張 越， 許向科， 孫雅晴

（1.中國科學院青藏高原研究所青藏高原地球系統(tǒng)與資源環(huán)境全國重點實驗室，北京 100101；2.中國科學院大學，北京 100049）

0 引言

冰川對氣候變化非常敏感［1］，青藏高原是地球上除南北兩極外冰川發(fā)育最廣泛的區(qū)域［2］。末次冰盛期（Last Glacial Maximum，LGM）發(fā)生在距今18～24 ka［3］，期間全球大范圍降溫，兩極以及山地冰川大規(guī)模擴張。根據古冰川作用形成的地貌能夠定量重建古冰川的范圍、冰儲量和平衡線高度（equilibrium-line altitude，ELA）等參數。將其與現代冰川的相關參數進行對比，尤其是平衡線高度的變化，能夠進一步應用冰川氣候模型可以直接地定量地重建冰期時的氣候條件，最終可以和湖泊孢粉記錄等氣候代用指標［4-11］以及大氣環(huán)流模型［12-15］的結果互相對比驗證。這也是研究冰期時古氣候的一種重要思路，對了解高原上冰川-氣候相互作用機制有重要的意義。

青藏高原東南部是高原上海洋型冰川發(fā)育最廣泛的地區(qū)之一［16］，主要受印度季風控制［17］，是了解印度季風與冰川變化關系的關鍵區(qū)域。Hu等［18-19］通過10Be暴露測年方法測得了青藏高原東南地區(qū)巴松措流域與南迦巴瓦峰附近的派山谷冰川作用的時間。另外，在巴松措流域，Hu等［18］還應用光釋光（OSL）測年技術測定了冰磧物的年代。其中，10Be暴露測年法所測得的是冰川形成該規(guī)模的最小年代，而OSL法測得的是冰磧物的沉積年代，Hu等［18］綜合判定此次冰川作用發(fā)生在LGM時期，并根據側磧-終磧等地貌大致限定了LGM冰川作用的范圍，并估算了當時的ELA。由于大多情況下冰川地貌存在缺失或者后期地質改造而退化的情況［20］，而冰川平衡剖面模型僅需要部分保存下來的地貌證據即可完成對古冰川規(guī)模的重建，因此最好將這些地貌、地形證據與數值模型方法相結合用于古冰川的重建工作［21］。對于穩(wěn)定態(tài)冰川的模擬，冰川縱剖面模型與高階冰流模型運行結果極其相似［22］，而且所需參數少且易于獲得，運算簡單快捷。因此，近年來冰川平衡縱剖面模型在對青藏高原范圍內的古冰川重建方面受到了廣泛的應用［23-32］。本文將以前人的10Be測年結果為年代學基礎，應用冰川平衡縱剖面模型結合有關地貌證據，定量重建這兩條冰川在LGM時期的范圍、冰儲量和ELA等參數，由此進一步恢復該地區(qū)LGM時期的氣候條件。

1 研究區(qū)概況

青藏高原東南部北接念青唐古拉山脈，西接喜馬拉雅山脈，東接橫斷山脈，最高峰為南迦巴瓦峰，海拔高度為7 782 m（圖1）。通過國家氣象科學數據中心（http：//data.cma.cn/）獲得的距離研究區(qū)最近的林芝（海拔2 993.0 m）、波密（海拔2 737.2 m）、米林（海拔2 951.2 m）3個氣象站的氣象觀測記錄，記錄顯示年平均氣溫（MAAT）分別為9.1℃、9.0℃和8.8℃，平均年降水量分別為729.7 mm、890.1 mm和708.8 mm，降水主要集中在每年的4月到9月，約占總降水量的73.4%～85.8%（圖2），印度季風是該地區(qū)主要的水汽來源［19］。

