崗日嘎布玉東曲末次冰消期冰川演化及其10Be暴露測年研究

董國成， 王友琪， 付云翀， 毋宇斌，4

（1.中國科學院地球環境研究所黃土與第四紀地質國家重點實驗室，陜西西安 710061；2.西安加速器質譜中心，陜西西安 710061；3.陜西省土地工程建設集團有限責任公司，陜西西安 710075；4.中國科學院大學，北京 100049）

0 引言

末次冰盛期（Last Glacial Maximum，LGM，19.0～26.5 ka）［1］的結束，即末次冰消期的開始，代表過去十萬年以來最為顯著的氣候轉型事件［2-3］。該次氣候轉型在全球范圍內大致同步［4］。然而，究竟是哪些氣候過程以怎樣的內在聯系驅動了末次冰消期在全球范圍內近乎同步的開始尚無定論［5-7］。該問題也因此成為當今地球科學領域的研究熱點和難點之一。

山地冰川作為氣候變化的靈敏指示器［8］，對氣候突變事件響應敏感［9］。有可靠年齡限定的冰川地貌（如冰磧壟）是古氣候研究良好的素材［10］。過去幾十年間，宇宙成因核素10Be暴露測年技術快速發展［11-12］，末次冰消期冰川年代學研究取得長足進展［4-5，13-17］。日漸增多的暴露測年數據表明，南北半球許多地區的山地冰川在末次冰盛期結束后約18 ka時發生了較大規模的退縮［17］，與南極冰芯所記錄的大氣CO2濃度快速升高的時間大致對應。眾多研究者據此推斷，溫室氣體（主要是CO2）在18 ka時濃度的快速增加是LGM在南北半球同步結束的主要原因［4-6，17］。近期的研究則表明，在大氣CO2濃度快速升高之前，南北半球多個地點的山地冰川便已發生階段性退縮［5，14-16，18-19］。這意味著可能存在其他驅動該時期冰川變化的氣候因素，例如北半球高緯夏季太陽輻射和冰蓋范圍的變化都可能引起全球氣溫的變化［17］。

青藏高原是研究上述問題的理想地點之一：該區既遠離北大西洋和北半球大陸冰蓋，又遠離大氣CO2的釋放地——南大洋［20］；更為重要的是，青藏高原及其周邊地區的冰川對氣候變化響應敏感，該區冰川地貌能夠記錄千年和亞千年尺度的氣候突變事件［21-22］。大量研究已充分證明，該區LGM期間冰川規模相較末次冰期早期雖然受限，除個別地點外［23-24］，幾乎所有山地都存在LGM冰進的證據［25］。但該區冰川是否在LGM結束前后發生過階段性退縮，目前仍不清楚。

本文選取地處青藏高原東南部的崗日噶布作為研究區，針對該區玉東曲谷口所保存的冰川地貌進行詳細的調查和宇宙成因核素10Be暴露測年。在此基礎上，探討玉東曲末次冰消期冰川變化的氣候驅動機制，以期為青藏高原地區乃至全球末次冰消期氣候驅動機制研究提供可靠的年代學證據。

1 研究區概況

崗日嘎布西接喜馬拉雅山脈，東鄰橫斷山脈的伯舒拉嶺，北抵念青唐古拉山東段［圖1（a）］。崗日嘎布山群呈北西-東南走向，延綿近300 km。南側地勢相對低矮，海拔一般在2 000～3 000 m，主山脊海拔超過4 000 m。因此，崗日嘎布是青藏高原受印度夏季風影響較強烈的山脈之一。如崗日嘎布南部的察隅河朝南開口的谷地，是印度夏季風向青藏高原輸送水汽的重要通道之一；距離玉東曲東南約60 km的察隅縣年均降水量超過800 mm，年均溫接近12℃［26］。

圖1 研究區地理位置：崗日嘎布山群（a）、玉東曲地理位置（b）［（a）中黑色的箭頭代表印度夏季風，白色的箭頭代表中緯度西風］Fig.1 Map showing the location of the study area：an inset map indicating the location of Gangrigabu mountain range（a）；a shaded map showing the specific location of study area，the Yudongqu Valley，in the Gangrigabu mountain range（b）［Arrows indicate the two major climate circulations，with white denoting the northern mid-latitude westerlies，and black representing the Indian summer monsoon（a）］

