青藏高原西南部納木那尼峰MIS 3冰川規模與古氣候重建研究

牟海珍， 崔 航， 景 濤

（1. 青海師范大學 地理科學學院 青海省自然地理與環境過程重點實驗室，青海 西寧 810008； 2. 青海師范大學青藏高原地表過程與生態保育教育部重點實驗室，青海 西寧 810008）

0 引言

深海氧同位素3 階段（marine isotope stage 3，MIS 3）是末次冰期的間冰階，是青藏高原多次冰進中氣候變化極為劇烈的階段。青藏高原西北緣西昆侖古里雅冰芯的δ18O 記錄顯示，MIS 3 位于60～30 ka［1］。根據這一階段的氣候變化特征，可將其細分為a、b 和c 三個亞階段［2］。MIS 3b（54～40 ka）［1］是一個顯著變冷時期，受控于中低緯度歲差周期，此時太陽輻射強度較小，最冷的時期在45 ka 左右，比現在低5 ℃［3］；MIS 3a（40～30 ka）［4］和MIS 3c（60～54 ka）［4］太陽輻射強度增大，氣候溫暖濕潤，氣溫比現代高2～4 ℃［5-8］?？傮w來看，古里雅冰芯記錄顯示MIS 3 氣候處于弱暖期［9-11］，但至少存在4 次冷事件［11］；南京葫蘆洞石筍記錄顯示［12］，MIS 3 氣候波動劇烈且降水總體呈增多趨勢。已有研究表明，MIS 3青藏高原及毗鄰山地發生了較大規模的冰川前進，且此次冰川作用的規模比末次冰盛期時更廣泛［13-18］，與全球末次冰期最盛期不同步。對于MIS 3較大規模的冰川作用事件，Owen等［19-20］認為是此時較高的太陽輻射使得季風環流帶來了豐沛的降水，高海拔區固態降水增多，冰川積累量增加，增加的積累量抵消并超過了由于氣候的升高導致的消融，進而使得冰川發生較大規模的冰進，而其他學者認為MIS 3中期較低的氣溫和較為豐沛的降水共同耦合導致了此次較大規模的冰進［1，21-22］。然而，青藏高原及毗鄰山地不僅在MIS 3中期發生了冰川作用事件，在MIS 3早期和晚期同樣存在冰川作用事件［23］。因此，需要結合MIS 3 不同亞階段的氣候變化特征探尋這一時期冰進的驅動因素。

納木那尼峰位于青藏高原西南部，依托其高大的山體發育有多條現代冰川，第四紀期間冰川隨著氣候的波動前進或后退，在其溝谷及山麓留下了大量的冰川遺跡［24］，Owen等［25］應用10Be暴露測年法測定了納木那尼峰絨果溝、那莫讓日溝和莫果若溝冰川遺跡的年代，發現納木那尼峰存在多次對應于MIS 3 的冰川作用事件，是研究上述問題的理想區域。因此，本文以納木那尼峰為研究區，基于對研究區現有10Be 暴露年代的重新計算與分析，構建了研究區MIS 3 不同亞階段冰進的年代序列，應用GlaRe 工具重建了不同冰進時的古冰川表面高程，結合基于冰川物質平衡線高度（equilibrium line altitude， ELA）變化的古氣候重建模型定量反演了不同冰進時的古氣候特征，進而探討MIS 3 不同亞階段冰進的驅動因素。

