既然古粒雪盆比现代的低，那它所在部位的岩性也就可能是别样的。据计算基龙寺终碛堤时的雪线降低值是220m，即以中绒布冰川来说当时的雪线是5580m。以东绒布冰川来说当时雪线高度是6000m左右，对比这两个高度上的基岩岩性发现它们确是花岗岩和花岗片麻岩分布区，而黑云母片岩、黑云母片麻岩区则在更高的地方（图3103；照片318）。尤其是中绒布冰川一线，花岗岩和花岗片麻岩自北而南一直延伸到珠峰西山脊下6600m处。具体而言，推测基龙寺终碛堤发育时，中绒布冰川的粒雪盆应在现代的光明峰与长征峰连线和向阳峰与章子峰连线之间的范围内。即其粒雪盆出口在现代中绒布冰川上游5580m等高线处，而粒雪盆后壁则在5800m等高线附近。距中绒布冰川现代粒雪盆后壁（指珠峰北坡脚下）约4km（在1∶25000地形图上量计）。
绒布寺终碛堤东半部黑色丘陵的冰碛有两层（图3103，图3105，图3107），下层是黄色的花岗岩和花岗片麻岩，这应当是当时冰川的底碛，因而说明当时的粒雪盆底和冰川底床都是花岗岩和花岗片麻岩。而终碛堤上层的黑云母片麻岩、黑云母片岩则主要来自粒雪盆后壁的冰面碎屑和冰内碎屑，表明在绒布寺终碛堤时，基本上只是粒雪盆后壁才达到黑云母片麻岩、黑云母片岩区（图3103），其位置大致相当于现代中绒布冰川源头6100m等高线处。据估算当时的雪线降低值约150m左右，即当时的雪线高度应为5650m，也表明当时粒雪盆底仍然是在花岗岩和花岗片麻岩区。
绒布德寺终碛堤和现代冰川阶段（图3108）中绒布冰川的粒雪盆溯源后退已整个向东拐进了黑云母片麻岩、黑云母片岩分布区内。只是由于现代中绒布冰川规模不及西绒布冰川大，因西面水汽来源多，才被挤到一边，表现为延伸达4km以上的以黑云母片麻岩、黑云母片岩为主的冰面碎屑带。
四、粒雪盆（冰斗）—槽谷地貌的形成过程
冰斗和粒雪盆的成因和形成机制问题，一直是冰川地貌学中最引人注意的理论问题之一，对此问题的研讨从未停止过。总的看来对粒雪盆的地貌作用有两种互相对立的看法，一种是比较多数的看法，即认为冰斗和粒雪盆主要是溯源作用。但最近也有个别人提出粒雪盆的作用主要是下切，而非溯源，本章则以绒布冰川为例从冰碛岩性及其陆源关系对粒雪盆的地貌作用作了新的探讨，得出了粒雪盆主要是溯源后退的结论。并认为它在山地冰川作用区的地貌发育中占有极为重要的地位，是冰川谷形成与夷平作用的主要表现形式，也是高山夷平过程中的主要力量。同时还必须强调指出，对于粒雪盆溯源后退的速度和强度也应有相应的估计。以中绒布冰川而言，自基龙寺终碛至今，粒雪盆溯源后退的水平距离即达到4km左右。珠峰东、北、西坡的三个垭口，显然也是不同冰川的粒雪盆从不同的方向溯源后退的结果。
其中6490m山口、5997m山口的地貌形态表明原来的东山脊和西山脊已被粒雪盆溯源切穿。北坳是断层带通过的地方，这也给东、中绒布冰川粒雪盆的溯源后退提供了有利条件。这种溯源侵蚀已把原来的断层崖（高达1450m，因珠峰顶灰岩下限在8450m，章子峰灰岩下限在7000m）形态完全消灭而改造成为一个典型的U形垭口，并比章子峰顶低522m。这也表明粒雪盆溯源侵蚀的强度较大。我们还认为西绒布冰川源头的5857m山口之所以是珠峰地区最低的山口之一，也应是西绒布冰川粒雪盆比较强烈溯源的结果，而不能只看到它是有利于现代西绒布冰川发育的原因。因果是应该互相联系的。西绒布冰川粒雪盆比较强烈的溯源，其结果已表现在绒布德寺终碛和现代终碛的岩性组合中了。又如慕士塔格—公格尔山区，其轴部为各种结晶片岩，而山体西坡外侧则为片麻岩，作者在西坡就看到两种岩性组合的老冰碛。较老的冰碛几乎全是片麻岩。