在印度夏季風影響下，該區成為我國除橫斷山脈之外海洋型冰川最為發育的地區［27］。冰川平衡線高度上年降水量可達1 000～3 000 mm，夏季平均氣溫超過1℃，冰川具有運動速度快，變幅大的特點，對氣候變化的響應較為敏感［28］。崗日噶布發育有現代冰川1 320條，冰川面積2 655.2 km2，冰川總儲量260.3 km3［29］。自20世紀初至1980年，崗日嘎布地區的冰川面積減少了13.8%，總儲量減少了9.8%，相當于249.2×108m3水當量［30］。

崗日嘎布最高峰若尼峰海拔6 882 m，其周圍有海拔超過6 000 m的山峰20多座，如本文研究點玉東曲東側的格泥峰［圖1（b）］。玉東曲海拔介于3 300～3 800 m，向東北方向流動約5 km后，匯入察隅河東支桑曲。

2 方法

2.1 地貌調查與制圖

利用谷歌、微軟和天地圖等高清影像，對玉東曲谷口及其附近的冰川和其他地貌（如河流和沖積地貌等）進行判別和區分，從宏觀角度整體把握研究地點附近的地貌分布特征。在此基礎上，于2018年10月對玉東曲溝口附近所識別出的冰川地貌進行考察，根據地貌所處海拔、接觸關系、相對位置和表面冰磧物風化程度等確定其新老關系。將所識別的冰磧壟、冰水平原以及河流地貌等在高精度影像（ArcGIS影像）上進行展示（圖2）。在制圖過程中，利用谷歌進行三維可視化輔助，制圖標準按照已發表冰川地貌制圖相關研究執行［31-36］。

圖2 玉東曲谷口側磧壟及其他地貌分布圖［底圖為ArcGIS影像；4道側磧壟M3～M6的漂礫暴露年齡（ka）及樣品數量在灰色方框中展示，其中異常值用斜體標記］Fig.2 Detailed map illustrating moraine remnants and other landforms identified near the valley-mouth of Yudongqu Valley［The apparent10Be exposure-ages（in ka）are reported in the grey boxes with one sigma external uncertainties.The potential outliers are shown by italics.The base map is sourced from an oblique ArcGIS imagery］

2.2 10Be暴露測年

本研究共采集14個花崗巖漂礫樣品，樣品選擇時遵循以下原則和標準：（1）沿冰磧壟頂部選取多個具有一定埋深，出露地表高度不低于50 cm，且直徑較大的漂礫，以減少后期地質地貌過程造成的漂礫傾倒或翻滾的可能［37］；（2）避免選擇具有明顯崩解或已有開裂現象的漂礫；（3）使用錘子和鑿子從漂礫頂部較為平坦的部位鑿取不少于500 g富含石英的巖石樣品。采樣時，從多個角度拍攝漂礫照片。利用手持GPS記錄漂礫的地理位置信息和海拔高程，同時測量漂礫樣品的尺寸。以上具體信息詳見表1。

表1 玉東曲樣品詳細信息（包括樣品地理信息、尺寸、10Be加速器測量數據、10Be濃度和暴露年齡等）Table 1 Sample details，10Be data，and exposure-ages of granitic glacial boulders dated in the Yudongqu Valley

樣品前處理實驗和加速器測試均在中國科學院地球環境研究所西安加速器質譜中心完成。樣品切割粉碎后，篩取粒徑為250～750 μm的組分，利用改進過的Kohl等［38］的前處理流程進行石英提純［39-40］。此后，按照西安加速器質譜中心的化學處理流程［41］，從提純的石英中提取Be并制備成BeO靶標。采用07KNSTD標準（10Be/9Be比值為2.851×10-12）［42］進行加速器測試，并將所測得的10Be與9Be比值轉化為石英中的10Be濃度，用于10Be暴露年齡的計算。

本文采用CRONUS-Earth在線計算程序v3［43］（http：//hess.ess.washington.edu/）計算漂礫的暴露年齡。在后文的討論中采用LSDn產率模型［44］提供的計算結果。計算所采用的巖石密度為2.65 g·cm-3，并假定侵蝕速率為0。對于來自周圍地形遮蔽，利用屏蔽系數進行校正。屏蔽系數利用Li［45］開發的Python程序和30 m精度DEM在ArcGIS軟件中計算所得。利用該程序計算屏蔽系數時所設定的方位角和仰角均為5°。計算時，未進行積雪覆蓋和植被遮擋校正，因此所獲得漂礫的暴露年齡為最小暴露年齡。