圖1 巴松措及派山谷地理位置［圖1（b）和圖1（c）中數字為測得的10Be年齡，M1、M2、M3分別代表派山谷保留的三組冰磧］Fig.1 Geographical location of the Basongcuo Catchment and Pai Valley［The numbers in Fig.1（b）and Fig.1（c）are the10Be ages，and M1，M2，and M3 represent the three groups of moraine of Pai Valley，respectively］

圖2 林芝（a）、波密（b）、米林（c）三站月平均氣溫及月降水量Fig.2 Mean monthly air temperature and mean monthly precipitation values for Linzhi（a），Bomi（b）and Milin（c）

巴松措流域位于念青唐古拉山脈東段與喜馬拉雅山脈交界處的南坡，南迦巴瓦峰西北方向約115 km處。根據GLIMS（Global Land Ice Measure?ments from Space）數據，該流域現代冰川覆蓋范圍約220.2 km2，其中冰川面積大于0.5 km2的有82條。巴松措湖沿岸有一組側磧和終磧存在，也是該流域最外圍的冰磧，代表了該流域最廣泛的冰川活動。側磧在湖的南岸保存較好，長19 km，北岸側磧只有約2.4 km，與側磧構成一體的終磧位于湖的出口處，由幾組冰磧丘陵組成，表明冰川在該階段到達巴松措現在的出口位置，距離主要支流（中措、白蘭溝、新措）現代冰川末端分別為～33、～36和～48 km，其上分布有花崗巖漂礫。為了約束該次冰期的數值年代，Hu等［18］在最外圍的丘狀終磧頂部采集了5個漂礫樣品，使用宇宙成因核素10Be暴露測年法測得了其暴露年齡，為了方便統(tǒng)一比較，本研究利用CRONUS-Earth 3.0計 算 程 序（http：//hess.ess.washington.edu），Lal（1991）/Stone（2000）生產率隨時間變化的模型［33-34］重新計算了該組冰磧的10Be暴露年齡：（20.1±1.4）ka、（19.1±1.4）ka、（20.1±1.4）ka、（26.4±1.7）ka和（20.5±1.4）ka（表1）；另外，Hu等［18］對南北兩岸的側磧采集的23個沉積樣品開展了光釋光測年，結果顯示冰進最大規(guī)模在16～30 ka之間，綜合判定這組終磧-側磧壟形成的年代是LGM時期。

派山谷發(fā)源于南迦巴瓦峰西坡，呈NW走向，山谷內分布有三組冰磧，最外層終磧位于該谷出口，末端海拔約2 970 m，距離現代冰川約7.1 km，表面較平坦，頂部有大量花崗巖漂礫，Hu等［19］采集了5塊花崗巖漂礫樣品，進行10Be暴露測年法測年，重新計算后結果分別為（33.1±2.3）ka、（23.7±1.6）ka、（22.7±1.4）ka、（22.6±1.6）ka和（22.7±1.5）ka（表1），經過Peirce檢驗后，33.1 ka被認為是異常值而剔除，判定此次冰進發(fā)生在距今～23 ka，即LGM時期。

表1 10Be年齡重新計算結果Table 1 The recaculation of10Be exposure dating results

2 數據和方法

本研究所使用的巴松措流域及派山谷的現代冰川范圍界定主要依據全球冰川編目資料（Ran?dolph Glacier Inventory 6.0，RGI 6.0），可從GLIMS數據集（http：//www.glims.org/）獲得。冰底地形可以由現代冰川數字高程模型（Digital Elevation Mod?el，DEM）（http：//www.gscloud.cn/）減去現代冰川厚度得到，其中現代冰川厚度數據在（https：//www.research-collection.ethz.ch/）中獲得。流域邊界由LGM終磧壟外圍以及流域的分水嶺連接繪制，中流線根據冰川谷中等高線上凹凸特征及綜合考慮3D地形及流域邊界手工繪制。由國家氣象科學數據中心（http：//data.cma.cn/）下載得到1998—2019年周邊8個氣象站的日值氣象數據，處理后計算得到年平均6—8月氣溫及年平均降水量數據。

