冰川地貌与冻土地貌

冰川地貌与冻土地貌在高纬和高山等气候寒冷地区，如果降雪的积累大于消融，积雪将逐年加厚。

在一系列物理过程影响下，积雪就变为冰川。

冰川本身就是一种地貌，也是寒冷地区重要的地貌营力，可塑造一系列冰川地貌。

但在降水量少的条件下，地表不能积雪成冰川。

在这种地区土层的上部常发生周期性的冻融，下部则长期处于冻结状态，成为多年冻土。

多年冻土层中发生的冻融作用，可塑造一系列冻土地貌。

关于冰川作用和冰川类型、分布，在第五章第四节已有介绍。

这里只着重讨论冰川的地貌作用和冰川地貌的特点。

、冰川作用冰川在运动时能对地表进行侵蚀。

但冰川运动的速度缓慢，每年只有数卜米至数百米不等。

冰川各个部分的运动速度并不一致，其中从粒雪盆（雪线以上的积雪盆地，即冰川的补给区）出口到冰舌上部这一段速度最快；在横剖面上则以冰川中部为最快。

实际观察还证明，冰川表面运动速度最快，且自冰面向底部递减。

冰川运动的速度有季节变化和日变化，一般是夏季快，冬季慢；白昼快，夜间慢。

在粒雪盆中冰川有向心运动和下沉运动，在冰舌部分有侧向运动和上升运动。

冰川运动是由可塑带的流动和底部的滑动组成的。

而冰川滑动则是产生侵蚀作用的根本原因。

冰川是一种巨大的侵蚀力量。

冰岛的冰源河流含沙量为非冰川河流的五倍，侵蚀力可能超过一般河流的10—20 倍。

冰川主要是依靠冰内尤其是冰川底部所含的岩石碎块对地表进行侵蚀。

在冰川滑动过程中，它们不断锉磨冰川床，这种作用通常称为磨蚀（刨蚀）作用。

另外，冰川下面因节理发育而松动了的岩块和冰冻结在一起，冰川运动时岩块被拔起带走，这就是拔蚀（掘蚀）作用。

冰川的搬运能力是惊人的。

大陆冰川可以把大片基岩搬走；山岳冰川的搬运能力也不小。

喜马拉雅山中即有直径28 米，重量超过万吨的大漂砾。

冰川通过磨蚀、拔蚀、雪崩和山坡上的块体运动获得大量碎屑物质。

这些碎屑被冰川携带而下，通称运动冰碛。

其中，出露于冰面的叫表碛；夹带在冰内的叫内碛；在冰川底部的叫底碛；位于冰川两侧的叫侧碛；两支冰川会合则形成中碛。

由于冰川的消融或负荷过多，被搬运的物质就堆积下来成为冰碛物。

冰碛物往往是由漂砾（特大的石块）、砾石、砂和粘土组成的混合堆积物，因此有人把冰碛物称为冰砾泥。

但由于冰川活动区岩性的影响，冰碛物的成分和粒度可有较大的差别。

冰碛物缺乏分选，不显层次，但其中可夹有冰水形成的砂砾透镜体。

冰碛物中常含有大量砾石，磨圆度差，多呈次棱角状。

冰碛石表面常有冰川搬运时砾石与基岩或砾石之间相互刻磨而成的擦痕、刻槽及磨光面。

冰碛物中的石英砂粒棱角尖锐。

在冰川的研磨作用下，颗粒常具贝壳状断口。

有些侧碛有冰川表碛滚落堆积，因而可出现明显向外侧倾斜的现象。

有些冰碛石在运动过程中，适应冰流方向，调整自己的方位，其长轴顺冰流方向延伸。

、冰川地貌冰川地貌分为冰蚀地貌、冰碛地貌和冰水堆积地貌三类。

一）冰蚀地貌冰蚀地貌主要有冰斗、冰川谷、羊背石等。

1.冰斗冰斗是山岳冰川作用的结果。

冰斗呈剧场形状或围椅状，三面环以陡峭的岩壁，开口处为一高起的冰槛（岩槛），因而冰斗底部是一个洼地。

山坡集水盆中的多年积雪斑洼地岩石因冻融作用频繁，崩解为岩屑，并在重力和融雪水联合作用下搬运到低处，积雪斑后缘逐渐形成一个陡坎，雪斑下的地面也逐步蚀低成为洼地，这就是雪蚀洼地。

