《冰川地貌》课件.ppt

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1、地地地地 貌貌貌貌 学学学学黄黄黄黄 华华华华 芳芳芳芳第七章第七章 冰川与冰缘地貌冰川与冰缘地貌 在在高高纬纬度度和和高高山山地地区区，气气候候寒寒冷冷，在在年年平平均均温温度度0以以下下的的地地方方，地地表表常常被被冰冰雪雪覆覆盖盖或或埋埋藏藏着着多多年年冻冻土土。全全世世界界冰冰川川分分布布约约占占陆陆地地的的10%，多年冻土约占陆地的多年冻土约占陆地的24%。我我国国的的冰冰川川、冰冰缘缘作作用用区区面面积积估估计计225万万平平方方公里公里，占全国总面积的，占全国总面积的23%以上。以上。冰冰川川冻冻融融作作用用强强烈烈塑塑造造着着地地表表形形态态，引引起起了了一一系系列列地地质质、

2、地地貌貌过过程程，产产生生了了各各种种类类型型的的冰冰川川地貌。地貌。现现代代冰冰川川是是宝宝贵贵的的自自然然资资源源，有有“固固体体水水库库”的作用。是大陆淡水的重要来源之一。的作用。是大陆淡水的重要来源之一。第一节第一节 冰川的形成与演化冰川的形成与演化 一、雪线与成冰作用一、雪线与成冰作用（一）雪线（一）雪线 常常年年积积雪雪区区的的下下界界，叫叫做做雪雪线线。冰冰川川形形成成于于雪雪线线之之上上的的常常年年积积雪雪区区，在在那那里里全全年年的的积积雪雪不不会会完完全全融融化化，而而逐逐年年得得到到积积累累，从从而而为为冰冰川川的的发发育育创创造了前提条件。造了前提条件。雪雪线线是是固固

3、态态降降水水的的零零平平衡衡线线。雪雪线线处处的的年年降降雪雪量量与与消消融融量量相相等等。雪雪线线以以上上全全年年冰冰雪雪的的补补给给大大于于消融；雪线以下情况相反。消融；雪线以下情况相反。雪线分布的高度各地不同，主要取决于气候和地雪线分布的高度各地不同，主要取决于气候和地貌的综合作用。貌的综合作用。气候气候的影响表现在：的影响表现在：a.a.温度越高，雪线越高；温温度越高，雪线越高；温度降低，雪线也降低度降低，雪线也降低(夏季高于冬季，低纬区高于高夏季高于冬季，低纬区高于高纬区）。纬区）。b.b.雪线位置还与降水量有关，一般固体降雪线位置还与降水量有关，一般固体降水量越多，雪线越低；固体降

4、水量越少，雪线越高水量越多，雪线越低；固体降水量越少，雪线越高（因此，全球最高的雪线不在赤道，而在亚热带高因此，全球最高的雪线不在赤道，而在亚热带高压带压带）。）。最有利于冰雪积累的是海洋性气候。因为它有丰最有利于冰雪积累的是海洋性气候。因为它有丰富的降水量，可以获得足够的补给；夏季凉爽，不富的降水量，可以获得足够的补给；夏季凉爽，不利于冰雪融化。反之，干燥大陆性气候就不利于冰利于冰雪融化。反之，干燥大陆性气候就不利于冰雪的堆积。由于南半球气候的海洋性程度较北半球雪的堆积。由于南半球气候的海洋性程度较北半球为强，所以雪线高度比相应纬度的北半球要低。为强，所以雪线高度比相应纬度的北半球要低。地貌

5、对雪线的影响主要表现为山势、坡向等方地貌对雪线的影响主要表现为山势、坡向等方面。陡峻的山地不利于冰雪积累，雪线高；荫蔽的面。陡峻的山地不利于冰雪积累，雪线高；荫蔽的凹地或平缓的山势有利于冰雪的堆积，雪线较低。凹地或平缓的山势有利于冰雪的堆积，雪线较低。对于北半球而言，南坡和西坡日照强，冰雪消融量对于北半球而言，南坡和西坡日照强，冰雪消融量大，雪线高；东坡和北坡的雪线较低。大，雪线高；东坡和北坡的雪线较低。但是，由于地形对雪线的影响主要是通过气候但是，由于地形对雪线的影响主要是通过气候来作用的，因此，有时可以出现南坡雪线高于北坡来作用的，因此，有时可以出现南坡雪线高于北坡的情况。如喜马拉雅山阻挡

6、了湿润的印度西南季风，的情况。如喜马拉雅山阻挡了湿润的印度西南季风，其南坡降水丰富，雪线高度就比北坡低。其南坡降水丰富，雪线高度就比北坡低。（二）成冰作用（二）成冰作用 固态降水落到雪线以上的地区，在一定的条件固态降水落到雪线以上的地区，在一定的条件下得到保存，形成下得到保存，形成雪盖雪盖。与此同时，在结构上会。与此同时，在结构上会发生一系列的复杂变化过程，才能产生冰川冰。发生一系列的复杂变化过程，才能产生冰川冰。（1 1）新雪降落地表后，在升华再结晶作用下，）新雪降落地表后，在升华再结晶作用下，雪花棱角很快消失、变圆，成为雪花棱角很快消失、变圆，成为雪粒，雪粒，并使粒雪并使粒雪层发生沉陷作用

7、。层发生沉陷作用。（2 2）随着雪层加厚，下部粒雪层受压增大，密度）随着雪层加厚，下部粒雪层受压增大，密度增高，升华再结晶作用被重结晶作用取代，使各增高，升华再结晶作用被重结晶作用取代，使各晶粒相互紧密结合，就形成了晶粒相互紧密结合，就形成了块状冰川冰块状冰川冰。在寒冷的高纬度区，成冰过程缓慢，在中纬度在寒冷的高纬度区，成冰过程缓慢，在中纬度高山区，夏季温度较高，冰雪融化再冻结，能够高山区，夏季温度较高，冰雪融化再冻结，能够加速成冰作用。加速成冰作用。粒粒 雪雪 盆盆冰川冰是冰晶的聚合体。在低温条件下，冰晶间冰川冰是冰晶的聚合体。在低温条件下，冰晶间结合紧密，但当接近融点时，冰川冰就不稳定，结

