第七章冰川与冰缘地貌

第一节 冰川的形成与演化
一、雪线与成冰作用
(glaciers and glacial processes) （一）雪线(firnline or firnlimit) 大气固态降水的年收入等于年支出的界线， 称为雪线。 雪线是是固态降水的零平衡面（年降雪量 =年消融量），也常年积雪区的下界。 在雪线以上为多年积雪区，以下为季节积雪 区。
雪花为放射状的六棱 角形，新雪的密度是 0.01～0.1g/cm3，最 低达到0.004 g/cm3， 最高为0.39 g/cm3， 孔隙度为67%以上。
粒雪化
大气中形成的多棱角雪花及其他形式的冰晶落地以后 自动圆化，这是由于冰晶体具有使其表面自由能趋于 最小的缘故。在地面的热力条件下，因水汽压力对于 晶体的各个几何部位都不平衡，使晶棱、晶角处发生 升华，使晶面及凹处凝华，结果晶体逐渐趋于表面自 由能最小的圆球形，这个过程叫粒雪化过程。 大晶粒增大而圆化，小晶粒缩小乃至消失，晶体发生 迁移和重结晶作用使晶体变圆，称为粒雪化。
成冰作用
在雪线以上的常年积雪，经过一系列的“变质”作用而 形成冰川冰，这个过程称为成冰作用。
这个过程也可以分为冷型成冰作用和暖型成冰作用两类。 在冷型成冰过程中，粒雪成冰只能靠很厚的雪层在自 重力造成的压力形成重结晶冰。这种冰密度小，气泡多， 气泡压力大，成冰过程历时长。在南极中央，由雪变成 冰的深度是200多米，已经接近千年的历史。 暖型成冰过程的特点是有融水参与，成冰作用进行较 快。当融水渗入雪层，排挤空气，重新冻结时，能立即 将粒雪胶结成冰。这种冰密度大，含气泡少，透明度高， 且气泡的排列有一定的规律。
四、冰川的演化
1.冰川的发育 2.冰川的衰退
冰川演化示意图1.山岳冰川阶段；2.山麓冰川阶段；3.大陆冰川阶段
三、冰川的运动

运动是冰川区别于其他自然界冰体的最主 要特征。 冰川的运动主要靠内部塑性变形和块体滑 动完成 。

它在低温条件下，冰晶体相互之间结合十分紧密。当冰层 厚度达到某一临界厚度时，冰层下部受到上部冰层的较大 压力，使冰的融点降低，这时在下部冰层内部则是冰、水 和水汽三相共存的物态。在缓慢增加的压力作用下，冰的 晶体之间的相互位置就可以变动而出现塑性变形。因此， 一般较大的冰川常可以分为两层，上部为脆性带，下部是 塑性带。塑性带的存在是冰川流动的根本原因。但对于小 冰川，塑性流动带常不明显，冰川运动主要依靠底面滑动。
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3、山谷冰川(valley
glacial)（
冰川沿谷地呈线状分布，规模较大，长可达数公 里至数十公里以上.，厚度多为数百米。以雪线为 界，有明显的冰雪积聚区和消融区。像河流那样顺 谷而下，沿途可纳分支冰川，成更大的复式冰川， 树枝状冰川。
4、山麓冰川
由巨大山谷冰川或 复式冰川流出山口， 在山麓地带冰舌扩展 或相互汇合成一定宽 度冰体。（中国冰川 多属于此类，主要是 在西北、天山、青藏 高原、滇北等地）。
Photograph by Peter L. Kresan
5、平顶冰川
属于山岳冰川向大陆冰川过渡的一种冰川类型， 分布在起伏和缓的高原或高山夷平面上。如我 国西部，斯堪的纳维亚半岛和冰岛等。
据冰川形态、发育阶段和地貌特征的差异，山 岳冰川进一步可分为：
1、悬冰川(suspended glacial)
一般呈斑点状悬挂依附在山坡上， 规模小，冰体厚度小，面积小（小于 1km2）。对气候变化的反映较灵敏， 如图。
2、冰斗冰川(Cirque glaciers)
广泛分布于各冰川作用区，规模不大，源头 为冰斗。形似围椅状，后壁陡，朝向山坡一面 开口，常为冰坝所阻。冰体越过冰坝呈舌状溢 出。右图为退缩中的冰斗冰川。
格陵兰冰盖面积170 万平方千米，由南北 两个大冰穹组成，冰 盖最大厚度3411 米， 其边缘没有大冰架， 而溢出冰川甚多。
2.山岳冰川(Alpine glaciers)。 它是完全受地形约束而发育的冰川。主要分布于地球的中 低纬高山地带，其中，亚洲山区最发达。山岳冰川发育于 雪线以上的常年积雪区，沿山坡或槽谷呈线状向下游缓慢 流动。
