⅵ sketching(a)(the arrows point to the relict fissure), and the top(b) and bottom(c) of SW-Ⅳ where salt had precipitated in interface between filling and host material. The positions of wedges SW-Ⅵ and SW-Ⅳ are in Fig. 2

楔形SW-Ⅳ走向基本与剖面正交，形态比较完整(见图 2)，所以选择此楔形进行开挖取样。揭去表层风干的土层以后，围岩和楔内充填砂显得稍湿，质量含水量估计低于5 %。在楔形顶部和上覆黄土层接触部位以及底部和围岩接触部位，均发现了白色碳酸盐析出斑块(图 3b和3c)，估计是地层中水分淋溶、迁移、再结晶所致。顶部的盐斑来自于毛细作用，由于充填砂颗粒较粗，毛细作用比较弱，盐斑分布较少。SW-Ⅳ底部与其他楔形尖灭形态不同，而是形成了一段平缓的与围岩接触带，充填物中的下渗水分遇到粘性土围岩，渗流速度的减缓造成了大量淋溶盐分的析出，在接触带上形成一薄层析出盐层。土层中盐分析出也说明了该地区长期处于干旱状态，地表入渗的水分很少，不足以带走淋溶的可溶盐。

土体密度可以一定程度上反映地层堆积、受压、固结过程。沙丘落沙坡的风积沙密度约为1.42 g/cm^3[24]，风沙落入地表裂缝中也可以看作是一种类似堆积过程。我们对剖面上不同深度地层取样，利用环刀法测试土体密度，发现0.3 m深度的黄土层密度约为1.46 g/cm³，与其他地方相同深度测试结果^[25]基本相同。而在楔形内部，在0.9 m、1.4 m和1.9 m深度测得充填砂密度分别为1.61 g/cm³、1.62 g/cm³和1.64 g/cm³，随着深度略有增加，但是和沙丘表层堆积密度相比明显增加。围岩上部为粉细砂，向下颗粒逐渐变细，底部为粉质粘土，其在0.9 m、1.2 m和2.0 m深度上土体密度分别是1.51 g/cm³、1.61 g/cm³和1.73 g/cm³。楔形中充填砂的密度变大，可能有来自上覆土层压实和含水量的增加的贡献，但是最主要的原因可能还是来自砂楔两壁因夏季回弹对楔内风积砂的挤压(后文讨论)。

我们分别在楔形充填物及围岩中采取光释光测年(OSL)样品DLH-1、DLH-2和DLH-3(位置如图 2所示)，委托中国科学院沙漠与沙漠化重点实验室进行测试，测试过程详见文献[26]。其中样品野外编号DLH-1取样深度自地面1.2 m，位于楔口附近偏左侧楔壁一侧；DLH-2取自楔内1.7 m深度处，位于楔形中心；DLH-3取自围岩1.5 m深度。年代测试结果列于表 1。从测试结果可以看出，本剖面围岩形成年代较老，测试年龄大于190 ka。从充填物测年结果判断，位于中间位置的充填砂年龄较位于边缘的埋藏时间晚，虽然其位置更深一点，此楔形可能从中间开裂，充填物从中间向两边加积(后文讨论)。

表 1(Table 1)

表 1 柴达木盆地东部楔形OSL样品测年结果 Table 1 OSL dating results from sand wedge infilling and host material in eastern Qaidam Basin 实验室编号 样品编号 采样位置 等效剂量(Gy) 铀(×10-6) 钍(×10-6) 钾(%) 水含量(%) 宇宙射线(Gy/ka) 年剂量率(Gy/ka) 年龄(ka) L2014-3-Q DLH-1 充填物深度1.2m 35.04±2.83 1.25±0.11 5.20±0.19 2.07±0.06 1.2 0.37 2.78±0.21 12.66±1.06 L2014-4-Q DLH-2 充填物深度1.7m 32.96±2.72 1.06±0.06 6.36±0.21 2.05±0.06 1.2 0.37 2.85±0.23 11.65±0.99 L2014-5-F DLH-3 围岩1.5m > 500 2.53± 0.10 9.35±0.28 1.67±0.05 2.6 0.36 2.65±0.22 > 190

