冰川、冰成地貌、冰期与冻土地貌

PAGE1冰川、冰成地貌、冰期与冻土地貌在高纬度和高山地区，气候寒冷，在年平均温度0℃以下地方，地表常被冰雪覆盖或埋藏着多年冻土。全世界现代冰川分布面积为1.55×10⁷km²，占陆地面积约10%；多年冻土面积为3.5×10⁷km²，占陆地面积24%。我国冰川、冰缘作用区面积估计达225×10⁴·km²，约占全国陆地面积的23%强。在第四纪最大冰期时，冰川、冰缘作用区的面积更为广泛。在这广大范围内，冰川冻融作用强烈地塑造着地表形态，引起了一系列的地质、地貌过程，产生了各种类型的冰川和冰缘地貌。现代冰川是一种宝贵的自然财富。它的总体积达2.6×10⁷km³，约占全球淡水资源的85%，若全部融化，则可使世界洋面上升66m。在我国西北干旱地区，现代冰川起着调节多年径流的“固态水库”的作用，冰川湖泊、沼泽及其提供的地下水资源，促进了农业的发展。冰川、冰缘地区特有的物质组成和地貌形态，往往直接影响到工农业的开发利用和水库、渠道的布置，以及地表、地下矿产资源的勘探与开采。如水分在低温条件下的相态变化，引起了地表物质的变形、移动，产生了滑坡、沉陷、拱起和泥石流等工程地质灾害；大规模冰川的进退，关系到气候的变化、水系的变迁、动植物的迁移，以及海平面升降和地壳均衡运动等问题。因而，对冰川与冰缘地貌的研究，在不同程度上直接或间接地涉及人类经济活动和自然景观的演化。第一节冰川的形成与演化一、雪冰川物质、地貌影响水、矿产开发，引起工程地质灾害，其进退引起气候、水系变化，动植物迁移，海面升降和地壳均衡运动。夏季温度越高，雪线越高。线与成冰作用冰川物质、地貌影响水、矿产开发，引起工程地质灾害，其进退引起气候、水系变化，动植物迁移，海面升降和地壳均衡运动。夏季温度越高，雪线越高。(一)雪线常年积雪区的下界，叫做雪线。冰川形成于雪线以上的常年积雪区，在那里全年的积雪不会完全融化，而逐年积累，从而为冰川的发育创造了前提条件。雪线是固态降水的零平衡面。雪线处的年降水量等于年消融量。雪线以上的地带，全年冰雪的补给量大于消融量，形成了常年积雪区；雪线以下的地带，全年冰雪的补给量小于消融量，多年冰雪无法积累，只能产生季节性积雪区。地球上各区雪线分布高度起伏多变（图7—1）。这主要取决于气候与地貌因素的综合作用。首先是气温，特别是夏季温度对雪线分布高度影响十分明显。一般温度愈高，雪线愈高；温度降低，雪线也就降低。地表气温是由赤道向两极降低，因而雪线分布高度的总趋势也由赤道向两极降低。例如，雪线高度在赤道非洲为4500~5200m，在阿尔卑斯山降至2400~3200m，在北极地区只100~300m。其次，降水量与雪线位置关系密切。一般固态降水量愈多，雪线愈低；固态降水量愈少，雪线愈高。因而，全球雪线高度最高的不在赤道，而是在亚热带高压带。如南美洲安第斯山雪线高达6400m，为世界之冠。再以欧亚大陆中纬地带山地为例，顺着西风激流的方向，从阿尔卑斯山向高加索、天山，雪线位置逐渐升高，直至祁连山西段雪线最高达5000m，自此向东，因受太平洋湿润气流的影响，故雪线高度反而逐渐降低。总之，对冰雪积累而言，最有利的是海洋性气候。因为它有丰富的降水量，可以获得足够的补给；具有凉爽的夏季，不利于冰雪的融化。反之，干燥大陆性气候就不利于冰雪的积累。由于南半球气候的海洋性程度较北半球为强，所以，雪线高度皆比相应纬度的北半球为低。地貌对雪线的影响，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，雪线分布位置较高；荫蔽的凹地或平缓的地势，有利于冰雪的堆积，雪线位置较低。对于北半球而言，南坡、西坡日照强，冰雪消融量大，雪线分布较高；而北坡、东坡的雪线位置较低。例如，中国天山北坡雪线高度3500～3900m，而南坡为3900～4200m。但是，由于地形主要通过气候对雪线分布起作用，因而，有时可出现雪线高度南坡低于北坡的情况。例如，喜马拉雅山阻挡了湿润的印度洋西南季风，其南坡降水丰富，雪线高度约为4600m；而其北坡降水少，雪线位置高出南坡达千米之多。(二)成冰作用固态降水落到雪线以上的地区，在一定条件下得到保存，形成雪盖。与此同时，在结构上会发生一系列复杂的变化过程，才能产生冰川冰。在高纬极地区，气候严寒，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，成为粒雪，粒径一般不足1mm，并使粒雪层发生沉陷作用。随着雪盖厚度的增加，下部粒雪层受压加大，当它主要依靠压力进行塑性压缩变形来提高密度时，升华再结晶作用就逐渐让位于重结晶作用，致使各晶体相互紧密地结合起来，形成块状冰川冰。这一成冰过程速度缓慢，南极中央200余米深处的冰体，已经历了近千年的历史。但在中低纬度高山地区，夏季气温高，冰雪融水的渗透再冻结作用，加速了粒雪化和成冰作用过程，甚至当年就有成冰作用的条件，形成的冰川冰相对密度为0.9左右，一般比极地区冰川的密度大、透明度高。冰川冰是冰晶的聚合体。它在低温条件下，冰晶体相互之间结合十分紧密。但当接近熔点时，冰川冰就显得不稳定，呈现冰、水、汽三相并存局面，这是冰川之所以能实现塑性变形的原因。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。