树轮冰川学(Dendroglaciology)是一门利用树木年轮研究过去冰川变化的学科^{[1, 2]}，与树轮气候学(Dendroclimatology)、 树轮生态学(Dendroecology)等一样，属于树轮年代学(Dendrochronology)的分支学科。它通过测定历史时期冰川进退遗迹的年代，重建过去几百年甚至上千年的冰川变化历史。早在1914年，国外就有学者尝试通过树轮研究阿拉斯加地区的冰川活动^[3]。目前，全球许多地区，如加拿大落基山地区^{[4, 5, 6]}、 阿拉斯加地区^{[7, 8, 9]}、 南美安第斯山地区^{[10, 11]}和欧洲阿尔卑斯山地区^[12]等已经开展了大量的树轮冰川学研究工作。

我国藏东南地区的喜马拉雅山东段、 念青唐古拉山东段、 横断山等是我国海洋型冰川的集中分布区，冰川覆盖面积约占我国冰川总面积的22.2％^[13]。该地区许多冰川的末端都达到了3000~4000m，远在林线(约4500~4700m)之下，是开展树轮冰川学研究的理想区域。早在20世纪70年代，李吉均^[14]就在此开展了初步的树轮冰川学研究。在近40年中，该研究方向经历了长时间的停滞，直到最近10年，才又出现了一些新的研究。然而，由于基础薄弱，该学科仍处于起步阶段，远远落后于我国蓬勃发展的树轮气候学研究^{[15, 16, 17, 18, 19, 20]}。在此，我们从藏东南地区树轮冰川学方法的发展、 小冰期以来冰川进退的树轮测年结果以及冰川对气候的响应关系这几个方面，综述藏东南地区的树轮冰川学研究，以了解这一研究方向的发展历史、 现状以及可能存在的问题，为未来研究提供一定的借鉴。

树轮冰川学研究的理论基础是冰川末端和森林之间的动态交互关系。当冰川前进时，其前进路径上的树木可能被摧毁或受到伤害，被摧毁树木会被冰碛物埋压，其最外层年轮的年份即是冰川前进摧毁树木的年份。而处于冰缘位置的树木受冰川前进活动影响，可能会在木质部留下伤疤或发生倾斜。树木年轮的树脂道、 宽窄可以反映树木受伤或倾斜的时间，可以用于判定冰川前进到树木所在位置的年代。当冰川处于稳定状态时，其携带的冰碛物会在末端积累，形成冰碛垄。冰川后退时，树木又会生长到冰碛垄上。因而，其最老树木的年龄，加上第一棵树生长到冰碛垄上所需的时间，即定居期，可以作为冰碛垄最小年龄(或最晚形成时间)的估计。所以，我们可以利用树木年轮的交叉定年技术，对这些冰碛垄上的老树，受伤木/倾斜木，冰碛物中埋压木的树轮进行定年，精确确定树木受伤或死亡的时间、 树木的树龄，进而推断过去的冰川变化历史。

20世纪70年代，李吉均^[14]最早在该地区利用树龄推测冰川活动，为该地区的树轮冰川学研究开辟了先河。例如，1973年，他们在西藏察隅县阿扎冰川考察时发现，前段的终碛垄表面长有茂密的沙棘和杨树，沙棘胸径最大达到27cm，树龄在40年左右，与1933年6月，F. K.Ward记载的终碛的形成年代相符。此外，在巴青县的坡戈冰川，他们发现冰碛垄外侧有大量柏树生长。根据一棵伐倒的小树的树龄和胸径，他们推测最大胸径的树龄在200年以上，从而判定终碛是小冰期早期冰进的产物^[14]。受限于当时我国树轮定年技术的水平，这些研究没有进行严格的树轮交叉定年，通过胸径大小估算树龄的方法也较为粗略。