1 研究區概況

納木那尼峰位于喜馬拉雅山脈西段，主要受控于印度季風和西風環流［26］。納木那尼峰最高峰海拔7 694 m，共發育有58 條現代冰川，總面積約80 km2［圖1（a）］。規模最大的冰川位于研究區主峰東北側的那莫讓日溝內，長7.45 km。據納木那尼峰西南部的普蘭氣象點（海拔3 900 m）的觀測數據（1981—2010 年，http：//data. tpdc. ac. cn）顯示，年平均氣溫3.64 ℃，年平均降水151 mm，降水主要集中于2—4 月和7—9 月。Owen 等［25］對研究區的絨果溝、那莫讓日溝和莫果若溝進行了詳細的野外考察，并在對應于MIS 3 沉積的冰川遺跡（M4）上采集了27 個10Be 暴露年代樣品，應用CRONUS-Earth 3.0（http：//hess. ess. washington. edu/math/）［27］重新計算了27 個10Be 暴露年代樣品的年代（表1），表中給出了三種模式（St、Lm 和LsDn）計算的10Be 年齡，文中僅對LsDn 的模式年齡進行分析討論?？紤]到采集樣品（漂礫）的不完全暴露或預先暴露以及樣品沉積前后所經歷的地質地貌過程等對10Be暴露年代結果的影響，本文使用Dortch 等［28］提出的概率宇宙成因年齡分析工具（Probabilistic cosmogenic age analysis tool， P-CAAT）對研究區的10Be 暴露年代數據進行處理。該工具根據冰磧壟上年代樣品的數量和年代數據的離散程度選用相應的分析方法（Mean、Std/IQR和MADD），由于不同分析方法帶寬（Bandwidth， BW）的確定存在差異，所以在此作簡要介紹，Mean 方法的BW 值是基于年代數據樣品內部年齡不確定性的算術平均值獲得；Std/IQR 和MADD 方法的BW 值是根據Silverman［29］的經驗法則計算。此外，P-CAAT 是應用蒙特卡洛模擬獲取冰磧壟的年代，且冰磧壟上采集的年代數據量應≥3個。當冰磧壟的年代數據小于21 ka時，選擇最高峰值年齡為冰磧壟的年代；而當冰磧壟的年代數據大于21 ka 且數據量≥3 個時，選擇最老的峰值年齡為該冰磧壟的年代。由于那莫讓日溝M4a 冰磧壟采集的年代樣品數量＜3 個，不符合應用該工具的條件，因此未采用P-CAAT進行年代結果分析。

表1 10Be年齡重新計算結果（單位：ka）Table 1 Recalculation results of 10Be exposure dating （unit： ka）

圖1 絨果溝、莫果若溝及那莫讓日溝的地理位置和10Be年齡Fig. 1 Geographic location （a） and 10Be ages of Ronggua valley （b）， Muguru valley （c） and Namarodi valley （d）

絨果溝位于納木那尼峰西坡，從源頭冰斗到溝谷谷口內保存有四套冰磧，其中，第四套冰磧（M4）由三個保存較為完好的冰磧壟組成（M4a、M4b、M4c）［圖1（b）］。根據地貌地層學原理，M4a的沉積年代最老，其次是M4b 和M4c。P-CAAT［28］的結果顯示［圖2（b），（c）］，M4c 和M4b 的年代分別集中在（42.1±3.7） ka 和（48.5±3.3） ka，對應于MIS 3b。雖然M4c 和M4b 的年代都對應于MIS 3b，但由于M4b 的年代要比M4c 老，其冰川沉積分布在M4c 的外側，并不會覆蓋掉M4c 的冰川作用遺跡。因此這兩次冰進時沉積的冰磧壟均能保存下來。M4a 的年代應為（29.6±2.2） ka（最高峰值年齡），對應于MIS 3a。然而M4a 的年代應老于M4c 和M4b，結合P-CAAT［28］的結果，M4a 的年代應為（58.9±5.4） ka［圖2（a）］?；诠爬镅疟睛?8O 的記錄［1］，MIS 3c的年代為60～54 ka。因此，M4a 的沉積年齡可能對應于MIS 3c或MIS 4。此外，基于M410Be暴露年代數據的平均值（35.0±17.0） ka，Owen 等［25］認為M4a的形成年代對應于MIS 3。Murari 等［30］基于Student’st-test 的方法發現M4a 冰磧壟的沉積年代為（60.0±17.0） ka，對應于MIS 3c。綜上所述，M4a沉積于MIS 3的早期，即MIS 3c。

圖2 絨果溝M4a（a）、M4b（b）、M4c（c）和莫果若溝M4M（d）10Be年齡的P-CAAT數據處理結果Fig. 2 P-CAAT data processing results of 10Be ages in Ronggua valley ［M4a （a）， M4b （b） and M4c （c）］and Muguru valley ［M4M （d）］

莫果若溝內發育有兩條山谷冰川，山谷內由老到新分布有七套冰磧壟，最老的冰磧壟M4 在山谷口形成弧形山脊，高出主谷底部約15～20 m［圖1（c）］。P-CAAT［28］的結果顯示M4 的年代為（60.0±9.5） ka［圖2（d）］，表明M4 的沉積年齡可能對應于MIS 3c 或MIS 4。此外，Owen 等［25］根據M410Be 暴露年代數據的平均值［（46.0±8.0） ka］，認為M4 沉積于MIS 3?；赟tudent’st-test，Murari 等［30］發現M4 的沉積年代為（60.0±11.0） ka，對應于MIS 3c。因此，M4的年代應對應于MIS 3c。