8、合紧密，但当接近融点时，冰川冰就不稳定，呈现冰、水、汽三相并存局面，这也是冰川能够呈现冰、水、汽三相并存局面，这也是冰川能够实现塑性变形的原因。实现塑性变形的原因。冰川冰在适当的坡度条件下，在压力与重力的作冰川冰在适当的坡度条件下，在压力与重力的作用下，就会向雪线以下的地区缓慢流动，伸出用下，就会向雪线以下的地区缓慢流动，伸出冰冰舌舌，形成，形成冰川冰川。在冰川运动的过程中，又使冰川冰形成新的特征，在冰川运动的过程中，又使冰川冰形成新的特征，原先的冰雪成层性逐渐消失，不断转化为块状透原先的冰雪成层性逐渐消失，不断转化为块状透明的冰川冰，并可产生褶皱、断裂等构造变形，明的冰川冰，并可产生褶皱、断

9、裂等构造变形，即由原来的即由原来的沉积变质冰沉积变质冰转化为转化为动力变质冰动力变质冰。冰冰 舌舌 二、冰川的运动二、冰川的运动冰冰川川能能够够运运动动，这这是是区区别别于于其其它它自自然然界界冰冰体体的的最最主主要要特特点点。但但冰冰川川运运动动速速度度缓缓慢慢，一一般般每每年年数数十十米到数百米。肉眼不易察觉。米到数百米。肉眼不易察觉。冰冰川川运运动动是是通通过过冰冰川川内内部部的的塑塑性性变变形形和和块块体体滑滑动动来来实实现现的的。冰冰川川塑塑变变的的力力源源来来自自于于本本身身的的重重力力。一一般般，大大的的冰冰川川主主要要通通过过脆脆性性破破裂裂和和塑塑性性变变形形来来运运动动，而

10、而小小冰冰川川的的运运动动主主要要依依靠靠基基底底滑滑动动来来实现。实现。冰冰川川运运动动方方式式还还取取决决于于温温度度变变化化，温温度度高高，有有利利于于塑塑性性变变形形，但但也也增增大大了了基基底底滑滑动动作作用用；温温度度低低，冰冰与与冰冰床床冻冻结结好好，滑滑动动不不利利，多多发发生生冰冰内内剪切作用。剪切作用。冰冰 褶褶 皱皱冰冰 裂裂 缝缝消融区消融区积累区积累区冰后隙冰后隙侵蚀区侵蚀区搬运区搬运区堆积区堆积区内碛内碛表碛表碛终碛终碛消融碛消融碛雪线雪线山谷冰川运动山谷冰川运动冰川运动的速度大小，主要取决于冰床或冰面冰川运动的速度大小，主要取决于冰床或冰面坡度与冰川厚度。冰床或冰

11、面坡度大，冰川运动坡度与冰川厚度。冰床或冰面坡度大，冰川运动速度也大。在雪线附近，一般冰川厚度最大，运速度也大。在雪线附近，一般冰川厚度最大，运动速度最快。向上游或下游，随着厚度减小，运动速度最快。向上游或下游，随着厚度减小，运动速度减慢。动速度减慢。冰川运动速度还随时间而变化，一般夏天快、冰川运动速度还随时间而变化，一般夏天快、冬天慢，白天快、夜间慢，但变化幅度较小。冬天慢，白天快、夜间慢，但变化幅度较小。冰川运动速度及末端的进退，往往反映冰川冰川运动速度及末端的进退，往往反映冰川物质平衡的变化。当冰川积累量与消融量相等物质平衡的变化。当冰川积累量与消融量相等时，冰川稳定；当冰川积累量大于消

12、融量时，时，冰川稳定；当冰川积累量大于消融量时，冰川前进，雪线下降；当消融量大于积累量时，冰川前进，雪线下降；当消融量大于积累量时，冰缘后退，雪线上升。冰缘后退，雪线上升。三、冰川类型及其演化三、冰川类型及其演化冰冰川川形形态态、类类型型多多样样。按按照照冰冰川川发发育育规规律律、运运动动性质及所处地貌条件，分为性质及所处地貌条件，分为山岳冰川山岳冰川与与大陆冰川大陆冰川。（一）山岳冰川（一）山岳冰川主主要要分分布布于于中中、低低纬纬高高山山地地区区。山山岳岳冰冰川川发发育育于于雪雪线线以以上上的的常常年年积积雪雪区区，沿沿山山坡坡或或谷谷槽槽呈呈线线状状向向下下缓缓慢慢流流动动。根根据据冰冰

13、川川形形态态，发发育育阶阶段段和和地地貌貌特特征征，山山岳岳冰冰川川可可进进一一步步分分出出：悬悬冰冰川川、冰冰斗斗冰冰川川、山山谷谷冰冰川川、山麓冰川、平顶冰川山麓冰川、平顶冰川1.1.悬冰川悬冰川 一般仅呈斑点状悬挂依附在山坡上，一般仅呈斑点状悬挂依附在山坡上，冰川规模小，冰体厚度薄。悬冰川对气候变化反冰川规模小，冰体厚度薄。悬冰川对气候变化反应灵敏，容易形成，也容易消亡。应灵敏，容易形成，也容易消亡。2.2.冰斗冰川冰斗冰川 广泛分布于各个冰川区。冰川规模广泛分布于各个冰川区。冰川规模不大。它的源头是一个形似围椅的洼地，其后壁陡峭，不大。它的源头是一个形似围椅的洼地，其后壁陡峭，朝向山坡

