小冰期冰川变化

在过去的几个世纪里，所有大陆的冰川都在前进，这表明小冰期是一个全球性的现象。在欧洲的阿尔卑斯山脉，大约在公元1850年的一次主要进攻之前，大约在公元1300年又发生了一次类似规模的进攻。十三至十四世纪斯堪的纳维亚半岛和北美的发展并没有很好的文献记载;

然而，喜马拉雅山和新西兰的这种进展的证据有更好的记录(Grove, 1988)。在欧洲阿尔卑斯山脉，主要进展的开始导致了冰川扩张，接近1600年左右的小冰期最大值。另一方面，在挪威南部，冰川扩张大约开始于17世纪中期。在冰岛，海冰在本世纪中叶左右开始扩张，尽管冰川在17世纪末开始扩张。在公元1600年到1850年之间，阿尔卑斯山上的冰川反复到达几乎相同的终点位置。在挪威，自18世纪中期以来形成的冰碛相互分离，向现在的冰川口方向依次出现较年轻的冰碛。在阿尔卑斯山东侧，由新西兰冰川前进形成的紧密分布的冰碛可以追溯到公元1650年和1885年。自19世纪末和20世纪以来，世界上大多数冰川都在退缩，只有轻微的前进中断了。然而，在20世纪90年代，由于冬季降水增加，斯堪的纳维亚半岛西部的海洋冰川显著前进(Nesje et al, 1995)。

5.8.1冰岛

瓦特纳冰川(8538平方公里)是欧洲最大的冰盖，冰川坐落在以格里姆火山为中心的一系列活火山上。西部和北部有几个出口冰川是飙升的冰川．历史证据表明，到17世纪末，瓦特纳冰川的规模相当大，对农场和牧场造成了破坏。在1690年到1710年间，瓦特纳冰川出口的冰川迅速前进。在随后的几十年里，冰川末端是静止的或有一点波动。大约在1750-1760年发生了一次显著的推进，大多数冰川被认为在那个时候达到了小冰期的最大范围(例如Grove, 1988)。在18世纪中期到19世纪后期，瓦特纳冰川南侧的冰川相当广泛。然而，在20世纪，冰川迅速消融。例如，占Vatnajokull约14%的breidmer -kurjokull冰川在1894年至1968年间体积减少了约49平方公里，而整个冰川体积减少了268至350平方公里(8- 10%)(Grove, 1988)。图5.11显示了1930 - 1995年间Vatnajokull南部和东南部流动出口冰川的长度变化。

在小冰期，Myrdalsjokull(700平方公里)和Eyjafjallsjokull形成了一个冰帽，在20世纪中期分离成两个冰帽(Grove, 1988)。Myrdalsjokull覆盖了Katla，冰岛第二大活火山。因此，Katla的火山爆发伴随着洪水(jokulhlaups)．Myrdalsjokull南部和东部的沿海定居点遭受了火山爆发、洪水、冰川推进和雪崩的影响。1930 - 1995年间Myrdalsjokull和Eyjafjallsjokull的长度变化如图5.12,p. 146所示。

最详细的信息关于冰川在西南部的一个长长的出口冰川索尔海玛冰川(Solheimajokull)上存在变化。1904年的一份丹麦地图显示，索尔海马冰川终点已经后退到平均海拔100米左右。在1883年到1904年之间，东部冰川前沿后退了约200米，而西部冰川终点却静止不动。1930 ~ 1937年间，冰川以30 ~ 40myr~1的平均速度变薄退缩。自1930年以来，每年都对几个出口冰川的冰川前缘进行测量。直到20世纪60年代初，冰川才开始退缩，之后冰川开始前进。

Drangajokull(166平方公里)是一个小冰盖在冰岛西北部。到17世纪末，Drangajokull在农田中蔓延，在18世纪中期，出口冰川是自周围山谷有人定居以来已知的最广泛的冰川。现有的历史证据表明，在1840年左右发生重大进展之前，似乎有过一次小的后退。在19世纪中期的推进之后，冰川明显退缩。Drangajokull和

1930 1940 1950

- I: Morsarjôkull, st. I, Vatnajôkli 2: Skaftafellsjôkull, st. 2, Vatnajôkli

- 4: Svinafellsjôkull, st. 2， Ôraefajôkli

- - 5: Svinafellsjôkull, st. 4， Ôraefajôkli

I960

1970 1980 1990 8: Gljufursarjokull, Oraefajokli 9: Stigarjokull, Oraefajokli 10: Holarjokull, Oraefajokli 11: Kviarjokull, Oraefajokli 12: Hrutarjokull, Oraefajokli 13: Fjallsjokulll, Oraefajokli 14: Fjallsjokull, Gamlasel Oraefajokli