那莫讓日溝位于納木那尼峰東坡，山谷內保存有三套冰磧壟，最老的冰磧壟位于山谷口海拔4 800 m 處［圖1（d）］，由多個山脊組成，頂部分布有大量漂礫。Owen 等［25］在M4a 上采集的兩個10Be 暴露年代樣品的年代結果為（56.1±3.5） ka 和（59.6±3.8） ka，表明M4a可能對應于MIS 3c。此外，Murari 等［30］發現M4a 的沉積年代為（60.0±2.0） ka，對應于MIS 3c。因此，M4a的年代應對應于MIS 3c。

2 數據與方法

應用基于ELA 變化的古氣候重建模型定量反演古氣候時需獲取研究區現代氣候特征和現代冰川與古冰川的ELA。研究區的現代氣候特征基于WorldClim version 2.1 climate data 提供的降尺度再分析的全球格點氣候數據集（1970—2000 年，http：//worldclim.org/）［34］，該數據的空間分辨率為30″。研究區三個谷地的氣象特征通過格點氣象數據與海拔（z）的擬合獲?。ū?）。冰川ELA 的計算應用ELA calculation 工具［35］在ArcGIS 中完成。計算ELA 的變化量除需要相應的估算方法（詳見2.2節）外，還需現代冰川的范圍、研究區的數字高程模型（digital elevation model， DEM）和古冰川表面高程?，F代冰川的范圍基于GLIMS 數據集（http：//www.glims. org/）提供的全球冰川編目（Randolph Glacier Inventory 6.0，RGI 6.0）資料，研究區的DEM 為從地理空間數據云（http：//www. gscloud. cn/）上獲取的空間分辨率為30 m×30 m 的ASTGTM2。古冰川表面高程的重建基于Glacier Reconstruction Tools（GlaRe）工具［36］。在應用此工具前需獲取冰川底部基巖的DEM，此DEM 可由現代冰川的DEM 減去現代冰川厚度獲取，其中現代冰川厚度通過全球現代冰川厚度數據集（https：//www. research-collection.ethz.ch/）［37］獲取。

表2 研究區多年平均氣溫和降水量的擬合Table 2 Fitting of multi-year mean air temperature and precipitation in the study area

2.1 古冰川規模定量重建方法

GlaRe 模型根據冰川動力學方程建立［38］。首先沿著得到的中流線計算冰川厚度，再將其冰川厚度通過插值的方法得到冰川分布范圍，最終得到整個古冰川的厚度。

式中：τ為剪切應力；ρ為冰川冰的密度；g為重力加速度；h為冰川的厚度；α為冰川表面的坡度。

具體的操作步驟為：①在Google Earth 中根據冰磧壟的位置及流域分水嶺繪制MIS 3各次冰進時古冰川的范圍，進而結合冰川谷地地形地貌特征繪制相應的中流線。②使用Shear Stress 工具中的Construct Interval Nodes 工具以50 m 的步長將中流線轉為點矢量文件。③使用Define Shear Stress 工具為得到的點矢量文件設置剪切應力值，已有研究表明中國西北山谷冰川的底部剪切應力為77 kPa［39］研究區以山谷冰川為主，因此基于此值運行模型。此外，為了探尋底部剪切應力變化對模擬結果的影響，設置底部剪切應力為50～150 kPa［40］，變化步長為25 kPa。④基于節點、冰川范圍和無冰DEM，使用Flowline ice thickness tool 工具獲取流線上每個節點的古冰川高度與厚度。⑤由于在谷地內冰川的流動受到地形的限制，使用Automatic ice thickness 工具來校正古冰川高度和厚度。⑥根據冰川范圍和校正后每條流線上各節點的古冰川高度與厚度，使用Topo to raster 插值方法，得到古冰川表面高程與厚度。

2.2 ELA估算方法

積累區面積比率法（accumulation area ratio，AAR）和面積-高程平衡率法（area altitude balance ratio， AABR）是估算ELA 的方法中精度較高、應用較廣的兩種方法，被廣泛應用于ELA 的計算［41-42］。AAR 法利用AAR 值計算ELA，即冰川處于穩定狀態時，冰川積累區的面積占整個冰川面積的比值［43］。大多數處于穩定狀態的冰川，AAR 值一般在0.5～0.8 之間［44］。對于山谷冰川和冰斗冰川，AAR值為0.6±0.05 能得到較好的結果［45］。研究區以山谷冰川為主，因此選擇AAR=0.6±0.05估算ELA。

