冰川作用

第十四章冰川的地质作用

冰川是指发生在陆地上,由大气固态降水演变而成的,通常处于运动状态的天然

冰体。它随气候变化而变化,但不是在短期内形成或消亡。雪线触及地面是发生冰

川的必要条件。因此,冰川是极地气候和高山冰雪气候的产物。

冰是水的一种形式。从地球演化过程来看,冰是地球物质分异最后的产物。作

为最轻的矿物之一,密度只有0.917g/cm3,比水的密度小。这一特点使它总是处在

地球的表面,在水体中则总是浮在水面。如果冰不具有这一物理性质,那么,在低温

条件下水体将一冻到底,对水生生物造成严重灾难。冰具有不稳定性,在目前地表

温度状况下,自然界的冰很容易发生相变。冰在地球上的分布非常广泛,上至

8~17km高的大气对流层上部,下至1500m深的地壳中都可以发现它的踪迹。广义

冰川学把冰的分布范围称为冰圈。冰川是冰圈的主体。在冰川分布地区,冰川改变

地表形态,形成独特的冰蚀地形,同时又把破坏下来的岩屑搬运至它处堆积。所以,

冰川是促使高纬地区和中、低纬地区地壳变化、发展的主要外动力。由古代冰川

地质作用形成的堆积物和地貌,是地质工作者研究的重要内容之一。

冰川是水圈的重要组成部分。冰川的扩张与缩小,影响到海面的升降。如果现

代冰川全部融化,海面将因此上升50m;即使仅是南极冰川全部融化,也足以使世界

海面升高20m。显然,海陆分布、大气环流、世界气候以及生物分布都将随着海面

的升降而变化。可见,冰川对地壳的地质作用和地表自然地理的影响是非常深刻

的。

第一节冰川的形成与类型

一.冰川的形成

1.雪线和雪原

对流层气温随高度和纬度的增加而降低,到达一定高度的高山地区和一定纬度

的高纬地区,气温经常在0℃以下,水份的降落和保存多处于固体状态。降雪不能在

一年之内全部融化或升华掉,便长年累月的积聚起来,形成终年积雪区,叫做雪原。

终年积雪区的下部界线称为雪线。在雪线附近,年降雪量大约等于年消融量;