而较新的冰碛则主要是各色片岩，如石榴子石云母片岩、绢云母石英片岩、黑云母片麻岩和角闪石片岩等。生动地说明较老冰期时粒雪盆尚在西坡山坡上，故带下的冰碛都是片麻岩。而较新冰期时，由于粒雪盆溯源后退已深入到山体轴部，故带下了各色片岩为主的冰碛。此外据报道，粒雪盆溯源后退的强度和速度甚至能造成冰川袭夺现象。如扎比罗夫（1960）就提到西北帕米尔美德维迪冰川（长18km，宽500m，雪线4270m，冰川末端2980m）粒雪盆袭夺了费德钦柯冰川西侧源头的事例。指出由于美德维迪冰川粒雪盆后退，从西侧切开了科学院山脉的锯齿形山脊，费德钦柯冰川的一西支源头从原来流向北转而向西，从600m的陡崖上以冰瀑布的形式跌入美德维迪冰川粒雪盆；使该冰川获得了新的补给来源，并从原来的冰斗冰川转变成单式山谷冰川。作者曾在慕士塔格山也看到由于粒雪盆溯源后退形成的冰川“峡谷”，得出了相应的印象。
据实际观察，作者认为粒雪盆后壁应分为两部分：山坡上部未被冰川体盖住的部分，其后退的主要营力是寒冻风化和部分融冻风化作用，也有重力因素引起的雪崩、冰崩和泻溜作用。它们不断地搬运风化碎屑物则更加速了寒冻风化和融冻风化作用的过程。冰崩、雪崩本身则更是一支强大的侵蚀力量，当它们夹带冰雪及岩石碎屑崩塌时，能使尚固定在陡崖上的基岩碎屑一同坠下。作者目睹在珠峰北坡以及贡嘎山和慕士塔格的粒雪盆后壁上冰崩、雪崩和泻溜作用的频繁过程。在珠峰山体北坡，雪被是断续的，且积消季节间覆盖度有很大变化，消融季节70%是裸露的基岩，且整个山体都处在渗浸冻结成冰带内，由重力作用造成的泻溜作用特别盛行，消融时几乎不断地有碎屑下坠。同时，珠峰山体北坡上大大小小的雪崩槽，更显示出雪崩是造成山坡后退的主力之一。最大的雪崩槽有两条，皆宽达百米，深30—40m，长度可从峰顶直到山脚。中、小型的则多达十几条，它们像锯子似的在啃蚀着珠蜂（照片318）。
东、中绒布冰川粒雪盆被冰川体覆盖的下部也有其特点，显示出粒雪盆中冰体的地质地貌作用也是比较活跃的。中绒布冰川粒雪盆的出口比较窄，两侧冰瀑布也较多较大，产生很大的挤压力，使粒雪盆的剖面形态呈穹形隆起，表明有壅塞现象。其结果是增加了冰川的厚度，加快了冰川的流速，从而也加强了侵蚀和搬运能力。在粒雪盆后壁冰面起伏较大，发育了许多大型的边缘裂隙。不但密度大，宽度也大于中央裂隙。这就给边缘裂隙中的寒冻和融冻风化作用提供了有利条件。上述这些都是对绒布冰川粒雪盆溯源后退有利的。
自第四纪冰期以来，绒布冰川区的地形格局继承性较强，变化不大。从高、中、低三道侧碛和一系列终碛的分布和规模看，由老到新冰川的减薄现象明显。这种减薄现象，使冰川冰可以不断退化造成死冰，而平面位置却大体未动；或以块体滑动移动不大的距离。以至冰川下游大面积的表碛丘陵将逐渐演化为相应规模的冰碛丘陵。这样由冰川溯源侵蚀所带下的大量冰碛物就只能形成大面积的冰碛丘陵而不能形成大型的终碛堤。