AABR 法由Furbish 等［46］提出，該方法利用冰川消融區和積累區物質平衡梯度（物質平衡各分量隨高度的變化）的比值，即BR 值來計算ELA。Rea［47］對全球65條擁有物質平衡觀測記錄冰川的BR值系統地總結與分析，發現BR 值的平均值為1.75±0.71，并建議應用此值重建ELA 時能得到較好的結果。因此，本文選擇BR=1.75±0.71 來計算研究區的ELA。

冰后期的構造運動與地表侵蝕會對ELA 的重建結果產生影響，導致低估或高估ELA［48］。青藏高原西南部雅魯藏布江縫合帶西段仲巴河流域的河流階地研究表明，71～17 ka 河流下切速率為4.8mm·a-1［49］，而河流的下切速率可以代表基巖的抬升速率［50］，因此MIS 3 期間研究區的抬升速率為4.8 mm·a-1。然而，1～2 Ma期間青藏高原東南部拉薩地塊的侵蝕速率約為5 mm·a-1［51］，與抬升速率一致。因此，研究區冰后期的構造運動與地表侵蝕對ELA重建結果的影響可忽略不計。

2.3 古氣候重建方法

（1）ELA處氣溫和降水變化模型（P-T模型）

P-T模型主要基于現代冰川ELA 處降水量與氣溫間的擬合關系，并結合ELA 的升降來重建冰進時的古氣候狀況［52］。假設冰進時冰川ELA 處氣溫與降水的關系與現代一致，使用其他古氣候代用指標（如孢粉和湖泊水位）來估算降水量的變化，使用P-T模型可以計算出由降水量變化引起的氣溫變化量。再應用P-T模型計算出由ELA變化導致的氣溫變化量，并將其與降水變化引起的氣溫變化量相加，得到最終的氣溫變化量［41，53］。本文P-T 模型中ELA 處降水量與氣溫間的關系基于施雅風等［54］提出的中國西部山區現代冰川ELA附近T和P的對數關系式。

因此，應用該模型重建古氣候時的輸入數據為現代冰川與古冰川的ELA、氣溫遞減率和降水與海拔間的相關關系?，F代冰川與古冰川的ELA 應用上文所述的方法獲取，氣溫遞減率和降水與海拔間的相關關系基于全球格點的氣候數據與z的擬合關系式（表2）。

（2）氣溫遞減率模型（LR模型）

基于ELA 處冰川積累量與氣溫之間的轉換系數f，將由于ELA 的升降導致的冰川積累量的變化量轉化為對應的氣溫變化量［53］。

式中：ELA1為現代冰川的ELA（m）；ELA2為冰川作用時古冰川的ELA（m）；T1為現代冰川在ELA1處的氣溫（℃）；T2為冰川作用時古冰川在ELA2處的氣溫（℃）；c1為現代冰川在ELA1處的積累量（mm）；c2為冰川作用時古冰川在ELA2處的積累量（mm）；f為ELA 處冰川積累量與氣溫的轉換系數（℃·mm-1）；為氣溫遞減率（℃·m-1）為積累梯度（mm·m-1），通常用降水梯度代替。LR模型參數f值的選取基于我國西部17 條現代ELA 附近的氣溫與降水量觀測數據［55］，f=0.008 ℃·mm-1。LR 模型的輸入數據為現代冰川與古冰川的ELA、氣溫與海拔的相關關系、降水與海拔間的相關關系、氣溫遞減率與降水梯度。其中現代冰川與古冰川ELA 的估算如上文所述，其他輸入數據均可由表2中獲取。

3 結果與分析

3.1 MIS 3時期冰川規模重建

當冰川底部剪切應力為50～150 kPa 時［40］，研究區三個溝谷MIS 3 不同冰進時古冰川表面的重建結果如表3 所示。以100 kPa 的剪切應力為基準，減少或增加25 kPa 的底部剪切應力重建得到的MIS 3 研究區三個溝谷不同冰進的冰儲量與剪切應力為100 kPa 時相比，差值不大。當冰川的底部剪切應力為77 kPa 時，絨果溝M4a、M4b 和M4c 在MIS 3 的冰面高程為4 256～7 443 m，冰面最大厚度為239 m；莫果若溝MIS 3 的冰面高程為4 732～7 289 m，冰面最大厚度為126 m；那莫讓日溝MIS 3的冰面高程為4 657～6 242 m，冰面最大厚度為323 m（圖3）。

