青藏高原西南部纳木那尼峰MIS 3冰川规模与古气候重建研究

牟海珍， 崔 航， 景 涛

（1. 青海师范大学 地理科学学院 青海省自然地理与环境过程重点实验室，青海 西宁 810008； 2. 青海师范大学青藏高原地表过程与生态保育教育部重点实验室，青海 西宁 810008）

0 引言

深海氧同位素3 阶段（marine isotope stage 3，MIS 3）是末次冰期的间冰阶，是青藏高原多次冰进中气候变化极为剧烈的阶段。青藏高原西北缘西昆仑古里雅冰芯的δ18O 记录显示，MIS 3 位于60～30 ka［1］。根据这一阶段的气候变化特征，可将其细分为a、b 和c 三个亚阶段［2］。MIS 3b（54～40 ka）［1］是一个显著变冷时期，受控于中低纬度岁差周期，此时太阳辐射强度较小，最冷的时期在45 ka 左右，比现在低5 ℃［3］；MIS 3a（40～30 ka）［4］和MIS 3c（60～54 ka）［4］太阳辐射强度增大，气候温暖湿润，气温比现代高2～4 ℃［5-8］。总体来看，古里雅冰芯记录显示MIS 3 气候处于弱暖期［9-11］，但至少存在4 次冷事件［11］；南京葫芦洞石笋记录显示［12］，MIS 3 气候波动剧烈且降水总体呈增多趋势。已有研究表明，MIS 3青藏高原及毗邻山地发生了较大规模的冰川前进，且此次冰川作用的规模比末次冰盛期时更广泛［13-18］，与全球末次冰期最盛期不同步。对于MIS 3较大规模的冰川作用事件，Owen等［19-20］认为是此时较高的太阳辐射使得季风环流带来了丰沛的降水，高海拔区固态降水增多，冰川积累量增加，增加的积累量抵消并超过了由于气候的升高导致的消融，进而使得冰川发生较大规模的冰进，而其他学者认为MIS 3中期较低的气温和较为丰沛的降水共同耦合导致了此次较大规模的冰进［1，21-22］。然而，青藏高原及毗邻山地不仅在MIS 3中期发生了冰川作用事件，在MIS 3早期和晚期同样存在冰川作用事件［23］。因此，需要结合MIS 3 不同亚阶段的气候变化特征探寻这一时期冰进的驱动因素。

纳木那尼峰位于青藏高原西南部，依托其高大的山体发育有多条现代冰川，第四纪期间冰川随着气候的波动前进或后退，在其沟谷及山麓留下了大量的冰川遗迹［24］，Owen等［25］应用10Be暴露测年法测定了纳木那尼峰绒果沟、那莫让日沟和莫果若沟冰川遗迹的年代，发现纳木那尼峰存在多次对应于MIS 3 的冰川作用事件，是研究上述问题的理想区域。因此，本文以纳木那尼峰为研究区，基于对研究区现有10Be 暴露年代的重新计算与分析，构建了研究区MIS 3 不同亚阶段冰进的年代序列，应用GlaRe 工具重建了不同冰进时的古冰川表面高程，结合基于冰川物质平衡线高度（equilibrium line altitude， ELA）变化的古气候重建模型定量反演了不同冰进时的古气候特征，进而探讨MIS 3 不同亚阶段冰进的驱动因素。