20年后，德国学者^[21]发表了他们对四川甘孜雀儿山的新路海冰川、 西藏林芝地区嘎瓦隆冰川、 加拉白垒冰川的冰碛垄进行的树轮测年研究。相对于早期的研究，他们在方法上更加严格，采用了交叉定年技术来确定冰碛垄上老树的树龄。对于没有取到树木髓心的样本，他们根据最内层年轮的弧度对距髓心的缺失轮数(pith offset)进行了估算。这对于树龄估计的准确性有了较大提高。由于野外采样时间的限制，该研究没有采集相应的样本，用于计算树木生长到取样高度所用的时间(取样高度年龄)和先锋树种的定居期。

之后，徐鹏等^[22]对米堆冰川的冰碛垄进行了更为系统性的测年研究。米堆冰川前端的冰碛湖(光谢措)曾于1988年7月15日发生溃决，这为研究先锋树种的定居期提供了有明确年代记录的裸地。他们根据泄洪道中长序杨(Populus pseudoglauca)和川西云杉(Picea likiangensis var. balfouriana)的最大树龄，推测杨树的定居时间为3年，云杉的定居期为12年^[22]。与加拿大落基山地区10~30年定居期^{[5, 23, 24]}相比，藏东南地区先锋树种的定居期明显偏短。这可能是因为研究区纬度较低，地理环境比较适合树木生长，而且两侧山坡森林茂密，种源丰富且距离近。

除了对定居期进行估算，徐鹏等^[22]还根据McCarthy等^[25]提出的方法，在树木的不同高度取样，计算了树木的取样高度年龄。他们发现长序杨的高生长速度是随时间变化的，近50年(17.9cm/年)明显高于前150年(4.9cm/年)。川西云杉的高生长速度(4.2cm/年)低于长序杨，长期而言，比较稳定^[22]。这意味着，进行高度年龄估算时，需要同时采集老树、 幼树的树木年轮样本。这样才可以了解树木的高生长速度是否随时间变化，降低取样高度年龄校正的不确定性。

根据加拿大科迪勒拉山区的研究^[25]，取样在树高10cm处取样，平均校正因子在1~4年之间，随着高度增加，平均校正因子的数量和范围在增大，到50cm时，平均校正因子可达6~19年。所以，如果取样位置过高，即使计算高生长速度，树龄的估算值仍具有一定的不确定性。为进一步降低取样高度对树龄估算值的不确定性，Zhu等^[26]在后来进行新措冰川的冰碛垄测年时，直接钻取树木地表高度的树轮样本来推算树木的树龄。

综上所述，该地区的树轮冰川学研究经历了近50年的发展，从最初的粗略估算树龄，到后来的树轮交叉定年技术的使用，树龄估算技术和取样方法的改进、 先锋树种定居期的估算等，在研究方法上正趋于成熟和完善。但是，由于冰碛垄上的老树比较常见，而受伤木/倾斜木和埋压木等不太常见，这些研究所用的测年证据比较单一，多数都是冰碛垄上的老树树龄。因此，它们揭示的主要是冰川后退的历史，在冰川前进方面的研究还很匮乏。未来的研究中，需要加强树轮前进方面的证据采集，为研究冰川进退提供更为准确的年代限定。

该地区早期的一些研究虽然也通过树木进行冰川遗迹的测年，但多是采用 ¹⁴C 测年。¹⁴C 测年方法本身就存在几十年至上百年的误差范围，远低于树轮交叉定年准确到年的精度。所以，此处我们只综述采用树轮年代学交叉定年技术的测年结果(图 1)。

图 1(Fig. 1)

图 1 藏东南地区树轮冰川学研究样点俯瞰图 Fig. 1 Overview of the tree-ring sampling sites for dendroglacial research in the southeastern Tibetan Plateau

(1)加拉白垒冰川: 该冰川位于西藏林芝县加拉白垒山北侧。Bruning^[21]对冰川侧碛垄上的西藏红杉(Larix griffithii)老树进行树轮取样，获得的外侧最老树萌芽于1763年，冰碛垄内侧的一棵红杉被最近的一次冰川前进推倒致死于1987年。此外，该处的树轮宽度数据显示1951年、 1987年是极端窄年。据此推测，该冰川的冰碛垄最晚形成于公元1763年以前，1951年、 1987年该冰川都是前进的，冰川在1987年所处的位置是19世纪中期以来的最大范围。