2.1 古冰川規(guī)模重建方法

本研究應用冰川的二維平衡剖面模型方法，沿中心流線重建冰厚。該模型不考慮冰川底部滑動（sliding），冰川流動靠冰川的變形（deformation）來驅動，并假設：冰川為完全塑性體，具有特定的屈服應力（τY），要使冰川發(fā)生變形運動，其受到的驅動應力（τD）應該達到屈服應力的這個門檻，冰的τD由冰的重量和表面梯度決定。如果驅動應力小于屈服應力，那么冰不會流動，而是通過表面變厚變陡，增加τD。另一方面，冰面形態(tài)會不斷調整以保持τD和τY二者平衡的狀態(tài)保持冰川的變形運動。這個狀態(tài)可以表示為：

式中：ρ為冰密度（約為900 kg·m-3）；g為重力加速度；H為冰厚；h為冰面高程；x為水平坐標（x軸與冰的流動方向平行，冰川上面的部分為正）。然后，從終磧向上沿冰川逐級迭代求解［35］：

式中：b為冰川底床高度；?x為步長；τˉav為平均基底剪應力；F為形狀因子；i為迭代次數。對于山谷冰川和其他受地形限制的冰川來說，側向阻力也可以提供顯著的流動阻力，可以將形狀因子（F因子）加入公式，表示床體所支撐的驅動應力的比例：

式中：A為冰川截面積；p為截面積的周長；H為某一點的冰厚。對于冰蓋或冰原等不被約束的冰體，F=1。

應用以上原理，“GlaRe”工具是在ArcGIS中使用的用Python編寫的程序，根據有限的地貌信息，就可以快速實現上述方程的運算，生成古冰川3D表面［21］。模型至少需輸入的參數有：冰底地形DEM、冰川流線矢量文件。具體操作步驟如下（圖3）：

圖3 古冰川重建流程圖Fig.3 Flow chart of paleo-glacier reconstruction

（1）在圖新地球中繪制流線以及冰川流域邊界的矢量文件，其中流線的繪制盡可能細致，有利于后期插值的可靠性。需要說明的是，“GlaRe”模塊雖然可以根據終磧壟位置自動生成冰川流線，但對于形狀復雜的冰川來說，自動生成的中流線容易出錯［36］，因此本研究選擇了手動繪制的方法；

（2）使用“Construct Interval Nodes”工具，輸入流線，自定義步長，輸出流線的點矢量文件；

（3）通過“Define Shear Stress”定義基底剪應力，本研究將剪應力值分別設置為75 kPa、100 kPa和125 kPa，分析其對重建結果的影響；

（4）在“Flowline ice thickness tool”中輸入無冰地形和流線的點矢量文件，得到流線逐點的冰厚度；

（5）在冰川流動受地形約束的地方，應用“Ffac?tor correction with user given cross-sections”，得到考慮F因子情況下的冰厚度點矢量文件；

（6）最后在“Glacier surface interpolation”中，結合冰川流域范圍對冰流線厚度的點矢量文件應用“Topo to raster”插值方法進行插值，得到古冰川的三維表面DEM；

（7）古冰川厚度可用古冰川表面DEM減去無冰地形得到，冰儲量可通過ArcGIS中的“Surface Volume”求得。

Pellitero等［21］對GlaRe模塊進行了測試，結果顯示對冰川儲量、表面積和ELA的重建誤差分別在25%、20%和75 m以內，考慮F因子后誤差顯著降低，分別降至10%、6%和10～15 m以內。