表 1 柴达木盆地东部楔形OSL样品测年结果 Table 1 OSL dating results from sand wedge infilling and host material in eastern Qaidam Basin

Owen等^[6]在柴达木盆地考察地层及形成环境时，在盆地西北部的冷湖地区发现了一系列规模较小的楔形结构，他们判断为冰楔假形(图 4)。此处位于山前洪积扇前缘，地表沙土中含有大量风棱石。公路切开的地层剖面(38°51.23′N，93°25.08′E；海拔2782 m)揭示了3层地层^[6]：表面为全新世洪积物和风积砂层，厚度很小；下伏地层为更新世洪积物，略有蒸发盐类胶结，所含片状砾石中度磨圆，楔形主要发育在该层；底层为未磨圆的碎石堆积。附近地层中还发现了冻融挠曲结构。Owen等^[6]并没有对楔形形态进行详细描述，文中剖面简图显示楔形发育规模较小，开口宽度在20~50 cm(图 4c)，深度不超过1.0 m。虽然围岩砾石层层理不清晰，但是依然能够显示出地层的挠曲变形，在楔壁附近地层向上弯曲，楔形充填物中可见明显的竖向层理。类似楔形我们在酒泉地区瓜州、敦煌附近戈壁中也有发现(见图 1)，楔形发育在薄层全新世戈壁砾石层覆盖下的更新世冲洪积砾石层中，围岩被白色蒸发盐弱胶结，大致成层，楔壁地层上翘挠曲，楔形中被分选较好的风积砂充填，见竖向层理。加拿大西北地区也有类似发现^[27]。

图 4(Fig. 4)

图 4 冷湖地区楔形剖面(据文献[6]) (a)剖面X-Y-Z的简图(profile from X to Z)；(b)其中一个楔形的取样位置(sapling point in a wedge)；(c)典型楔形照片(picture of a wedge) Fig. 4 Sand wedges align on a section in Lenghu region(based on reference [6])

利用冷生楔形地层结构推测古气候变化和古冻土分布是古冰缘环境研究的主要目的和重要方法^[28~29]。地层物质在降温时由于“冷缩”的物理性质而发生体积收缩，在地层中产生张应力；在寒冷地区，冬季降温引起的地层张应力甚至可以超过地层本身的冻结粘聚力，从而促使地表开裂，这一过程具有很显著的气温指示意义^[30~31]。地表融水、积雪或砂土贯入裂缝分别形成冰楔和砂楔，这两种楔形结构指示了不同的干湿条件，反映气候的另一重要特征——水分^{[27, 32]}。冰楔和砂楔的形成并不是一次开裂充填的结果，而是持续或断续在一段时期内的冬季多次重复开裂、充填所致^[33]，所以楔形结构直接反映该时期内冬季的寒冷程度，研究中大多都用年平均气温来表达。

地表在冬季发生开裂以后，在年降水量低于100 mm的干燥、多风沙的地区，裂缝中往往被风沙所充填，形成原生砂楔(简称砂楔)^[32~33]。风力携带的砂粒主要以地面滚动和近地面跃移的形式运动，遇到地表裂缝时，滚动的较粗砂粒更容易被裂缝捕获，使得充填入砂楔中的砂粒具有二次分选性。在年降水量大于400 mm的较湿润地区，如果地表有长期积雪，以风吹雪或融水形式进入地表裂缝，则形成冰楔。夏季土层温度升高时，土体膨胀回弹，对充填物造成挤压，使充填物被压实，密度增加。以上这一过程在一段时期内多次重复，充填物呈现明显的竖向层理^[33~34]。如果每次都是在相同位置开裂，则充填物层理在加积方向上形成一段时间序列^[35~36]。在地层升温回弹时，由于开裂空间已经被充填，楔壁围岩无法恢复到原来位置，同样受到挤压，有时会引起围岩变形，一般表现为楔壁附近地层向上挠曲，这是冰楔和原生砂楔的共同特征^{[33, 37]}。砂楔形成以后一般不会随着环境变化而改变，而冰楔的保存则需要多年冻土层保护。气候好转，多年冻土融化，冰楔冰随之融化，上覆地层或围岩地层因失去支撑而塌落形成的二次充填，成为冰楔假形。冰楔假形充填物质一般与上覆地层相同，充填物不再具有竖向层理，有时夹有塌落的围岩块体。充填物的年代不再代表地表开裂的年代，而是上覆地层的年代^[38]。

