地貌学 第五章 冰川地貌

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1、第五章 冰川地貌在高纬及高山地区，气候寒冷，年平均温度在0c以下，大气降水主要呈固态形式，形成终年不化的积雪。当积累量大于消融量时的，积雪逐年 增厚，在本身的重压和其它一系列物理过程作用下，逐渐变成微兰色透明 的的冰川冰。冰川冰是多晶固体，具有塑性，并沿着斜坡或在冰层自身的 压力作用下缓慢的流动和滑动。这种运动的冰体就叫冰川。世界上现代冰川约占陆地面积的 10%，集中了全球 85%的淡水资源。 全部融化可以使海洋面上升66 米。冰川是塑造地表形态的巨大外力之一。冰川进退引起海平面升降和地 壳均衡运动。冰川流经地区由于受冰川的侵蚀、搬运和堆积作用，一旦冰 川消失或退缩，形成一系列独特的冰川地貌。

2、第一节 冰川作用一、冰川的形成冰川形成在雪线以上，一个地区的高度如果没有超过雪线，就不可能 有冰川。（一）雪线山区积雪随着季节而变化，冬季积雪区扩大，积雪高度也下降，夏季 积雪区缩小，积雪高度也上升。在气候变化不大的若干年内，每年最热月 积雪区的下限总是上升和回复到大体同一海拔高度，因而在这个高度以上 成为多年积雪区，以下为季节积雪区。其间的界限叫雪线。雪线处的年降雪量等于年消融量。雪线处降雪与消融的平衡可以是悬殊极大的绝对值。在降雪量较小的 地区，需要较低的负温才能使积累量和消融量达到平衡；而在降雪量较大 的地区，需要较高的温度才能使积累量和消融量达到平衡。如降雪和消融 100mm 与 10

3、00mm 的平衡，其温度变化差异很大。发育在降水稀少的大陆性气候地区的冰川，称为 大陆性冰川，大陆冰 川收入少，支出也少，积累量和消融量都很低，消融的主要方式是蒸发和 升华，活动性弱。发育在降水丰沛的海洋性气候地区的冰川成为 海洋性冰 川，海洋性冰川收入多，支出也多，积累量和消融量都很高，消融的主要 方式是融化，活动性强。影响雪线的主要因素有温度、降水和地形。1温度：多年积雪的形成首先取决于近地面空气层的温度是否长期保持在0C以下，气温随高度和纬度升高而逐渐降低。温度越高，雪线越高，温度 越低雪线越低。如赤道非洲雪线高度（乞力马扎罗山）为45705425m, 阿尔卑斯山为24003200m,北

4、极地区只有100300m。2降水量：一般固态降水越多，雪线越低；固态降水越少，雪线越高。因 而全球高度最高处不在赤道，而在亚热带高压带。如南美洲安第斯山脉雪 线高度达6400m，为世界最高雪线。冰雪的积累最有利的气候条件是海洋 性气候。因为它有丰富的降水量，可以获得足够的补给，具有凉爽的夏季， 不利于冰雪的融化。由于南半球气候的海洋性比北半球强，所以，雪线高 度比北半球相应纬度的低。在青藏高原相同纬度上，海洋性冰川雪线也比 大陆性冰川雪线低1000米左右。3地形：地形地貌对雪线高度的影响主要表现在山势、坡向等方面。陡峻 的山地，不利于冰雪的积累与保存，雪线位置相对较高；阴蔽的凹地或平 缓的地势

5、，有利于冰雪的积累，雪线位置较低。北半球南坡雪线位置比北 坡高，如天山北坡雪线高度35003900米，而南坡39004200米。但也 有因为地形对降水的影响而对雪线高度产生影响，可以出现南坡雪线高度 低于北坡的情况，如喜马拉雅山南坡雪线44004600米，北坡为58006000 米。（二）成冰过程降雪在地面要经过一系列作用才能形成冰川冰。1首先，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

6、形，这个过程叫圆化过程。同时使小晶体逐渐被大晶体吞并，晶体数目逐 渐减少，体积增大，这个过程叫聚合再结晶过程，一般多发生在负温条件 下。当温度接近融点时则通过再结晶作用使晶体逐渐合并。由雪花变为 粒 雪化过程分为两类：一是冷型粒雪化作用，全过程无融化及再冻结现象， 如在南极地区便是这样。粒雪化过程缓慢，雪粒细小，常不及1.0mm。二 是暖型粒雪化作用，中低纬度山地冰川属于这种类型。由于温度较高，出 现融化及再结晶过程，粒雪化过程快，雪粒较大。在我国大陆性冰川上常 见到的粒雪粒径可达0.5cm。粒雪的密度一般为0.50.8g/cm3,与冰川冰的 区别在于它有连通的孔隙，可透水，易重新分散成颗粒状