1 研究区概况

纳木那尼峰位于喜马拉雅山脉西段，主要受控于印度季风和西风环流［26］。纳木那尼峰最高峰海拔7 694 m，共发育有58 条现代冰川，总面积约80 km2［图1（a）］。规模最大的冰川位于研究区主峰东北侧的那莫让日沟内，长7.45 km。据纳木那尼峰西南部的普兰气象点（海拔3 900 m）的观测数据（1981—2010 年，http：//data. tpdc. ac. cn）显示，年平均气温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］对研究区的绒果沟、那莫让日沟和莫果若沟进行了详细的野外考察，并在对应于MIS 3 沉积的冰川遗迹（M4）上采集了27 个10Be 暴露年代样品，应用CRONUS-Earth 3.0（http：//hess. ess. washington. edu/math/）［27］重新计算了27 个10Be 暴露年代样品的年代（表1），表中给出了三种模式（St、Lm 和LsDn）计算的10Be 年龄，文中仅对LsDn 的模式年龄进行分析讨论。考虑到采集样品（漂砾）的不完全暴露或预先暴露以及样品沉积前后所经历的地质地貌过程等对10Be暴露年代结果的影响，本文使用Dortch 等［28］提出的概率宇宙成因年龄分析工具（Probabilistic cosmogenic age analysis tool， P-CAAT）对研究区的10Be 暴露年代数据进行处理。该工具根据冰碛垄上年代样品的数量和年代数据的离散程度选用相应的分析方法（Mean、Std/IQR和MADD），由于不同分析方法带宽（Bandwidth， BW）的确定存在差异，所以在此作简要介绍，Mean 方法的BW 值是基于年代数据样品内部年龄不确定性的算术平均值获得；Std/IQR 和MADD 方法的BW 值是根据Silverman［29］的经验法则计算。此外，P-CAAT 是应用蒙特卡洛模拟获取冰碛垄的年代，且冰碛垄上采集的年代数据量应≥3个。当冰碛垄的年代数据小于21 ka时，选择最高峰值年龄为冰碛垄的年代；而当冰碛垄的年代数据大于21 ka 且数据量≥3 个时，选择最老的峰值年龄为该冰碛垄的年代。由于那莫让日沟M4a 冰碛垄采集的年代样品数量＜3 个，不符合应用该工具的条件，因此未采用P-CAAT进行年代结果分析。

表1 10Be年龄重新计算结果（单位：ka）Table 1 Recalculation results of 10Be exposure dating （unit： ka）

图1 绒果沟、莫果若沟及那莫让日沟的地理位置和10Be年龄Fig. 1 Geographic location （a） and 10Be ages of Ronggua valley （b）， Muguru valley （c） and Namarodi valley （d）

绒果沟位于纳木那尼峰西坡，从源头冰斗到沟谷谷口内保存有四套冰碛，其中，第四套冰碛（M4）由三个保存较为完好的冰碛垄组成（M4a、M4b、M4c）［图1（b）］。根据地貌地层学原理，M4a的沉积年代最老，其次是M4b 和M4c。P-CAAT［28］的结果显示［图2（b），（c）］，M4c 和M4b 的年代分别集中在（42.1±3.7） ka 和（48.5±3.3） ka，对应于MIS 3b。虽然M4c 和M4b 的年代都对应于MIS 3b，但由于M4b 的年代要比M4c 老，其冰川沉积分布在M4c 的外侧，并不会覆盖掉M4c 的冰川作用遗迹。因此这两次冰进时沉积的冰碛垄均能保存下来。M4a 的年代应为（29.6±2.2） ka（最高峰值年龄），对应于MIS 3a。然而M4a 的年代应老于M4c 和M4b，结合P-CAAT［28］的结果，M4a 的年代应为（58.9±5.4） ka［图2（a）］。基于古里雅冰芯δ18O 的记录［1］，MIS 3c的年代为60～54 ka。因此，M4a 的沉积年龄可能对应于MIS 3c或MIS 4。此外，基于M410Be暴露年代数据的平均值（35.0±17.0） ka，Owen 等［25］认为M4a的形成年代对应于MIS 3。Murari 等［30］基于Student’st-test 的方法发现M4a 冰碛垄的沉积年代为（60.0±17.0） ka，对应于MIS 3c。综上所述，M4a沉积于MIS 3的早期，即MIS 3c。

图2 绒果沟M4a（a）、M4b（b）、M4c（c）和莫果若沟M4M（d）10Be年龄的P-CAAT数据处理结果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）］

莫果若沟内发育有两条山谷冰川，山谷内由老到新分布有七套冰碛垄，最老的冰碛垄M4 在山谷口形成弧形山脊，高出主谷底部约15～20 m［图1（c）］。P-CAAT［28］的结果显示M4 的年代为（60.0±9.5） ka［图2（d）］，表明M4 的沉积年龄可能对应于MIS 3c 或MIS 4。此外，Owen 等［25］根据M410Be 暴露年代数据的平均值［（46.0±8.0） ka］，认为M4 沉积于MIS 3。基于Student’st-test，Murari 等［30］发现M4 的沉积年代为（60.0±11.0） ka，对应于MIS 3c。因此，M4的年代应对应于MIS 3c。