柴达木盆地东部发现的楔形剖面上，虽然充填物中没有明显的竖向层理，楔壁围岩也没有发现变形迹象，然而这并不是判断楔形类型的充分条件。充填物的竖向层理来自围岩夏季回弹时的挤压，本地楔形中的充填物以中粗砂为主，缺少可塑性的细颗粒土，并且地层中水分极少，使得充填物没有可塑性，受挤压时不易形成竖向层理。本地的围岩地层属于更新世中期以前的湖相地层(OSL年龄大于190 ka)，没有胶结，夏季地层融化以后比较松散，地层回弹受到挤压完全可以由土颗粒之间的塑形变形抵消，所以围岩变形不明显。然而充填物密度显著增加、充填物中遗留的裂痕以及不同位置的测年数据都是判断这些楔形为原生砂楔的直接证据。冷湖楔形两侧地层的挠曲是该楔形被误认为冰楔假形的可能原因。如前所述，地层挠曲并不是冰楔假形特有的特征，上覆地层与充填物的岩性有显著区别，这与冰楔假形形成原因不符，而且充填物中见竖向层理以及楔形发育规模很小，因此可以确认这些楔形也是原生砂楔。

一般把末次冰盛期结束(18 ka B.P.)到全新世开始(10 ka B.P.)这一段时间称为末次冰期的冰消期^[39]。末次冰消期全球气候在回暖中剧烈震荡，包括了Heinrich 1(H1)、Bølling-Allerød、Younger Dryas等典型的气候事件，这些事件在格陵兰GISP冰芯、青藏高原古里雅冰芯、中国东部地区董哥洞和葫芦洞石笋以及湖泊等高分辨率气候记录中具有时间上的一致性^[40~45]。青海湖与柴达木盆地相邻，其高分辨率的湖泊沉积物有机碳通量指示的夏季风指数在相同时段内也有对应的反映^[46]。柴达木盆地地层中形成砂楔揭示了两个重要气候特征，一是极端寒冷的冬季气温，二是风沙盛行的干旱条件。冷湖砂楔充填物OSL测年数据表明其形成年代为14.9±1.5 ka B.P.^[6]，正好处于Heinrich 1降温事件；我们所测的柴达木东部砂楔形成于11.65±0.99~12.66±1.06 ka B.P.，处于Younger Dryas降温事件期间。柴达木砂楔形成与全球降温事件在时间上很好的契合，说明柴达木盆地气候变化与其他地区一致。在干旱的风沙环境下，风力搬运的颗粒中，在地面滚动的砂粒最容易跌落而被地面裂缝捕获，这意味着砂楔附近地面上应该铺着一层风积砂。从空间上看，从西部2800 m的山前洪积扇到东部3760 m的山间谷地中都被风积砂覆盖；从时间上看，末次冰消期期间两次显著的降温事件都反映了风沙盛行的极端干旱沙漠气候特征。由此我们推测，在整个柴达木盆地在在末次冰期到全新世开始前一段时间内都处于沙漠环境。这一推断也被柴达木盆地沙漠形成与演化^[47]及风沙堆积地层研究^[48]所证实，也与我国西北地区整个区域范围内的沙漠演化过程相符^[49]。在此时段内，柴达木中部察尔汗盐湖沉积物中的孢粉数量大幅降低，孢粉类型显示以沙漠植物为主^[50]，与此同时，盆地内的湖泊大部分趋向萎缩和盐化^[19]。柴达木盆地南部下风向仍然分布着多块现代沙漠，我们同时也发现，大柴旦附近裸露的基岩山地背风坡堆积的巨厚风沙层几乎覆盖了整个山坡，都是当时风沙扩张的遗留。全新世以来，气候好转，风力减弱，降水增加(推测图 3b和3c中砂楔接触面上的盐分淋溶和析出可能发生在此时)，短时洪水冲刷作用下，盆地周边位置较高地段风积砂发生二次搬运和堆积，只有砂楔中充填的砂得以保留，这一过程可能造成了认为盆地风沙堆积开始于全新世^[51]的误解。同时，在山前洪积扇上覆盖新的洪积物^[6](比如冷湖地区)；在盆地静风条件较好地段，空气中悬浮的颗粒沉降形成现代黄土堆积^[51](比如德令哈地区)。