在冰川运动过程中，又使冰川冰具备新的特征，冰川补给区形成的冰雪成层性逐渐消失，不断转变为块状透明的冰川冰，并可产生褶欧亚大陆中纬度，祁连山西段雪线最高；凹地、缓坡雪线低。极地压缩冰川，千年成冰，密度低；中低纬高山，融水渗透再冻结，较快、重、透明；运动冰层性消失、块状透明、构造形变，沉积变质→次生动力变质冰。皱、断裂等构造形变现象，即由原生沉积变质冰向次生动力变质冰欧亚大陆中纬度，祁连山西段雪线最高；凹地、缓坡雪线低。极地压缩冰川，千年成冰，密度低；中低纬高山，融水渗透再冻结，较快、重、透明；运动冰层性消失、块状透明、构造形变，沉积变质→次生动力变质冰。二、冰川的运动冰川能够运动，这是区别于其他自然界冰体的最主要特点。但冰川运动速度远较河流为慢，肉眼不易觉察，一般平均每年运动数十至数百米。例如，中国天山冰川流速10~20m/a；珠穆朗玛峰北坡的绒布冰川，全长22.2km，其中游海拔5400m处的最大流速为117m/a。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（图7—2）。冰川塑性变形的力源，来自冰川本身的重力。一般规模较大的冰川，常可分为上部脆性带和下部塑性带，冰川表层裂隙深度多小于50m，在此深度以下，冰处于可塑状态。但对小冰川而言，塑性流动常不明显，冰川运动主要依靠基底滑动。冰川运动方式还取决于温度的变化，冰川温度愈高，虽然有利于塑性变形，但因冰雪融水的积极参与，增加了冰川底部的润滑作用，致使基底滑动的比例提高；而当冰川温度较低时，冰与冰床的冻结强度超过冰自身的剪切强度，则往往发生冰内剪切滑动。冰川运动速度的大小主要取决于冰床或冰面坡度与冰川厚度。在雪线附近，一般冰川厚度最大，运动速度最快。自此向上游或下游，随着冰川厚度变薄，运动速度不断减小，唯冰川流经坡度较大地带时，流速又会增长。冰川运动速度在冰舌横向上的分布，中部快于两侧，自中央向边缘递减；对于复式冰川而言，则可出现几条主流线。冰川的垂向速度分布，冰舌部分以冰面最大，向下逐步减小；而在冰雪补给区则因下部受压大，故最大流速常位于下层。冰川运动速度还随时间而变化，一般夏季快，冬季慢；白天快，夜间慢，但其变化幅度较小。冰川的运动速度及末端的进退，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，并以动力波的方式向下传播，冰舌末端向前推进；反之，若冰川补给量减少或消融量增加，则冰川流速相应减小，冰川边缘后退。但冰川物质平衡的改变，反映在冰川规模、运动速度和末端位置的变化上，需要落后一段时间。一般小冰川或海洋性冰川对气候变化的反映较灵敏，只要数年、数十年；而南极大陆冰川补给区冰雪积累的增减，反映到冰川边缘则推迟时间较长，甚至达千年以上。这也是为什么在同一地区可以见到不同进退发展趋势的冰川的原因。值得注意的是，世界上某些冰川的运动规律，不受气候变化的严格控制，而发生周期性的突然前进。即冰川在经历了较长时期的停滞之后，短期内突然产生基底滑动，出现异常高速的冰川流动，冰舌末端前进达数千米至数十千米，比一般冰川流速大1～2个数量级，这种冰川叫波动冰川。其冰面地貌多表现为冰面裂隙满布，裂隙迅速展宽；冰川边缘清晰，冰舌前端凸起；薄而不连续的粗大漂砾盖在其他冰积物之上，中碛扰动呈环圈状或褶皱弯曲。波动冰川的运动，有时造成巨大灾害，埋没村庄、耕地，冲毁桥梁、道路，堵塞江河，但因波动冰川运动具有一定的周期性，只要掌握其活动规律，就能避免损失。三、冰川类型及其演化随着冰川发育条件和演化阶段的差异，全世界现代冰川的形态类型多种多样。按照冰川发育规模、运动性质冰川上部脆性，有裂隙，下部塑性，重压变形运动。温度高，小冰川基底滑动；低则与冰川冻结，剪切滑动。雪线附近冰厚速度快，冰舌冰面快，补给区下部受压，流速快。波动冰川周期突进，其边缘清晰凸起，褶皱裂隙发育。及其所处的地貌条件的不同，可把世界各地的冰川概括为山岳冰川与大陆冰川上部脆性，有裂隙，下部塑性，重压变形运动。温度高，小冰川基底滑动；低则与冰川冻结，剪切滑动。雪线附近冰厚速度快，冰舌冰面快，补给区下部受压，流速快。波动冰川周期突进，其边缘清晰凸起，褶皱裂隙发育。(一)山岳冰川主要分布于中、低纬高山地带。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，山岳冰川进一步分为：1.悬冰川：一般呈斑点状悬挂依附在山坡上，冰川规模小，冰体厚度薄，冰川面积通常不足1km²，储冰量仅数百万立方米左右。悬冰川对气候变化的反应比较灵敏，容易形成，也容易消亡。2.冰斗冰川：广泛分布于各个冰川作用区。冰川规模不大，冰川面积一般在数平方千米左右。冰斗冰川的源头为冰斗，是一个形似围椅的冰雪积累凹地，其后壁陡峭，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。冰斗底部的海拔与雪线的分布高度近于一致。3.山谷冰川：冰川沿谷地呈线状分布。山谷冰川规模较悬冰川、冰斗冰川为大，冰川长达数千米至数十千米以上，冰川厚度多为数百米。以雪线为界，山谷冰川具有明显的冰雪积累区和消融区（图7—2），分别表现为粒雪盆和大冰舌。它像河流那样顺谷而下，沿途还可接纳支冰川的汇入，组合为规模更大的复式山谷冰川、树枝状山谷冰川。4.