7、态。2其次是由粒雪进一步变为冰川冰的过程。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。以上是成冰作用初期形成的原生沉积变质冰，分布于冰川的表层；绝 大部分冰川冰是冰川流动过程中，在压力的作用下形成的次生动力变质冰。 这种冰

8、具有一般变质岩的共同特点，如片理、褶皱及晶体的定向排列等。二、冰川类型冰川冰是冰晶的聚合体。在低温条件下，冰晶体相互之间结合十分紧 密。但当接近融点时，冰川冰就显得不稳定，呈现出冰、水、汽三相并存 格局，这是冰川之所以能塑性变形的原因。因此，只要一定厚度的冰川冰 结合地表或冰面具有适当的坡度，在压力与重力的作用下，冰体就能向雪 线以下地区缓慢流动，伸出冰舌，形成冰川。雪线以上是冰川的积累区，雪线以下是冰川的消融区。一条冰川的积 累量等于消融量，冰川保持不变，末端位置稳定；如果积累量大于消融量， 冰川将因冰量增多而前进；如果积累量小于消融量，冰川将因冰量减少而 后退。这种积累和消融的对比关系叫冰

9、川的物质平衡。控制冰川物质平衡 变化的主要因素是气候。随着气候变化，冰川的物质平衡也发生变化，冰 川相应地改变着自己的规模、形态、末端位置和运动速度。但是，冰川反 映气候变化要落后一段时间，这与冰川的规模、性质和运动速度有关。一 般而言，物质循环速度快的海洋性冰川和规模较小的冰川反映气候变化比 较灵敏。丄按照冰川发育的气候条件和冰川温度状况，分为海洋型冰川和大陆型冰 川两种。海洋型冰川称暖冰川，发育在降水充沛的海洋性气候区，雪线在年降 水量20003000mm地区附近，冰川的形成以冻融再结晶成冰过程为主， 冰川的温度接近压力融点，液态水可从冰川表面分布到底部。海洋型冰川 运动速度快，一般为10

10、0m/a，最大达500m/a，这种类型的冰川侵蚀力强， 形成典型的冰川地貌。大陆型冰川称冷冰川，发育在降水少的大陆型气候区，雪线在年降水 量 1000mm 以下的区域，一般在海拔 500600m 的位置。冰川上部活动层 的厚度约0.51.0m,夏季温度可达0C,冰川主体的温度保持在-10-5C, 当融水向下渗入到低温的冰体时，迅速形成附加冰，称为冷渗透再结晶成 冰过程。由于大陆型冰川冰温低，补给少，冰川运动速度缓慢，约为 30 50m/a，冰川作用较弱，冰川地貌发育不及海洋型冰川典型。大陆型冰川雪 线位置高，有的在森林上限以上 1000m 的位置。丄按照冰川的形态、规模及其所处的地形条件可以把

11、冰川分为四种主要类 型。（一）山岳冰川主要分布于中低纬度地区，雪线高出海平面较多，冰川积累区不大， 因而冰川形态受地形限制严格。1悬冰川：这是山岳冰川中数量最多的一种，一般面积小于1 平方公 里，依附在山坡上。由于所在山头高出雪线不多，随气候变化易生易灭。2冰斗冰川：因其所在地形多为冰斗而得名。冰斗的规模差别大，大 的可达数平方公里以上，小的不及 1 平方公里。冰斗冰川都有一个陡峭的 后壁，常发生频繁的雪崩和冰崩，这是冰雪补给的一个重要来源。有时， 冰斗冰川有个短小的冰舌流出冰斗口。位于谷地源头的冰斗规模一般比较 大，周围还可以有次一级冰斗，这种冰川叫围谷冰川。3山谷冰川：当雪线下降时，在有利