雪线以上,降雪量大于消融量,形成冰雪的积聚。雪线高度与气温、降雪量、地形等

因素有关,所以各地雪线高度不同,总的规律是自赤道向两极迅速降低。

雪线高度在赤道非洲地区为5700~6000m,中纬度的阿尔卑斯山降低至

2400~3200m,再到高纬度的挪威更降低至1540m,而到北冰洋,雪线已接近海面。

局部地区的雪线高度与降雪量和地形有关。气候干燥使雪线位置升高。

20~30°地区的雪线普遍比赤道地区高。地形影响当地太阳辐射强度和气候。喜马

拉雅山雪线南坡高度为4400~4600m,北坡为5800~5900m。

2.冰川冰

成冰作用是指积雪转化为粒雪,再经过变质作用形成冰川冰的过程。

雪是一种晶体,而任何晶体都具有使其内部包含的自由能趋向最小,以保持晶体

稳定的性质,这就是最小自由能原则。晶体的自由能包括内应力和表面能两部分。

表面能的大小与晶体表面积成正比。圆球体是表面积最大的几何形体之一。在外

界环境条件稳定时,雪晶力图向球形体转变。这一过程称为自动圆化或粒雪化。

雪的圆化是通过固相的重结晶作用、气相的升华、凝华作用和液相的再冻结作用

三种方式来实现的。结果是消灭晶角、晶棱,填平凹处,增长平面,合并晶体,形态变

圆,雪花变为雪粒。

粒雪化过程可以分为冷型和暖型两类。前者没有融化和再冻结现象,过程缓慢,

雪粒直径通常不超过1mm;暖型粒雪化过程进行得较快,雪粒直径比较大。

粒雪中含有贯通孔隙,当其进一步变化,全部孔隙被封闭后就变成冰川冰。

成冰作用也分冷型和暖型两类

在冷型变质过程中,粒雪只能依靠其巨大厚度造成的压力加密而形成重结晶

冰。这种冰密度小,气泡多且气泡内的压力大。冷型成冰过程历时长,在南极中央,

成冰时间往往超过1000年,而成冰的深度至少需要200m。暖型成冰作用有融水参

与,并因融水数量不同而分别形成渗浸-重结晶冰、渗浸冰和渗浸-冻结冰。在粒雪

很薄而夏季气温较高时,粒雪可以完全融化,而后在冰川冷贮作用下,在冰川表面重

新冻结成冰。

由上述可知,重结晶、渗浸和冻结成冰。是成冰作用的三个基本类型;渗浸-重

结晶及渗浸-冻结作用则是两个过渡类型。

上述各种冰是成冰作用初期的原生沉积变质冰,它们仅仅分布于冰川表层。冰

川冰的绝大部分是沉积变质冰在运动中经受压力形成的动力变质冰。其中最常见

的是冰川塑性流动状态下形成的此生重结晶冰。动力变质冰具有一般变质岩的特

点,如片理、褶皱和冰晶的定向排列等。

3.冰川

冰川冰是浅蓝色、致密透明的冰层,比重0.9,在缓慢而又持久的压力下,具有

可塑性。只要冰川表明达到一定的坡度,冰川冰在上层压力和重力推动下,就从高

处流向低处,从而形成冰川。

二.冰川的类型

冰川个体规模相差很大,形态各具特征,生成时代前后不同,冰川性质和地质地

貌作用等也都不一致。因此,可根据不同标志划分冰川类型。通常按照冰川形态,

规模及所处地形把冰川分为山岳冰川、大陆冰川和山麓冰川。

1、山岳冰川

主要分布于中、低纬地区、由于雪线较高,积累区不大,因而冰川形态受地形

的严格限制。

特点:规模小;冰层薄;形成和运动主要受地形影响和限制。

山岳冰川按形态又可以分为:

(1悬冰川

数量最多,依附在山坡上,面积通常小于1km2,对气候变化的反映十分灵敏。

(2冰斗冰川

发育在冰斗中的冰川,面积1~10km2。都有一个陡峭的后壁,经常发生雪崩或冰

崩。谷地源头的冰斗规模一般比较大,周围还有第二级冰斗,为围谷冰川。

(3山谷冰川

在有利气候条件下,雪线下降,补给增加,冰斗冰川溢出冰斗进入山谷形成。流

到雪线以下山谷的冰流,叫做冰舌。它和两侧谷坡的界线很分明。

2.大陆冰川

又称冰盾或冰盖。冰期(末次冰盛期时大陆冰川占据广阔的面积,目前正处于

末次冰期间冰期,海面处于缓慢上升阶段,因此仅发育于两极地区。

特点:面积大,可达几百万km2;冰层厚,中部上千米,中原四周薄,呈盾形;运动不

受地形影响,由于压力使中心向四周缓慢运动。

3.山麓冰川

山麓冰川:数条山谷冰川在山麓扩展汇合成为广阔的冰原,叫做山麓冰川。它

是山岳冰川向大陆冰川转化的中间环节。

4.其它分类

还可以依据冰川的物理性质进行分类:

(1冰川的动力活动性

积极冰川、消极冰川和死冰川;