14、一面开口，常为冰坎所阻，冰体越过冰坎呈朝向山坡一面开口，常为冰坎所阻，冰体越过冰坎呈舌状溢出。冰斗底部的海拔高度与雪线的高度近于一舌状溢出。冰斗底部的海拔高度与雪线的高度近于一致。致。3.3.山谷冰川山谷冰川 冰川沿谷地呈线状分布。它规模比冰川沿谷地呈线状分布。它规模比悬冰川、冰斗冰川大。以雪线为界，山谷冰川具有明悬冰川、冰斗冰川大。以雪线为界，山谷冰川具有明显的冰雪积累区和消融区，分别表现为粒雪盆和长大显的冰雪积累区和消融区，分别表现为粒雪盆和长大冰舌。规模大者，可呈树枝状。冰舌。规模大者，可呈树枝状。4.4.山麓冰川山麓冰川 由巨大的山谷冰川流出山口，在山由巨大的山谷冰川流出山口，在山麓地

15、带冰舌扩展或汇合，形成宽广的冰体，叫山麓麓地带冰舌扩展或汇合，形成宽广的冰体，叫山麓冰川。冰川。5.5.平顶冰川平顶冰川 是一种过渡类型冰川，它分布于起伏是一种过渡类型冰川，它分布于起伏和缓的高原或高山夷平面上，又称高原冰川或冰帽。规和缓的高原或高山夷平面上，又称高原冰川或冰帽。规模差别大。冰面上有时又山峰出露，边缘常有冰舌伸出。模差别大。冰面上有时又山峰出露，边缘常有冰舌伸出。冰川运动性质具有向大陆冰川过渡的特点。冰川运动性质具有向大陆冰川过渡的特点。（二）大陆冰川（二）大陆冰川 分布于南极、格陵兰等地。大陆冰川规模最分布于南极、格陵兰等地。大陆冰川规模最大，面积达大，面积达10106 6k

16、mkm2 2，冰川厚度超过千米，南极冰，冰川厚度超过千米，南极冰层最大厚度层最大厚度4267m4267m。冰川外形凸起呈盾状或饼状。冰川外形凸起呈盾状或饼状覆盖，故又称冰盾或冰盖。大陆冰川的中央为覆盖，故又称冰盾或冰盖。大陆冰川的中央为冰雪积累区，边缘为消融区。大陆冰川运动主冰雪积累区，边缘为消融区。大陆冰川运动主要依靠冰川自身巨大厚度产生的压力，自中心要依靠冰川自身巨大厚度产生的压力，自中心向四周运动，往往不受地貌的制约。向四周运动，往往不受地貌的制约。南极大陆冰川南极大陆冰川南极冰河南极冰河南极冰湖南极冰湖南极生命南极生命地衣与苔藓地衣与苔藓冰川发育规模主要取决于雪线以上积雪区的大小冰川发

17、育规模主要取决于雪线以上积雪区的大小及固态降水量的多寡。及固态降水量的多寡。气候变冷湿或地体上升时，气候变冷湿或地体上升时，雪线以上的常年积雪雪线以上的常年积雪区不断扩大，在地势低洼的地方或沟谷区先后发育区不断扩大，在地势低洼的地方或沟谷区先后发育了悬冰川、冰斗冰川和山谷冰川。各冰川不断增长，了悬冰川、冰斗冰川和山谷冰川。各冰川不断增长，山谷冰川将逐步延伸扩展，运动至山麓地带形成山山谷冰川将逐步延伸扩展，运动至山麓地带形成山麓冰川。麓冰川。同时，源头冰体继续扩大，溢出分水岭，各类冰同时，源头冰体继续扩大，溢出分水岭，各类冰川逐步结合，形成大冰帽（平顶冰川）川逐步结合，形成大冰帽（平顶冰川）,继

18、续发展，继续发展，将向大陆冰川过渡。将向大陆冰川过渡。冰川的衰退，主要是由于气候变化使冰雪积累量冰川的衰退，主要是由于气候变化使冰雪积累量减小而消融量增大造成。减小而消融量增大造成。冰川退缩，大陆冰川向山冰川退缩，大陆冰川向山岳冰川退化，相互结合的冰川系统开始分化为山谷岳冰川退化，相互结合的冰川系统开始分化为山谷冰川、冰斗冰川和悬冰川等等。继续退化可使冰川冰川、冰斗冰川和悬冰川等等。继续退化可使冰川完全消失。完全消失。第二节第二节 冰蚀作用与冰蚀地貌冰蚀作用与冰蚀地貌一、冰蚀作用一、冰蚀作用 冰川对地表具有很大的侵蚀破坏能力。冰川对地表具有很大的侵蚀破坏能力。从冰源河流与一般河流含沙量分析，冰

19、川从冰源河流与一般河流含沙量分析，冰川侵蚀力为河流的几倍到几十倍。侵蚀力为河流的几倍到几十倍。冰川侵蚀包括冰川侵蚀包括挖蚀作用挖蚀作用和和磨蚀作用磨蚀作用。它。它与冰川区其它自然因素结合，共同塑造了与冰川区其它自然因素结合，共同塑造了各种冰蚀地貌类型。各种冰蚀地貌类型。冰川的冰川的挖蚀作用挖蚀作用，主要因冰川自身的重量和，主要因冰川自身的重量和冰体的运动，象推土机一样把松动的石块挖起，冰体的运动，象推土机一样把松动的石块挖起，并与冰冻结在一起带走。它形成的冰碛物比较并与冰冻结在一起带走。它形成的冰碛物比较粗大。大陆冰川作用区的大量漂砾，一般是冰粗大。大陆冰川作用区的大量漂砾，一般是冰川挖蚀作用