(2)新路海冰川: 该冰川位于四川省德格县雀儿山东北侧。Bruning^[21]在两条冰川的6个终碛垄上采集了川西云杉(Picea likiangensis var. balfouriana)树轮样本，测定冰碛垄最晚形成时间分别为1765年、 1777年、 1820年、 1830年、 1885年和1907年。

(3)嘎瓦隆冰川: 该冰川位于西藏波密县南部噶隆拉山北侧。Bruning^[21]通过终碛垄外侧西藏红杉树轮宽度的急剧变窄推测该冰川在1580~1590年，18世纪末至19世纪初处于活跃期。此外，他还根据树轮变窄、 丢轮以及一棵红杉的死亡时间判断，1860~1880年是该冰川的第三个活跃期。后来，Zhu等^[26]又对该冰川进行了研究。他们对终碛垄顶部和内侧的测年结果分别为1840年和1918年，侧碛垄最晚形成于1758年。该研究采用了10年作为西藏红杉和川西云杉的定居期。他们还根据冰碛垄内侧一棵被压木的年轮宽度变化，推断该冰川在1987年达到20世纪以来的最大位置。

(4)米堆冰川: 该冰川位于波密县东部岗日嘎布山北侧。终碛垄表面生长了密集的长序杨，在靠近顶部的地方有一些年轻的川西云杉。最外侧侧碛垄生长有川西云杉，内侧侧碛垄为川西云杉和长序杨共同分布。由外向内，川西云杉所占比例越来越少，长序杨越来越多。徐鹏等^[22]对该冰川末端的2条终碛垄、 3条侧碛垄以及1条侧碛垄的末端位置采集了树轮样本。终碛垄的测年结果为1767年和1964年，侧碛垄的测年结果为1783年、 1875年、 1932年和1924年。结合冰碛垄地貌特征和测年结果，他们推测: 小冰期以来，波密南部的米堆冰川至少经历了四次明显的冰川进退波动，分别为1767年、 1875年、 1924年和1964年，其中1767年是最盛期。

(5)新错冰川: 该冰川位于工布江达县东部巴松措-新措的上游。Zhu等^[26]对该冰川的一条终碛垄进行了树轮取样，根据最老西藏沙棘(Hippophae thibetana)的起始年(1881年)，他们推断该冰碛垄最晚形成于1876年。他们没有估算沙棘的定居期，采用的沙棘定居期值为5年。

(6)贡普冰川和新普冰川: 这两个冰川分别位于波密县易贡乡普隆崮山的南北两侧。Hochreuther等^[27]在新普冰川的2条侧碛垄和1条终碛垄采集了川西云杉和西藏红杉老树的树轮样本。测年结果分别为1663年、 1746年和1927年。该研究既没有估算定居期，也没有估算取样高度年龄。在贡普冰川，他们在终碛垄末端发现的最老树萌芽于1910年，要早于贡普冰川20多年。参照Bruning^[21]的研究，他们采用了5年的定居期和10年的高度年龄校正。

(7)则普冰川和白同冰川: 二者并排位于波密县玉许乡则普岗日山北侧。则普冰川是念青唐古拉山地区最长的冰川之一，长约19km。Hochreuther等^[27]根据在则普冰川侧碛垄上采集的西藏红杉树轮样品，测定冰碛垄最晚形成于1785年。在白同冰川，他们在侧碛垄采集了一棵老树的树轮样本，树龄为468年。该树轮宽度在1757年之后出现了快速增长，他们解释为此时冰川退缩，树木不再受压，出现生长释放。所以，他们用1757年作为白同冰川的小冰期最盛期的结束。