表3 絨果溝、那莫讓日溝和莫果若溝冰川流域在不同基底剪切應力下的重建結果Table 3 Reconstruction of MIS 3 glaciers in Ronggua valley， Namarodi valley and Muguru valley under different basal shear stresses

圖3 絨果溝MIS 3b（M4c）［（a）， （b）］、MIS 3b（M4b）［（c）， （d）］和MIS 3c［（e）， （f）］，莫果若溝MIS 3c［（g）， （h）］以及那莫讓日溝MIS 3c［（i）， （j）］冰川表面高程和厚度重建結果Fig. 3 Reconstruction results of glacier surface altitude and thickness of Ronggua valley MIS 3b（M4c）［（a）， （b）］， MIS 3b（M4b）［（c）， （d）］ and MIS 3c［（e）， （f）］， Muguru valley MIS 3c［（g）， （h）］ and Namarodi valley MIS 3c［（i）， （j）］

3.2 MIS 3時期冰川平衡線高度估算

基于重建的古冰川表面高程及ELA 估算方法，應用ELA calculation 工具［35］計算了研究區現代冰川MIS 3冰進時的ELA（表4），結果顯示絨果溝現代冰川ELA 為5 970 m，MIS 3c ELA 為5 586 m，MIS 3b（M4c）和MIS 3b（M4b）的ELA 分別為5 720 m 和5 717 m，與現代相比，MIS 3c ELA 的降低值（ΔELA）為384 m，MIS 3b（M4c）和MIS 3b（M4b）的ΔELA差異極小，分別為250 m和253 m。那莫讓日溝現代冰川ELA為5 995 m，MIS 3c的ELA為5 647 m，ΔELA為348 m。莫果若溝現代冰川ELA為6 303 m，MIS 3c的ELA為5 846 m，ΔELA為456 m。

表4 研究區ELA估算結果（單位：m）Table 4 ELA estimation results in the study area （unit：m）

3.3 MIS 3時期古氣候重建

根據多年平均氣溫T（℃）和多年降水量P（mm）隨海拔z（m）變化的擬合結果（表2），應用P-T 模型和LR 模型對研究區各次冰進時的古氣候進行了重建（圖4），模擬結果顯示，當冰進時的降水占現代降水的百分比由10%變化至200%時，P-T模型結果顯示與現代相比，MIS 3b和MIS 3c的氣溫變化量分別為-13.09～2.14 ℃和-14.25～1.41 ℃；LR 模型的模擬結果表明這兩次冰進時氣溫的變化量分別為-5.18～2.49 ℃和-6.00～1.68 ℃。假設冰進時的降水與現代降水一致，MIS 3b（M4c）、MIS 3b（M4b）和MIS 3c 的氣溫分別比現代低1.54 ℃、1.56 ℃和2.75 ℃。假設冰進時的氣溫與現代氣溫相等，即氣溫的變化量為0 ℃時，若要維持冰進時冰川的規模，MIS 3b（M4c）、MIS 3b（M4b）和MIS 3c 的降水應分別至少為現代降水的130%、130%和150%。隨著降水的增多，若要維持冰進時古冰川的規模不變，則需升高氣溫增大冰川的消融，進而抵消由于降水增多帶來的冰川積累量的增加。

4 討論

基于電子自旋共振、光釋光和10Be暴露測年法，在阿爾泰山［56］、天山［57-59］、青藏高原東北緣［16，21，60］、東南緣［61-63］、西北緣［64-66］、西南緣［14，67-70］均發現了對應于MIS 3 的冰進事件，且這些冰進的年代主要對應于MIS 3 的冷期，即MIS 3b?；赟tudent’st-test，Murari 等［30］研究發現在青藏高原東北部［60，70］、西南部［71］和東南部［72］均存在對應于MIS 3c的冰進事件。此外，珠穆朗瑪峰北坡Dzakar 冰磧的10Be 暴露年代數據（37.8～47.8 ka）顯示該區域存在對應于MIS 3a的冰進事件［73］。因此，青藏高原及周邊山地存在對應于MIS 3不同亞階段的冰進事件。