20、的产物。川挖蚀作用的产物。冰川的冰川的磨蚀作用磨蚀作用是由冰川对冰床产生的巨大压是由冰川对冰床产生的巨大压力所引起的。通过冰川的运动，可促使底部石块力所引起的。通过冰川的运动，可促使底部石块的压破磨碎，再加有挖蚀作用产生的碎块，冻结的压破磨碎，再加有挖蚀作用产生的碎块，冻结于冰川底部，成为冰川磨蚀冰床的工具，从而形于冰川底部，成为冰川磨蚀冰床的工具，从而形成了较细的冰碛物。在磨光面上可见冰川擦痕、成了较细的冰碛物。在磨光面上可见冰川擦痕、磨蚀沟和新月形裂隙。磨蚀沟和新月形裂隙。冰流方向冰流方向磨蚀磨蚀带节理的基岩带节理的基岩挖蚀挖蚀加速加速减速减速冰冰冰川对基岩的磨蚀和挖蚀作用冰川对基岩的磨蚀

21、和挖蚀作用二、冰蚀地貌二、冰蚀地貌 （一）冰斗、刃脊与角峰（一）冰斗、刃脊与角峰 冰斗冰斗是分布较广的冰川地貌。它三面为是分布较广的冰川地貌。它三面为陡壁所围，朝坡下有缺口，外形呈围椅状。陡壁所围，朝坡下有缺口，外形呈围椅状。由冰斗壁、盆地和冰斗出口处的冰坎所组由冰斗壁、盆地和冰斗出口处的冰坎所组成。冰斗进一步扩展，或谷地源头数个冰成。冰斗进一步扩展，或谷地源头数个冰斗汇合时，冰坎往往不明显或消失，这种斗汇合时，冰坎往往不明显或消失，这种地貌叫地貌叫围谷围谷，或称，或称冰窖冰窖。冰冰 斗斗冰冰 斗斗冰斗形成于雪线附近的积雪洼地。冰斗形成于雪线附近的积雪洼地。随着温度的变随着温度的变化，冻融作用

22、反复进行，裂隙水的相态变化加速了岩化，冻融作用反复进行，裂隙水的相态变化加速了岩石崩解破碎。这些碎屑物质通过融冻泥流缓慢向下运石崩解破碎。这些碎屑物质通过融冻泥流缓慢向下运动，并导致凹地不断扩大，冰斗底部日趋平坦，其后动，并导致凹地不断扩大，冰斗底部日趋平坦，其后壁开始形成。当凹地中冰雪堆积量增大形成冰川时，壁开始形成。当凹地中冰雪堆积量增大形成冰川时，冰斗后壁的挖蚀作用将使斗壁后退、变陡，而底部由冰斗后壁的挖蚀作用将使斗壁后退、变陡，而底部由于冻融和磨蚀将被拓宽和加深。在其出口处形成冰坎。于冻融和磨蚀将被拓宽和加深。在其出口处形成冰坎。当冰川消退时，冰斗底部往往积水形成冰斗湖。当冰川消退时，

23、冰斗底部往往积水形成冰斗湖。由于由于冰斗底部高度与雪线近于一致，所以常用古冰斗推断冰斗底部高度与雪线近于一致，所以常用古冰斗推断古雪线高度。古雪线高度。随着冰斗的进一步扩大，斗壁后退。朝向下随着冰斗的进一步扩大，斗壁后退。朝向下坡的缺口增大，向冰蚀谷地演化；同时两个冰坡的缺口增大，向冰蚀谷地演化；同时两个冰斗或谷地间的脊岭不断变窄，最后形成薄而陡斗或谷地间的脊岭不断变窄，最后形成薄而陡峻、刀刃状的峻、刀刃状的锯齿山脊，称为锯齿山脊，称为刀脊刀脊。当不同方。当不同方向的数个冰斗后壁后退，发展成为棱角状的陡向的数个冰斗后壁后退，发展成为棱角状的陡峻山峰，叫做峻山峰，叫做角峰角峰。珠峰的角峰与刀脊珠

24、峰的角峰与刀脊刀脊刀脊与与角峰角峰（二）冰川谷和峡湾（二）冰川谷和峡湾 冰川谷冰川谷是冰川作用最明显的冰蚀地貌类型之一。是冰川作用最明显的冰蚀地貌类型之一。它大部分承袭并强烈改造以前的河流谷地。冰川它大部分承袭并强烈改造以前的河流谷地。冰川谷平直、宽阔，谷坡陡峻，谷底平缓，横剖面呈谷平直、宽阔，谷坡陡峻，谷底平缓，横剖面呈U U形或槽形，形或槽形，故冰川谷又称故冰川谷又称 U U 形谷或槽谷形谷或槽谷。冰川谷的源头往往不在冰斗的后壁，而是在冰冰川谷的源头往往不在冰斗的后壁，而是在冰斗冰坎的较低边缘处，呈一陡壁与谷底相连，叫斗冰坎的较低边缘处，呈一陡壁与谷底相连，叫做做槽谷首壁槽谷首壁。谷坡两侧

25、一般具有明显的。谷坡两侧一般具有明显的谷肩谷肩和和冰冰蚀三角面蚀三角面。冰冰 川川 谷谷槽谷首壁槽谷首壁冰冰 川川 谷谷谷肩谷肩冰蚀三角面冰蚀三角面冰川谷的宽度自上游向下游逐步变窄。冰川谷的宽度自上游向下游逐步变窄。冰川谷在纵剖面上常呈阶梯状下降。冰坎与冰冰川谷在纵剖面上常呈阶梯状下降。冰坎与冰盆在槽谷中交替出现。冰川消退时，留下一系列盆在槽谷中交替出现。冰川消退时，留下一系列串珠状的湖泊。串珠状的湖泊。峡湾峡湾分布在高纬度沿海地区，冰期前为沿构造分布在高纬度沿海地区，冰期前为沿构造破碎或岩性软弱地带发育的河谷；冰期时，谷地破碎或岩性软弱地带发育的河谷；冰期时，谷地被冰川所覆，其下游即使在海面