2000

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我:Fellserjokull, |} verertindsegg 2: Brokarjokull, Vatnajokli 3: Birnudalsjokull, Vatnajokli 4: Eyvindstungnajokull, Vatnajokli 5: Skalafellsjokull, Vatnajokli 6: Heinabergsjokull, Hafrafell, Vatnajokli 7: Heinabergsjokull, Geitakinn Vatnajokli

8: Flâajôkull, vestan Hélmsér, Vatnajôkli 9: Flâajôkull, Hàlmsârgarôur, Vatnajôkli 10: Flàarjôkuil, austur I, Vatnajôkli 11: Svinafellsjôkull I Hornaf。12: Hoffellsjôkull，圣2,Vatnajôkli 13: Hoffellsdalsjôkull, Vatnajôkli

图5.11 Vatnajokull冰川1930 - 1995年向南(上)和向东南(下)的出口长度变化。(修改自Sigurdsson, 1998)

1500”

----2: Seljavallajôkull，第一阶段，Eyafjallajôkli

----3: Seljavallajôkull, stage 2, Eyafjallajôkli

4: Solheimajokull, vesturtunga, Myrdalsjôkli

5: Solheimajokull, Jôkulhaus, Myrdalsjôkli

6: Sôlheimajôkull, austurtunga, Myrdalsjôkli

----2: Seljavallajôkull，第一阶段，Eyafjallajôkli

----3: Seljavallajôkull, stage 2, Eyafjallajôkli

4: Solheimajokull, vesturtunga, Myrdalsjôkli

5: Solheimajokull, Jôkulhaus, Myrdalsjôkli

6: Sôlheimajôkull, austurtunga, Myrdalsjôkli

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图5.12 1930 - 1995年Myrdalsjokull和Eyjafjallsjokull的长度变化。(修改自Sigurdsson, 1998)

1930 - 1995年间的Snaefellsjokull如图5.13所示。

利用1973年至1992年间获得的LANDSAT图像，结合实地观测，测量了冰岛Vatnajokull出口冰川终端位置的变化(Williams et al, 1997)。在19年的时间里，最大的变化发生在瓦特纳冰川西南、西部和北部边缘的大型、叶状、浪涌型出口冰川冰川退缩在研究时间间隔内高达2公里。

5.8.2斯堪的纳维亚

5.8.2.1 Jostedalsbreen

在17和18世纪，内Nordfjord的农场因Jostedalsbreen的西部出口冰川的冰川推进(以及相关的雪崩、落石和山体滑坡)而严重受损(Grove和Battagel, 1983;林,1988)。Evans等人(1994)从Nordfjord Sandane地区的研究中声称，冰碛形成于13世纪至14世纪。Matthews et al(1996)在Evans et al.(1994)的研究区域进行了实地调查，得出小冰期前或早期冰碛的证据无法支持的结论。历史文献和地衣学证明，Jostedalsbreen的几个出口山谷冰川在18世纪中期达到了它们的最大位置(Grove, 1988;比克顿和马修斯，1993)。Dahl和Nesje(1992)根据重建的小冰期计算冰斗冰川在Nordfjord内部，冬季降水减少到当前值的90%左右，相应的平均消融季温度下降约1.5°C。在Jostedalsbre地区，最具代表性的小冰期ELA凹陷被计算为约150米(Nesje et al, 1991)，而Torsnes et al(1993)通过AAR方法计算出Jostedalsbreen冰盖20个出口冰川的平均小冰期ELA凹陷为80米。

1500”

500 -

I: Leirufjardarjôkull, Drangajôkli 2: Kaldalônsjôkull, Drangajôkli 3: Reykjarfjarâarsjôkull, Drangajôkli 4: Paralâtursjôkull, Drangajôkli I -'V

- 5: Hyrningsjôkull，圣I. Snaefellsjôkli

—6:Jôkulhâls, Snaefellsjôkli—7:Norâurkinn, Snaefellsjôkli

I: Leirufjardarjôkull, Drangajôkli 2: Kaldalônsjôkull, Drangajôkli 3: Reykjarfjarâarsjôkull, Drangajôkli 4: Paralâtursjôkull, Drangajôkli

- 5: Hyrningsjôkull，圣I. Snaefellsjôkli

—6:Jôkulhâls, Snaefellsjôkli—7:Norâurkinn, Snaefellsjôkli

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图5.13 1930 - 1995年Drangajokull和Snaefellsjokull的长度变化。(修改自Sigurdsson, 1998)

