第五节冰川与冰缘地貌

第五节冰川与冰缘地貌唐古拉山鸟瞰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一、雪线与冰川冰★全球85％的淡水资源以冰川的形式贮存，其分布面积约占陆地面积的10％，总体积达2.6×107km3，若全部融化可使海平面上升66m。1、雪线是固态降水的零平衡面，即常年积雪区的下界。在雪线处：年降雪量＝年消融量；雪线以上：年降雪量＞年消融量；雪线以下：年降雪量＜年消融量。补充：冰川的形成★雪线的分布高度雪线的分布高度取决于气温高低与降雪量大小，还受地形因素的影响。◆受气温分布控制，全球雪线高度最高不在赤道，而是在亚热带高压带，如南美安第斯山雪线高达6400m（世界最高）。在赤道非洲为4500——5200m，阿尔卑斯山降低至2400——3200m，而北极则只有100——300m。◆受降雪量控制，喜马拉雅山南坡的雪线高度约4600m，其北坡则升高至约5500m；◆受坡向影响，天山北坡雪线高度为3500——3900m，南坡为3900——4200m。雪线天山雪莲1天山雪莲2•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2、冰川冰◆新降的雪呈片状、星状、针状、枝状、柱状、轮柱状和不规则状等，具骸晶形态。当骸晶形态完全消失而成为大体圆球状雪粒，称之为粒雪。雪与粒雪晶粒之间的孔隙，与大气相连通。在变质成冰过程中，总的趋向是密度不断增大，孔隙率不断降低。新雪的密度只有0．05—0．07克／立方厘米，而粒雪的密度已增至0．4—0．8克／立方厘米。一旦孔隙完全封闭成气泡，与大气不相通，则认为粒雪变成了冰川冰。此时，冰的密度达0．83-0．91克／立方厘米。雪花积雪冰川冰的密度冰川冰二、冰川的类型按照冰川的形态和规模，可分为大陆冰川和山岳冰川两大类。1、大陆冰川又叫大陆冰盖，也称极地冰盖，简称冰盖，是不受地形约束而发育的冰川。习惯上把超过50000km2面积的冰川才当作冰盖。主要有：南极冰盖（1380万km2）；格陵兰冰盖（170万km2）。南极冰盖1南极冰盖2格陵兰冰盖破冰航行2、山岳冰川山岳冰川是完全受地形约束而发育的冰川。主要分布于中低纬高山地带，在亚洲山区尤其发育。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。◆根据冰川形态、发育阶段和地貌特征的差异，山岳冰川可再分为：悬冰川（＜1km2）、冰斗冰川（数km2）、山谷冰川、山麓冰川（极地或高纬）、平顶冰川（是山岳冰川与大陆冰盖的一种过渡类型，发育在起伏和缓的高原和高山夷平面上，故又名高原冰川或高山冰帽）。悬冰川冰斗冰川横断山脉山谷冰川祁连山七一冰川云南梅里雪山的明永冰川山麓冰川平顶冰川一、冰川地貌（一）冰川作用冰川通过冻融和运动实现对地表物质的侵蚀、搬运、堆积的作用就是冰川作用。1.冰川作用的方式：冰川是改造地球表面形态的巨大力量，其塑造地貌的过程主要是通过冰川运动实现的。2.冰川运动的速度A.冰川运动的速度很慢，每年从数十米～数百米。B.冰川各个部分运动的速度不一致，从粒雪盆出口到冰舌上部这一段速度最快。在横剖面上中部最快，冰川表面运动速度最快，底部最慢。C.速度夏快冬慢，昼快夜慢。山谷冰川垂直分带与冰川运动正在运动的冰川3.冰川运动的组成冰川运动是由可塑带的流动和底部的滑动组成的。而冰川滑动是产生侵蚀作用的根本原因。4.冰川作用的分类（1）侵蚀作用：刨蚀（磨蚀）作用：冰川滑动过程中，其底部所含的岩石碎块不断锉磨冰川床，就是～。拔蚀作用：冰川下因节理发育而松动了的岩块的突出部分，可能和冰冻结在一起，冰川移动时把岩石拔出带走，这就是～。拔蚀和磨蚀•（2）搬运作用：能力巨大。大陆冰川可把大片基岩从原地搬走。（德国北部波罗的海南部平原的8km2岩块）。•（3）堆积作用：随着冰川的衰退，冰川携带的冰碛物相应地被堆积下来的作用。5.