26、以下，也能继续被冰川所覆，其下游即使在海面以下，也能继续刷深、拓宽冰床；冰期后，受海侵影响，形成两刷深、拓宽冰床；冰期后，受海侵影响，形成两侧平直、崖壁陡峭、谷底宽阔、深度很大的海湾，侧平直、崖壁陡峭、谷底宽阔、深度很大的海湾，称为峡湾。称为峡湾。（三）羊背石（三）羊背石 羊背石羊背石是由冰蚀作用形成的石质小丘，特别在是由冰蚀作用形成的石质小丘，特别在大陆冰川作用区，石质小丘往往与石质洼地、湖大陆冰川作用区，石质小丘往往与石质洼地、湖盆相伴分布，犹如羊群伏于地面，故称盆相伴分布，犹如羊群伏于地面，故称羊背石羊背石。羊背石平面呈椭圆形，两坡不对称，迎冰面以羊背石平面呈椭圆形，两坡不对称，迎冰面以

27、磨蚀为主，坡度平缓，常倾向上游，表面许多擦磨蚀为主，坡度平缓，常倾向上游，表面许多擦痕；背冰面以冻融风化、挖蚀作用为主，形成表痕；背冰面以冻融风化、挖蚀作用为主，形成表面参差不齐的陡坡。羊背石的长轴方向与冰川运面参差不齐的陡坡。羊背石的长轴方向与冰川运动方向一致。动方向一致。冰川运动方向冰川运动方向羊背石羊背石羊背石的发育羊背石的发育砾石砾石羊羊 背背 石石第三节第三节 冰川搬运、堆积作用与冰川搬运、堆积作用与 冰川堆积地貌冰川堆积地貌一、冰川的搬运与堆积一、冰川的搬运与堆积 冰川不仅具有很大的侵蚀力，还具有强冰川不仅具有很大的侵蚀力，还具有强大的搬运能力。被冰川搬运的、不加分选大的搬运能力。

28、被冰川搬运的、不加分选的碎屑物质，统称为的碎屑物质，统称为冰碛物冰碛物。冰碛物中的。冰碛物中的巨大石块叫巨大石块叫漂砾漂砾。运动中的冰碛物，根据它们在冰川中分布的位置不同，运动中的冰碛物，根据它们在冰川中分布的位置不同，可有不同名称。可有不同名称。出露在冰川表面的叫出露在冰川表面的叫表碛表碛，有向下游增多的趋势有向下游增多的趋势。位于冰川两侧的叫位于冰川两侧的叫侧碛侧碛。当两条或数条冰川相互汇合时，相邻冰川的侧碛就合当两条或数条冰川相互汇合时，相邻冰川的侧碛就合并，分布于冰川中部向下延伸，叫并，分布于冰川中部向下延伸，叫中碛中碛。携带在冰川底部的冰碛叫携带在冰川底部的冰碛叫底碛底碛。包含在冰川

29、内部的叫包含在冰川内部的叫内碛或里碛内碛或里碛。位于冰川边缘前端、冰舌末端的冰碛物叫位于冰川边缘前端、冰舌末端的冰碛物叫前碛或终碛前碛或终碛冰冰 碛碛 物物底碛底碛表碛表碛冰冰 碛碛 物物侧碛侧碛中碛中碛冰冰 碛碛 物物终碛终碛内碛内碛冰川具有强大的搬运能力，可搬运上万吨的巨冰川具有强大的搬运能力，可搬运上万吨的巨大漂砾，并且具有逆坡搬运能力。大漂砾，并且具有逆坡搬运能力。随着冰川的消退，冰川搬运的各种冰碛物就发随着冰川的消退，冰川搬运的各种冰碛物就发生堆积，即由运动冰碛物转化为消融堆积冰碛物，生堆积，即由运动冰碛物转化为消融堆积冰碛物，形成各种冰碛地貌。形成各种冰碛地貌。二、冰碛物的基本特征

30、二、冰碛物的基本特征冰碛物是一种由砾、砂、粉砂和粘土组成的混冰碛物是一种由砾、砂、粉砂和粘土组成的混杂堆积。杂堆积。结构疏松，粒度差别悬殊，分选差；结构疏松，粒度差别悬殊，分选差；砾石磨圆度差，颗粒多呈棱角、半棱角状。砾石磨圆度差，颗粒多呈棱角、半棱角状。砾石表面常有磨光面、钉头擦痕、压坑或压裂等砾石表面常有磨光面、钉头擦痕、压坑或压裂等冰蚀作用痕迹；冰蚀作用痕迹；冰碛物的矿物成分与冰川源头和冰床基岩一冰碛物的矿物成分与冰川源头和冰床基岩一致；致；冰碛物一般缺乏层理构造。冰碛物一般缺乏层理构造。三、冰碛地貌三、冰碛地貌1.冰碛丘陵冰碛丘陵 冰川消融后，原来随冰川运动的表冰川消融后，原来随冰川运

31、动的表碛、中碛和内碛物将坠落于底碛之上，形成高低起碛、中碛和内碛物将坠落于底碛之上，形成高低起伏的冰碛丘陵。它们分布凌乱、大小不等。丘陵之伏的冰碛丘陵。它们分布凌乱、大小不等。丘陵之间经常出现宽浅的湖沼洼地。在大陆冰川区分布广间经常出现宽浅的湖沼洼地。在大陆冰川区分布广泛，高差较大，可大数十米至数百米；在山岳冰川泛，高差较大，可大数十米至数百米；在山岳冰川区，规模较小，高差一般数米到数十米。区，规模较小，高差一般数米到数十米。冰冰 碛碛 丘丘 陵陵冰冰 碛碛 丘丘 陵陵2.侧碛堤侧碛堤 随着冰川的消退，原来聚集于随着冰川的消退，原来聚集于冰川两侧边缘的大量碎屑物质出露地表，形冰川两侧边缘的大量