12、的气候和补给条件下，冰斗冰川 迅速扩大，大量冰体从冰斗中溢出，进入山谷形成山谷冰川。山谷冰川以 雪线为界，有明显的冰雪积累区（粒雪盆）和消融区（冰舌）。 （二）大陆冰川主要发育在两极地区，由于面积广大和冰层巨厚，冰流不受下伏地形 限制，由中央向四周作放射状流动。冰流下常掩埋规模宏大的山脉和低于 海平面的盆地。如格陵兰和南极大陆冰盖。（三）高原冰川高原冰川是大陆冰川与山谷冰川的一种过渡类型，冰川下伏的是起伏 和缓的高地，向周围伸出许多冰舌。高原冰川也叫冰帽。如斯堪的纳维亚 半岛上的冰帽等。（四）山麓冰川当一条山谷冰川或几条山谷冰川从山地流出，在山麓带扩展或汇合成 一片广阔的冰原，叫山麓冰川。如阿

13、拉斯加有许多山麓冰川。山麓冰川是山岳冰川向大陆冰川转化的中间环节，当雪线下降时山岳 冰川先联合成山麓冰川，山麓冰川向平原扩大并逐渐掩盖山地，分水岭不 再是冰川的高起部分，于是冰川摆脱地形限制，成为大陆冰盖。三、冰川作用（一）冰川运动冰川都有运动，运动速度缓慢。每年前进几米到几百米。如天山冰川 运动速度为1020m/a。但也有突然前进的，如咯喇昆仑山的南坡几条小冰 川 1953 年 3 月 21 日突然前进，汇合成一条大的山谷冰川在库西亚谷地流 动， 6 月 11 日才停止，整个库西亚谷地被占据，冰舌还进入斯塔克河谷， 使该河流阻塞。在不到3 个月的时间里冰川前进了12 千米，平均每天运动 11

14、3米，每小时达4.7 米。这种冰川叫波动冰川，是特殊类型的冰川，运动 不受气候变化控制。冰川运动主要通过冰川内部的塑性变形和块体滑动来实现。冰川运动 速度大小主要受冰川厚度、冰川下伏地形坡度、冰川表面坡度等因素控制冰川运动速度在冰川的各个部分是不一样的，较快的是在冰川的中部， 即从粒雪盆地出口到冰舌的最上部雪线附近， 因为这里冰川最厚，由 此向上游和下游都逐渐变薄。横穿冰舌，运动速度最快的是在冰川的中部 冰川通过陡坡常形成冰瀑布，这里运动速度最快，由于拉伸作用，冰面布 满裂纹。冰川运动速度随季节变化，一般夏季快于冬季，白天快于晚上， 因为夏天和白天冰川融水多，经裂隙及边缘渗入冰床，使冰川底部润

15、滑， 因此运动速度加快。一般夏季冰川运动速度比年平均运动速度快 20% 80%；冬季慢 20%50%。冰川冰受力后容易发生塑变，这种力主要来源于冰川自身的重力，因 此，一般规模较大的冰川可以分为上部的脆性带和下部的塑性带。裂隙的 深度一般很少超过3050m，这说明这个深度以下的冰川处于塑性状态， 破裂面容易闭合，主要以流变方式来消除应力。冰川的流动就发生在这个 带中，表面的脆性带是被底下的可塑带拖着前进的。对小冰川而言，塑性 流动常不明显，冰川运动主要靠基底滑动。冰川运动速度，以表面最快， 向底部逐渐递减，因为冰川底部存在摩擦阻力。冰川的运动是由可塑带的流动和底部的滑动两部分组成的。在中低纬

16、度地区，由于冰融水活跃，滑动占总运动量的 20%80%。高纬度地区尽 管以可塑带的流动为主，但也有滑动。南极地区虽然温度很低，但底部基 本接近或处于压力融点，冰川的滑动是可能的。一条冰川是否以滑动（块 状运动）运动为主，可以从冰川横剖面上流速的分布看出。如果以滑动运 动为主，冰川两侧运动最慢，中部流速几乎是齐头并进；如果以流动运动 为主，则中央流速最快。冰川滑动不仅表现为沿谷床的块状运动，还有冰川内部的相互滑动， 最常见的是冰舌部分的逆掩断层。由于下游冰舌消融变薄，速度降低，上 游运动速度较快的冰体向前推挤，沿破裂面发生滑动。冰川运动的速度及末端的进退，往往反映了冰川物质平衡的变化。当 冰川的积累量与消融量处于平衡时，冰川稳定。随着气候的变化，若固态 降水增多，冰川积累量加大，就会导致冰川流速变快，冰舌末端向前推进 相反，若冰川补