那莫让日沟位于纳木那尼峰东坡，山谷内保存有三套冰碛垄，最老的冰碛垄位于山谷口海拔4 800 m 处［图1（d）］，由多个山脊组成，顶部分布有大量漂砾。Owen 等［25］在M4a 上采集的两个10Be 暴露年代样品的年代结果为（56.1±3.5） ka 和（59.6±3.8） ka，表明M4a可能对应于MIS 3c。此外，Murari 等［30］发现M4a 的沉积年代为（60.0±2.0） ka，对应于MIS 3c。因此，M4a的年代应对应于MIS 3c。

2 数据与方法

应用基于ELA 变化的古气候重建模型定量反演古气候时需获取研究区现代气候特征和现代冰川与古冰川的ELA。研究区的现代气候特征基于WorldClim version 2.1 climate data 提供的降尺度再分析的全球格点气候数据集（1970—2000 年，http：//worldclim.org/）［34］，该数据的空间分辨率为30″。研究区三个谷地的气象特征通过格点气象数据与海拔（z）的拟合获取（表2）。冰川ELA 的计算应用ELA calculation 工具［35］在ArcGIS 中完成。计算ELA 的变化量除需要相应的估算方法（详见2.2节）外，还需现代冰川的范围、研究区的数字高程模型（digital elevation model， DEM）和古冰川表面高程。现代冰川的范围基于GLIMS 数据集（http：//www.glims. org/）提供的全球冰川编目（Randolph Glacier Inventory 6.0，RGI 6.0）资料，研究区的DEM 为从地理空间数据云（http：//www. gscloud. cn/）上获取的空间分辨率为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］。在应用此工具前需获取冰川底部基岩的DEM，此DEM 可由现代冰川的DEM 减去现代冰川厚度获取，其中现代冰川厚度通过全球现代冰川厚度数据集（https：//www. research-collection.ethz.ch/）［37］获取。

表2 研究区多年平均气温和降水量的拟合Table 2 Fitting of multi-year mean air temperature and precipitation in the study area

2.1 古冰川规模定量重建方法

GlaRe 模型根据冰川动力学方程建立［38］。首先沿着得到的中流线计算冰川厚度，再将其冰川厚度通过插值的方法得到冰川分布范围，最终得到整个古冰川的厚度。

式中：τ为剪切应力；ρ为冰川冰的密度；g为重力加速度；h为冰川的厚度；α为冰川表面的坡度。

具体的操作步骤为：①在Google Earth 中根据冰碛垄的位置及流域分水岭绘制MIS 3各次冰进时古冰川的范围，进而结合冰川谷地地形地貌特征绘制相应的中流线。②使用Shear Stress 工具中的Construct Interval Nodes 工具以50 m 的步长将中流线转为点矢量文件。③使用Define Shear Stress 工具为得到的点矢量文件设置剪切应力值，已有研究表明中国西北山谷冰川的底部剪切应力为77 kPa［39］研究区以山谷冰川为主，因此基于此值运行模型。此外，为了探寻底部剪切应力变化对模拟结果的影响，设置底部剪切应力为50～150 kPa［40］，变化步长为25 kPa。④基于节点、冰川范围和无冰DEM，使用Flowline ice thickness tool 工具获取流线上每个节点的古冰川高度与厚度。⑤由于在谷地内冰川的流动受到地形的限制，使用Automatic ice thickness 工具来校正古冰川高度和厚度。⑥根据冰川范围和校正后每条流线上各节点的古冰川高度与厚度，使用Topo to raster 插值方法，得到古冰川表面高程与厚度。

2.2 ELA估算方法

积累区面积比率法（accumulation area ratio，AAR）和面积-高程平衡率法（area altitude balance ratio， AABR）是估算ELA 的方法中精度较高、应用较广的两种方法，被广泛应用于ELA 的计算［41-42］。AAR 法利用AAR 值计算ELA，即冰川处于稳定状态时，冰川积累区的面积占整个冰川面积的比值［43］。大多数处于稳定状态的冰川，AAR 值一般在0.5～0.8 之间［44］。对于山谷冰川和冰斗冰川，AAR值为0.6±0.05 能得到较好的结果［45］。研究区以山谷冰川为主，因此选择AAR=0.6±0.05估算ELA。