32、碎屑物质出露地表，形成了与冰川流向平行的长条状冰碛堤岗叫做成了与冰川流向平行的长条状冰碛堤岗叫做侧碛堤。一般高度为数十米左右。其源头在侧碛堤。一般高度为数十米左右。其源头在雪线附近，下游与终碛相连。雪线附近，下游与终碛相连。侧碛堤与谷坡之间经常为线状低地，有侧碛堤与谷坡之间经常为线状低地，有小型流水及其堆积。侧碛堤有时为多列式，小型流水及其堆积。侧碛堤有时为多列式，反映了冰川衰退的阶段性。反映了冰川衰退的阶段性。侧侧 碛碛 堤堤3.终碛垄终碛垄 它分布于冰川前缘地带，系它分布于冰川前缘地带，系由终碛物组成的弧形垄状地形。终碛垄两由终碛物组成的弧形垄状地形。终碛垄两坡不对称，内坡缓，外坡陡，相对

33、高度因坡不对称，内坡缓，外坡陡，相对高度因地而异。大陆冰川的终碛垄长度大，高度地而异。大陆冰川的终碛垄长度大，高度一般数十米，有时被后期流水切割，形成一般数十米，有时被后期流水切割，形成一系列孤立小丘；山岳冰川的终碛垄长度一系列孤立小丘；山岳冰川的终碛垄长度小，但高度有时可达数百米以上。在其内小，但高度有时可达数百米以上。在其内侧低地，有时积水成湖。侧低地，有时积水成湖。终终 碛碛 垄垄4.鼓丘鼓丘 是是主要由冰碛物组成的一种流主要由冰碛物组成的一种流线形残丘。平面上呈蛋形，长轴与冰流方线形残丘。平面上呈蛋形，长轴与冰流方向一致。一般高度数米至数十米，长度多向一致。一般高度数米至数十米，长度多

34、为数百米。鼓丘内有时含有基岩核心，形为数百米。鼓丘内有时含有基岩核心，形如羊背石，它局部出露于迎冰坡，或完全如羊背石，它局部出露于迎冰坡，或完全被冰碛物覆盖。鼓丘在大陆冰川中多见，被冰碛物覆盖。鼓丘在大陆冰川中多见，在山岳冰川中少。鼓丘两坡不对称，迎冰在山岳冰川中少。鼓丘两坡不对称，迎冰坡陡，背冰坡缓。坡陡，背冰坡缓。鼓鼓 丘丘四、冰水堆积地貌四、冰水堆积地貌 冰水堆积是指冰川消融径流或冰川边缘冰水堆积是指冰川消融径流或冰川边缘水流所产生的堆积物。它们大多是冰碛物水流所产生的堆积物。它们大多是冰碛物经冰雪融水的再搬运、再堆积而成。故具经冰雪融水的再搬运、再堆积而成。故具有一定的分选性、磨圆度和

35、层理构造，但有一定的分选性、磨圆度和层理构造，但有保存着条痕石等部分冰川作用痕迹，故有保存着条痕石等部分冰川作用痕迹，故又称层状冰碛。又称层状冰碛。1.蛇形丘蛇形丘 是一种狭长，弯曲如蛇行的高地。是一种狭长，弯曲如蛇行的高地。主要由略具分选的冰水砂砾堆积物组成，夹有冰主要由略具分选的冰水砂砾堆积物组成，夹有冰碛透镜体，砂砾有一定磨圆度，发育冲刷、充填碛透镜体，砂砾有一定磨圆度，发育冲刷、充填构造，形成交错层理和水平层理。蛇形丘两坡对构造，形成交错层理和水平层理。蛇形丘两坡对称，大小不等，一般高度称，大小不等，一般高度4050m，长数公里。，长数公里。延伸方向与冰川运动方向基本一致。延伸方向与冰

36、川运动方向基本一致。蛇形丘有多种成因，一种是冰下隧道堆积，蛇形丘有多种成因，一种是冰下隧道堆积，还有一种是冰前三角洲建造节节后退造成。还有一种是冰前三角洲建造节节后退造成。蛇蛇 形形 丘丘2.冰砾阜、冰砾阜阶地和锅穴冰砾阜、冰砾阜阶地和锅穴 冰碛阜冰碛阜是一种圆形或长条形的冰水堆积丘陵。是一种圆形或长条形的冰水堆积丘陵。它是由冰面或冰川边缘湖泊、河流中的冰水沉积它是由冰面或冰川边缘湖泊、河流中的冰水沉积物因冰体融化、沉积物倒塌堆积而成。主要由粉物因冰体融化、沉积物倒塌堆积而成。主要由粉砂、砂和细砾组成。冰碛阜常夹有冰碛透镜体，砂、砂和细砾组成。冰碛阜常夹有冰碛透镜体，上覆薄层冰碛物。冰碛阜一般

37、凌乱地或成群地分上覆薄层冰碛物。冰碛阜一般凌乱地或成群地分布在冰川作用的前缘地带，大小不等，边坡较陡。布在冰川作用的前缘地带，大小不等，边坡较陡。冰冰 砾砾 阜阜冰碛阜阶地冰碛阜阶地冰水砂砾冰水砂砾层组成，形如河流阶地，层组成，形如河流阶地，呈长条状分布于河流谷地呈长条状分布于河流谷地两侧。它是由冰川边缘的两侧。它是由冰川边缘的冰水沉积，在其与原冰川冰水沉积，在其与原冰川接触一侧，因冰体融化失接触一侧，因冰体融化失去支撑而坍塌，从而形成去支撑而坍塌，从而形成了阶梯状陡坎，沿槽谷两了阶梯状陡坎，沿槽谷两壁伸展。阶地面平坦，尾壁伸展。阶地面平坦，尾端常与冰水扇相连。端常与冰水扇相连。锅穴是锅穴是分