(2冰川温度状况

温冰川、冷冰川。

温冰川除表层在冬季可以暂时变冷外,整个冰川厚度大致接近于压力熔点,冰内

包含液态水,而且融水可以在全厚度内出现。融水湿润基床,增进冰川冰的滑动,相

对冷冰川而言,运动速度更大,侵蚀力量更大。

第二节冰川的分布

目前全球冰川面积约为1550×104km2,占陆地总面积的10%以上。冰川总体积

2400~2700×104km3。如果这些冰全部融化,将使世界洋面上升66m。

其中以南极洲和格陵兰最为重要,南极洲冰川面积占85%,而且全球冰总体积

约有91%在南极洲;格陵兰则占有全球冰川地区面积之12%,冰川体积则为总量

8%。

第三节冰川的运动特点

一.冰川为什么会流动

一方面是由于冰川冰具有可塑性,冰晶在压力下可以改变空间位置,故有流动的

可能性;二方面是冰川表面或冰床高度的不同,冰川冰在重力或压力驱使下自地面高

处(或冰厚处流向地面低处(或冰层薄处。山谷冰川受重力作用,从冰床高处流向冰

床低处。大陆冰川受压力作用,从冰层厚处(中心部分流向冰层薄处(边缘部分。

运动速度缓慢:通常肉眼难以观察冰川的运动,现冰川通过打桩来观察桩位的变

化。1959-1960珠峰北坡V=M-129m/y

南极的大陆冰川V=25M/y

冰体从南极大陆的中部运移到海岸需10万年。

二.影响冰川运动的因素

1.地面坡度

坡度越大则移动越快。

2.冰川厚度与温度:

冰层越厚则压力越大,动能越大,运动速度越快。温度较高时则冰的活动力较

强,移动较快。

3.地面的光滑度

地表越光滑则冰川移动阻力越小,移动越快;若地表面粗糙不平,则阻力较大,则

移动较慢。

4.融冰含量

若温度升高,一部分的的冰融化成水,则融冰含量增加,流动性增加,冰川移动较快

5.冰川携带岩石碎片的影响

冰川所携带岩石碎片越多,则压力越大,动能越强,移动越快。

冰川移动的速度,在同一冰川内各部位有差奇异,而在冰川不同部位将产生不同

形式的

运动,冰川的运动由内部流动和底部滑动两部份组成。在每一冰川的横切面,

其表面速度为在中央大于两侧,是因为冰川两侧受到两侧岩壁的阻力;同样的表面

冰移动也较其内部为快。一般而言,中间流动的速度较两侧为快,顶部较底部为快。

冰川的运动主要是由两个部份组成,一部份的运动是冰川内部的运动,由下到上

递增;另一部份的运动是冰川底部的滑动,称为“底滑”,是冰川底部因为融水的滑

润而在底岩上的滑动。在冰川的流动中,底滑的运动是大于冰川自己的内部运动

的。所以,冰川的运动主要是靠“底滑“。

冰川运动过程中的分带性:对每一冰川而言,均有一堆积带和消融带,由雪线分

隔,在雪线上冰积和冰融作用相等。如果冰川的增补量和耗损量恰能平衡,则冰川

就停留不再前进;如果增补量超过耗损量,则冰川向前移进;但如果耗损量超过增补

量,则冰川向后退却。冰川除了前后可以分为两带(即堆积带和消融带之外,冰川还

可分为上下两部份,上面部份较脆称为破裂带;下面部份承受上面的重量和压力,呈

现如可塑体般慢慢滑动称为流动带。另外,冰川的流动由于速度的变化而造成伸张

流和压缩流在冰川谷的坡度变缓的段落,冰层挤而加厚,形成压缩流;相反的,冰层发

生拉长,形成伸张流。

由于冰川下部的流体各处快慢不同,上层坚脆的冰体强度很低,加上山谷两侧谷

壁的摩擦力和冰川底下山谷地面的高低起伏地形,所以冰川表面发生许多冰隙。冰

隙是冰川中最明显、最丰富的构造,是上层坚脆冰体的脆裂当在下面的冰持续流动

下作用所造成的巨大裂缝。冰隙是张力的裂隙是由于冰川的不同运动所产生的。

冰川在不同的位置运动会产生不同的冰隙,一般来说冰隙主要包括有:

1.横向冰隙

当冰川运动时,冰川底部岩石高低不平,使冰川流动的速度不一,当冰川加速时

形成的伸张流会产生横向冰隙,横向冰隙与冰川流动的方向垂直。

2.边缘冰隙

冰川运动时,沿着山谷壁拉拖所产生的。

3.纵向冰隙

当冰川开始向外扩展,形成在冰川末端的冰隙,纵向冰隙与冰川流动的方向平

行。4.放射状冰隙

是产生在冰川的最外围,当冰川发展成圆形突出的部份所形成的。

由于冰川是固体流,在表面产生的冰裂隙,气温暖时,具冰裂隙的冰体发生差异融

化,裂隙处融化快,形成冰塔、冰牙、冰蘑等奇特现象,随气温进一步转暖则消失。

冰川流动的控制因素有冰层的厚度、温度、坡度的特性,河谷的形状和冰川中所

夹带的岩块和岩屑的多寡等。如果冰川底部和谷壁之间有一层融冰造成的水膜,对

冰川的流动可以有很大的帮助。不论冰川的流动受何种因素影响,冰川始终向前流

动。

三.冰川动力的性质与大小

冰川是一种固体流,它的动力性质完全是机械的。若与河流相比,如果它们质量

相同,因其流速缓慢,冰川的动力就小得多。但冰川厚度大于河流水深几倍甚至几

十倍,所以冰川同样拥有巨大的动能。

冰川在流动过程中以其巨大机械能破坏冰床岩石,并将破坏产物携带至它处堆

积的作用,即为冰川的地质作用。

第四节冰川的地质作用

冰川所形成侵蚀、搬运及沉积等作用称为冰川地质作用。

一.刨蚀作用方式

冰川的厚度大,对冰床有很大的压力,而且冰川中冻结着许多石块,在流动途中

会破坏冰川岩石。冰川对地面的破坏称为刨蚀作用,它完全是机械的,并且力量巨

大。

1.挖掘作用

冰川以冰床基岩中挖出粗大岩块的作用称挖掘作用。它是冰川在流动时将冰

床底部及两侧岩石掘起并带走的一种作用。冰川以巨大的压力从冰床上流过的时

候,足以使脆性岩石和裂隙发育的岩石破碎,尤其是冰床上突起的基岩更易被拔起、

挖掉、推走。被冰川压碎、拔起的岩屑旋即被冰融水再冻结时附着在冰川上一道

流动。

盛行于冰床基岩裂隙中的寒冻风化作用,促使裂隙扩大,更加剧了挖掘作用的进

行。因此,挖掘作用盛行于冰床地形有显着起伏和冰床岩石裂隙发育的地方。据

观察,冰床基岩凸起处的背流面挖掘作用最强烈,经挖掘作用改造的背婉面基岩粗糙

不平。

结果:类似于河流的下蚀作用,加深冰床,增大纵比降。

2.锉磨作用

冻结在冰体内的石块,流动时对冰床基岩及冰谷两侧进行刻划,使岩石破坏,同

时本身也遭受磨蚀的作用过程。

冰溜面:磨蚀可将岩石磨成粉未状,岩粉又可作为磨料,使其岩的磨蚀面变得很

光滑,通常在岩石上留下光滑而又具平行细条纹的磨光面。

冰川擦痕:冰川流经的基岩表面,常保存有长短不一,粗细不匀的凹槽。呈平行

排列,在冰床上的冰擦痕的延长方向平行于冰川的流向。深入研究冰川基岩上的冰

川擦痕特征,可以帮助我们判断古代冰川的流向。

锉磨作用以山谷凸岸和冰床上凸起处迎流面最强烈。锉磨作用和挖掘作用共

同作用于冰床基岩凸起处,使基岩的迎流面变得坡度和缓、表面较光滑,甚至形成

冰溜面和冰擦痕;而基岩的背流面变得坡度陡峭、表面粗糙。当冰川消融或退缩