AABR 法由Furbish 等［46］提出，该方法利用冰川消融区和积累区物质平衡梯度（物质平衡各分量随高度的变化）的比值，即BR 值来计算ELA。Rea［47］对全球65条拥有物质平衡观测记录冰川的BR值系统地总结与分析，发现BR 值的平均值为1.75±0.71，并建议应用此值重建ELA 时能得到较好的结果。因此，本文选择BR=1.75±0.71 来计算研究区的ELA。

冰后期的构造运动与地表侵蚀会对ELA 的重建结果产生影响，导致低估或高估ELA［48］。青藏高原西南部雅鲁藏布江缝合带西段仲巴河流域的河流阶地研究表明，71～17 ka 河流下切速率为4.8mm·a-1［49］，而河流的下切速率可以代表基岩的抬升速率［50］，因此MIS 3 期间研究区的抬升速率为4.8 mm·a-1。然而，1～2 Ma期间青藏高原东南部拉萨地块的侵蚀速率约为5 mm·a-1［51］，与抬升速率一致。因此，研究区冰后期的构造运动与地表侵蚀对ELA重建结果的影响可忽略不计。

2.3 古气候重建方法

（1）ELA处气温和降水变化模型（P-T模型）

P-T模型主要基于现代冰川ELA 处降水量与气温间的拟合关系，并结合ELA 的升降来重建冰进时的古气候状况［52］。假设冰进时冰川ELA 处气温与降水的关系与现代一致，使用其他古气候代用指标（如孢粉和湖泊水位）来估算降水量的变化，使用P-T模型可以计算出由降水量变化引起的气温变化量。再应用P-T模型计算出由ELA变化导致的气温变化量，并将其与降水变化引起的气温变化量相加，得到最终的气温变化量［41，53］。本文P-T 模型中ELA 处降水量与气温间的关系基于施雅风等［54］提出的中国西部山区现代冰川ELA附近T和P的对数关系式。

因此，应用该模型重建古气候时的输入数据为现代冰川与古冰川的ELA、气温递减率和降水与海拔间的相关关系。现代冰川与古冰川的ELA 应用上文所述的方法获取，气温递减率和降水与海拔间的相关关系基于全球格点的气候数据与z的拟合关系式（表2）。

（2）气温递减率模型（LR模型）

基于ELA 处冰川积累量与气温之间的转换系数f，将由于ELA 的升降导致的冰川积累量的变化量转化为对应的气温变化量［53］。

式中：ELA1为现代冰川的ELA（m）；ELA2为冰川作用时古冰川的ELA（m）；T1为现代冰川在ELA1处的气温（℃）；T2为冰川作用时古冰川在ELA2处的气温（℃）；c1为现代冰川在ELA1处的积累量（mm）；c2为冰川作用时古冰川在ELA2处的积累量（mm）；f为ELA 处冰川积累量与气温的转换系数（℃·mm-1）；为气温递减率（℃·m-1）为积累梯度（mm·m-1），通常用降水梯度代替。LR模型参数f值的选取基于我国西部17 条现代ELA 附近的气温与降水量观测数据［55］，f=0.008 ℃·mm-1。LR 模型的输入数据为现代冰川与古冰川的ELA、气温与海拔的相关关系、降水与海拔间的相关关系、气温递减率与降水梯度。其中现代冰川与古冰川ELA 的估算如上文所述，其他输入数据均可由表2中获取。

3 结果与分析

3.1 MIS 3时期冰川规模重建

当冰川底部剪切应力为50～150 kPa 时［40］，研究区三个沟谷MIS 3 不同冰进时古冰川表面的重建结果如表3 所示。以100 kPa 的剪切应力为基准，减少或增加25 kPa 的底部剪切应力重建得到的MIS 3 研究区三个沟谷不同冰进的冰储量与剪切应力为100 kPa 时相比，差值不大。当冰川的底部剪切应力为77 kPa 时，绒果沟M4a、M4b 和M4c 在MIS 3 的冰面高程为4 256～7 443 m，冰面最大厚度为239 m；莫果若沟MIS 3 的冰面高程为4 732～7 289 m，冰面最大厚度为126 m；那莫让日沟MIS 3的冰面高程为4 657～6 242 m，冰面最大厚度为323 m（图3）。