我们对上述结果进行了汇总(表 1)。可以看出，小冰期以来，藏东南地区冰川发生了多次冰川进退波动。其中，18世纪后半叶，19世纪后半叶，还有20世纪初期多条冰川都有记录，可能是区域一致性的进退事件。但是，目前的测年证据多数集中在1750年之后，研究点在空间上的分布还很稀疏，要详细了解该地区小冰期以来冰川进退的时空特征，需要在空间上进一步扩展和丰富研究点。在未来研究中，一方面要进一步提高和统一取样标准，获取方法均一、 更为精确的测年数据，另一方面，还需要加强早期冰碛垄的测年研究。

表 1(Table 1)

表 1 藏东南地区冰川进退历史重建结果汇总表Table 1 Summary of past research results on glacier fluctuations in the southeastern Tibetan Plateau 1500~1550 1650~1700 1700~1750 1750~1800 1800~1850 1850~1900 1900~1950 1950~2000 1. 新路海冰川[21] 1777~1787 1807~1820 1885 1907~1920 2. 米堆冰川[22] 1767~1775 1875 1924 1964 3. 嘎瓦隆冰川[26] 1758 1987 4. 白同冰川[27] 1543 1757 5. 则普冰川[27] 1785 1895 6. 新普冰川[27] 1663 1746 1927 7. 贡普冰川[27] 1785 1910 8. 加拉白垒冰川[21] 1760 1951, 1987 9. 新措冰川[26] 1876

表 1 藏东南地区冰川进退历史重建结果汇总表 Table 1 Summary of past research results on glacier fluctuations in the southeastern Tibetan Plateau

目前，关于藏东南地区冰川-气候关系的问题主要有两个，一个是温度和降水哪个是主导因素的问题，另一个是冰川响应气候变化的滞后时间。

李吉均^[14]通过对比17世纪以来的冰川进退的 ¹⁴C、 地衣、 树轮等测年数据和昌都、 樟木等地区的树轮宽度数据，认为这一地区的冰川进退与温度和降水都有关系，但滞后关系受冰川规模影响很大。他们粗略推断，长度在10~20km的冰川，末端对温度变化的滞后期约为10~20年左右； 小于10km的冰川，滞后数年，一般小悬冰川滞后达2~3年，有的甚至当年就可以反映出来。在降水方面，小冰川的末端大约3~4年就能体现出来，大冰川则需要有连续多年的正平衡才能出现前进。但是，从他们的对比图上很难发现低于20年的滞后期。这可能是测年数据的不确定性和所用树轮数据样本量太少所致。

有鉴于此，Yang等^[28]在综述藏东南地区过去2000年冰川变化时候，从300年以上的时间尺度上对冰川-气候关系进行了探讨。通过与青藏高原地区的温度重建^[29]、 董哥洞石笋的O¹⁸数据^[30]的对比，他们发现，过去2000年里3次大的冰川进退，公元200~600年、 800~1180年和1400~1900年，主要对应于低温期和弱的南亚季风期。所以，他们认为，在百年尺度上该地区冰川进退主要受控于温度变化，而非南亚季风降水变率。其中，南亚季风的影响主要从两个方面： 一是，较强的南亚季风可通过感热和潜热导致地表温度升高，从而促进冰川消融； 另一方面是地表温度升高或降低会导致季风降水中雨/雪比例，从而影响积累和消融。通过对比达索普冰芯的积累量数据，他们推断，除了降温以外，小冰期后期(1810~1880年)冬季降雪的增加^[31]可能对该地区19世纪大范围的冰川前进有所影响。

之后，Xu和Yi^[32]也综述了这一地区的测年数据，虽然所用的数据源与Yang等^[28]的基本相似，但是，他们重新校正了 ¹⁴C 和 ¹⁰Be测年结果，使得测年结果的误差范围缩小。他们得出，该地区的冰川在约14世纪后半期至15世纪初前进到小冰期的最大范围，17世纪末至18世纪初从最大范围向后退缩，19世纪初又开始前进。这些冰川进退事件与达索普冰芯O^18[33]显示的17世纪以前持续的冷期，18世纪末至19世纪初的另一个冷期及二者之间的一个暖期相对应，与冰芯积累量并无一致的对应关系。所以，他们也认为这一地区的冰川进退主要受温度影响。