2.2 古冰川ELA計算方法

冰川平衡線指某一時段內冰川上物質平衡為零的所有點的連線，一般有年平衡線或多年平衡線，ELA即冰川表面平衡線所對應的海拔高度［37］，ELA以上屬于冰川的積累區(qū)，以下屬于冰川消融區(qū)。本研究采用AAR、AABR兩種方法計算ELA。AAR法的原理為：冰川處于穩(wěn)定狀態(tài)時，積累區(qū)面積占整個冰川面積的比值（AAR值）是固定的［38］，這樣就可以在GIS中通過冰川表面積計算冰川的積累區(qū)范圍，從而確定ELA。全球范圍來看，冰斗和山谷冰川的AAR值的范圍在0.5～0.8之間［39］，張鮮鶴等［40］研究發(fā)現念青唐古拉山脈東段的AAR值在0.5～0.7之間，而喜馬拉雅山脈東段的AAR值都在0.5以下。AABR法利用冰川積累區(qū)面積以及消融區(qū)和積累區(qū)物質平衡梯度（冰川消融和積累隨海拔高度的變化）的比值，即BR值來計算ELA。Rea［41］計算了全球具有物質平衡觀測記錄的冰川AABR值，認為全球平均值為1.75±0.71。由于夏季的高消融率，建議把AABR值為1.8～2.2作為中緯度海洋型冰川的代表［39，41-42］。本研究使用Pellitero等［42］編寫的ArcGIS模塊來實現ELA的重建計算，本文分別計算了不同AAR（0.5～0.7）和AABR（1.8～2.2）值的ELA值，通過兩種方法對比得出冰川在LGM時的ELA。

2.3 古氣候重建方法

鑒于冰川ELA對氣候變化的敏感性，ELA的變化值（?ELA）可以很好地反映氣溫和降水的變化情況［43］。Ohmura等［44］總結了平衡線處的氣溫降水關系，建立了平衡線處的氣溫、降水關系的經驗回歸模型（P-T模型）。施雅風等［45］對中國西部17條現代冰川的記錄進行研究，得出了ELA處的夏季（6—8月）平均氣溫（T，單位：℃）和年降水量（P，單位：mm）的對數回歸模型：

為了分析方便，另外考慮到ELA變化導致的氣溫變化，將P-T模型變形為ELA處氣溫變化與降水變化的關系式：

式中：?T為夏季氣溫變化量（T1-T2）；?P為年降水量變化百分比（P1P2）；T1、P1和T2、P2分別代表古今的夏季氣溫和年降水量。由于氣溫和降水是決定ELA的最重要的因素，本研究采用ELA與氣候變化（氣溫和降水）的關系式來進一步約束古氣候條件，即LR模型［46-48］：

式中：?ELA、?T、?P分別為LGM以來的ELA的變化量、夏季平均氣溫變化量和年降水變化量，Ohmu?ra等［44］研究了全球70條冰川的平衡線上氣溫降水關系，得出范圍在2.5×10-3～3.3×10-3℃·分別表示年降水量、夏季平均氣溫隨海拔的變化情況。本研究假設這些參數在LGM時期與現在一致，上述兩個經驗模型，可以模擬出LGM時期的氣溫和降水的組合情況。