在Jostedalsbreen周围的山谷中，农业经济过去是，现在仍然是基于在邻近山谷和山谷两侧的夏季牧场(saeter)的畜牧。从公元1340年的一封信来看，某种灾难似乎在14世纪的第一部分发生在Jostedalsbreen地区(Grove, 1972,1988)。在这封信中，受影响的农场被列出，并下令减税。约斯特达尔斯布林周围的农田被遗弃发生在黑死病之前，黑死病导致人口急剧下降。20世纪70年代，在挪威中南部芬斯(Finse)北部的Omnsbreen，发现了一片新鲜耕地，上面覆盖着腐殖质和植物遗骸(Elven, 1978)。对这些植物材料的放射性碳年代测定表明，冰川在14世纪发生了变化。历史证据和新冰期外冰碛埋藏的古土壤的放射性碳年代测定表明，挪威南部的大多数冰川从17世纪开始显著扩张。这是第一个可靠的证据证明冰川的推进对农田造成了破坏

斯堪的纳维亚来自克伦达伦，约斯特达尔斯布林以东约斯特达伦的西部支流。在一份1684年的简短记录中，两名农民辩解说，他们无法缴纳税款，因为他们的牧场被前进的冰川覆盖了。历史证据表明，约斯特达伦的冰川在17世纪末和18世纪初迅速前进。在公元1710年至1735年间，Jostedalsbreen的东部出口冰川Nigardsbreen前进了2800米，平均前进速度为每年112米。随着河谷出口冰川的扩张，对农田和牧场造成的破坏导致了当地的调查('avtaksforretninge/)和调查法庭。这些记录导致了许多文献的积累，这些文献今天让我们深入了解了生活在冰川附近的人们的苦难。当时约斯特达伦的牧师马蒂亚斯·弗斯(Mattias Foss)在1743年写道(《格罗夫》1988年翻译):“冰川带走了建筑物;把它们推倒，把它们连同一大堆泥土、沙砾和床上的大石头一起滚到它前面，把那些建筑压得粉碎，现在还能看见。住在那里的人不得不匆匆忙忙地带着他的人和财产离开他的农场，到能躲的地方去躲。”

历史证据表明，尼加德斯布林在约斯特达伦的进攻和布伦达尔-布林在奥尔德达伦的进攻造成了最严重的破坏，而影响通戈雅内的破坏是最悲惨的。通戈雅内的破坏发生在大约40年的时间里，当时布伦达尔斯-布林冰川前缘位于布伦达伦河口，引起了一系列雪崩和农田洪水。

1696年，通古延的房屋被烧毁，但它们在同一地点被重建。从1702年起，Tungoyane农场经常遭到洪水和雪崩的破坏，在最严重的雪崩期间，农民和他们的家人不得不搬出他们的房子。1723年，据说农场很容易经营，但它位于一个前进的冰川(Brenndalsbreen)前面。

在1728年10月12日的税务检查中，法院指出，在1702年减税之前，这两个农民按照国王和教会的指示纳税。然而，在18世纪20年代末，由于严重的破坏，农民无法支付税款。农场上方的山谷布伦达伦(Brenndalen)被前进的冰川占据，以前是很好的牧场。此外，房屋周围的农田经常被巨石、沙子和砾石覆盖河的洪水．因此，在1728年，他们不得不把房子从河平原搬到一个他们感到安全的地方。

1733年的仲夏，冰川引发的洪水再次严重破坏了农田。1734年11月2日，法院(7人)在U. Kas的带领下参观了农场，评估损失。当时，冰川舌已经穿过了建筑物上方的狭窄峡谷。他们说，冰川“永远不会消失”，已经进入了主山谷。那时，奥尔德伦的主要河流也改变了方向，冲毁了他们以前最好的农田。1733年，这两条河连同冰块、石头和砾石覆盖了所有的农田。为了生存，农民们被迫乞讨食物，因此他们完全无法缴纳税款。法庭只发现了悲惨的情况:饥饿的人们和被冰块、巨石、石头和砾石覆盖的田野。因此，法院决定(后来得到当局的确认)，农民在1734-35年不应该纳税。法院在1743年访问农场时表示，冰川舌距离1728年以前房屋所在的地方只有60米。

1743年12月12日，冰川的雪崩袭击了1728年重建的农舍。所有的房屋、人和家畜都被冲走了。这场悲剧发生后，农场再也没有重建，也从土地登记册上删除了。就在80年前，Tungoyane还是奥尔德伦最富有的农场之一。