山麓冰川：由巨大的山谷冰川或复式山谷冰川流出山口，在山麓地带冰舌扩展或相互汇合成一宽广的冰体，这种冰川叫做山麓冰川。例如，阿拉斯加的马拉斯平山麓冰川，由12条冰川汇合而成，山麓部分的冰川面积为2682km²，冰川最厚达615m。5.平顶冰川：这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，故又名高原冰川或冰帽。这类冰川规模差别较大，其面积自数十平方千米至数千平方千米不等。冰面有时出露个别山峰，冰川边缘常有冰舌伸出。冰川运动性质具有向大陆冰川过渡的特点。这类冰川在我国西悬冰川在山坡，冰斗在凹地，山谷冰川粒雪盆积累、冰舌消融，山麓冰川在出山口，平顶冰川（冰帽）在和缓高原。气候变冷湿、地体抬升，下进上溢为冰盖。部、斯堪的纳维亚半岛和冰岛悬冰川在山坡，冰斗在凹地，山谷冰川粒雪盆积累、冰舌消融，山麓冰川在出山口，平顶冰川（冰帽）在和缓高原。气候变冷湿、地体抬升，下进上溢为冰盖。（二)大陆冰川分布于南极、格陵兰岛等地。大陆冰川规模最大，面积达10⁶km²以上，冰川厚度超过千米，南极冰层最厚达4267m。冰川外形凸起呈盾状或饼状覆盖，故又名冰盾或冰盖。大陆冰川的中央为冰雪的积累区，边缘为消融区。冰川运动主要依靠冰川自身巨大厚度所产生的压力，自中心向四周运动，往往不受下伏地貌的制约（图7—3）。冰川发育规模的大小，主要取决于雪线以上积雪区面积的大小及固态降水量的多寡。上述在不同自然条件下，同时存在的各类冰川，虽然远没有包括世界冰川的所有类型，然而在某种程度上，却反映了冰川演化的各个发育阶段。当气候变冷湿或地体上升时，处于雪线以上的常年积雪区不断增大，随着冰雪积累量的增加，在地势低凹的地方或谷地源头，先后发育了悬冰川、冰斗冰川和山谷冰川。各冰川在不断增长的过程中，相互汇合成一个冰川系统，但其内部结构往往仍保持其一定的独立性，使得冰川个体逐渐变得复杂。在山谷冰川发展成山麓冰川的同时，其源头冰体也进一步扩展，溢出分水岭，从而使各类冰川上源结合成一个统一的冰雪补给区，发展成为冰帽。这时，冰川获得了新的特性，并继续发展，直至形成规模巨大的大陆冰川。冰川的衰退演化，主要因气候变化引起的冰雪积累量的减少或消融量的增加所致。表现在冰川规模不断缩小，由大陆冰川向山岳冰川演化，下伏地貌对冰川的控制作用增加，相互结合的冰川系统，开始分离为山谷冰川、冰斗冰川和悬冰川等类型，并继续退化，直至冰川完全消失。冰川退化方式亦有不同。大陆冰盖可以通过中央部分的冰体减薄，流速减小，冰体分裂，转化为死冰，直至冰川消亡；也可以在冰川厚度变薄的同时，冰川边缘退缩，冰川逐步消失。冰川的进退演化（图7—4），在自然界中经常发生，并具有一定的周期性。就近期而言，16世纪末期开始，出现了世界性的冰川前进；19世纪中叶后，产生了世界性的冰川后退；20世纪以来，现代冰川仍处于总的退缩过程中，但在这个背景上，还存在着次一级时间更短的冰川进退变动。世界各地冰川进退演化的一致性，主要受全球性气候变化制约，而各地冰川进退变动的差异性，是由于各区不同的自然地理条件引起的。典例（2023年湖北卷）藏色岗日位于羌塘高原（青藏高原主体）中北部。表示意2006~2015年藏色岗日不同朝向冰川数量和面积变化。完成下面小题。10.据表中数据分析可知，在2006~2015年期间，该区（）A.北朝向冰川面积退缩率较南朝向小，平均面积较大B.南朝向冰川面积退缩率较北朝向小，平均面积较小C.北朝向冰川面积退缩率较南朝向大，平均面积较小D.南朝向冰川面积退缩率较北朝向大，平均面积较大11.与其他朝向相比，西南朝向冰川面积增加，原因可能是（）A.受全球变暖影响较小B.受人类活动影响较小C.山地植被覆盖率较高D.受西风影响降水较多12.表中数据变化反映出，该区冰川整体上冰盾中央积累、边缘消融，自重压力向四周运动，不受下伏地貌。积少融多，陆冰衰退或边缘变薄消失。中心变薄分裂，或衰退变山谷、冰斗和悬冰川。冰川进退周期性，16世纪进、19世纪退，此背景下存在次一级进退。冰盾中央积累、边缘消融，自重压力向四周运动，不受下伏地貌。积少融多，陆冰衰退或边缘变薄消失。中心变薄分裂，或衰退变山谷、冰斗和悬冰川。冰川进退周期性，16世纪进、19世纪退，此背景下存在次一级进退。A.保持稳定不变B.处于退缩状态C.正向山麓延伸D.处于扩张状态【答案】10.C11.D12.B【解析】10.2006年北朝向冰川面积13.4km²，南朝向冰川面积为72.9km²，2015年北朝向冰川面积为12.9km²，南朝向冰川面积为72.2km²，北朝向冰川较小，南朝向冰川较大，AB错误；从退缩率来看，北朝向退缩率为3.7%，南朝向退缩率为0.9%，北朝向退缩率更大，C正确，D错误。11.西南朝向与其他朝向受全球变暖影响较为接近，A排除；此处位于羌塘高原，人类活动较少，且冰川增加与山地植被覆盖并无直接关联，BC错误；受西风影响，西南方向降水可能增多，冰川面积增加，D正确。12.从各个朝向来看，除了西南朝向冰川增加外，其他朝向冰川面积均呈缩小趋势，说明冰川整体上呈现退缩态势，冰川向山上退缩，B正确，排除其它选项。【点睛】羌塘高原在唐古拉山脉、念青唐古拉山脉及冈底斯山脉环抱之中（为青藏高原里的羌塘盆地），包括几乎整个那曲地区及阿里地区东北部。这片高原平均海拔4000米以上，全新世以来气候旱化，湖泊退缩现象十分明显。