如绒布寺终碛堤实际上就是一片高仅30m多而宽达560m的冰碛丘陵。这也是绒布冰川虽面积大溯源侵蚀也强而终碛规模反而小的原因。现代的绒布冰川也将会有这种结果。从地貌形态看本区间冰期时谷地的下切比较有限。很可能自第四纪冰期以来在绒布冰川范围内是一个连续的冰期。一般认为，连续的悠长的冰期和充填于山谷中的冰川体实际上对地面所起的保护作用，都是导致冰川夷平作用的有利条件。而粒雪盆的溯源后退就是主要的表现形式。
作者从绒布冰川冰碛岩性与基岩关系的分析中初步认识到粒雪盆溯源后退的地貌意义，也启示我们认识到传统的关于冰川槽谷形成的学说是不全面的。总观前人对槽谷形成大致有两种基本上是对立的看法，一种认为，槽谷只不过是略加改造的河谷；一种认为，由于冰川体具有巨大的压力，它可以携带岩屑像推土机似的强烈刨蚀河谷而形成槽谷。这两种看法尽管对冰川侵蚀作用有完全不同的估价，但都只是片面地看到冰舌部分向前推移所起的对槽谷的延伸作用，而没有看到与此同时在相反方向上的粒雪盆的溯源后退也是造成槽谷延伸的主要方式之一。
而这正是作者在此所要强调的。就绒布冰川而言，自基龙寺终碛以后粒雪盆溯源已达4km，基龙寺终碛时的粒雪盆部分现在已成为中绒布冰川上游的槽谷。我们认为这一段槽谷的长度也许只有整个槽谷长度的1/4，但它作为槽谷的有机组成部分却是客观存在的；尽管这一段槽谷也经过后期冰舌向前推移所修饰，但基本格架还是粒雪盆溯源造成的。我们把自原始粒雪盆后壁向上游方向延伸的槽谷和冰舌向前推移造成的槽谷形成过程称为“冰斗溯源—冰舌推移”的统一过程。
简称“溯源—推移”过程（图3109）。
推测在冰期开始时，冰前地形无疑提供了一定的形态基础，当冰雪在河谷源头的洼地中开始积累并形成冰川时，这一过程即行开始。
两者同时向相反方向延伸。可能在冰期兴盛之际，冰舌向前推移更为显蓍。这时对谷底的挖掘刨蚀也比较强烈。而当冰川衰退时，由于冰体减薄，流速减慢，向前“推移”
过程可能减弱以致停止。相对地，粒雪盆的“溯源”过程却仍在进行。绒布冰川和其他各山地冰川目前就都处于这种状态。关键是粒雪盆溯源是和冰川的生命同时存在的。
区域性是地学科学的最本质的特点之一，关于粒雪盆（冰斗）地貌作用和槽谷的形成等无疑也应考虑到区域特征问题。共性寓于个性之中，诸如粒雪盆及槽谷的形成机制也应有普遍性的规律，但在目前地质资料（岩性、构造等）并不普遍丰富的情况下，若想以点（天山乌鲁木齐河源和喜马拉雅山绒布谷地）带面企图把一种看法推而广之是不妥的。是否为一种规律，有待今后更多实践。
此外，作者曾在1982年提出冰川“蚀积系数”概念，认为终碛的体积也是反映冰川侵蚀、搬运和堆积强度的一项综合指标，它与冰川的体积及冰川运动速率也有一定关系。在目前条件下，我们要获得很多冰川的体积、运动速度和终碛的体积资料是有困难的。
因此作为权宜之计，只能取冰川的长度和终碛堤的高度这两个数值的比值。取终碛堤的高度是因为可以把终碛堤的横断面看作一近似等腰三角形，其高度的变化意味着体积也成比例地变化，可以在相当程度上反映终碛堤体积的大小。我们把冰川长度（L）与终碛堤高度（h）之比称作冰川蚀积系散，即D＝h/L。从部分冰川统计归纳中发现，D值大小主要受坡度（S）、岩石坚硬程度即岩石抗侵蚀的强度（R）以及粒雪盆后壁的周长（AL）影响。D与S、AL成正比，与R成反比。