上述研究多是针对整个研究区、 长时间尺度上的综述研究。在进行冰碛垄测年时，多数研究也同时分析了冰川进退与气候的关系。这些研究更侧重的是年代际-百年尺度的关系。Bruning^[21]将其重建的冰川进退历史与冰川附近山坡的树轮宽度和密度资料进行了对比，发现在年代际尺度上，冰川进退与温度具有较好的对应关系。一些利用树轮重建过去温度变化的研究中^{[34, 35, 36, 37]}，在重建该地区温度变化时，也验证了夏季低温事件和藏东南地区冰川进退的对应关系。

徐鹏等^[22]在对米堆冰川的研究中，将米堆冰川的进退序列与该地区夏季温度重建^[38]进行了对比。在百年尺度上，米堆冰川自1767年之前到达最盛之后的持续退缩，与前期持续的降温和之后的持续升温相一致。米堆冰川的4期冰碛垄年代均对应着前期的冷暖转换，平均滞后时间在8年左右。因此，无论在年代际尺度上还是百年尺度的长期变化上，冰川进退都与温度波动关系密切。

除了进一步验证了上述研究揭示的冰川进退与温度变化的关系，最近的研究^{[27, 39]}还对比了与南亚夏季风降水量之^[40]间的关系。Loibl等^[39]在其研究中，采用了2000年以后发表的冰碛垄测年数据，并新增了一些树轮数据和 ¹⁴C 测年数据。从时间上看，冰川前进与降水量高峰在时间上的关系比较弱。因此，他们认为降水量的变化在所研究的冰川波动中可能仅起次要作用。

除了温度和降水之外，Hochreuther等^[27]还分析了多条冰川的小冰期最盛期时间和冰川地貌特征，如冰川面积、 长度、 宽度、 末端高度、 坡向等之间的关系，揭示出冰川从最大范围撤退的滞后时间主要与冰川大小(面积和长度)有关。冰川越大，滞后时间越长。

目前，对该地区冰川和气候关系的研究都发现，从年代际-几十年-百年-几百年时间尺度上，冰川进退与温度变化具有很好的对应关系^{[21, 22, 28, 32, 39]}，与降水的关系不强^{[28, 32, 39]}。因此，这些研究普遍认为，温度是该地区冰川进退主要控制因子，降水则主要为冰川波动提供物质积累。但是不同研究所用方法的不统一以及冰川大小等因素^{[14, 27]}，都会影响到冰川响应温度变化的滞后时间研究。而且，目前所用的降水量序列^{[30, 40]}都不是来自于冰川分布区，是否能够真实代表冰川区的降水量补给也是一个问题。因此，要更好的理解冰川进退与温度、 降水量变化之间的关系，既要提高冰川进退测年精度，也要在冰川分布区进行降水量的重建，提供更为准确和可靠的冰川、 气候重建数据。

藏东南地区的树轮冰川学研究经过近40年的发展，在研究方法上正趋于成熟和完善。这些研究揭示了小冰期以来藏东南地区的6次冰川进退事件。与温度、 降水量代用资料的对比显示，该地区冰川进退在年代际-几十年-百年尺度上主要受温度变化影响，与夏季降水量变化的关系较弱。但是，目前的树轮测年证据的数量还不足以描述小冰期以来藏东南地区冰川变化的时空特征，测年数据的精确度也限制了对冰川变化响应气候变化滞后时间的研究。未来的研究中，既需要在时间和空间维度上进一步增加标准统一的高精度测年数据，也需要加强冰川区降水量的重建研究，为揭示冰川与温度、 降水量的关系提供更为丰富、 精确的数据。