湖盆周围湖成平原广布，山麓堆积发达。湖泊大多为咸水湖和盐湖，淡水湖极少。第二节冰蚀作用与冰川挖蚀，冻融破坏底床，冰石冻结带走，大陆冰川漂砾；磨蚀：压碎、冻携碎屑挫、刮底床，基岩磨光面，擦痕与运动方向平行，交切则冰改石转。冰川挖蚀，冻融破坏底床，冰石冻结带走，大陆冰川漂砾；磨蚀：压碎、冻携碎屑挫、刮底床，基岩磨光面，擦痕与运动方向平行，交切则冰改石转。一、冰蚀作用冰川对地表具有很大的侵蚀破坏能力。按冰源河流与一般河流含沙量多寡的对比分析，估计冰川侵蚀力为河流的几倍至十几倍。冰蚀作用包括挖蚀作用与磨蚀作用（图7—5）。它与冰川作用区其他自然因素的结合，塑造了多种多样的冰蚀地貌类型。冰川的挖蚀作用主要因冰川自身的质量和冰体的运动，致使底床基岩破碎，冰雪融水渗入节理裂隙，时冻时融，从而使裂隙扩大，岩块不断破碎，冰川就像推土机铲土一样，把松动的石块挖起，并与冰冻结一起带走。在冰川的后背和冰体越过冰阶跌落处，或基岩节理发育的地区，挖蚀作用表现明显。它形成的冰碛物比较粗大。大陆冰川作用区的大量漂砾，一般是冰川挖蚀作用的产物。冰川的磨蚀作用是由冰川对冰床产生的巨大压力所引起的。如冰川厚度为100m时，每平方米的冰床上，将受到90t左右的压力。通过冰川的运动，就可促使底部石块压破磨碎，再加上挖蚀作用所产生的碎屑，冻结于冰川的底部，成为冰川对底床进行刮、削、锉、磨的工具，从而形成了粒级较细的冰碛物。当冰川运动受到阻碍或遇到冰阶时，磨蚀作用表现得更为突出，产生了基岩或砾石表面的磨光面。在磨光面上，常常有冰川擦痕、磨蚀沟和新月形裂隙。冰川擦痕宽、深一般只有数毫米，长短不等，多呈钉头形，有时亦可弯曲或呈弧状。冰川擦痕与冰川运动方向大致平行，基岩或砾石磨光面上的几组交切擦痕，表明了冰川流动方向的改变或冰川夹带砾石方位的转动。新月形挤压裂隙也可指示冰川的流向，裂隙面本身皆倾向于冰川的上游。二.冰蚀地貌(一)冰斗、刃脊和角峰在冰川作用的山地中，冰斗是分布普遍而明显的一种冰川地貌。冰斗三面为陡壁所围，朝向下坡的一面是个缺口，外形呈围椅状。它是由冰斗壁、盆底和冰斗出口处的冰坎所组成。当冰斗进一步扩展，或谷地源头数个冰斗汇合时，冰坎往往不明显或消失，这种地貌叫做围谷，或称冰窖。冰斗形成于雪线附近的积雪凹地。随着温度的季节和昼夜变化，使得常年积雪区的冰雪融水渗入裂隙，在冰融作用的反复进行下，岩块崩解破碎。这些碎屑物质通过融冻泥流向下缓慢移动，并导致凹地不断扩大，冰斗底部日趋平坦，其后壁开始形成。当雪蚀凹地中的冰雪积累量不断增加，形成冰川冰时，冰斗后壁的挖蚀作用，使斗壁逐渐地进行溯源侵蚀，与此同时，冰斗相应拓宽，后壁变陡；而冰斗底部的冻融风化和冰川磨蚀作用，进一步使冰斗底部拓宽和加深。在其出口处形成向内侧方向为逆坡，向外侧方向为陡坡的冰坎。因而，当冰川消退后，冰斗底部往往积水产生冰斗湖。由于冰斗底部高度与雪线分布高度基本一致，所以经常以古冰斗来推断古雪线的位置。随着冰斗的进一步扩大，斗壁后退，两个冰斗或冰川谷地间的岭脊不断变窄，最后形成薄而陡峻、刀刃状的锯齿形山脊，称为刃脊。当不同方向的数个冰斗后壁后退，发展成为棱角状的陡峻山峰，叫做角峰。如珠穆朗玛峰，外貌呈巨大的金字塔形，由于坡度陡，上部冰雪难以堆积，外营力以冻融风化、雪崩、冰崩作用为主，中下部则主要是冰川雪蚀霜冻作用；冻雪的磨蚀、挖蚀作用冰斗在雪线附近积雪凹地，底平后壁，几个源头汇合成冰窖，消退后积水成湖。角峰上部雪崩陡直，下部雪蚀内凹。冰川谷坡陡底缓平直，源于冰斗冰坎，向下游变窄，冰坎、冰盆交替，消退后串珠湖泊。使上部坡形陡而直，下部转折为明显的内凹；主峰与周围峰顶之间，经常有锯齿形刃脊相连冰斗在雪线附近积雪凹地，底平后壁，几个源头汇合成冰窖，消退后积水成湖。角峰上部雪崩陡直，下部雪蚀内凹。冰川谷坡陡底缓平直，源于冰斗冰坎，向下游变窄，冰坎、冰盆交替，消退后串珠湖泊。(二）冰川谷的峡湾冰川谷是冰川作用区最明显的冰蚀地貌类型之一。它大部分仍沿袭冰覆以前河流切割的V形谷地，但与河谷却显然不同，冰川谷平直、宽阔，谷坡陡峻，谷底平缓，横剖面呈U形或槽形，故冰川谷又称U形谷和槽谷。槽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，叫做槽谷首壁。槽谷两侧一般具有明显的谷肩和冰蚀三角面。这是由于冰蚀作用，使冰川侵占的谷地不断加深、拓宽，而未被冰川覆盖的谷地上部斜坡，则变化不大，因而在槽谷与斜坡接触处形成了明显的转折，根据这一谷肩的高度，可以大致地估计当时冰川的厚度。同时，在冰川流动过程中，还切除了部分原来河谷两侧的交错山嘴，在槽谷两壁的小山脊前端，产生了一系列冰蚀三角面。冰川槽谷的宽度，自上游向下游具有逐渐变窄的趋势（图7—6）。在两条冰川汇合处，冰川的侵蚀作用以侧方拓宽为主，槽谷宽度明显增大。但随着冰川向下运动，冰川所携带的冰碛物不断增加，冰川运动的能量主要消耗于冰碛物的搬运上，拓宽能力变弱，故槽谷宽度又逐渐变窄。冰川谷在纵剖面上常呈阶梯状下降。由于冰床各段岩性、构造的差异，以及原始谷底的起伏，造成冰坎与冰盆在槽谷中交替出现。冰川在冰坎上为伸张流，流速增大；在冰盆中为压缩流，常沿破裂面滑动，研磨底床，加深冰盆。当冰川消退后，槽谷中则表现为岩槛与岩盆相间分布，并形成一系列的串珠状湖泊。