根据对几十条冰川量计算结果发现，AL与L基本上是1∶1的关系。其中对小冰川（长2—3km以下）而言，AL值略大于L值；对大冰川（长5—10km及以上）而言，则AL值略小于L值。事实上小冰川的S值也较大，也是D值略高的原因之一。AL与L的比例关系是很有意义的，一方面AL值反映了冰川来源区的规模，它与冰川可能发育的长度有密切关系；另一方面AL值也反映冰川源头寒冻风化物质参与冰碛物中的规模，必然影响h值，进而影响D值，因为我们的基本观点是终碛物质绝大部分来自冰川源头（崔之久，1982）。
通过对东昆仑山、唐古拉山和藏东南山地某些冰川的考察，注意到在冰川侵蚀地貌发育的地方，堆积地貌并不发育；反之在冰碛地貌发育的地方，冰蚀地貌则很不发育，特别是邻近地区的对比更明显。如东昆仑西大滩，南山11、12号冰川与三叠泉冰川仅一脊之隔，前者小冰期的终碛堤高达30m，无冰蚀地貌显示；后者冰舌末端只有高3m的小终碛“丘”，却有大片卷毛岩景观，这三条冰川长度皆为3km左右，比降皆在10%以上。前者的岩性为千枚岩夹砂质板岩；后者为混合岩。又如，藏东南阿扎冰川、来古冰川地区和其西北面的易贡、波密地区，前者各种冰蚀地貌类型应有尽有，岩性以花岗岩、变质岩为主，而阿扎冰川末端只有高2—4m的小冰期终碛，现代有冰核的终碛高只有30m左右；后者冰蚀地貌未见显示，而高大的终碛堤和侧碛阶地都为本区之冠，岩性是一套不太坚硬的板岩和千枚岩。唐古拉山垭口东侧一系列冰川谷地也反映了完全相同的情况。这些都表明：
（1）冰蚀地貌的发育并不全面反映冰川的地质地貌作用能力，及侵蚀、搬运和堆积的综合能力。甚至相反，在特别坚硬的岩石区，尽管冰蚀地貌发育，但冰川的侵蚀和堆积能力并不大。因为它遇到了顽强的抵抗。如果仅仅是冰蚀地貌发育而冰碛地貌并不发育，则只说明岩石的抗蚀性很强，并不反映冰川的相对侵蚀能力也强。
（2）在其他条件相近时，决定冰碛（主要是终碛）数量多少，即冰川蚀积系数大小的主要是岩性。除前述各例外，还有一些很典型的例子：如祁连山野马山老虎沟12号冰川，长9.6km，岩性以片麻岩、硅质灰岩等为主，终碛高40m。作为对比的是位于该冰川下游的27号冰川，发育在千枚岩上，终碛高出谷底100m以上，而其长度不到前者的一半。昆仑山西大滩南山西段也有三条发育在千枚岩、板岩上的小冰斗—山谷冰川，长不过1km多，而现代冰川终碛也高达100m。Flint（1971）在分析北美大湖区冰碛物的分布规律时亦提到，在以堆积为主冰盖边缘带更厚的冰碛物总是和比较易受侵蚀的古生代和中生代的地层露头相一致。冰碛物薄和不太连续的又总是和岩石变得较难侵蚀相一致。他最后指出：“这些事实表明，决定的因素是岩性，而相对于冰盖的位置没有多大关系”。但此处还应强调指出，以上特点肯定与冰川的物理类型相关（崔之久，1987）。
冰川是一个有机整体，侵蚀—搬运—堆积应是统一的“代谢”过程。实践表明，终碛物质的多少即冰川蚀积系数的大小是一项反映冰川地质地貌作用能力的综合指标。