本文應用的模型與張越等［42］的研究結論一致，因此在計算ΔELA 時產生的誤差也基本一致，即在10～15 m 之內，此誤差導致的P-T 模型和LR 模型模擬結果的不確定性值分別為±0.08 ℃和±0.09 ℃?；谇嗖馗咴瓥|北緣的臨夏塬堡剖面現代C3植物的δ13C 與降水量間的定量關系，MIS 3b 的降水量是現代降水的50%～100%［74］。青藏高原東部會寧剖面黃土粒度記錄表明［75］，MIS 3c 夏季風盛行，降雨量較大，氣候暖濕?；邳S土高原中部西峰和洛川剖面較高分辨率的蝸?；M合［76］，MIS 3c 與MIS 3a為MIS 3 的暖期，總體氣候變化相近，以暖濕為主。施雅風等［5，8，10］根據青藏高原眾多湖泊水位的變化，發現MIS 3c 的降水量是現代降水的140%～200%。因此，當MIS 3b 與MIS 3c 的降水量分別為現代降水量的50%～100%和140%～200%，研究區MIS 3b的氣溫比現代低1.38～4.91 ℃，MIS 3c 的氣溫比現代高-1.31～1.68 ℃。青藏高原西北緣西昆侖古里雅冰心的δ18O 記錄顯示［3］，MIS 3b 氣溫比現代低5 ℃，MIS 3c氣溫比現代高2～4 ℃。青藏高原東緣若爾蓋盆地RM鉆孔的氧同位素記錄顯示［77］，MIS 3b的氣溫比現代低5 ℃。Wang 等［78］應用P-T 模型和度日模型定量重建了青藏高原東北緣達里加山MIS 3b的古氣候，發現當MIS 3b 的降水量是現代降水的50%～100%時，氣溫的降低值為3.3～6.8 ℃或4.2～5.6 ℃。崔航［79］應用P-T模型、LR 模型、度日模型和能量物質平衡模型重建了祁連山MIS 3b 的古氣候特征，模擬結果顯示當MIS 3b的降水量是現代降水的50%～100%時，氣溫比現在降低了3.9～7.4 ℃。本文重建的MIS 3 的古氣候與上述研究一致，因此本文重建的結果能夠代表研究區MIS 3b 與MIS 3c時的古氣候特征。

模擬結果表明MIS 3c氣候暖濕，MIS 3b氣候干冷。MIS 3c 大量且豐沛的降水使得冰川積累量增加，增多的冰川積累量抵消并超過了由于氣溫的升高引起的冰川消融量，冰川的ELA 下降，進而導致了冰川的前進。因此，MIS 3c 階段冰進的驅動因素是豐沛的降水。MIS 3b 是出現于MIS 3c 暖期之后的一個氣候變冷時期［77］，氣溫比現代低，降水僅為現代降水的50%～100%［74］，氣溫的降低是此次冰進的驅動因素。

5 結論

基于納木那尼峰絨果溝、那莫讓日溝和莫果若溝已有的10Be 暴露年代數據，應用GlaRe 工具和ELA calculation 工具重建了研究區MIS 3 不同冰進時的古冰川表面和ELA，進而結合P-T模型和LR模型獲取了MIS 3 不同冰進時的古氣候狀況，得出以下主要結論：

（1）當剪切應力為77 kPa 時，絨果溝MIS 3c、MIS 3b（M4b）和MIS 3b（M4c）的冰川面積分別為61.78 km2、51.95 km2和48.77 km2，冰儲量分別為8.10 km3、6.47 km2和5.40 km2，冰川最大厚度為239 m；那莫讓日溝MIS 3c的冰川面積為74.77 km2，冰儲量為7.48 km3，冰川最大厚度為323 m；莫果若溝MIS 3c的冰川面積為12.43 km2，冰儲量為1.40 km3，冰川最大厚度為126 m。

（2）絨果溝現代冰川ELA 為5 970 m，MIS 3c、MIS 3b（M4c）和MIS 3b（M4b）的ELA分別為5 586 m、5 720 m 和5 717 m，與現代相比，MIS 3c、MIS 3b（M4c）和MIS 3b（M4b）的ΔELA分別為384 m、250 m和253 m。那莫讓日溝現代冰川ELA 為5 995 m，MIS 3c 階段的ELA 為5 647 m，ΔELA 為348 m。莫果若溝現代冰川ELA 為6 303 m，MIS 3c 階段的ELA為5 846 m，ΔELA為456 m。

（3）基于P-T 模型和LR 模型，當MIS 3c 的降水為現代降水的140%～200% 時，氣溫比現代高-1.31～1.68 ℃。當MIS 3b 的降水為現代降水的50%～100%時，氣溫的降低值為1.38～4.91 ℃。

（4）與現代相比，MIS 3b 冰進的驅動因素為氣溫的降低，MIS 3c豐沛的降水驅動了此時的冰進。