3 結果與討論

3.1 LGM時期冰川規(guī)模重建

根據冰川地貌學證據，本文應用“GlaRe”模塊模擬得到了LGM時期巴松措流域與南迦巴瓦峰附近的派山谷冰川規(guī)模的各項參數。Pellitero等［21］通過對現代冰川的重建進行模型驗證，對比發(fā)現用Topo to Raster插值法和克里金插值法及IDW插值法對冰儲量和冰川面積的模擬結果相差不大，且對于后期ELA的計算來說Topo to raster法相對更優(yōu)秀；并且本研究通過實驗發(fā)現，Topo to raster插值方法得到的冰川表面更加符合冰川的實際形態(tài)，因此此次重建均使用該方法進行插值。根據文獻［49］，大多選擇100 kPa的基底剪應力，如此重建得到的巴松措流域的冰川冰儲量達到了274.4 km3，面積達982.3 km2，約是現代冰川的4.5倍；派山谷在LGM時期冰儲量達0.51 km3，面積達5.76 km2。而一般冰川的基底剪應力在50～150 kPa之間［49］，考慮到冰底地形的起伏會導致基底剪應力變化，本研究分別選取75 kPa、100 kPa和125 kPa的基底剪應力，重建出兩研究區(qū)末次冰盛期期間的冰川表面（表2～3）。在巴松措流域，增加或減少25 kPa的基底剪應力重建得到的末次冰盛期時的冰儲量與100 kPa相比，得到的冰儲量結果相差大概在30%以內，冰川面積的差值在15%以內。統(tǒng)一使用AABR法進行ELA的計算，得到75 kPa和125 kPa與100 kPa基底剪應力得到的ELA值分別為4 388～4 413 m、4 472～4 497 m和4 580～4 605 m，可以看出差異在84～108 m。派山谷冰川在末次冰盛期時，在100 kPa的基礎上上下變化25 kPa，造成的重建得到的冰儲量差異也在30%以內，冰川面積的差異在13%以內，AABR計算得到的三種基底剪應力對應的ELA分別為3 566～3 616 m、3 619～3 669 m、3 672～3 722 m，依次相差53 m?？梢钥闯觯瑢Π退纱脒@種復雜的大流域冰川的重建，整體來說基底剪應力的差異會導致重建所得的較大的ELA值差異。由于巴松措湖（最大水深約120 m［51］）和派山谷底磧的影響，重建時所輸入的冰底地形在靠近冰川末端處會比LGM時期真實的冰底地形偏高，相應地會導致重建出的冰川在冰舌處厚度偏小。另外，Finlayson［52］評估了冰流模型在不同底磧及冰川消退后地形改變情形下對冰川厚度重建結果的影響，認為底磧及冰川消退后地形改變對該方法重建的古冰川表面高程整體上有不到1%的影響。將AAR和AABR法計算得到的ELA值取平均，得到LGM時期巴松措流域冰川和派山谷冰川的ELA分別為4 460～4 547 m和3 569～3 694 m。

表2 巴松措冰川流域不同基底剪應力的重建結果Table 2 Reconstruction of the LGM glaciers of BasongcuoCatchment under different basal shear stresses

圖4 LGM時期巴松措流域［（a），（b）］和派山谷［（c），（d）］冰川表面和厚度重建結果Fig.4 The reconstruction of ice surface and thickness of Basongcuo Catchment［（a），（b）］and Pai Valley［（c），（d）］

表3 派山谷冰川不同基底剪應力的重建結果Table 3 Reconstruction of the LGM glaciers of Pai Valley under different basal shear stresses

3.2 LGM時期古氣候恢復

通過使用AAR和AABR兩種方法計算兩地在末次冰盛期時的冰川平衡線高度（表4），可以看出對于兩個流域來說AABR法得出的ELA值不確定范圍更小，而且兩種方法計算得到的?ELA相差很小，而本研究后期對于氣候的模擬主要輸入的是?ELA的值，因此本研究選擇AABR法得到的?ELA值代入模型進行溫度和降水條件的計算。為了盡量減小系統(tǒng)誤差，現代ELA也將冰面DEM輸入模型進行計算，其中得到巴松措流域和派山谷的?ELA分別為535 m和1 059 m。其中由于谷源部分地形陡峭，派山谷內已無現代冰川發(fā)育，僅有少量季節(jié)性積雪，因此其現代ELA是通過輸入相鄰冰川表面計算得到的。本研究重建得到的巴松措地區(qū)的?ELA與Hu等［18］的估算結果小約155 m，由于本研究和Hu等［18］對于巴松措流域范圍的劃定有一定差別，可能是造成該差異的原因。而本文對派山谷地區(qū)?ELA重建結果比Hu等［18］的估算結果大150 m左右，除了底磧的影響外，對于ELA計算方法的不同以及現代冰川ELA的確定也可能是造成該差異的原因。

表4 研究區(qū)LGM時期冰川平衡線高度重建結果（單位：m）Table 4 ELA reconstruction during LGM in the study area（unit：m）