运动冰碛：冰川通过刨蚀、拔蚀、雪崩、冰崩和山坡上的块体运动获得的大量碎屑物质。被冰川携带而下，叫～。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，两只冰川会合则形成中碛。环绕冰舌末端的叫终碛（前碛）。冰碛石磨圆度极差，表面布满擦痕。冰碛杂乱堆积的冰碛物明永冰川冰川的搬运明永冰川表碛（细）明永冰川表碛（粗）明永冰川表碛与侧碛侧碛与终碛表碛侧碛内碛中碛底碛终碛（二）冰川地貌冰斗、槽谷（U形谷）、峡湾、刃脊、角峰、羊背石、卷毛岩、冰川磨光面、悬谷、冰川三角面等。1.冰蚀地貌：1）冰斗：冰斗是一种环以陡峭岩壁、呈半圆形剧场形状或圈椅状的洼地。冰斗按其分布位置可分为：谷源冰斗和谷坡冰斗两类。【古冰斗具有指示（古）雪线的作用】冰川消亡后的空冰斗冰斗（天山，8月）古冰斗（太白山太白池）冰斗湖1.冰蚀地貌：2）相邻而朝向相反的谷源冰斗壁后退，可形成极尖峭的角峰。而谷坡冰斗后退常使山脊形状锋锐，成为刃脊。角峰的形成角峰冰斗冰斗、刃脊、角峰角峰与刃脊角峰（喜马拉雅山）刃脊阿尔卑斯山角峰1.冰蚀地貌：3）U形谷（槽谷）：是由冰川过量下蚀和展宽形成的典型冰川谷，两侧一般有平坦谷肩，横剖面近似U形。U形谷底因岩性差异，软弱岩层处形成冰盆，坚硬岩层处形成冰坎。4)大陆冰流、岛屿冰盖或山谷冰川入海处，因冰床蚀低，冰川消亡后将成为峡湾。因此，峡湾是冰川槽谷的一种特殊形式。5)冰川悬谷：U形谷谷坡上发育的支冰川，因其侵蚀能力远逊于主冰川，其谷底常比主谷高数十米至一二百米，这类谷地被称为冰川悬谷。U形谷U形谷2托木尔峰地区的U形谷冰川悬谷2.冰川谷和峡湾•冰川谷又称U形谷或槽谷，它的前身大部分是山地上升前的河谷，以后由冰川切割V形河谷而成。•峡湾分布在高纬度沿海地区，这里沿冰期前河谷发育的山谷冰川，其下游入海后仍有较强的侵蚀能力，继续刷深、拓宽冰床；冰期后，受海浸影响，形成两侧平直、崖壁峭拔、谷底宽阔、深度很大的海湾，称为峡湾或峡江。挪威海岸有一个峡湾长达220千米，南美巴塔哥尼亚海岸的峡湾深度达1288米。挪威盖朗厄尔峡湾吉兰格峡湾峡湾3新西兰悬冰川冰斗与峡湾澳洲6)羊背石：槽谷底部比较坚硬的岩石表面，在冰川运动过程中被冰体挟带的砾石摩擦，布满平行擦痕，成为冰川磨光面。特别坚硬的岩石则形成羊背石。冰斗湖冰斗湖地形2.冰碛地貌：冰川遗留的各种堆积物总称。主要有冰碛丘陵、侧碛堤、终碛堤、鼓丘等几种类型。1）冰碛丘陵：是冰川消融后表碛、中碛、内碛沉落于底碛上形成的起伏不平的地面形态，冰碛厚度由数米至百余米不等。2）侧碛：是分布于冰川两侧，通常比冰面高的垄状或长堤状冰碛物。3）终碛：是冰舌末端较长时期停留在同一位置，逐渐形成的半环形冰碛堤。4）鼓丘：是一种主要由冰碛物组成的、数十米高、数百米长的流线型丘陵，长轴与冰流方向平行，迎冰面陡而背冰面缓，与侵蚀形态的羊背石相反。侧碛堤终碛堤与终碛垄终碛堤鼓丘鼓丘的平面图鼓丘3.冰水堆积地貌主要有冰水扇和冰水河谷沉积平原、季候泥、冰砾阜阶地、锅穴、蛇行丘等几类。1）冰下河道挟带大量沙砾从冰舌末端排出，在平原上展开为辫状水系而形成的坡度较大的扇形地，称为冰水扇。在山谷中则形成冰水河谷沉积平原。2）季候泥（纹泥）：是冰水湖泊由于季节变化，接纳的冰水沉积物由颗粒粗细和颜色深浅的差别而形成的。3）锅穴：是冰水平面上因死冰融化地表下陷而形成的一种圆形洼地，直径数米～数十米。4）蛇行丘：是大陆冰盖下封闭水道中的沙砾物质组成的狭长曲折的高地，短的仅有数十米，最长的可达几百公里。蛇形丘4.冰面地貌冰川表面因受褶皱、断裂、冰床坡度变化、差别消融、流水侵蚀等影响而形成的地貌形态。主要有冰瀑、冰裂隙、冰川弧拱、冰面河、冰面湖、冰蘑菇、冰塔林等。1）山谷冰川由冰斗或粒雪盆进入U形谷时，由于冰床坡度陡峻，就形成冰瀑。2）冰瀑与冰舌上的宽深达几十厘米到几十米、呈横向、纵向或放射状分布的裂隙，就是冰裂隙。3）冰面融水积聚于冰川表面洼地即形成冰面湖，切割冰面形成冰面河。