在海洋性冰川作用区，或构造运动、地形切割强烈的山区，冰川谷容易产生阶梯状纵剖面；而在大陆性冰川作用区，或新构造运动较弱，地形和缓的山地的冰川谷，则多具有平滑的纵断面。在主、支冰川汇合处，常因冰量不同而引起侵蚀强度的差别。主冰川比支冰川厚度大，冰蚀力强，槽谷深度也大，当冰川衰退后，支冰川槽谷就高挂在主冰川槽谷的谷坡上，形成悬谷。它高出主冰川槽谷谷底数十米至数百米不等。峡湾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，谷地被冰川所覆盖，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，形成两侧平直、崖壁陡峭、谷底宽阔、深度很大的海湾，称为峡湾。（三）羊背石它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、湖盆相伴分布，成群地匍匐于地表，犹如羊群伏在地面一样，故称羊背石。每一小丘平面上呈椭圆形，两坡不对称，迎冰面以磨蚀作用为主，坡度平缓，常倾向上游，表面留下许多擦痕、磨光面等痕迹；背冰面则接受了来自迎冰面的融水压力，促进了冰下的冻融风化，致使岩石沿节理、层面破碎，在冰川挖蚀作用下，冰川把松动的石块挖起带走，形成了表面参差不齐的陡坡。羊背石的长轴方向，与冰川运动方向平行，因而羊背石可以指示冰冰川向下，携带冰碛物增加，消耗能量，扩宽减弱，槽谷变窄。主、支冰川汇合处悬谷：主冰川厚度、冰蚀力、槽谷深度大，衰退后支谷高挂。羊背石迎冰面磨蚀坡缓，背冰面冻融挖蚀，坡陡，长轴同流向。川运动的方向冰川向下，携带冰碛物增加，消耗能量，扩宽减弱，槽谷变窄。主、支冰川汇合处悬谷：主冰川厚度、冰蚀力、槽谷深度大，衰退后支谷高挂。羊背石迎冰面磨蚀坡缓，背冰面冻融挖蚀，坡陡，长轴同流向。典例（2023年海南卷）冰川作用是塑造地表形态的一种重要外力作用，常形成不同类型的冰川地貌。科研人员通过对典型冰川地貌的研究，可判断冰川的规模、运动方向及古气候环境。图中的羊背石是典型的冰川侵蚀地貌景观，由于冰川侵蚀作用方式不同，迎冰面和背冰面坡度不同。据此完成下面小题。12.依据所学地理知识，判断该地貌景观目前在我国主要分布于（

）A.青藏高原

B.黄土高原

C.云贵高原

D.内蒙古高原13.通过对羊背石的观察，可以直接判断（

）A.古冰川发育的厚度

B.古冰川运动的方向C.古冰川作用的规模

D.古冰川形成的时间【答案】12.A

13.B【解析】12.羊背石是典型的冰川侵蚀地貌景观，冰川地貌主要分布于有冰川分布的地区，我国青藏高原海拔高，有大量冰川分布，而黄土高原、云贵高原、内蒙古高原均基本没有冰川分布。因此该地貌景观目前在我国主要分布于青藏高原，A正确，BCD错误。13.羊背石由于冰川侵蚀作用方式不同，迎冰面和背冰面坡度不同，因此可以根据羊背石坡度判断哪一侧是迎冰面，哪一侧是背冰面，从而判断古冰川运动的方向，B正确；羊背石并不能反映古冰川发育的厚度、古冰川作用的规模和古冰川形成的时间，ACD错误。运动的冰碛物：表、侧、中（汇合）、底、内（碎屑落入冰隙）、终（冰舌末端）。冰川可逆坡搬运。页岩区，冰碛物多黏土；花岗岩—砂质；陆冰细，山冰粗。冰碛砾石磨圆度差，但磨底互挤，多无尖角；融水磨圆分选。运动的冰碛物：表、侧、中（汇合）、底、内（碎屑落入冰隙）、终（冰舌末端）。冰川可逆坡搬运。页岩区，冰碛物多黏土；花岗岩—砂质；陆冰细，山冰粗。冰碛砾石磨圆度差，但磨底互挤，多无尖角；融水磨圆分选。第三节冰川搬运、堆积作用与冰川堆积地貌一、冰川的搬运与堆积冰川在运动过程中，不仅具有强大的侵蚀力，而且还能携带冰蚀作用产生的许多岩屑物质，接受周围山地因冻融风化、雪崩、泥石流等作用所造成的坠落堆积物。它们不加分选地随着冰川的运动而位移，这些大小不等的碎屑物质，统称为冰碛物。冰碛物中的巨大石块，叫做漂砾。运动中的冰碛物，按照它们在冰川中分布部位的差异，有不同的命名。出露在冰川表面的叫表碛，具有向下游增多的趋势。位于冰川两侧的称侧碛。当两条或数条冰川汇合时，相邻冰川的侧碛就合二为一，分布于冰川中部向下延伸，叫做中碛。夹带在冰川底部的冰碛，称底碛。包含在冰川内部的叫内碛或里碛，系由碎屑物落入冰裂隙、冰洞，或由表碛、底碛转化而成。位于冰川边缘前端、冰舌末端的冰碛物，叫做前碛或终碛。冰川具有巨大的搬运能力，成千上万吨的巨大漂砾皆能随冰流而运移，但搬运距离差别很大。一般冰川的堆积物，尤其是底碛搬运距离小，往往是就地附近的石块；而规模巨大的冰川，则可将抗蚀力强的漂硬搬得很远。例如，欧洲第四纪大陆冰川曾把斯堪的纳维亚半岛上的巨砾搬运到远离千里之外的英国东部、德国、波兰北部和前苏联东欧部分。同时，冰川还有逆坡搬运的能力，把冰碛物从低处搬到高处，我国西藏东南部一大型山谷冰川，曾把花岗岩漂砾抬举高度达200m。在大陆冰川作用区，冰川运动不受下伏地貌的控制，冰碛物的逆坡运移现象更为普遍。随着冰川的衰退，冰川携带的冰碛物就相应地被堆积下来。当冰川的冰雪积累与消融处于相对平衡阶段时，冰川边缘比较稳定，冰川源源不断地将上游的表碛、中碛、内碛等各类冰碛物，向下游运送，直至冰川末端堆积，部分底碛还沿冰川前缘剪切滑动面上移，它暴露在冰面上，当冰体消融后，也堆积于冰川边缘地带；若冰川迅速消退，冰体大量融化后，表碛、中碛、内碛等各种冰碛物就地坠落，即运动冰碛转化为消融堆积冰碛，从而形成了各类冰碛地貌类型(图7—8)。