从历史文献中，有可能重建导致通戈雅内灾难的自然过程。在1650年之前，他们“把冰川看作天际线上的一头白奶牛”，这意味着当时只有布伦达伦上方的约斯特达尔斯布林高原上有冰川。在1680年代和1690年代，再生的冰川开始破坏布伦达伦的牧场，并导致奥尔德达伦的农田被洪水淹没。1700年左右，冰川前缘到达了房屋上方的山谷口。这意味着冰川在50年内前进了4.5公里(平均每年90米)。在1700年到1728年之间，冰川流过了房屋后面的峡谷，这些房屋在1728年被移动。1743年，来自冰川前缘的雪崩(冰块、水、沙子和砾石)落在了房屋上方的岩石上，导致了农场的最终毁灭。1901 - 1999年Jostedalsbreen (Briksdalsbreen、Stegaholbreen和Fabergstolsbreen)三个出口谷冰川的长度变化如图5.14所示。

5.8.2.2斯特

约顿海门的一些冰川流入波夫拉河，这导致

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图5.14 1901 - 1999年Jostedalsbreen三个出口谷冰川(Briksdalsbreen、Stegaholbreen和Fabergst0lsbreen)的长度变化。(数据:NVE)

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图5.14 1901 - 1999年Jostedalsbreen三个出口谷冰川(Briksdalsbreen、Stegaholbreen和Fabergst0lsbreen)的长度变化。(数据:NVE)

在1708年、1743年、1760年和1763年遭受了严重的洪水破坏。这些洪水可能与冰川活动有关。然而，除非有充分的证据，否则有必要谨慎地解释这些洪水。最大的洪水“斯托罗夫森”发生在1789年，主要是由7月的大雨造成的，对挪威东部造成了严重破坏。

在约顿海门，没有与小冰期极盛期有关的历史文献，但有地衣测量学研究(Matthews, 1977;Erikstad and Sollid, 1986;马修斯和卡塞尔丁，1987年;McCarroll, 1989)和Schmidt锤的“r值”(Matthews和Shakesby, 1984)与18世纪中期Jostedalsbreen记录的最大值一致。

5.8.2.3 Hardangerjakulen

根据地衣测量法(Andersen and Sollid, 1971)，小冰河期Blaisen和Midtdalsbreen冰川(Hardangerj0kulen的出口冰川)的最大位置在公元1750年左右。对哈当厄约库伦的现代和小冰期ELA的计算表明，在小冰期最大期，ELA凹陷约130米(Nesje and Dahl, 1991a)。

5.8.2.4 Folgefonna

目前，Folgefonna由三个独立的冰川组成:Nordre, Midtre和Sondre Folgefonna。Sondre Folgefonna的两个出口谷冰川，东部的Buarbreen和西部的Bondhusbreen是历史记录最好的冰川。1677年的一份文件记载了在那一年之前布尔布林的一次进攻。1677年，法院发现布尔农场因岩石雪崩和河流破坏而遭受严重破坏。在17世纪晚期和18世纪早期，Folgefonna周围的许多农场都遭到了破坏。Bondhusbreen冰川在19世纪早期开始前进，在19世纪晚期(约公元1890年)，Bondhusbreen冰川和Buarbreen冰川都达到了它们在小冰期的最大位置，而来自Folgefonna的南部出口冰川Blomstolskardbreen冰川在1940年左右达到了它的最大位置(Tvede, 1972, 1973;Tvede和Liestol, 1977)。

5.8.2.5 SvartiseiYOkstindan

斯瓦蒂森冰川是挪威第二大冰川，由北向分为两部分

Vesterdalen。在Svartisen东部冰川Fingerbreen的最外层冰碛下，顶部2厘米的泥炭沉积物产生的放射性碳年龄为695±75 yr bp，这被认为是冰碛的最大年龄(Karlen, 1979)。另一个放射性碳测年数据为600±100 yr bp，来自沉积的三角洲预设层下的泥炭层上部2cm在湖中被斯瓦蒂森西部的格隆达伦冰川扩张所阻挡。由于这些泥炭层可能是在相当长的时间跨度内形成的，因此这些日期不能用作冰推进的精确最大日期。

1800年，来自斯瓦蒂森(Svartisen)的西南出口冰川Engabreen的锋面距离外冰碛约30米，但它离大海太近，在洪水潮汐时被大海到达。1881年，冰川距离峡湾1公里。然而，在1903年，恩格布林开始了一场小规模的正面进攻。后来，Engabreen和Fondalsbreen的年度锋面测量显示，在20世纪30年代和40年代，冰川发生了显著的退缩(1-1.5公里)(Grove, 1988)。