38、布于冰水沉积分布于冰水沉积区内的圆形洼地。它是由区内的圆形洼地。它是由冰水沉积物中携带的埋藏冰水沉积物中携带的埋藏冰块融化后，使得原冰块冰块融化后，使得原冰块上部和周围的碎屑物质失上部和周围的碎屑物质失去支持、塌陷而成。锅穴去支持、塌陷而成。锅穴常与冰砾阜伴生，个体规常与冰砾阜伴生，个体规模较小，直径大者可达数模较小，直径大者可达数十米。十米。3.冰水扇、冰水平原和冰水三角洲冰水扇、冰水平原和冰水三角洲 冰水河流流出冰川前端冰水河流流出冰川前端或切过终碛堤后，地势展或切过终碛堤后，地势展宽、变缓，冰水携带的碎宽、变缓，冰水携带的碎屑物质大量沉积，形成了屑物质大量沉积，形成了顶端厚、向外变薄的扇

39、形顶端厚、向外变薄的扇形冰水堆积体，叫冰水堆积体，叫冰水扇冰水扇。多个冰水扇相互连接，多个冰水扇相互连接，就形成了起伏平缓的冰水就形成了起伏平缓的冰水裙或裙或冰水平原冰水平原。当冰水河流进入冰水湖当冰水河流进入冰水湖泊时，坡度减小，水流泊时，坡度减小，水流展宽，流速降低，就形展宽，流速降低，就形成小型成小型三角洲沉积三角洲沉积。三。三角洲垂向上具有三个层角洲垂向上具有三个层序，顶部由砾质砂组成，序，顶部由砾质砂组成，具交错层理；前积层物具交错层理；前积层物质较细，具波状层理；质较细，具波状层理；底积层为细纱和粉砂，底积层为细纱和粉砂，以水平层理为主，夹波以水平层理为主，夹波状层理。状层理。冰水

40、湖冰水湖的三角洲沉积，经常与湖心的纹泥沉积相的三角洲沉积，经常与湖心的纹泥沉积相伴生。在春夏季节，冰雪融化将大量较粗的碎屑物伴生。在春夏季节，冰雪融化将大量较粗的碎屑物质带入湖泊沉积，粒径自湖泊边缘向中央递减，颜质带入湖泊沉积，粒径自湖泊边缘向中央递减，颜色较浅；球冬季节，冰雪融化骤减，悬浮于湖水中色较浅；球冬季节，冰雪融化骤减，悬浮于湖水中的粘土颗粒缓慢沉积，颜色较深，从而形成了粗细的粘土颗粒缓慢沉积，颜色较深，从而形成了粗细相间、色调浅深交替的相间、色调浅深交替的季候泥季候泥，又称，又称纹泥纹泥。它可以。它可以用来推算沉积物的形成年代和沉积速率，一粗一细用来推算沉积物的形成年代和沉积速率，

41、一粗一细两层代表一年的沉积。两层代表一年的沉积。第四节第四节 第四纪冰期第四纪冰期一、古冰川活动证据的确定一、古冰川活动证据的确定 在地质历史上，随着全球气候的巨大波动，曾在地质历史上，随着全球气候的巨大波动，曾经发生过多次全球性的冰川作用。经发生过多次全球性的冰川作用。在冰期在冰期，冰川，冰川大规模增长和扩展，在大规模增长和扩展，在间冰期，间冰期，冰川则发生大规冰川则发生大规模消融和退缩，甚至消亡。模消融和退缩，甚至消亡。虽然在前寒武纪、石炭二叠纪和第四纪地层中虽然在前寒武纪、石炭二叠纪和第四纪地层中都发现了冰川作用的遗迹。但影响现代地貌形成都发现了冰川作用的遗迹。但影响现代地貌形成和发展的

42、主要是第四纪冰川作用。和发展的主要是第四纪冰川作用。自第三纪中新世以后，全球气候由温暖变为寒自第三纪中新世以后，全球气候由温暖变为寒冷，南极洲和格陵兰开始出现冰川。由于第四纪冷，南极洲和格陵兰开始出现冰川。由于第四纪气候继续下降，导致了全球大冰期的来临，发育气候继续下降，导致了全球大冰期的来临，发育了多次大规模的冰川作用。冰期时平均气温比现了多次大规模的冰川作用。冰期时平均气温比现在低在低5757。最大冰期时，世界大陆。最大冰期时，世界大陆1/31/3面积为冰面积为冰川覆盖。川覆盖。当时北半球有三个大陆冰川中心：当时北半球有三个大陆冰川中心：斯堪的纳斯堪的纳维亚冰盖；维亚冰盖；格陵兰和北美冰盖

43、；格陵兰和北美冰盖；亚洲北部亚洲北部冰盖。冰盖。第四纪冰川作用塑造了各种类型的地貌形态，第四纪冰川作用塑造了各种类型的地貌形态，这是研究古冰川的有力证据。第四纪以来，全球这是研究古冰川的有力证据。第四纪以来，全球很多地区经历了多次冰期、间冰期。我国就经历很多地区经历了多次冰期、间冰期。我国就经历了了鄱阳、大姑、庐山、大理鄱阳、大姑、庐山、大理四个冰期。四个冰期。由于冰川作用遗迹往往受到后期改造和破坏，由于冰川作用遗迹往往受到后期改造和破坏，这就给研究古冰川作用带来了困难，也引发出不这就给研究古冰川作用带来了困难，也引发出不少争论。因此，要结合古气候、古土壤、第四纪少争论。因此，要结合古气候、古

44、土壤、第四纪地层等多方面研究来寻找古冰川作用证据。地层等多方面研究来寻找古冰川作用证据。二、冰期的划分二、冰期的划分 第四纪是气候剧烈变动的时代，出现了多次冰期和间第四纪是气候剧烈变动的时代，出现了多次冰期和间冰期。对冰期的划分，地貌学上主要采用以下方法：冰期。对冰期的划分，地貌学上主要采用以下方法：1.1.冰碛物的岩性组合和风化程度冰碛物的岩性组合和风化程度 冰碛物岩性组合的差异反映了物质来源的变化。较早冰碛物岩性组合的差异反映了物质来源的变化。较早冰期形成的冰碛物多与山体外缘的岩性一致，而较晚冰冰期形成的冰碛物多与山体外缘的岩性一致，而较晚冰期的冰碛物多与山体内部的岩性一致。这与晚期冰期的