二、冰碛物的基本特征冰碛物是一种由砾、沙、粉沙和黏土组成的混杂堆积。结构疏松，粒度差别悬殊，由几微米至几米，分选性比泥石流、冲积扇沉积为差。冰碛物的粒级组成，一般在页岩和石灰岩区，冰碛物中富含黏土类物质；而花岗岩、石英岩区，则沙质含量增多。在大陆冰川作用区，强大的冰川磨蚀作用，形成了较多的细粒冰碛物；而在山岳冰川作用区的冰碛物中，以沙砾为主，黏土粒级甚少。对于同一冰川而言，则以底碛中含细粒物质的比例最高。冰碛物中的砾石磨圆度较差，颗粒形态多呈棱角状和半棱角状。在冰川搬运过程中，因砾石与基岩的相互摩擦，或相邻砾石之间的挤压，故使漂砾的尖锐棱角多数已消失，形如熨斗状或圆盘状。在砾石表面还经常留下磨光面、钉头形擦痕、压坑和压裂等冰蚀作用痕迹。在扫描电镜下，观察冰碛物中的石英沙粒表面形态，具有明显的贝壳状断口、平行阶面和小型刻痕。由于冰雪融水的作用，在冰碛物中常有一定分选性和磨圆度的颗粒沉积。冰碛物的矿物成分，与冰川源头和冰川下伏基岩性质一致。一般结晶岩地区的冰碛物，矿物种类多，并含有大量的不稳定矿物，如长石可占40%～70%；沉积岩区的冰碛物，矿种则较单一，且多为稳定矿物。冰碛物的岩矿组成，还与冰川作用性质、搬运距离等因素有关。海洋性冰川的冰碛物中，长石、辉石、角闪石和绿帘石等不稳定矿物的含量比大陆性冰川低，而锆英石、金红石、电气石和褐铁矿等稳定矿物的相对含量却比大陆性冰川高。对于同一冰川作用区而言，冰碛物被搬运距离愈远，则不稳定矿物含量愈少，稳定矿物的相对含量愈多，变成异地漂砾的可能性愈大。冰碛物中的黏土矿物，一般以低温环境下生成的水云母最为常见。冰碛物一般缺乏层理构造。消融冰碛表层黏土等细粒物质易被冰雪融水带走，结构松散，砾石常具棱角，其表面很少出现压、擦痕迹，亦无定向排列，唯当消融冰碛以滚动方式撒落时，所形成的侧碛和终碛，局部带有向外坡倾斜的层次。主要由底碛组成的下层冰碛物，常夹有冰水沙砾透镜体，经过冰川的静压力和动压力作用，冰碛物富含细粒物质，结构比较致密，孔隙度较低，不易透水，漂砾棱角变钝，其表面往往带有擦痕和磨光面，砾石排列略具定向性，漂砾长轴与冰川流向基本一致，扁平面倾向上游。在冰碛物的表层与下层之间，常夹有薄层冰水沉积。三、冰碛地貌冰碛物矿物，取决于冰川源头和下伏基岩，搬运距离越远、海洋性越强，不稳定矿物越少。冰碛物缺乏层理构造，但砾石排列定向，扁平面倾向上游。冰碛湖沼：冰川消融，表、中、内碛坠落于底碛的丘陵之间冰碛物矿物，取决于冰川源头和下伏基岩，搬运距离越远、海洋性越强，不稳定矿物越少。冰碛物缺乏层理构造，但砾石排列定向，扁平面倾向上游。冰碛湖沼：冰川消融，表、中、内碛坠落于底碛的丘陵之间。(一)冰碛丘陵在冰川消融后，原来随冰川运行的表碛、中碛和内碛等都将坠落于底碛之上，形成了高低起伏的冰碛丘陵（图7—9）。它们分布零乱，大小不等。丘陵之间经常出现宽浅的湖沼洼地。冰碛丘陵的形态与展布，在一定程度上反映了冰体消亡前的冰川下伏地形或冰面起伏形态。冰碛丘陵广泛分布于大陆冰川作用区，高差可达数十米或数百米。在山岳冰川作用区，冰碛丘陵规模较小，侧碛堤：冰川退却，两侧碎屑出露，上连雪线，下接终碛。冰川前缘终碛垄内缓外陡，后期流水切割形成系列孤立小丘，冰挤形成、稳退保存。鼓丘迎陡背缓。相对高度多为数米至数十米侧碛堤：冰川退却，两侧碎屑出露，上连雪线，下接终碛。冰川前缘终碛垄内缓外陡，后期流水切割形成系列孤立小丘，冰挤形成、稳退保存。鼓丘迎陡背缓。(二)侧碛堤随着冰川的退却，原聚集于冰川两侧边缘的大量碎屑物质出露地表，形成了与冰川流向平行的长条状冰碛堤岗，叫做侧碛堤。一般高度为数十米左右。侧碛堤的上游源头开始于雪线附近，下游末端常与终碛相连。侧碛堤与谷坡之间的线形低地，经常分布着小型流水冲刷沟槽或积水洼地，发育有沙砾透镜体沉积。侧碛堤有时呈多列式出现，反映了冰川衰退的阶段性。(三)终碛垄终碛垄分布于冰川前缘地带，系由终碛组成的弧形垄状地形。终碛垄两坡不对称，内侧缓，外侧陡，相对高度因地区而异。大陆冰川终碛垄高数十米，延伸长度可达数百千米，唯因受后期流水的切割，故终碛垄往往成为一系列孤立小丘，呈弧形断续延伸；山岳冰川终碛垄较高，可达百米以上，但延伸长度较短，在其内侧低地，有时积水成湖。终碛垄可成组出现，分别代表了不同的冰期或冰川不同发育阶段的冰川伸展范围（图7—10）。在冰川前进时，有时也能形成终碛垄。冰川像推土机一样，挤压着谷地中的冰碛沙砾层，产生揉褶、逆掩断层等变形构造，当冰川处于相对稳定或后退时，终碛垄就能得到保存，其表层还能接受冰体消融而撒落的松散冰碛物。这种挤压终碛垄在我国天山、西藏等地亦有分布。(四)鼓丘鼓丘是主要由冰碛物组成的一种流线型丘陵(图7—11)。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，或完全被冰碛物所埋藏。鼓丘在山岳冰川作用区中很少见，但在大陆冰川区则往往成群地分布于终碛堤内不远的地方。鼓丘两坡不对称，迎冰坡陡，背冰坡缓。这可能反映了冰川边缘地带，冰川搬运能力减弱，当冰川负载量超过搬运能力，或冰流受阻时，冰川将携带的部分底碛停积，或越过障碍物把泥砾堆积于背冰面所致。因而，在组成鼓丘的冰碛物中，含泥量较高，砾石长轴多平行于冰流方向。