表3 绒果沟、那莫让日沟和莫果若沟冰川流域在不同基底剪切应力下的重建结果Table 3 Reconstruction of MIS 3 glaciers in Ronggua valley， Namarodi valley and Muguru valley under different basal shear stresses

图3 绒果沟MIS 3b（M4c）［（a）， （b）］、MIS 3b（M4b）［（c）， （d）］和MIS 3c［（e）， （f）］，莫果若沟MIS 3c［（g）， （h）］以及那莫让日沟MIS 3c［（i）， （j）］冰川表面高程和厚度重建结果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时期冰川平衡线高度估算

基于重建的古冰川表面高程及ELA 估算方法，应用ELA calculation 工具［35］计算了研究区现代冰川MIS 3冰进时的ELA（表4），结果显示绒果沟现代冰川ELA 为5 970 m，MIS 3c ELA 为5 586 m，MIS 3b（M4c）和MIS 3b（M4b）的ELA 分别为5 720 m 和5 717 m，与现代相比，MIS 3c ELA 的降低值（ΔELA）为384 m，MIS 3b（M4c）和MIS 3b（M4b）的ΔELA差异极小，分别为250 m和253 m。那莫让日沟现代冰川ELA为5 995 m，MIS 3c的ELA为5 647 m，ΔELA为348 m。莫果若沟现代冰川ELA为6 303 m，MIS 3c的ELA为5 846 m，ΔELA为456 m。

表4 研究区ELA估算结果（单位：m）Table 4 ELA estimation results in the study area （unit：m）

3.3 MIS 3时期古气候重建

根据多年平均气温T（℃）和多年降水量P（mm）随海拔z（m）变化的拟合结果（表2），应用P-T 模型和LR 模型对研究区各次冰进时的古气候进行了重建（图4），模拟结果显示，当冰进时的降水占现代降水的百分比由10%变化至200%时，P-T模型结果显示与现代相比，MIS 3b和MIS 3c的气温变化量分别为-13.09～2.14 ℃和-14.25～1.41 ℃；LR 模型的模拟结果表明这两次冰进时气温的变化量分别为-5.18～2.49 ℃和-6.00～1.68 ℃。假设冰进时的降水与现代降水一致，MIS 3b（M4c）、MIS 3b（M4b）和MIS 3c 的气温分别比现代低1.54 ℃、1.56 ℃和2.75 ℃。假设冰进时的气温与现代气温相等，即气温的变化量为0 ℃时，若要维持冰进时冰川的规模，MIS 3b（M4c）、MIS 3b（M4b）和MIS 3c 的降水应分别至少为现代降水的130%、130%和150%。随着降水的增多，若要维持冰进时古冰川的规模不变，则需升高气温增大冰川的消融，进而抵消由于降水增多带来的冰川积累量的增加。

4 讨论

基于电子自旋共振、光释光和10Be暴露测年法，在阿尔泰山［56］、天山［57-59］、青藏高原东北缘［16，21，60］、东南缘［61-63］、西北缘［64-66］、西南缘［14，67-70］均发现了对应于MIS 3 的冰进事件，且这些冰进的年代主要对应于MIS 3 的冷期，即MIS 3b。基于Student’st-test，Murari 等［30］研究发现在青藏高原东北部［60，70］、西南部［71］和东南部［72］均存在对应于MIS 3c的冰进事件。此外，珠穆朗玛峰北坡Dzakar 冰碛的10Be 暴露年代数据（37.8～47.8 ka）显示该区域存在对应于MIS 3a的冰进事件［73］。因此，青藏高原及周边山地存在对应于MIS 3不同亚阶段的冰进事件。