对于奥克斯汀丹冰川，历史记录证实，最近一次重大的冰川移动发生在10世纪的前20年。在这个时候，一些冰川达到了新冰期的最大值。奥克斯丁的小冰期冰川的最大值是冰碛，其中有直径达60毫米的Rhizocarpon spp.地衣。

然而，Karlen(1979)通过对Svartisen、Okstindan和Saltfjellet地区冰碛脊的地衣测量，认为冰川在18世纪之前达到了新冰川的最大位置。Innes(1984)认为Karlen低估了Svartisen地区的地衣生长速度，从而高估了冰碛年龄。

5.8.2.6 Lyngshalveya

从最古老的小冰期推进的冰碛出现在该地区的前面大冰川地衣测量学表明它们几乎是同时形成的。地衣测量学也表明，这一进步发生在公元1520-1640年之后树木年代学表明冰川推进发生在公元1800年之前(Ballantyne, 1990)。历史资料显示，这一进步在18世纪中期达到顶峰。Lichenometric,dendrochronological历史数据表明，最近的一次进步在公元1910-1920年达到顶峰，在公元1920-1930年出现了一些高水平的地点。这代表了小冰川的最大新冰川范围(

5.8.2.7瑞典北部

瑞典北部的小冰期包括几次推进，不同的冰川在不同的时间达到最大程度，其中大多数在17世纪早期和晚期以及18世纪早期和晚期。最初，气候在15世纪恶化，在公raybet雷竞技最新元13501400年之间有一段寒冷的夏季。这是显而易见的湖泊沉积物而且冰碛形成．在瑞典北部，小冰期被推断大约在公元1580年开始，在1600年到1640年之间有广泛的冰川前进(Karlen, 1976)。较小的最大值出现在1650年、1700-1720年和1810年。公元1750年以后，冰川一直在退缩，但是在大约公元1780年、1810年、1820年、1840年、1850年、1870年、1890年、1910年和1930年有小幅的进步。在二十世纪，瑞典北部的冰川前沿经历了一次显著的退缩(Holmlund, 1997)。然而，20世纪90年代冬季降水的增加导致了瑞典北部冰川的正质量平衡。图5.15是一个总结图由Boulton等人(1997)从各种来源汇编的斯堪的纳维亚小冰期冰川变化。

5.8.3法国

有证据表明，布伦瓦冰川可能在公元1300年之后的一段时间向前发展(Grove, 1988)。然而，小冰期的开始发生在公元1580年至1645年之间(Grove, 1988)。耕地和森林被冰雪覆盖

图5.15斯堪的纳维亚地区小冰期冰川推进:(a)挪威南部;(b) Jostedalsbreen的四个出口冰川;(c)约顿海门的斯托布林;(d)挪威西南部的冰川;(e)挪威北部的Lyngs-halv0ya;(f)挪威北部的斯瓦蒂森;(g)瑞典北部。(修改自Boulton et al.， 1997)

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I960 -	(一)	(b)	米	(d)		(f)	(g)	rl960
1940 -								-1940年
1920 -1900 -		-		■				-1920 -1900
1880 -		＿						-1880 -1860
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								-1840年
1840 -	- - - - - -			■■1
1820 -								-1820年
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				- - - - - -■				-1780年
1780 -
1760 -					我——7			-1760年
1740 -					＊			-1740年
1720 -1700 -								-1720年
					晚17			-1700年
1680 -					世纪之前	我!		-1680年
1660 -					17年中			-1660年
					世纪			-1640年
1640 -					推进
1620 -								- 1620
1600 -								-1600年
					16世纪晚期	•^

洪水是冰川扩张的直接结果。周围山谷的庄稼歉收。和挪威西部一样，人们提出了一系列减税的请求。在最初的冰川推进期之后，是一个缓慢推进但广泛分布的冰川时期。小退之后是前进。然而，这些前进造成的破坏较小，因为冰川前进的地方已经被破坏了。勃朗峰的冰川在18世纪早期似乎没有明显的前进。然而，大约在1750年至1850年之间，冰川开始消融。小冰期的最后三次重大进展分别在1770年至1780年、1818年至1820年前后和1850年前后达到高潮。冰期的最大值在1835年到1855年之间。 From the mid-nineteenth century to the present, the glaciers in the Mont Blanc Massif have experienced a net recession, despite several advance phases (Fig. 5.16).