利用研究區(qū)附近的八個氣象站點的氣象觀測數據（表5），線性擬合得到該區(qū)域1998—2019年的平均夏季氣溫（T，℃）隨海拔（z，m）的變化情況，即夏季氣溫遞減率

表5 本研究所用氣象站點氣象數據（1998年1月—2019年12月）概要Table 5 Summary of the modern climate data（1998-01—2019-12）for meteorological stations used in the study

研究區(qū)的降水量（P，mm）隨海拔（z，m）升高而降低［50］，利用上述八個站點的氣象數據計算得到1998—2019年平均的年降水量梯度a-1·km-1），可擬合成以下關系式：

本研究將?P設定為現代降水量的30%～取值來自公式的值設定為（2.9±0.4）×10-3℃·mm-1，代入模型［式（6）］，得到了LGM時期兩地冰川平衡線處的氣溫和降水組合（圖5）。可以看出，降水減少30%～70%的情況下，不考慮參數引起的不確定性，要達到LGM時期的冰川規(guī)模，巴松措流域和派山谷地區(qū)所需要的夏季平均氣溫分別比現在低2.14～2.59℃和4.08～4.78℃，可以看出氣溫的降低是LGM時期青藏高原東南地區(qū)發(fā)生冰進的主要驅動力。

仁錯湖（30.73° N，96.68° E，海拔4 450 m，圖1）的孢粉記錄顯示LGM時期青藏高原東南的地區(qū)的年降水量是現在的40%［54］，在這樣的降水條件下，LR模型模擬得到巴松措和派山谷地區(qū)LGM時期的氣溫分別比現在降低了2.48℃和4.61℃。LR模型的不確定性主要由參數和?ELA決定，由模型構成可以看出，參數大小引起的模擬結果的不確定性主要與降水梯度和?P有關，其范圍為±0.05℃；由?ELA的不確定性引起的結果的不確定性主要體現在派山谷地區(qū)，約為±0.08℃，主要與氣溫遞減率和降水梯度有關，不隨?P變化而變化。

P-T模型模擬結果顯示（圖5），在LGM時期降水量是現在降水量40%的情況下，巴松措和派山谷地區(qū)的夏季氣溫分別較現代低4.41℃和6.51℃。P-T模型的不確定性主要由?ELA的不確定性決定，主要體現在派山谷地區(qū)，且只與氣溫遞減率有關，不確定性值為0.1℃。由于LGM以來研究區(qū)所在地塊以至少5 mm·a-1速率遭受侵蝕［55］，因此本研究使用120 m的剝蝕來修正ELA的計算，因此?ELA結果可能被低估（不超過4%）。此外考慮到氣溫遞減率（4.0℃·km-1）下，由于侵蝕所引起的溫度變化的不確定性，最終降溫大小大約被低估0.48℃。因此經過校正后，巴松措和派山谷LGM時期溫度比現在分別降低了2.96～4.89℃和5.09～6.99℃。

圖5 LR模型模擬結果（紅色、黑色、藍色分別代表的值為3.3×10-3℃·mm-1、2.9×10-3℃·mm-1、2.5×10-3℃·mm-1）Fig.5 Simulation results of LR model（The red lines were plotted by usingvalue of 3.3×10-3℃·mm-1，the black lines by 2.9×10-3℃·mm-1，and the blue lines by 2.5×10-3℃·mm-1）