四、冰水堆积地貌冰水沉积指冰川消融，径流或冰川边缘水流所产生的堆积物。它们大多数是冰碛物经过冰雪融水的再搬运、再堆积而成。冰水沉积物具有一定的分选性、磨圆度和层理构造，但又保存着条痕石等部分冰川作用痕迹，故又称层状冰碛。随着各地冰水沉积作用过程和形态的不同，出现各种冰水堆积地貌类型（图7—12）。冰水堆积—分选性、磨圆度、层理构造。蛇形丘成因：冰下隧道水流搬运碎屑堆积，堵塞隧道，冰体融化出露或冰前三角洲后退。冰砾阜阶地：砂砾层内侧冰化坍塌。冰水堆积—分选性、磨圆度、层理构造。蛇形丘成因：冰下隧道水流搬运碎屑堆积，堵塞隧道，冰体融化出露或冰前三角洲后退。冰砾阜阶地：砂砾层内侧冰化坍塌。（一）蛇形丘蛇形丘是一种狭长、弯曲如蛇行的高地。它主要由略具分选的冰水沙砾堆积物组成，夹有冰碛透镜体，沙砾有一定的磨圆度，发育冲刷、充填构造，形成交错层理和水平层理。蛇形丘两坡对称，大小不等，一般高度40～50m，分布于冰川作用区，长度可达数千米，延伸方向与冰川运动方向基本一致。蛇形丘具有多种成因，一种是冰下隧道堆积。在上游静水压力的作用下，冰下水流夹带着碎屑物质，沿途不断搬运、堆积，有时可逆坡运行，直至冰水沉积物堵塞隧道。当冰体融化后，这种隧道沉积出露地表，成为蛇形丘。因此，蛇形丘可有分支，亦能爬上高坡，匍匐于丘陵、高地之上。在瑞典等地还分布着一种串珠状蛇形丘。它由许多小段组合而成。每段相变明显，上游形态细狭，沙砾较粗，属冰下隧道堆积；下游堆积体展宽，物质迅速变细，为隧道口外扇形沉积。由此推断，串珠状蛇形丘可能是冰前三角洲建造节节后退的结果。(二)冰砾阜、冰砾阜阶地和锅穴冰砾阜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、河流中的冰水沉积物因冰体融化、沉积物倒塌堆积而成。主要由粉沙、沙和细砾组成。冰砾阜常夹有冰碛透镜体，上覆薄层冰碛物，原始沉积构造多因冰体挤压和融化而发生变形。冰砾阜一般零乱地或成群地分布于冰川作用的前缘地带，大小不等，边坡较陡，与沉积物的休止角基本一致。冰砾阜阶地由冰水沙砾层组成，形如河流阶地，呈长条状分布于冰川谷地的两侧。它是由冰川边缘的冰水沉积，在其与原冰川接触一侧，因冰体融化失去支撑而坍塌，从而形成了阶梯状陡坎，沿槽谷两壁伸展。冰砾阜阶地的阶地面比较平坦，尾端常与冰水扇相连。锅穴指分布于冰水沉积区内的圆形洼地，系由冰水沉积物中夹带的埋藏冰块融化后，使得原冰块上部和周围的碎屑物质失去支持，塌陷而成。锅穴常与冰砾阜相伴而生，个体规模较小，直径大者可达数十米。(三)冰水扇、冰水平原和冰湖三角洲冰水河流流出冰川前端或切过终碛堤后，地势展宽、变缓，冰水携带的碎屑物质大量沉积，形成了顶端厚、向外变薄的扇形冰水堆积体，叫做冰水扇。多个冰水扇相互连接就成为起伏平缓的冰水裙或冰水平原。由分选中等的沙砾层组成，含少量漂砾，向下游粒径明显变小，磨圆度显著变好。冲刷充填构造发育，板状、槽状交错层理与水平层理交替出现。一般冰水平原向下延伸可达数千米以上，并逐渐过渡为河流沉积。当冰水河流进入冰水湖泊时，坡降减小，水流展宽，流速骤降，容易形成小型三角洲沉积(图7—13)。三角洲垂向层序的三层结构发育良好，顶积层由砾质沙组成，具有河流成因的大型交错层理。前积层倾角可达30°，多为波状层理。底积层为细沙和粉沙，以水平层理为主，夹有波状层理。冰水湖的三角洲沉积，经常与湖心部分的纹泥沉积共生。每当春夏季节，冰雪融化将大量较粗的碎屑物带入湖泊沉积，粒径自湖泊边缘向中央递减，颜色较浅；秋冬季节，冰雪融水剧减，悬浮于湖中的黏土颗粒缓慢沉积，颜色较深，从而形成了粗细相间、色调浅深交替的季候泥，又称纹泥。它可以用来推算沉积物的形成年代和沉积速度，一粗一细两层代表一年的沉积。在北欧斯堪的纳维亚半岛曾利用纹泥建立了冰后期地质年表。典例（2023年浙江卷）21.麦兹巴赫湖是典型的冰川堰塞湖。2022年6月，湖泊不断接纳上游冰川融水，并于7月中旬发生溃决。6～7月期间，能反映湖泊冰锅穴：沉积物夹带冰块，融化塌陷。冰水流出冰川前端和终碛堤，变缓形成冰水扇，漂砾向下游变小，磨圆度变好。冰水河流进入湖泊流速减缓沉积三角洲，顶层砾沙底层细沙。季候泥：春夏冰雪融水多，粗屑粒径向湖递减，颜色浅；水沉积物总量变化过程的曲线是（）锅穴：沉积物夹带冰块，融化塌陷。冰水流出冰川前端和终碛堤，变缓形成冰水扇，漂砾向下游变小，磨圆度变好。冰水河流进入湖泊流速减缓沉积三角洲，顶层砾沙底层细沙。季候泥：春夏冰雪融水多，粗屑粒径向湖递减，颜色浅；【答案】B【解析】根据题意，结合所学知识，麦兹巴赫湖在6月不断接纳上游冰川融水，融水量大，将上游的物质带到湖泊不断沉积，导致湖泊的沉积物总量不断增加，故C错误；题意显示七月中旬，湖泊发生溃决，导致湖泊水大量流出，湖泊内的沉积物将迅速流出导致湖泊内的沉积物总量迅速减少，故B正确，AD错误。第四节第四纪冰期一、古冰川活动证据的确定在地质历史上，随着世界气候的巨大波动，曾发生过多次全球性的冰川作用。在冰期时，冰川大规模地增长与扩展；而在间冰期时，冰川则发生大规模地退缩或消亡。现在发现在前寒武纪、石炭纪、二叠纪和第四纪的地层中，存在着冰川活动的遗迹。其中第四纪冰川作用直接影响了现代地貌的发育。自新近纪中新世以后，全球气候由温暖转为寒冷，南极洲和格陵兰岛开始出现冰川。