進行暴露測年的冰川漂礫可能受后期地質地貌過程影響，從而使所獲得的暴露年齡小于其真實暴露年齡，也可能具有核素繼承性從而使所獲暴露年齡偏老［46］。為了減少前述所引起的異常值對定年的影響，對于采樣數量不少于3個的冰磧壟，將在1σ內部誤差范圍內與其他年齡數據不重疊的作為異常值排除［47-51］。對于采樣數量小于3的冰磧壟，以地貌相對新老關系為參考，對所獲暴露年齡進行討論。同時，利用累積概率密度曲線來判斷每組暴露年齡的集中程度，輔以判斷異常值的排除是否準確［4，52-55］。排除異常值后，通過簡化卡方分析判斷剩余年齡數據的集中程度是否僅僅取決于前處理實驗和加速器測試：當P值大于0.05時，可認為暴露年齡之間的差異只來自于實驗和加速器測試［56-57］。

3 結果

3.1 冰磧壟序列

玉東曲谷口往上游方向至桑昂曲林寺1 km的范圍內，共保存有6道近乎平行分布的殘破側磧壟［圖2，圖3（a）、3（d）］。按照地貌相對新老關系，我們將其從新到老依次命名為M1～M6（圖2）。這些側磧壟高度約為2～5 m，距離現代冰川末端約5～8 km。其中，長度最短（不到200 m）的側磧壟M1海拔也最低，介于3 600～3 900 m，高出現代河面約30 m。冰磧壟頂部散布高度不超過1 m的灌木，其坡面至現代河床處則生長高約3米的喬木。該冰磧壟表面較難尋直徑超過50 cm的冰川漂礫。側磧壟M2高出M1約40 m，長約700 m，其頂部密布灌木和喬木等植被。該道側磧壟同M1相似，表面幾乎難以見到直徑較大的冰川漂礫。冰磧壟M3比M2高約20 m，長度短約100 m。該側磧壟頂部的灌木和喬木之間，隨處可見直徑超過1 m的花崗巖漂礫。其中，最大的漂礫直徑可達4 m。漂礫表面通常發育有直徑超過30 cm的苔蘚，部分漂礫表面可見灰褐色巖漆面［圖3（f）］。比冰磧壟M3高近10 m的M4，長度與其相近，而且冰磧壟表面的植被覆蓋程度以及冰川漂礫的分布狀況也非常相似。但是，漂礫表面發育的苔蘚直徑明顯更大。

圖3 冰川地貌及部分漂礫樣品照片Fig.3 Selective photographs showing glacial and associated landforms（a）～（d）as well as examples of sampled boulders for 10Be surface exposure dating（e）and（f）：a panoramic photograph showing the lateral moraines identified near the valley-mouth（a）；view upstream from the M3 moraine.White dashed line illustrates the M2 and M3 moraine.White arrow indicates the Sangangqulin temple（b）；looking southwards from the lowest part of the M2 moraine.Shown in the foreground is the M1 moraine（c）；looking upstream from the M6 moraine（d）；boulder GYX05 presenting rock varnish on the surface（e）；boulder（GYX20）that is sampled from the M3 moraine（f）

側磧壟M5和M6高出M4約3～5 m，長度分別約為130 m和180 m。這兩道冰磧壟表面人類后期活動和改造痕跡更為明顯，隨處可見經幡［圖3（d）］。雖然植被覆蓋情況與M4相似，但漂礫風化程度明顯更為嚴重。

3.2 暴露測年結果及分析

采自4道側磧壟（M3～M6）的14個冰川漂礫的10Be暴露年齡介于（13.3±1.0）～（19.3±1.4）ka（圖2和表1）。這些暴露年齡幾乎全部對應末次冰消期，說明進行暴露測年研究的4道側磧壟很可能反映了末次冰消期期間的冰川進退活動。其中，地貌上相對年輕的兩道側磧壟M3和M4的暴露年齡與其地貌相對年齡大致相符（圖4）。下文對暴露測年結果做詳細說明和解釋。