柴达木盆地砂楔之所以没有发生在末次冰盛期而是出现在末次冰消期，可能原因如下：在末次冰盛期(25~18 ka B.P.)，青海湖湖芯记录表明西风指数最强而季风指数最弱，对应的应该是降水量最低、风沙活动最强烈^[46]。在柴达木盆地，首先是地表风积砂层堆积较厚，砂层中几乎没有水分，即使在极端寒冷条件下也不会发生冻结而产生应力，而多空隙的砂层对温度变化具有明显的缓冲作用，也使得下伏地层温度达不到收缩开裂的温度阈值；另外，下伏地层极端干燥条件下也不容易产生冷缩应力。进入冰消期以后，随着季风增强盆地中降水有所增加^{[46, 52]}，这种降水很可能以短时暴雨为主，就如现代干旱区降水特征。地表的砂层被冲刷，减薄或消失，地层中水分增加，在随后的降温事件中才有可能发生地表开裂，而且风沙再次盛行。

柴达木盆地夹在青藏高原主体和祁连山两大现代多年冻土区之间，末次冰期多年冻土在盆地中的扩展，或者说末次冰期祁连山和高原主体多年冻土是否通过柴达木盆地连为一体，是我国多年冻土研究关心的一个重要问题^{[17, 53]}。地层冷生构造、楔形结构、冻融挠曲、冻胀丘遗迹等古冰缘现象是研究多年冻土发育历史的直接证据，柴达木盆地冰期时期极端干旱的沙漠环境限制了大多数冰缘活动，这成为盆地中古多年冻土研究的瓶颈。本文讨论的两处砂楔虽然形成在末次冰消期不同降温时期，但是从青海湖及其他地区高分辨率气候记录来看^{[40, 46]}，末次冰消期这两次降温事件的降温幅度与末次冰盛期相差不大，总体环境基本一致，并不影响对末次冰期盆地内多年冻土发育情况的讨论。

根据高纬地区现代多年冻土区的观察，大型砂楔(开裂深度大于2 m)一般形成在年平均降水量低于100 mm，年平均气温低于-6℃的连续多年冻土区内^[32~33]。一些发育尺度较小的开裂(深度小于1 m，开口宽度小于0.5 m)也可能因为一个或几个极端寒冷的冬季在季节冻土区形成^[54]。青藏高原在现代多年冻土区存在大量活动的或已经停止活动的砂土楔，在地表表现为“湿环”、“草环”、“盐环”等和周围地面异质的多边形形态^[55]，高原现代多年冻土区年平均气温大致在-4~-7℃^[56]。在柴达木盆地东部的砂楔发育尺度较大，很明显代表了连续多年冻土的发育，表明该地区在Younger Drays时期年平均气温在-6℃左右，与现代相比，当时降温幅度可能达到5℃左右。冷湖地区砂楔虽然尺度较小^[6]，但是充填物中的竖向层理和楔壁变形以及发育时期均表明并不是一次或几次寒冷冬季形成的结果，在同样处于中纬度的北美和欧洲中部讨论结果表明^{[54, 57]}，这类小型砂楔可能代表了多年冻土发育的界限位置。我们在祁连山中东部多年冻土区下界附近也多次观察到冬季地面多边形开裂，裂缝宽度一般在1~2 cm，深度估计不超过1 m。在青藏高原和祁连山干旱、半干旱地区，多年冻土下界一般与-3~-4℃等温线一致^[56]，与高纬地区不连续多年冻土南界年平均气温相当^[54]。由此可以判断冷湖地区在Heinrich 1时期处于多年冻土下界，年平均气温可能在-3~-4℃，与现代年平均气温2.6℃相比，降温幅度在6℃左右。末次冰盛期降温幅度比砂楔发育时期略低，降幅可能达到7~8℃。这一估计与古里雅冰芯经过纬度校正的数据相当^[58]。