后,原冰床上的这些凸起的基岩保存下来,远望它们,宛若一群伏地休息的羊群,故

称这些凸起的基岩为羊背石。根据羊背石的坡度及坡面性质,可确定古冰川流向。

二.冰川刨蚀地面过程

1.山岳冰川

冰川挖掘洼地的底部及后壁,使洼地进一步扩大,形成冰斗。随着冰斗的后退,

被冰包围的原山峰,变陡、变尖,形成角峰。山谷冰川刨蚀山沟,使它变深、变宽、变

直,形成冰蚀谷。冰蚀谷或冰斗扩大、后退,使原分水岭变窄,形成刃岭。

冰斗:为山坡上的半圆形洼地,三面为陡壁,另一面朝冰蚀谷敞开。冰斗形成于

雪线附近山坡上,气温在0℃摆动,因而冰雪的融化、冻结造成寒冻风化作用强烈,冰

川挖掘左右增强。构造稳定地区利用冰斗底部的高度可确定其形成时的雪线位

置。

冰川流出来的水聚积于冰斗,所形成的洼地称为冰斗湖。当冰川支流进入主流

时常成为U型悬谷,如有流水时则成为瀑布。它的形成是因为支流冰的下切能力不

及主流冰川,所以就高挂在上面。

角峰:三个以上环围冰斗同时扩展,中间形成陡峻的锥状山峰。是冰川挖掘作

用和寒冻风化作用,使洼地加深、后退而形成的。

冰蚀谷:由冰川刨蚀作用产生的平直、宽阔的谷地。冰川挖掘、磨蚀作用使冰

床加深加宽,锉磨使冰床突起的基岩磨平,横剖面呈“U”形。

刃岭:两个相邻冰川不断扩大,中间形成陡峭山脊。山脊两侧如果都是冰斗,由

于冰斗的侵蚀作用逐次向上扩大,而冰斗的后壁则向后退,最后山脊逐渐被削成尖锯

齿形的山脊,

形状如刀峰。2．大陆冰川．大陆冰川分布面积大，冰层厚度不一，刨蚀动

力各向不均；冰床岩性与构造也不尽相同，抗蚀强度悬殊很大，由于两者的双重

影响，造成地面被刨蚀后坑洼不平，在岩性较软，裂隙发育的地方挖掘强烈而形

成低洼地称为石盆地，当冰川消融后，这些洼地积水成为冰蚀湖。在冰床上突起

的坚硬基岩，在冰床的刨蚀作用下形成的椭圆岩丘，为羊背石。三．冰川的搬运

作用冰川在刨蚀冰床的同时，也将破坏产物运走。被冰川搬运的物质称为冰运

物。冰川的搬运是纯机械的，且其搬运力不受流速的限制。冰川的这种机械搬运

作用不具有分选性，巨大岩块和细小泥沙均可被同时搬运。由于冰运物在搬运途

中处于冻结状态，相互间空间位置不大，因此，碎屑的棱角较少破坏，即冰川的

搬运作用不具磨圆作用。1．冰运物来源．被冰川搬运的物质：刨蚀冰床和两侧

的基岩，冻入冰体并流动；两壁坍落，山谷两壁岩石落到冰体表面；碎屑循冰裂

隙进入冰川内部；冰前前端的堆积物（洪积、坡积、冲积）。2．搬运方式．冰

川的机械搬运方式有两种：推运：是冰川前端以巨大的推动力将地面上所有岩屑

向前推进，只发生在冰川前端前进的时候；载运：夹杂在冰层内部或冰川表面上

的岩块、砾石、沙等碎屑物，随冰川一起运动。是冰川搬运作用的主要方式。冰

川是固体流，托载能力强，能够把巨大的石块直径达数十米（大到几百至上万吨的

岩石）搬运的很远，甚至从陆地搬运直到海洋中。冰漂砾——冰川搬运的>１m

的岩块。冰漂砾表面常见擦痕，沉积下来岩性一般与当地截然不同。成为所谓“飞