（二）冰川的物理分类
根据冰川活动层（由冰川表面以下至15～20 米深度内）以下的恒温层 所特有的热力特征，将冰川分为三类：暖型、冷型和过渡型。 （1）暖型冰川川(warm glaciers)。冰川上部的活动层受气温变化而升 高或降低，而下部的恒温层则不受气温变化的影响，使冰川至底部的温 度具有压力融点的等温状态（℃附近），只有冬季上层几米处于负温。 在冰内或冰下通道里有大量融水存在，由于冰川底部有一层融水，使冰 川运动速度较大，年运动速度达100 米或更大。雪线较低，冰舌可下伸 入森林带，冰川进退幅度大，冰川地质作用较强。此类冰川主要分布在 温带海洋性气候区，如欧洲阿尔卑斯的现代冰川。我国西藏东南部山地 及横断山的一些山区，受印度洋西南季风影响下发育的冰川亦属此类。
具有塑性状态的冰川冰形成后，受到很大 的压力便缓慢变形和流动，并越过雪线流 到消融区，成为冰川。
冰川积累区与消融区
二、冰川类型(types of glaciers)
（一）冰川的形态分类 按照冰川的形态和规模，地球上的冰川基本上分为两大类，即大 陆冰川和山岳冰川。 1.大陆冰川 是不受地形约束而发育的冰川。大陆冰川又叫大陆冰盖，也称极 地冰盖，简称冰盖，国际上习惯把超过50000 平方千米面积的冰 川才当作冰盖。目前，世界上主要是南极和格陵兰两大冰盖。其 中南极冰盖最为巨大，包括边缘分布着的冰架在内，总面积达 1380 万平方千米。冰盖的平均厚度为720～2200米，最大厚度达 4267 米。
喜马拉雅山
南坡 4400-4600 北坡 5800-5900
天山
4200 3900
祁连山
5000 4600
(二)、冰川形成过程(formation of glaciers)
在雪线以上的常年积雪，经过一系列的“变质”作用而形成冰川， 这个过程称为成冰作用。 积雪(snow)变成冰川是先由新雪变成粒雪(firnor neve)，再由粒 雪变成冰川冰（glacial ice)，最后形成冰川(glaciers)。
不列颠百科全书中是这样描 述冰川的： “冰川冰是由降落到地 面的雪转变而来的。雪的晶 体逐步圆化变为粒雪，使积 雪的密度逐渐增加。这一过 程在温度接近融点和存在液 态水时进行得最快。其后， 占优势的重结晶作用的平均 粒径增大。当集合体的密度 达到约 0.84克/立方厘米时， 颗粒之间便没有空隙，而变 得不可渗透。这标志着从粒 雪到冰川冰的转化。”
睛朗的夏天，天山 和祁连山麓的居民， 能清晰地看到一条黑 白分明的界线横过山 腰。线以上是银光闪 烁的冰雪世界。这条 界线，称为雪线。确 切地说，雪线指的是 某一个海拔高度；在 这个高度上，每年降 落的雪刚好在当年融 化完。
雪线处的年降雪量等于消融量，即雪的积累量和消融 量处于平衡状态。
雪线分布高度
影响雪线分布高度的因素：
气温 降水 地貌
雪线位置最高处并不在赤道，而在南北两个亚热带高压带。 这两个高压带同赤道带的温度差别并不显著，降水量却相 当悬殊，亚热带高压带降水量的急剧减少，使雪线上升到 最大的高度。 南美20°—25°间的安第斯山雪线高达6400米，是世界 上雪线最高的地方。北半球的山地，一般北坡雪线比南坡 低。 我国祁连山南坡雪线在4700—5000米，北坡仅约4400— 4600米，表现了地形的影响。但是地形不仅影响温度， 也影响降水分布，如东西走向的喜马拉雅山阻挡了印度洋 的西南季风，致使南坡多雨，雪线为4400—4600米，北 坡降水量很少，雪线上升到5800—6000米。
粒雪盆
粒雪盆 雪线以上的区域，从天空降落的雪和从山坡上滑下的雪，容易 在地形低洼的地方聚集起来。由于低洼的地形一般都是状如盆地，所以冰 川学上称其为粒雪盆。 粒雪盆是冰川的摇篮。聚积在粒雪盆里的雪，经过一系列变质作用， 逐渐变成颗粒状的粒雪。 成冰过程可以分为雪的沉积、粒雪化及成冰作用3个阶段。 新雪落地一般都十分松软，孔隙很大，其密度为0.01—0.1克/立方厘米，最 小的甚至只有0.004克/立方厘米。即每立方米只有4公斤重，新雪堆积具有 成层性等特性。