积雪演化为冰川后，冰川对底床的磨蚀作用使底床加深，在前方造成坡向相反的冰槛，陡壁受冰川的拔蚀作用而后退变高，就成为冰斗。

冰斗按其分布位置。

可分为谷源冰斗和谷坡冰斗两种。

相邻冰斗后退可形成刃脊和角峰冰斗发育于雪线附近，因而具有指示雪线的意义。

2.冰川谷冰川谷是冰川下蚀和展宽形成的槽谷，谷底自上游向下游变窄，谷地两侧常有谷肩和冰川切削山嘴而成的三角面，横剖面呈U形或槽形，故又称U形谷或槽谷。

冰床上常有冰川差别侵蚀形成的冰坎与冰盆。

这种差别侵蚀与冰床基岩的岩性、节理、构造及冰前期河床纵剖面的原始起伏有关。

在支冰川注入主冰川的汇合处，常在谷肩出现悬谷。

这是由于主冰川厚度较大，侵蚀深度也较大，而其两侧支冰川，则因厚度较小，侵蚀力较弱，冰床深度不大，故冰川退却后，支冰川谷常高悬在主冰川谷的谷底之上，形成悬谷。

峡湾是冰川谷的一种特殊形式。

在大陆冰川或岛屿冰盖入海处常形成许多峡湾，它是过去溢出冰川的通道。

目前峡湾仍在海面以下。

3.羊背石在冰床的表面，由冰川侵蚀形成一些似羊背的石质小丘，称羊背石。

羊背石的迎冰川面因受磨蚀而平缓，布满磨光面、擦痕、刻槽等微形态；背冰川面因受拔蚀多为参差不齐的陡坎。

二）冰碛地貌冰碛地貌可分为冰碛丘陵、侧碛堤和终碛堤等。

1.冰碛丘陵（基碛丘陵）冰碛丘陵是冰川后退过程中，由于冰体的逐渐消融，原来的表碛、内碛、中碛都堆积在底碛之上形成的，表面丘陵起伏，洼地常常积水。

冰碛丘陵以大陆冰川区分布最广，高度由数十米至百余米。

大规模的山岳冰川区也能形成冰碛丘陵，分布在冰川谷的底部，高度较小。

2.侧碛堤（侧碛垅）与中碛堤（中碛垅）侧碛堤位于山谷冰川的两侧，常成条状岗地，两条侧碛会合形成中碛堤，它位于冰川谷的中间。

3.终碛堤（终碛垅）终碛堤又称前碛堤，位于冰川末端，呈弧形，常与侧碛堤相连。

终碛堤是冰川补给与消融处于相对平衡时，冰舌末端位置变动不大，大量冰碛物在此堆积而形成的。

如果冰川后退是断续进行的，则可形成数道终碛堤。

故根据终碛堤的分布及条数，可以确定与此相应的冰川作用范围及冰川退缩的阶段性和冰期的次数。

4.鼓丘鼓丘是高数十米、长几百米的流线型丘陵。

平面上呈蛋形，长轴与冰流方向平行。

迎冰面（后坡）陡，背冰面（前坡）缓，大部分鼓丘完全由冰碛物组成，有的则有一基岩核心。

鼓丘成群分布在大陆冰川终碛堤内侧不远的地方。

山岳冰川区则很少见。

三）冰水堆积地貌冰水是冰川的融水，因此冰水与冰川的动态息息相关。

同时冰水又具有流水作用的一般特征。

冰水作用主要是将冰碛物进行再搬运和再堆积，因此冰水堆积物有的具冰川作用的痕迹。

堆积物经分选，形成层理，其中砾石磨圆度较好。

冰水堆积地貌主要有冰水扇、冰水排泄平原、季候泥、蛇形丘等。

量碎屑物质堆积于终磧堤的外围， 形成冰水扇，许多冰水扇联合成外冲 平原；在山谷中形成冰水排泄平原， 经后期切割则成冰水阶地。

在冰川区域，湖泊往往是冰川作用的产物。

其中有的是冰蚀作用形成的;有的是冰积物堆积阻塞局部冰融水的结果。

冰水湖泊中的沉积，有明显 的季节变化，夏天冰融水增多，携带颗粒较粗的泥沙入湖沉积，颜色变 浅；秋季冰融水骤减，冬季湖泊封冻，悬浮的粘土胶粒沉淀，颜色较深。

这样就形成季候泥，亦称纹泥，它不仅象树木年轮一样，可据以计算沉 积物形成的年代，而且因其中含有抱粉，能为该地区的植物和气候演变 提供线索。

蛇形丘是一种狭长而曲折的岗地，蜿蜒伸展如蛇形，故名蛇形丘。

蛇形 丘两坡对称，丘脊狭窄。

大的蛇形丘长达数十公里，有的还爬上高坡。

这主要是冰下河道中的沉积，当冰川融化后，沉积物便显露出来,蛇形丘。

组成物质几乎全部是大致成层的砂砾，偶夹冰磧透镜体。

丘主要分布在大陆冰川地区。

冰川地貌类型具有明显的组合规律。