圖4 冰磧壟M3～M6暴露年齡分布圖（依據地貌從新到老關系依次排列，黑色圓圈代表10Be暴露年齡和1σ內部誤差，白色長方形表示異常值；淺灰色橫條帶為排除異常值前的平均年齡，深灰色帶為排除異常值后的平均年齡）Fig.4 Apparent10Be exposure-ages plotted by relative moraine ages for the Yudongqu Valley［Exposure-ages are illustrated by black circles and open rectangles（potential outliers），next to which the sample ID is listed.The number of samples is shown for each moraine.The light grey-shaded boxes represent the mean age for moraine M3 and M4（including the potential outliers）.The dark grey-shaded boxes are the mean age without potential outliers］

采自冰磧壟M3的5個漂礫的暴露年齡分別為（13.3±1.0）ka、（16.3±1.2）ka、（17.2±1.2）ka、（17.3±1.3）ka和（17.4±1.2）ka。其中，最為年輕的暴露年齡與其他暴露年齡在1σ內部誤差范圍內不重疊（圖4）。此外，累積概率密度曲線顯示其余4個暴露年齡均緊密集中于17.2 ka左右［圖5（a）］。因此，我們認為該組年代數據中的最小暴露年齡為異常值。就冰期測年研究而言，所獲暴露年齡小于其真實暴露年齡的現象相較核素繼承性更為普遍［46］。引發該現象的因素有很多，主要包括以下地質地貌過程：漂礫表面的侵蝕風化，冰磧壟沉積后演化過程中漂礫的翻滾、傾倒和后期暴露，以及積雪、沉積物和植被等的覆蓋［37，46，58-64］。考慮該漂礫（GYX20）直徑和出露地表高度均較大，后期暴露的可能性很小；且該樣品具有一定埋深，我們推測侵蝕風化可能是造成所測暴露年齡偏小的原因。將對應暴露年齡作為異常值排除后，剩余4個數據的平均值為（17.0±0.5）ka，簡化卡方為0.6（P>0.05）。

從冰磧壟M4頂部所采集5個漂礫樣品的10Be暴露年齡介于（15.3±0.9）～（19.3±1.4）ka（圖2和圖4）。累積概率密度曲線顯示其中3個樣品（GYX01、GYX03和GYX04）的暴露年齡相對集中，而另外兩個暴露年齡（GYX02和GYX05）相對年輕［圖5（b）］。這兩個暴露年齡在1σ內部誤差范圍內與其余暴露年齡不重疊。且從地貌相對新老關系考慮，冰磧壟M4沉積時代應早于M3，這進一步證明這兩個暴露年輕樣品可能受到后期地質地貌過程的影響。因此，我們將這兩個樣品作為異常值排除，剩余3個年齡數據的平均值為（18.4±1.0）ka，簡化卡方為2.49（P>0.05）。

圖5 冰磧壟M3～M6暴露年齡概率密度圖（紅色細線代表單個暴露年齡的概率密度；黑色粗線為排除異常值后剩余暴露年齡的累積概率密度）Fig.5 Probability distribution function（PDF）plots of10Be exposure-ages for the M3～M6 moraines in the Yudongqu Valley（Thin red lines represent each individual exposure-age.Thin light grey lines indicate potential outliers.Thick black line is the summed probability of all exposure-ages after rejecting potential outliers）

從地貌相對新老關系上判斷，冰磧壟M5和M6具有更早的沉積時代。從這兩道冰磧壟上共獲得了4個冰川漂礫樣品。這些樣品的暴露年齡相較在M3和M4所獲得的漂礫而言，時代偏年輕（圖2和圖4）。即，M5和M6所測4個暴露年齡極有可能小于它們的真實暴露年齡。冰磧壟M5上樣品GYX06的暴露年齡（18.6±1.3）ka與暫定的M4的形成時代［（18.4±1.0）ka］在誤差范圍內相重疊。考慮南北半球多個地點的山地冰川在LGM結束前后曾發生過多次千-百年時間尺度的進退活動［14-16］，本文中未將該年齡數據作為異常值排除。然而，僅剩的1個暴露年齡無法達到準確限定冰磧壟形成時代的要求［11-12，65-66］，因此目前無法確定冰磧壟M5的沉積時代。

綜上所述，雖然部分10Be暴露年齡較為分散，且地貌上最老的兩道冰磧壟（M5和M6）的形成時代無法確定，但是冰磧壟M3和M4的形成時代被分別限定為于（17.0±0.5）ka和（18.4±1.0）ka。