以上通過LR和P-T模型計算得到了LGM時期兩地可能的氣候情景，這些氣溫和降水組合有助于評估其他氣候代用指標的定量重建結果。由海登湖和仁錯的高分辨率孢粉記錄可知，青藏高原東南地區(qū)LGM期間與現在相比，7月氣溫降低了2～5℃，年降水量減少60%［54］。25次古氣候模擬比較計劃（Paleoclimate Modelling Intercomparison Project，PMIP）的平均值顯示LGM時期研究區(qū)年平均氣溫約比現代低4.0～4.5℃，年降水量相對現代減少約15%［14］，本研究重建的LGM時期的氣溫與孢粉記錄和PMIP模擬結果相差不大。Xu等［56］通過重建念青唐古拉山脈西段東南坡LGM時期的冰川規(guī)模，得到當時比現代氣溫低2.9～4.6℃。Chen等［57］計算得到青藏高原東南帕隆藏布流域五條冰川LGM時期的?ELA平均為917 m，并重建得到當時的夏季氣溫至少比現在低6.3℃。Zhou等［58］重建得到波堆藏布LGM時期的?ELA約為600 m，重建得到LGM時期氣溫比現在低6.6℃左右，這與本研究所重建的派山谷地區(qū)的?ELA和氣溫下降值很相似，但很明顯，巴松措流域LGM時期的?ELA、氣溫變化相比以上偏小，這可能是因為重建的兩個流域的冰川發(fā)生在LGM時期內不同的階段，但整體來看，兩地LGM氣溫下降值的重建結果均處于以往研究所重建得到的氣溫下降值的范圍內。

從10Be年齡來說，巴松措流域冰川約在19～20 ka達到現在湖出口的位置，而派山谷的冰磧10Be年代學結果顯示冰川前進發(fā)生在末次冰盛期早期（～23 ka），恰好為古里雅冰芯連續(xù)記錄顯示的LGM最低溫所出現的時段［53］，兩地區(qū)的氣溫和降水組合體現了青藏高原東南地區(qū)具體到LGM不同階段的氣候狀況（圖5～6）。另外，張廉卿等［59］對念青唐古拉山西段冰川的研究發(fā)現平衡線高度變化主要受氣候因素的影響，兩地均在印度季風控制區(qū)，相對來說派山谷更靠近高原邊緣，相比巴松措受到印度季風的影響更大，降水更加充沛，平衡線高度上升快。本研究的結果也支持了前人的工作，即從高原邊緣到內部，從東南到西北LGM期間的?ELA逐漸減小［1］。除氣候因素外，兩地冰川的范圍以及冰底地形的復雜性都有很大不同，尤其是研究區(qū)位于東喜馬拉雅構造結，地形復雜陡峻，這些因素也會對平衡線高度變化量造成一定的影響?？偟膩碚f，氣溫降低是該地區(qū)LGM時期ELA下降的主要原因，即在氣候干燥（冰川積累量減少）的情況下，足夠的低溫增加了積累區(qū)面積并減少了冰川的消融［60］，使冰川凈積累增加，從而導致該時期冰川發(fā)生大規(guī)模冰進。

圖6 P-T模型模擬結果（圖中紅藍色線為?ELA不確定性造成的模擬結果的不確定性邊界值）Fig.6 Simulation results of P-T model（The red and blue lines represent the uncertainty boundary values of the simulation results caused by the uncertainty ofΔELA，respectively）

4 結論

本文根據冰川地貌證據，應用“GlaRe”模塊，對LGM時期青藏高原東南的巴松措流域以及派山谷流域的冰川進行了重建，得到以下結論：

（1）100 kPa的基底剪應力下，重建得到末次冰盛期時巴松措流域的冰川面積達到982.3 km2，約是現代冰川的4.5倍，冰儲量約為274.4 km3；派山谷無現代冰川分布，其LGM時期的冰川面積達5.76 km2，冰儲量約為0.51 km3。由AAR法和AABR法計算得到的LGM時期兩冰川的平衡線高度分別為4 460～4 547 m和3 569～3 694 m，相比現在分別降低了535 m和1 034～1 184 m。

（2）基于冰川ELA的變化，結合仁錯湖花粉記錄顯示的降水信息，運用冰川氣候模型，得到了LGM時期兩流域冰川平衡線處的氣溫和降水組合。在降水減少60%的情況下，考慮到LGM以來的構造剝蝕對平衡線高度變化的影響，模擬得到LGM時期巴松措流域和派山谷冰川ELA處的夏季平均氣溫分別比現在低大約2.96～4.89℃和5.09～6.99℃。