4）冰面的差别消融致使冰川舌下部形成高数米至数十米的冰塔林。5）大漂砾保护其下部冰体不受消融，则形成冰蘑菇。冰褶皱冰面地貌冰瀑布冰蘑菇冰塔林冰面河冰面湖冰面裂隙(蒲建辰摄)冰蘑菇冰塔冰芽冰障冰面阻塞湖冰洞冰墙冰下河冰钟乳泰山之巅，石柱林立－－古冰缘地貌二、冰缘地貌（冻土地貌）•在中低纬高山高原和高纬、极地区，气温低而降水量少的地方，地温常处于零温或负温，水分渗入土中后，上部发生周期性冻融，下部则长期处在冻结状态，这就是【多年冻土】。由于多年冻土层的存在而产生的一系列独特的地貌，称为冰缘地貌或冻土地貌。•（一）冻土的一般概念•凡处于零温或负温，并含有冰的各种岩体或土体，称为【冻土】。温度状况相同但不含冰的，则称【寒土】。二、冻土的分类(冻结时间长短)（一）季节冻土冬季冻结，夏季全部融化，发生周期性冻融（二）多年冻土常年冻结（持续冻结3年），仅在夏季冻土表层融化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：衔接多年冻土、不衔接多年冻土多年冻土：连续、不连续冻土带；融区、贯通融区、非贯通融区。（二）冻土的分布规律及厚度变化1.纬度地带性（从极地到低纬）（1）年平均地温升高（2）多年冻土的厚度逐渐减薄，以致完全消失（3）永冻层顶面埋深逐渐增加（4）由连续多年冻土带过渡到不连续多年冻土带（分散的冻土块体－岛状冻土）2.垂直地带性分布（从低海拔到高海拔）（1）地温越低，厚度越大（2）永冻层顶面深度越浅五、影响冻土发育的其他因素（除高度和纬度之外）（一）气候的影响1.大陆性半干旱气候较有利于冻土的形成，而温暖湿润的海洋性气候不利于冻土的形成2.纬度和高度相同的条件下，大陆性半干旱气候区的冻土比海洋性气候区的冻土要厚（二）岩性和含水量的影响1.粗颗粒土（砂土），导热率高，易透水，含水量小，不利于冻土的形成，所形成的冻土埋藏深且薄2.细颗粒土（粘土），导热率低，不易透水，含水量高，有利于冻土的形成，所形成的冻土埋藏要浅且较厚（三）地形的影响随海拔增高，季节融化深度减小，阳坡比阴坡形成的冻土埋藏深且薄；坡向对冻土发育的影响还随坡度减小而减弱（四）植被和雪盖植被可以起到阻止土壤热量散失，减少地面受热，从而使冻土上限深度减小；雪盖的作用随积雪厚度和形成时间而不同。薄层、夏季积雪对地表起冷却作用，有利于冻土的发育；厚层、冬季积雪对地表起保温作用，对冻土生成不利。冻土的演化，主要受温度的控制。•3.地下冰：地下冰的存在是冻土最基本的特征。冻土中的地下冰可以分为：组织冰、洞脉冰、埋藏冰等。土层中的水分冻结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。含水量较少的粗砾松散沉积物在没有水分迁移的情况下快速冻结形成的，称为胶结冰。含水量较多的粗粒松散沉积物在水分迁移作用下缓慢冻结形成的，称为分凝冰。•洞脉冰：地表水注入土、岩垂直裂隙和洞穴冻结形成的。分为脉冰和洞穴冰2种。由于地表水周期性注入，因而在裂隙中多次重复冻结，这样形成的冰叫做复脉冰（冰楔）。•掩埋冰：地表冰体被堆积物掩埋后形成的。我国冻土面积为215万km2，占我国面积的22.3％，主要分布于黑龙江省北部和我国西部海拔3500m以上的高原(青藏、帕米尔)和高山地区。•5.冻土中的液态地下水：多年冻土区的地下水可分为冻结层上水、冻结层间水和冻结层下水三类。深层地下冰冻融作用•1、冻融作用•（1）冻融风化•冻土中的水分因温度周期性变化而引起冻结和融化的交替出现，造成地面土（岩）层破碎松解，这种作用称为冻融风化。•作用：冻融风化，形成大量碎屑物质，并可产生冰楔、土楔、沙楔。•（2）融冻扰动•一般发出于多年冻土的活动层内。当活动层与每年冬季自地表向下冻结时，由于底部水冰冻层的阻挡作用，使其中未冻结的融土层（含水土层）在上下与冻结层的挤压作用下，发生塑性变形，形成各种大小不一，形成各异的融冻褶皱（冰卷泥）。•（3）冻融泥流•一般的发生在数～10余度的斜坡上。当冻土层上部解冻时，融水使主