山岳冰川地貌由山顶至山麓, 组合依次为: ①冰斗、刃脊、角峰带 位于雪线以上，为冰蚀地貌带。

②冰川谷、侧磧堤和冰磧丘陵带 位于雪线以下，终磧堤以上，为冰蚀 冰积地貌带。

③终碛堤带 位于山谷冰川末端，为冰积地貌带。

④冰水扇和外冲平原带 位于终碛堤以外，为冰水堆积地貌带。

大陆冰川地貌组合以终碛堤为界， 堤内以冰碛地貌为主，以冰碛丘陵为 代表；堤外以冰水堆积地貌为主，以冰川外冲平原为代表。

冰融水从冰川两侧和底部流到冰川末端,汇成冰前河流。

冰前河流将大蛇形地貌三、冻土与冻土地貌一）冻土凡处于零温或负温，并含有冰的各种土（或岩），称为冻土。

温度状况相同但不含冰的，则称为寒土。

冻土按其处于冻结状态的时间长短，可以分为季节冻土和多年冻土两类。

一两年之内不融化的土层称为隔年冻土，是上述两类冻土之间的过渡类型。

多年冻土可分为上下两层，上层为夏融冬冻的活动层，下层为多年冻结层。

活动层在冬季冻结时，能和下部的多年冻结层完全连接起来的，称为衔接多年冻土。

在这种情况下，活动层又称季节融化层。

活动层在冬季冻结时不与下部多年冻结层衔接，中间隔着一层融土的，则称为不衔接多年冻土。

在这种情况下，活动层又称季节冻结层。

多年冻结层距地表的深度，称为多年冻土的上限。

多年冻土在地球上的分布表现出明显的纬度地带性和垂直地带性规律。

无论在水平方向或垂直方向上，多年冻土带都可以分出连续冻土带和不连续冻土带。

在北半球，多年冻土从中纬向极地厚度不断增加，上限逐渐缩小。

北纬48°附近的多年冻土南界，地温接近0C,冻土层厚度仅1 —2米。

连续多年冻土带南部，年平均地温约为-3 —5C,冻土厚度可达100米。

北极附近岛屿的年平均地温降至-15C，冻土厚度达到1000米以上，上限趋近地面。

中低纬高山高原区冻土的分布，则表现为随海拔高度而变化。

海拔愈高，地温愈低，则冻土愈厚，而上限深度愈小。

地下冰的存在是冻土的最基本特征。

冻土中的地下冰，根据成因和埋藏形式可以分为组织冰、洞脉冰、埋藏冰等类型。

土层中的水分冻结所形成的组织冰是分布最广、含量最多、但冰的聚合体最小的一类地下冰。

洞脉冰是地表水注入土、岩垂直裂隙和洞穴冻结形成的，可分为脉冰和洞穴冰两种。

由于地表水周期性注入，因而在裂隙中多次重复冻结，这样形成的脉冰叫做复脉冰。

它具有垂直条带状构造，每一条带代表一个年层，常伸入到多年冻土层内，年代愈长，裂隙愈扩大，所以复脉冰也被称为冰楔。

埋藏冰是地表冰体（冰椎、河冰、湖冰、冰川冰等）被堆积物掩埋后形成的，通常呈透镜体。

我国多年冻土区地下冰分布很广泛，有的地方地下冰厚度很大，如青藏公路风火山最厚单层地下冰可达5 米，昆仑山垭口夹于沉积层中的冰透镜体，最厚可达10 余米。

地下冰的数量、分布及其与土中其他组成要素的位置关系不同，形成不同的冻土构造类型。

除地下冰外，冻土中还有一部分液态的地下水。

根据地下水与冻土层的位置关系，多年冻土区的地下水可以分为冻结层上水、冻结层间水和冻结层下水三类。

地下水与整个冻土层有密切的关系，一方面冻土影响着地下水的运动，另方面地下水的存在对冻土的温度、厚度变化也产生明显影响。

二）冻土地貌由于温度周期性地发生正负变化，冻土层中的地下冰和地下水不断发生相变和位移，使土层产生冻胀、融沉、流变等一系列应力变形，这一复杂过程称为冻融作用。

冻融作用是寒冷气候条件下特有的地貌营力，它使岩石遭受破坏，松散堆积物受到分选和干扰，冻土层发生变形，从而塑造出各种类型的冻土地貌。

冻土地貌也可称为冰缘地貌。

冰缘原指冰川边缘地区，现已泛指所有不被冰川覆盖的气候严寒地区，大致与多年冻土区相当。

1.石海与石河基岩经过剧烈的冻融风化，岩石崩解，产生大片巨砾岩屑，堆积在平缓的地面上，形成石海。