45、期的冰碛物多与山体内部的岩性一致。这与晚期冰期的溯源侵蚀作用有关。溯源侵蚀作用有关。较早冰期形成的堆积物风化程度较高，而较晚冰期形较早冰期形成的堆积物风化程度较高，而较晚冰期形成的冰碛物风化程度较低。成的冰碛物风化程度较低。2.2.间冰期沉积间冰期沉积 不同冰期的堆积物之间，经常夹有河流砾石层、不同冰期的堆积物之间，经常夹有河流砾石层、冰湖沉积或古土壤层等间冰期物质。冰湖沉积或古土壤层等间冰期物质。在间冰期湿热环境下堆积的古土壤中，常可形在间冰期湿热环境下堆积的古土壤中，常可形成高岭土白条或铁锰质结核，有时还含有温暖动成高岭土白条或铁锰质结核，有时还含有温暖动植物埋藏群。因此，根据冰期与间冰期

46、沉积物的植物埋藏群。因此，根据冰期与间冰期沉积物的接触关系可划分冰期。接触关系可划分冰期。另外，还可采用在新冰期堆积物中寻找老冰期另外，还可采用在新冰期堆积物中寻找老冰期堆积物包裹体的方法确定不同的冰期。堆积物包裹体的方法确定不同的冰期。3.3.冰川堆积地貌冰川堆积地貌 各期冰川堆积地貌的保存程度很不相同。一般各期冰川堆积地貌的保存程度很不相同。一般第四纪早期冰碛地貌形态多遭受破坏，而较晚时第四纪早期冰碛地貌形态多遭受破坏，而较晚时期的冰碛地貌则保留较好。期的冰碛地貌则保留较好。不同岩性、不同风化程度的冰碛物组成的高度不同岩性、不同风化程度的冰碛物组成的高度不同的冰碛阶地，可代表不同的冰期。不

47、同的冰碛阶地，可代表不同的冰期。终碛堤是划分冰期的重要标志。一般冰期形成终碛堤是划分冰期的重要标志。一般冰期形成的终碛堤较高大，构造复杂，但阶段性（冰川亚的终碛堤较高大，构造复杂，但阶段性（冰川亚期）的终碛堤则比较矮小，分布于冰期终碛堤的期）的终碛堤则比较矮小，分布于冰期终碛堤的内侧。内侧。4.4.冰蚀地貌冰蚀地貌 冰斗、槽谷和冰川刻划痕迹等标志，能反映冰川作冰斗、槽谷和冰川刻划痕迹等标志，能反映冰川作用的次数。用的次数。冰斗的底部高度与雪线相当，成层分布的冰斗表明冰斗的底部高度与雪线相当，成层分布的冰斗表明了气候的巨大变动。同时不同冰期的冰斗保存程度不了气候的巨大变动。同时不同冰期的冰斗保存

48、程度不同，晚期冰斗保存较好。但应当注意由于构造运动造同，晚期冰斗保存较好。但应当注意由于构造运动造成的冰斗高度的变化。成的冰斗高度的变化。冰川槽谷形态可指示冰期次数。前期冰川形成的槽冰川槽谷形态可指示冰期次数。前期冰川形成的槽谷，在间冰期经流水侵蚀形成峡谷；后期冰川在峡谷谷，在间冰期经流水侵蚀形成峡谷；后期冰川在峡谷的基础上修饰改造，形成下槽谷（槽形套谷）。的基础上修饰改造，形成下槽谷（槽形套谷）。古冰川遗迹古冰川遗迹冰臼冰臼古古 冰冰 川川 遗遗 迹迹古古 冰冰 川川 遗遗 迹迹第五节第五节 冰缘地貌冰缘地貌一、冻土及其分布一、冻土及其分布 由冻融作用产生的地貌叫由冻融作用产生的地貌叫冰缘地

49、貌。冰缘地貌。冰缘原指冰川边缘地带，现泛指不被冰川冰缘原指冰川边缘地带，现泛指不被冰川覆盖的气候严寒地区，大体与多年冻土范围覆盖的气候严寒地区，大体与多年冻土范围相当，部分季节冻土地区也发育着不同程度相当，部分季节冻土地区也发育着不同程度和类型的冰缘现象，所以冰缘地貌也叫冻土和类型的冰缘现象，所以冰缘地貌也叫冻土地貌。地貌。冻土是指处于冻土是指处于00以下，含有冰的土层或岩石，按以下，含有冰的土层或岩石，按其冻结时间的长短，可分为冬季冻结、夏季融化的季其冻结时间的长短，可分为冬季冻结、夏季融化的季节性冻土和常年不化的多年冻土两类。节性冻土和常年不化的多年冻土两类。冻土以地下最高地温冻土以地下最

50、高地温 0 0为界，分为上层为界，分为上层冬冻夏融冬冻夏融的活动层的活动层和下层和下层终年冻结的多年冻结层终年冻结的多年冻结层。上、下层冬。上、下层冬季冻结在一起，但由于上层的地温随气温而变化，每季冻结在一起，但由于上层的地温随气温而变化，每年冻结深度有所差别，因而，有时在活动层与多年冻年冻结深度有所差别，因而，有时在活动层与多年冻土层之间夹有薄层土层之间夹有薄层隔年融土或冻结层隔年融土或冻结层。多年冻结层的下界，主要取决于当地地温的高低。多年冻结层的下界，主要取决于当地地温的高低。全球冻土的分布具有明显的纬度和垂向分带性全球冻土的分布具有明显的纬度和垂向分带性 自高纬度向中纬度，多年冻土埋深