4 討論

4.1 玉東曲千-百年尺度冰川波動

地貌調查、制圖和暴露測年結果顯示：LGM結束時，布噶崗日玉東曲流域內的冰川至少發生過兩次進退活動，其時代分別為（17.0±0.5）ka和（18.4±1.0）ka。換言之，該地點在LGM結束前后曾發生過至少兩次千-百年尺度冰川波動：其中，M4所對應的冰川進退可能發生于LGM后期或LGM結束后，而M3對應的冰川波動則對應于末次冰消期。這兩次冰川進退事件的時代可與青藏高原其他地點相比較。

全球LGM的結束，即末次冰消期的開始早已成為第四紀冰川研究的重點內容之一［4］，且南北半球中低緯度山地冰川在該時期的進退均已有相關報道［5，15-16，67］。就青藏高原及其周邊山地而言，針對末次冰消期起始時間而開展的暴露測年研究并不多見。但冰川對于海因里希（Heinrich）事件1（H1）的響應已在不同氣候區的多個地點得到證實：如，與玉東曲同處亞洲夏季風影響區的海子山［68］和巴松措［69］，地處中緯度西風控制區的慕士塔格［70］和罕薩山谷［71］，以及位于這兩種大氣環流交互作用區的青藏高原中部的甲崗峰［21］等。這些地點已報道的冰川進退時代大致在17～18 ka，可與玉東曲冰磧壟M3的時代相對應。

LGM結束前后，即19 ka左右青藏高原冰川作用時代較為確切的研究亦不是很多。但不同氣候區多個地點均有該時期冰川波動的報道：如，亞洲夏季風區的帕隆藏布谷地內，距離玉東曲西北約190 km的白玉冰期冰磧壟最老10Be暴露年齡為18.5 ka［72］；西風作用區的塔什庫爾干地區多道冰磧壟的年代為18～24 ka［48，73］；亞洲夏季風和西風交互作用區的念青唐古拉山西段瓊木曲谷口附近的內側冰磧壟時代為（20.4±0.7）ka［52］。雖然上述地點沒有更多有絕對年齡限定的冰川作用序列可作參考，但這些冰川活動的時代可與本文玉東曲M4的時代大致對應。這表明青藏高原不同氣候區的冰川在LGM結束前后均曾發生過進退活動。

雖然未能對M1和M2進行暴露測年，且M5和M6的暴露年齡多為異常值，但是這幾道冰磧壟的形態特征與M3和M4高度相似，起伏不大。從地貌上看，應同為玉東曲內的冰川對短尺度（如千-百年尺度）氣候突變事件響應的結果。由此可推斷玉東曲末次冰消期還可能發生過兩次千-百年尺度冰川波動。這一推測與Xu等［74］在念青唐古拉山西段帕戈勒溝報道的多道末次冰消期冰磧壟類似。

4.2 玉東曲末次冰消期冰川變化的氣候驅動機制

眾所周知，冰川的進退主要受控于氣溫和降水［75］。這兩個因素對冰川進退的貢獻在不同時空尺度下又是變化的［76］，因此確定哪一因素在冰川進退中起決定性作用一直是第四紀冰川研究的難題之一。青藏高原及其周邊地區冰川變化的氣候驅動機制研究主要針對北半球高緯夏季太陽輻射和亞洲夏季風降水來展開討論［25］。在此，我們針對這兩大氣候要素與玉東曲兩次冰川波動的關系來進行討論。

米蘭科維奇理論認為第四紀冰期-間冰期旋回由北半球高緯夏季太陽輻射所驅動。因此，北半球高緯夏季太陽輻射強度變化通常也被認為是青藏高原冰川變化的主要誘因。就LGM而言，北半球夏季太陽輻射強度在23 ka左右達到最低值，此后便逐漸增強［77］［圖6（c）］。而由海平面變化［78］所反映的全球冰量變化也的確與之相對應［圖6（b）］。然而僅僅是北半球夏季太陽輻射強度這一因素，顯然難以解釋玉東曲流域內的千-百年尺度冰川波動。