气温是多年冻土发育的控制因素，湿度则是重要的影响因素。水分条件较好的地区，首先，水分促进植被发育遮蔽地表，增加地面蒸发，从而减少夏季地面热量吸收；其次，土层中的水分可以改变地层冻融状态下的导热系数，产生明显的热补偿效应(thermal offset)，有机质积累地层更显著^[59~60]。比如祁连山较湿润的东部鄂博岭多年冻土下界在3400 m^[61]，而干燥的西部土尔根达坂喀克图地区下界在4000 m以上^[62]，我们在中吾农山的钻探勘察也证实山区多年冻土下界约在4000 m，程国栋^[59]称之为“干燥度地带性”，加拿大学者^[60]把这种差异归因于“生态调整”。在柴达木盆地末次冰期极端干旱条件下，多年冻土发育几乎不受水分影响，我们认为冷湖地区处于当时多年冻土下界，对应年平均气温在-3~-4℃是合适的。冷湖海拔2800 m，与祁连山西部现代多年冻土下界相比，下降了约1200 m，考虑纬度差异，经校正则下降了约1000 m。按照气温垂直递减梯度6℃/km计算，相当于气温下降了6℃，与前面的估计较好地契合。然而，柴达木盆地中部海拔最低的湖盆区和南部山前洪积扇区纬度和/或海拔较冷湖地区低，在末次冰期和冰消期期间应该属于融区。这些地区现代年平均气温5℃左右，即使按照末次冰盛期降温幅度算，当时年平均气温在-2~-3℃，在干旱条件下也不适于多年冻土发育，在湖滨和地下水溢出带水分条件较好地段内，由于水分含盐量较高，也没有发育含冰多年冻土。盆地内尚未见有关地下冰改造的冷生地层的报道。青藏高原多年冻土下界在末次冰期只下降至3100~3200 m的格尔木南水库附近^[53]，此处纬度约为36°N，按照青藏高原和祁连山现代多年冻土下界高程随纬度升高1°而降低约120 m的递减规律计算^[17]，本文与前人的研究结果是相洽的。

就整个祁连山来说，我们在东部张掖、武威等地发现的一系列古冰缘现象证实末次冰期该地区多年冻土下界大致在2400~2600 m(另文讨论)，这与崔之久等^[29]的结论相符。祁连山中南部的青海湖盆地海拔高于3200 m，前人在青海湖南岸发现了大量砂楔或冰楔假形^[63~64]，我们在北岸也有大量发现(另文讨论)，由此证实青海湖盆地中末次冰期多年冻土下界低于3200 m。结合本文中讨论的祁连山西部柴达木盆地的末次冰期多年冻土下界的分布，经过纬度校正以后，我们发现当时整个祁连山地区多年冻土分布模式与现代相似，但是东西部多年冻土下界高差没有现代大，可能说明了当时祁连山东西部干燥度差异没有现在这么明显。

(1) 砂楔和冰楔假形形成过程和环境意义存在显著不同，从围岩和充填物形态及物质成分对比分析，确定柴达木盆地东部德令哈地区的楔形为原生砂楔。并且纠正了前人关于柴达木盆地西部冷湖地区楔形为冰楔假形的判断，认为其属于小型砂楔。

(2) 根据充填物测年数据，柴达木盆地东部砂楔和冷湖砂楔分别形成于末次冰消期的Younger Dryas和Heinrich 1降温事件。砂楔的形成表明当时柴达木盆地中风沙盛行，地表可能被薄层风积沙所覆盖，属于干燥寒冷的沙漠环境。

(3) 东部砂楔属于大型砂楔，形成于连续多年冻土区；冷湖砂楔属于小型砂楔，处于多年冻土下界。由此推断该地区多年冻土下界较现在下降约1000 m左右，当时气温较现在低约6℃。

(4) 至少在末次冰消期的各降温事件内，柴达木盆地中部和南部地区仍然保留着大片融区，并未被多年冻土所覆盖，推测末次冰期很可能也存在范围较小的融区。祁连山和青藏高原主体的多年冻土并未在此期间通过柴达木盆地连成一片。

致谢 中国科学院沙漠与沙漠化重点实验室赵晖研究员协助完成了本文年代样品的分析测试，在此表示谢意。