5.8.4阿尔卑斯山

最近一次冰川推进间隔发生在大约公元1250/1300年到公元1850/1860年之间的6个世纪(Grove, 1997)，在此期间，一些出口冰川从目前的边缘位置延伸了2-2.5公里。主要的小冰期缓慢的进步发生在阿尔卑斯山附近

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Dame de fa Guénson

图5.16 1820年以来勃朗峰主要冰川的波动(上)和1818年至1979年布伦瓦冰川的锋面位置(下)。(改编自Grove, 1988)

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图5.16 1820年以来勃朗峰主要冰川的波动(上)和1818年至1979年布伦瓦冰川的锋面位置(下)。(改编自Grove, 1988)

公元1350年，1600-1650年，1770-1780年，1815-1820年和1850-1860年。

根据冰川锋的变化记录、质量平衡重建、温度和降水数据，库恩等人(1997)得出结论，自1860年以来，阿尔卑斯山的冰川活动总体上是均匀的。在19世纪末的一段短时间内，降水的区域变异可能导致了不同的累积。在那个世纪的最后20年里，冰川在经历了上世纪中叶的峰值后迅速缩小，几乎达到了平衡大小。在1920年提前期之后，高山冰川不再像1965年至1985年期间那样接近平衡。1930- 1964年期间，高山冰川的大陆性较强，退缩较强，冰川的响应较为均匀。

20世纪raybet雷竞技最新欧洲阿尔卑斯山脉的气候特点是最低气温上升约2°C，最高气温小幅上升，气温下降日照时间一直到80年代中期。气温上升在20世纪40年代和80年代最为明显。自19世纪50年代中期(小冰期的高峰)以来，冰川面积减少了30- 40%，冰川体积减少了大约一半(Haeberli和Beniston, 1998年)。

东阿尔卑斯地区的Wurtenkees(约1平方公里)是最强烈的火山之一冰川融化(Schöner et al.， 1997)。在目前的气候条件下，冰川需要一个1-1.5°C的夏季温度下降来恢复平衡的质量预算。在预测未来全球变暖的温度情景下，冰川可能在下个世纪的上半叶消失。

东阿尔卑斯山最大的冰川群位于Ötztal山脉的顶端，意大利边境的山脉海拔超过3600米。当Vernagtferner在Rofental的底部前进时，它阻碍了从冰川向山谷上游排泄的河流。有人认为Vernagtferner可能是一个涌动的冰川，至少是周期性的。当冰川向下延伸到谷底时，就会形成湖泊，如果筑坝期足够长，就会在剧烈的溢流之后，对下游地区造成严重的洪水破坏。政府调查是小冰期早期冰川波动信息的主要来源。Ver-nagtverner的小冰期开始于1599-1601年(图5.17)。在1678年至1725年期间，Ötztal冰川进入了主要山谷底部，在上游筑起了水坝。随后的洪水给下游造成了严重破坏。18世纪70年代，Vernagt冰川和Gurgler冰川都在前进;然而，在1822年到1840年间

沃纳格弗纳则退避三舍。另一方面，在1845年至1850年这段时间里，奥茨塔尔的冰川在前进。自1848年以来，Vernagt湖就没有发过洪水。这个湖最初形成于1599年，1600年7月25日迅速干涸，1601年又慢慢干涸。湖泊形成的第二阶段发生在1678年。湖水在1678年7月16日和1680年6月14日迅速干涸，而在1679年和1681年缓慢干涸。湖泊形成的第三阶段发生在1771年，1772年和1774年缓慢排空，1773年7月23日迅速排空。湖泊形成的最后阶段发生在1845年。1846年湖水逐渐干涸，但在1845年6月14日、1847年5月28日和1848年6月13日湖水迅速干涸(例如Grove, 1988)。奥茨塔尔阿尔卑斯山脉的冰川从1850年到1964年一直在持续退缩，在1890年到1900年和1920年左右有轻微的进展。 The changes in the areal extent of Hintereisferner and Kesselwandferner since 1847 are shown in Fig. 5.18, p. 155. A comparison of the glacier fluctuations in the Mont Blanc massif and in the Otztal region shows that the advances and retreats were closely in phase (e.g. Grove, 1988).