圖6 玉東曲末次冰消期冰川變化與氣候記錄對比Fig.6 Climatic records relative to10Be-based moraine chronologies in the Yudongqu Valley.The yellow band corresponds with Heinrich Stadial 1（HS1）.The light grey band indicates part of the global LGM：probability density function（PDF）plot of the glacial culminations in the Yudongqu Valley.Thin red lines show PDF for individual samples with potential outliers excluded.Thick black lines represent the cumulative probability distribution of the boulder age population（a）；ice-volume equivalent sea level［78］（b）；Northern Hemisphere summer solar insolation intensity at high and local latitudes［77］（c）；the stalagmite δ18O record from Xiaobailong Cave，southern HDM［83］（d）；chironomid-inferred mean July temperature record from Lake Tiancai［84］（e）；SSTs reconstructed from Andaman Sea core RC12-344［86］（f）；synthesized atmospheric CO2 concentrations in Antarctic ice cores［88-91］（g）

亞洲夏季風降水驅動青藏高原冰川變化的觀點，大致始于本世紀初深海氧同位素3階段（marine isotope stage 3，MIS3）冰 進 的 發 現［79-80］。此 后，MIS3冰進在青藏高原多個地點被頻繁報道［81-82］。MIS3較為豐富的降水配合該時期相對較低的氣溫致使冰川規模大于氣候更為干冷的LGM時期。玉東曲降水主要來自于印度夏季風，小白龍洞石筍δ18O記錄顯示：19～15 ka期間印度夏季風強度雖然存在多次波動，但總體呈現逐漸減弱的趨勢，且強度弱于LGM時期［83］［圖6（d）］，不可能是該時期冰川波動的主因。天才湖搖蚊記錄顯示橫斷山脈7月份平均氣溫在19～16 ka存在兩次幅度約為1.0～1.5℃的冷暖交替事件［84］［圖6（e）］。考慮玉東曲及其附近的冰川屬于海洋型冰川，積累和消融均發生在夏季［85］。這兩次明顯的降溫事件應該是該時期玉東曲冰川發生短暫停頓的原因，從而形成了冰磧壟M3和M4。

該區夏季氣溫［84］與印度洋-太平洋暖池（Indo-Pacific Warm Pool，IPWP）海表溫度（sea surface temperature，SST）［86］具有很好的相關性［圖6（d），6（e）］。說明IPWP中SST變化的信號可以通過西風帶傳遞到青藏高原［87］，從而引發崗日嘎布玉東曲的冰川進退。IPWP中SST的變化被認為取決于大西洋經向翻轉環流的（Atlantic meridional overturn?ing circulation，AMOC）強弱，AMOC又與北半球冰蓋的消長息息相關［3］：23 ka時北半球冰蓋開始部分消融，浮冰和淡水注入北大西洋引發AMOC減弱；減弱的AMOC使洋流從低緯向高緯傳輸熱量減少，從而引發IPWP的SST升高；18 ka時北半球冰蓋大量消融，上述過程加強，AMOC中斷，大量CO2從深海釋放，大氣CO2濃度急劇升高［88-91］［圖6（g）］，加強了上述過程。但對于其觸發因子卻存在兩種主要觀點：一種認為北半球高緯夏季太陽輻射23 ka時升高驅動冰蓋消融［3］，另一種觀點則認為南半球中緯度西風帶位置的移動導致海-氣熱量傳遞的改變從而引發冰蓋消融［5］。無論是哪一種機制觸發了北半球冰蓋的消融，由此引發的海-陸-氣相互作用都會引起青藏高原山地冰川在該時期發生進退。

5 結論

本文通過對青藏高原東南部崗日嘎布玉東曲谷口沉積的6道側磧壟中地貌相對年齡較老的4道進行宇宙成因核素10Be暴露測年，首次專門針對青藏高原末次冰消期千-百年尺度冰川演化進行了精細化定年研究。采自這4道冰磧壟的14個冰川漂礫樣品的10Be暴露年齡介于（13.3±1.0）～（19.3±1.4）ka。本研究為該區和整個青藏高原第四紀冰期年代學增添了新的精確定年數據。經過統計分析排除異常值后，地貌相對年齡較新的兩道側磧壟的形成時代被分別被限定為（17.0±0.5）ka和（18.4±1.0）ka。這說明這兩道冰磧壟對應的冰川活動發生在末次冰消期或LGM晚期。通過與氣候記錄對比發現，這兩次冰川進退事件與該區受控于IPWP的SST變化的夏季氣溫緊密相關。