来石”——异地漂砾。李四光对庐山冰期的确定，很重要的证据就是在庐山找到了

一些大的异地漂砾。3．冰运物在冰川内部的分布．根据冰运物在冰川内的分布

部位可分为以下几种：表碛：暴露于冰川表面的冰碛物；内碛：夹带在冰川内部

的冰碛物；底碛：冰川底部的冰碛物；侧碛：位于冰川两侧的冰碛物中碛：两条

冰川汇合后，侧碛合并的冰碛物。4．冰山．在高纬地区，不论是山岳冰川或大

陆冰川，其中有很多冰川的冰前伸入海洋中，此时冰川前端破裂离开母体掉入海

水中，称为冰山。冰山携带着从大陆搬运来的碎屑物质，并运往大洋，溶化后沉

落海底。四．冰川的堆积作用

冰碛物：气温转暖，或冰川运动到雪线以下时冰体融化，冰运物堆积下来。

冰川最主要的堆积地点是冰川前端。在气候稳定时期，冰前稳定于一定地点，冰运

物源源而来，冰川冰到此完全消融，冰运物绝大部分堆积下来，少量被冰融水带

走。冰碛石为冰川融化后遗留在地面上的冰碛物，一般多堆积成小山丘，称为冰

碛丘。冰川前端溶水所携带流出来的砂砾，如堆积在冰川的山谷或平原中，即可

成为冰水沉积。这类沉积物的分布大多限于冰川谷的下游，称为谷底沉积。如在

大陆冰川的前端，冰水沉积可以绵延数公里，形成广大的冰水沉积平原。冰川后

退时，因为前面冰碛物的堆积而阻塞了冰水的流路，如果积水成湖则可形边缘湖

或冰川湖。春夏时，冰川融化成冰水，并携带大量泥沙流入湖泊中，较粗的颗粒迅

速沉积，细粒则悬浮在水中。到了秋冬时，湖面结冰，粗粒的供应物完全中断，

这时在冰层以下悬浮的细粒泥土和藻类物质即慢慢沉积，形成深色黏土，此深色

的土与春夏季沉积的浅色较粗泥沙不同。由此所形成的粗与细相间的沉积物，称

为季候泥或冰川泥。每一组由粗细、所组成的冰川泥，代表一年的沉积，由此可

以推断川退缩的历史以及古气候的变化。1．冰碛物的特点．纯属机械堆积无分

选：大小不一，砾、砂、泥混杂在起。磨圆差：多棱角状。无砾石的定向排列，

河流砾石长轴与流向一致。冰碛石上可看冰川擦痕、冰溜面及刻槽。保存好的孢

子，花粉应是寒冷型的。无层理：但有些冰碛石呈定向排列，有的侧碛物呈现较

明显的倾斜层次。冰川底碛石随冰川运动，有适应冰流方向而调整自己方位的能

力，其长轴顺冰流方向延伸。当冰川消融时，表碛以滚动方式撒落到侧碛物上

时，会出现明显的向外侧倾斜的层次。2．冰碛地形．（1）终碛堤：冰前堆积

的碛，组成向冰前方向凸出的弧形堤垅冰川气候稳定时，冰前较固定，冰运物不

断堆积下来，如果冰前间歇后退，形成一条条相间的终碛堤。（2）鼓丘：终碛堤

仙侧由冰碛物堆积而成椭圆形小丘陵。大陆冰川长崭平等于冰川流向，迎面陡，

背流面缓。（3）侧碛堤：山谷冰川融化后，谷两侧堆积的长垅状高地。3．冰水

沉积．冰川内部，尤其底部常可形成冰下水流：由冰流水发生的沉积作用称冰水

沉积。冰水扇：冰流水流出终碛堤后，水体分散发生沉积，呈扇状分布。蛇形

丘：冰下河沉积的长堤，蜿蜒如蛇形（山谷冰川）。由于季节性变化浅粗（夏

季）与细深（冬季）交替沉积的微细层理。