5.8.4.2意大利阿尔卑斯山

大多数意大利阿尔卑斯山冰川在公元1820年左右达到了小冰期的最大范围，当时冰川延伸到比现在的位置高出2公里的地方(Orombelli和Mason, 1997)。1845-1860年的第二大冰川移动发生在19世纪30年代的一次退缩之后。到1870年左右，冰川再次从最大位置向山谷上游退缩了1公里。然而，在19世纪80年代，冰川在1890/1895年左右达到了一个不那么广泛的最大位置。一些冰川在1920年至1925年左右达到了最后一个最大值，之后冰川经历了20世纪30年代至50年代的长期持续退缩。在20世纪60年代、70年代和80年代的部分时期，冰川在前进，但在90年代，冰川一直在退缩。

在意大利阿尔卑斯山脉中部的伦巴第阿尔卑斯山脉，所有冰川都在退缩

图5.17 Vernagtferner小冰期波动。(改编自Winkler, 1996)

图5.17 Vernagtferner小冰期波动。(改编自Winkler, 1996)

二十世纪初以来;然而，趋势并不是统一的(pell -fini和Smiraglia, 1997)。自20世纪50年代以来，退缩的冰川数量有所减少，而静止和前进的冰川终点则有所增加。1985年，新一轮经济衰退开始。伦巴第阿尔卑斯山脉的冰川波动与该地区的温度记录密切相关，响应时间约为20年。

5.8.4.3瑞士

有强有力的证据表明，在16世纪以前，瓦莱州东部的冰川在前进

伯尔尼兹Oberland。来自内部的原木和下面的土壤，冰碛序列已经被放射性碳测定了年代，其中大多数的年代在8世纪到10世纪之间。调查表明，冰川在公元1100年之后和16世纪之前前进。Unterer Grindelwaldgletscher冰川波动如图5.19所示。从1600年到1870年，这座冰川的面积比从那以后的任何时候都要大。Unterer Grindelwaldgletscher在1590年至1640年间达到了最大程度。从1880年开始，定期测量格林德瓦尔奇切尔山脉的正面位置。

1847

图5.18自1847年以来Hintereisferner和Kesselwandferner范围的变化。(摘自Grove, 1988)

1847

图5.18自1847年以来Hintereisferner和Kesselwandferner范围的变化。(摘自Grove, 1988)

2000

2000

1600年

资料来源:油画素描

印刷品和照片地图文学

图5.19 Unterer Grindelwaldgletscher小冰期冰川波动。(改编自Grove, 1988)

5.8.5欧亚大陆

欧亚大陆中纬度山脉的冰川在上个世纪有明显的退缩。测量和重建冰川质量平衡表明冰川退缩始于19世纪80年代左右。据估计，1880-1990年受海洋影响的冰川年平均质量平衡值为-480毫米，受海洋影响的冰川年平均质量平衡值为-140毫米大陆冰川(Mikhalenko, 1997)。

在中世纪时期，高加索地区的冰川高度比现在高，冰川的范围也比现在小。冰川在13世纪到15世纪之间，在1640年到1680年之间，在1780年到1830年之间前进。大约在20世纪中期，冰川停止了退缩。20世纪60年代初，由于夏季气温降低和冬季降水增加，ELA比前十年降低了200-300米。20世纪60年代降水的进一步增加导致了冰川的进一步扩张。然而，到1979年，26个冰川中只有6个还在前进。

自1880年以来，喜马拉雅冰川主要在退缩。然而，冰碛表明冰川的退缩并不是持续的。在这一地区，温度是冰川质量平衡的最关键因素，因为温度决定了季风降水是雨还是雪。喀喇昆仑冰川在19世纪中后期从高级位置退缩。然而，在19世纪90年代和20世纪的头十年，由于季风气流的加强，它们向前推进(Grove, 1988，以及其中的参考文献)。在1920年到1940年之间，大多数冰川不是静止就是前进。1940年以后，冰川主要消退冰川退缩在20世纪70年代停止或逆转。

Savoskul(1997)在中亚相对湿润的西北前沿和天山干旱的内陆地区的20个冰川上研究了小冰期最大位置到现在的退缩模式。她发现，在温暖潮湿的西北山脉，小冰期的大型冰川比现代冰川大1.5-1.9倍。天山内陆寒冷干旱的小冰期冰川仅为天山冰川的1.03-1.07倍。小冰期最大低气压为100-200 m潮湿的地区干旱地区20-50米。

5.8.6中国

在中国，主要的冰川区在西北部:天山、昆仑山和喜马拉雅山脉。在19世纪中期到20世纪中期之间，冰川由于温度上升而退缩。20世纪40年代最温暖的5年比过去100年的平均温度高出0.5°C。最长的冰川的尽头退缩了几百米，变成了几公里。从20世纪50年代中期到70年代中期，在祁连山研究的22座冰川正在退缩，其中一些冰川退缩的速度每年超过20米。然而，在西藏内陆，撤退的范围没有那么大。在最近几十年里，冰川退缩已经减缓(例如Grove, 1988)。