4、黄土有多种特性，下列第（ ）种不是 A、质地均一 B、富含碳酸钙 C、结构疏松 D、层理发育 5、黄土沟间地貌继承了各种埋藏古地貌形态， 下列（ ）种不是。 A、黄土塬 B、黄土梁 C、黄土峁 D、黄土碟
第七章 冰川与冰缘地貌
Glacial and periglacial landforms
就世界范围来说，雪 线是由赤道向两极降 低的。珠穆朗玛峰北 坡雪线高度在6000米 左右，而在南北极， 雪线就降低在海平面 上。雪线是冰川学上 一个重要的标志，它 控制着冰川的发育和 分布。只有山体高度 超过该地的雪线，每 年才会有多余的雪积 累起来。年深日久， 才能成为永久积雪和 冰川发育的地区。
现在:面积为1622多万km2，占陆地的11%(10%)左右;体积 约为2600万km3。占全球淡水的69%。全部融化可使洋面 上升60多米。冰期时:可达世界陆地面积的1/3(32%)。海面 降低120余米古冰川作用的地区和现代冰川发育地区，地表 都经受冰川强烈的塑造，形成一系列冰川地貌。此外，冰 川进退或积消引起海面升降和地壳均衡运动，还使海陆轮 廓发生较大的变化。
导致冰川运动的力源主要是重力和压力。取决于底 床坡度而流动叫重力流，多见于山岳冰川；取决于 冰面坡度而流动叫压力流，多见于大陆冰盖。
冰川运动速度大小，主要依靠以下因素：
冰川或冰面坡度：坡度越大越有利于
冰川运动。 冰川厚度：雪线附近冰川最厚，运动 速度也最大, 冰川体中部运动速度大 于外侧。 时间：冰川运动速度夏季大于冬季， 白昼大于夜晚。
（2）冷型冰川(cold glaciers)。在极地或温带某些山岳冰川中，不仅冰
川活动层的温度很低，恒温层内温度也明显低于冰融点温度。冰体直到 很大深度都是负温，主体温度常在-1℃～-10℃以下。冰川里几乎没有融 水可起润滑作用，所以冰川运动慢，一般年运动速度为30～50 米。雪 线较高，冰舌高居在森林带以上，进退幅度小，冰川地质作用强度较弱。 此类冰川主要分布在极地地区和温带大陆性气候下的中、低纬山地。我 国西部和中亚高山冰川大多属此类型。
十九世纪初叶，在阿尔卑斯山上，有几个登山者不幸被雪崩 掩埋在ห้องสมุดไป่ตู้川粒雪盆里。当时有个冰川工作者推测说，过四十 年后这几个人的尸体将在冰舌前出现。果然不出所料，四十 三年后，这几个不幸者的尸体在冰舌前出现了，登山者同伴 中的幸存者很快把尸体辨认出来。 l827年，有个地质工作者在阿尔卑斯山的老鹰冰川上修筑了 一座石砌小屋。十三年后，发现这座小屋向下游移动了1428 米。小屋本身是不会移动的，原来是小屋的地基-冰川向下运 动，把小屋捎带着一起移动了。
在高纬度和高山地区，气候寒冷，年平均温度多处于0℃以下，地 表常被冰雪覆盖或埋藏着多年冻土。冰雪地区的主要外力作用是 冰川作用，由冰川作用所成的地貌称为冰川地貌。冻土的主要外 力作用是融冻作用，以融冻作用为主所形成的一系列地质、地貌 现象总称为冻土地貌。在许多文献中把冻土地貌称为“冰缘地 貌”。“冰缘”原指冰川边缘地区。
世界主要冰川区大冰川的概略运动速度
第二节 冰蚀作用与冰蚀地貌
一、冰蚀作用(Glacial erosion)
纯粹的冰川不具备侵蚀能力，因为冰的硬度很低，冰在不同温度下 的硬度为：0℃，1～2；-15℃，2～3；-40℃，4；-50℃，6。另外， 冰在长期受力时，容易发生流变，0℃冰的抗压强度为2kg/cm2， 即22米深处的冰已经处于可塑状态，遇到基岩突起只能绕过。冰川 所以具有侵蚀力、能侵蚀地表，主要靠冰中所含的岩石碎块（冰碛 (qì )）。特别是冰川底部的石块突出时，就成为铁犁和锉刀一样的 有力工具。冰碛石越大，突出冰外的部分（角、棱）越小，刻蚀力 量越大。
1、多向风作用下所形成的风积地貌类型主要是（ ） A、新月形沙丘 B、纵向沙垄 C、金字塔沙丘 D、盾形沙堆 2、在主次两种风向作用下所形成的风积地貌类型主 要是（ ） A、盾形沙堆 B、新月形沙丘链 C、新月形沙丘垄 D、金字塔沙丘 3、干旱荒漠按照地貌与地表组成物质不同，可分为 除（ ）以外的多种类型。 A、岩漠 B、戈壁 C、沙漠 D、盐碱