本文应用的模型与张越等［42］的研究结论一致，因此在计算ΔELA 时产生的误差也基本一致，即在10～15 m 之内，此误差导致的P-T 模型和LR 模型模拟结果的不确定性值分别为±0.08 ℃和±0.09 ℃。基于青藏高原东北缘的临夏塬堡剖面现代C3植物的δ13C 与降水量间的定量关系，MIS 3b 的降水量是现代降水的50%～100%［74］。青藏高原东部会宁剖面黄土粒度记录表明［75］，MIS 3c 夏季风盛行，降雨量较大，气候暖湿。基于黄土高原中部西峰和洛川剖面较高分辨率的蜗牛化石组合［76］，MIS 3c 与MIS 3a为MIS 3 的暖期，总体气候变化相近，以暖湿为主。施雅风等［5，8，10］根据青藏高原众多湖泊水位的变化，发现MIS 3c 的降水量是现代降水的140%～200%。因此，当MIS 3b 与MIS 3c 的降水量分别为现代降水量的50%～100%和140%～200%，研究区MIS 3b的气温比现代低1.38～4.91 ℃，MIS 3c 的气温比现代高-1.31～1.68 ℃。青藏高原西北缘西昆仑古里雅冰心的δ18O 记录显示［3］，MIS 3b 气温比现代低5 ℃，MIS 3c气温比现代高2～4 ℃。青藏高原东缘若尔盖盆地RM钻孔的氧同位素记录显示［77］，MIS 3b的气温比现代低5 ℃。Wang 等［78］应用P-T 模型和度日模型定量重建了青藏高原东北缘达里加山MIS 3b的古气候，发现当MIS 3b 的降水量是现代降水的50%～100%时，气温的降低值为3.3～6.8 ℃或4.2～5.6 ℃。崔航［79］应用P-T模型、LR 模型、度日模型和能量物质平衡模型重建了祁连山MIS 3b 的古气候特征，模拟结果显示当MIS 3b的降水量是现代降水的50%～100%时，气温比现在降低了3.9～7.4 ℃。本文重建的MIS 3 的古气候与上述研究一致，因此本文重建的结果能够代表研究区MIS 3b 与MIS 3c时的古气候特征。

模拟结果表明MIS 3c气候暖湿，MIS 3b气候干冷。MIS 3c 大量且丰沛的降水使得冰川积累量增加，增多的冰川积累量抵消并超过了由于气温的升高引起的冰川消融量，冰川的ELA 下降，进而导致了冰川的前进。因此，MIS 3c 阶段冰进的驱动因素是丰沛的降水。MIS 3b 是出现于MIS 3c 暖期之后的一个气候变冷时期［77］，气温比现代低，降水仅为现代降水的50%～100%［74］，气温的降低是此次冰进的驱动因素。

5 结论

基于纳木那尼峰绒果沟、那莫让日沟和莫果若沟已有的10Be 暴露年代数据，应用GlaRe 工具和ELA calculation 工具重建了研究区MIS 3 不同冰进时的古冰川表面和ELA，进而结合P-T模型和LR模型获取了MIS 3 不同冰进时的古气候状况，得出以下主要结论：

（1）当剪切应力为77 kPa 时，绒果沟MIS 3c、MIS 3b（M4b）和MIS 3b（M4c）的冰川面积分别为61.78 km2、51.95 km2和48.77 km2，冰储量分别为8.10 km3、6.47 km2和5.40 km2，冰川最大厚度为239 m；那莫让日沟MIS 3c的冰川面积为74.77 km2，冰储量为7.48 km3，冰川最大厚度为323 m；莫果若沟MIS 3c的冰川面积为12.43 km2，冰储量为1.40 km3，冰川最大厚度为126 m。

（2）绒果沟现代冰川ELA 为5 970 m，MIS 3c、MIS 3b（M4c）和MIS 3b（M4b）的ELA分别为5 586 m、5 720 m 和5 717 m，与现代相比，MIS 3c、MIS 3b（M4c）和MIS 3b（M4b）的ΔELA分别为384 m、250 m和253 m。那莫让日沟现代冰川ELA 为5 995 m，MIS 3c 阶段的ELA 为5 647 m，ΔELA 为348 m。莫果若沟现代冰川ELA 为6 303 m，MIS 3c 阶段的ELA为5 846 m，ΔELA为456 m。

（3）基于P-T 模型和LR 模型，当MIS 3c 的降水为现代降水的140%～200% 时，气温比现代高-1.31～1.68 ℃。当MIS 3b 的降水为现代降水的50%～100%时，气温的降低值为1.38～4.91 ℃。

（4）与现代相比，MIS 3b 冰进的驱动因素为气温的降低，MIS 3c丰沛的降水驱动了此时的冰进。