5.8.7北美

在喀斯喀特山脉和奥林匹斯山脉，南喀斯喀特冰川在16世纪或17世纪达到了小冰期的最大位置，而勒孔特冰川和达纳冰川的外部冰碛可以追溯到16世纪。在16世纪和17世纪的冰川前进之后是退缩，在19世纪又有轻微的前进。马扎马火山灰有助于确定冰碛序列的年代。

在加拿大落基山脉，主要的进展似乎发生在17世纪晚期到18世纪早期，19世纪早期到中期，以及19世纪晚期到20世纪早期。加拿大落基山脉冰川波动的汇编(Grove, 1988)显示了显著的冰川退缩，特别是在1910-20年之后(图5.20)。1945年前后，经济从严重的冰川衰退转向稳定甚至进步。

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图5.20 1840 - 1980年加拿大落基山脉冰川退缩情况。(改编自Grove, 1988)

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图5.20 1840 - 1980年加拿大落基山脉冰川退缩情况。(改编自Grove, 1988)

阿拉斯加的冰川显示了17世纪和19世纪小冰期降温高峰的冰碛证据。最近来自苏厄德半岛冰川的证据表明，当时ELA下降了约170米(Calkin et al, 1998)。

来自湖泊沉积raybet雷竞技最新物、树木、冰川和海洋沉积物的古气候记录已被汇编，以深入了解环北极地区过去四个世纪的环境变化(Overpeck et al, 1997)。在1840年到1950年之间，北极变暖到过去四个世纪以来的最高温度，结束了小冰期。这种变暖导致了冰川退缩，永久冻土和海冰融化，以及陆地和海洋的变化湖泊生态系统．这种变暖的原因可能与大气微量气体增加、太阳辐射增加、火山活动减少以及内部气候反馈机制有关。raybet雷竞技最新

5.8.8南美

地图和照片显示，委内瑞拉的冰川在20世纪有明显的退缩。一些冰川变薄了100-150米，被冰覆盖的面积减少了80% (Grove, 1988)。ELA上升，热带冰川退缩山脉布兰卡可以解释为空气温度在空间上均匀上升和湿度下降的组合，在地理上有不同的影响(Kaser和Georges, 1997)。

北巴塔哥尼亚的瓜拉斯冰川和莱切冰川的历史波动冰原(Harrison and Winchester, 1998)。植被修剪线可追溯到公元1876年、1909年和1954年。Gualas和Reicher冰川衰退的中期阶段可以追溯到20世纪20年代早期、30年代中期和60年代。冰川波动被解释为反映了冬季降水的波动，而不是夏季温度的波动。

5.8.9格陵兰岛

关于冰原之外当地冰川行为的最广泛的数据来自Sukkertoppen和迪斯科岛。与内陆冰原叶瓣相似，当地大多数冰川在18世纪之前达到了其最大的新冰期范围，可能早在1750年。冰川在1850年左右开始退缩，但在1880年至1890年之间，冰川重新活跃起来，导致冰川前进。在20世纪早期，冰川继续衰退，但被一些提前期打断。最快的冰川消退发生在20世纪20年代到40年代之间。来自格陵兰岛的小冰期记录的一个显著特征是大陆冰盖和当地冰川波动的同步性(Gordon, 1980)。

5.8.10非洲

冰川前的冰碛序列表明，在过去的几个世纪里，它们的位置比现在更先进。1899年至1974年间，肯尼亚山刘易斯冰川的面积从0.63平方公里减少到0.31平方公里，冰川前缘的海拔上升了130米。在本世纪初，冰川融化是广泛的，但从20世纪30年代初到60年代初，冰川融化速度减缓，此后终点继续退缩。上个世纪东非冰川的收缩似乎是降水减少、云量减少和温度升高的共同作用。

5.8.11比利牛斯山

比利牛斯山脉的小冰期冰川历史已经从文献、地图和照片证据中重建出来(Grove和Gellatly, 1997)。所有的冰川似乎都在小冰期扩张了，一些前沿前进了750多米，海拔下降了近200米。冰川在18世纪末和19世纪中期处于领先地位。在19世纪60年代和70年代，冰川明显退缩。在20世纪，冰川在20世纪初、20世纪20年代、40年代、60年代和70年代末有所发展。

继续阅读:冰川侵蚀和冰川均衡

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