由于第四纪气温继续下降，导致了全球性大冰期的来临，全世界发育了多次规模巨大的冰川作用。冰期时的平均气温比目前下降达5℃以上，最大冰期时，世界大陆近1/3面积为冰川所覆盖。当时北半球有三个主要的大陆冰川中心：①斯堪的纳维亚冰盖，面积667×10⁴km²，冰川最大厚度3000m，冰流向南伸展到北纬47°左右；②格陵兰与北美冰盖，面积1845×10⁴km²，冰川最大厚度3500m，冰流向南伸展可达北纬约38°；③亚洲北部冰盖，相对面积、厚度较小，冰流主要分布在北极圈附近，北纬60°以北地区。第四纪冰川作用造成了丰富的地貌形态和沉积物，这正是恢复各地古冰川活动的有力证据。自第四纪以来，全球不少地区曾经历了多次冰期和间冰期。我国科学家李四光曾把我国境内划分出四个冰期：鄱阳、大姑、庐山和大理冰期，分别与欧洲阿尔卑斯山区的贡兹、民德、里斯和玉木冰期相当。但由于古冰川作用遗迹往往受到后期外营力作用的改造与破坏，使原来的地貌形态和沉积物分布特征受到不同程度的变化，甚至面目全非，容易引起不同学者的意见分歧，如中国东部古冰川问题的争论仍在继续。因而在考证古冰川活动的证据时，必须避免仅凭少数孤立的形态或物质标志就得出概括的结论；而要重视冰蚀、冰碛、冰水和冰缘地貌、沉积之间的配套和相关分析。对于老冰期或冰川地貌形态受到严重破坏的地区，特别要重视对沉积地层的研究，注意冰川与类冰川堆积的辨认。同时，应当加强第四纪的综合研究，冰川是一种自然地理现象，它的发育，严格地受气候、地形和新构造运动等诸因素的制约。因此应当吸取在古气候、古土壤、黄土、第四纪地层、海洋沉积、古生物与人类学等方面的研究成果，与所收集的古冰川作用资料进行综合分析，相互验证，这将有助于确定某地古冰川活动证据的可靠程度。二、冰期的划分第四纪是一个气候剧变的时代，全世界经历了多次寒暖交替，相应地出现了冰期与间冰期的交替演化。在一个冰期里，有时还可分出若干冰进阶段或冰退阶段。从地貌学角度而言，冰期的划分，主要根据冰川地貌和堆积物特征的分析，一般采用下列方法：(一)冰碛物的岩性组合和风化程度冰碛物岩性组合的差异，反映了其物质来源的变化。一般终碛物质主要来自粒雪盆区，可占终碛总量的70%左右。由于不同冰期的粒雪盆位置不同，因而在冰川走向垂直于地层、构造线走向的地区，造成了不同岩性组合的冰碛物，这就可作为划分冰期的依据。我国西部一些由结晶岩构成的主要山系，自核部向外围的岩性变化为：火成岩带、深变质岩带、浅变质岩带和沉积岩带。在较老冰期时，山体切割微弱，冰川源头位于外围山坡，故较老冰碛物以沉积岩和浅变质岩为主。由于溯源侵蚀，较新冰期时，冰川源头逐步深入到山体核部，所以较新冰碛主要由深变质岩或结晶岩组成。不同冰期冰碛物的颜色、结构和风化程度颇有差异。较老冰碛物经受了间冰期的湿热化过程，颜色较暗，胶结较好，其表层常具一定的成土化。漂砾风化深，有很厚的风化晕，甚至完全风化呈粉末状；而新冰碛往往没有成熟的土壤层。冰碛物中的风化次生矿物含量，新、老冰碛物亦明显不冰水湖三角洲，秋冬融水少，悬浮黏土沉积色深。粗浅、细深两层表一年。确定古冰川依据：冰成地貌、沉积地层、海洋地层、古土壤与古生物、人类。切割微弱冰碛物为沉积岩，继续溯源侵蚀为深变质岩、结晶岩。湿热色暗胶结好。同。如希夏邦马峰较新冰碛物中的褐铁矿含量占12.3%，而较老冰碛物中则达23.97%冰水湖三角洲，秋冬融水少，悬浮黏土沉积色深。粗浅、细深两层表一年。确定古冰川依据：冰成地貌、沉积地层、海洋地层、古土壤与古生物、人类。切割微弱冰碛物为沉积岩，继续溯源侵蚀为深变质岩、结晶岩。湿热色暗胶结好。(二)间冰期沉积不同冰期的冰碛物之间，经常夹有河流砾石层、冰湖沉积或古土壤层等间冰期物质。它们之间呈互相切割或掩埋关系。在间冰期湿热环境的影响下，土层中常可形成高岭土白条和铁锰质薄膜或结核，有时含温暖环境的动植物埋葬群。因而，根据冰期与间冰期沉积的层位与接触关系，能较可靠地进行冰期的划分。如在喜马拉雅山地区的较老冰碛层之上，覆有厚40~60cm棕红色古土壤层，含高岭石、伊利石等黏土矿物；在较新冰碛物与新冰碛物之间，夹有棕黄色或褐色土壤层，孢粉中含栎属、铁杉和菊料、禾本科等植物；在新冰碛物之上，则为分布不均的薄层灰黑色草甸土。采用地层学方法划分冰期，虽然比较可靠，但在山区应用时常有一定的局限性。因为前期冰碛或间冰期沉积往往受到后期冰川作用的强烈修饰或破坏而表现不显。这时应在两期冰碛物的接触面附近，注意老冰碛层表面是否有古风化壳或褶皱、冲断等扰动现象，并在新冰碛物中找寻是否有老冰碛物的包裹体，以及新冰碛物是否有超覆在较新冰碛物之上的现象。(三)冰川堆积地貌各期冰川堆积地貌的保存程度很不相同。一般第四纪早期冰碛地貌形态因后期破坏多已消失殆尽，其冰碛物常被后期间冰期、冰期沉积所改造或掩埋；而晚更新世冰期和全新世新冰期的冰碛地貌形态常保存良好，冰川作用的基本轮廓尚可看见。如由不同岩性或风化程度冰碛物组成的、高度不同的冰碛阶地，就能代表不同的冰期。终碛堤是划分冰期和冰川发育阶段的重要标志。一般冰期终碛堤比较高大，多具有挤压终碛的特征，并可卷入部分前期冰碛或间冰期流水沉积物，在终碛堤的内、外还可找到构成冰川地貌组合的各种地貌单元。阶段性（冰川亚期的）终碛堤则比较低矮，分布于冰期终碛堤的内侧。间冰期：河湖沉积或古土壤。早期冰碛易被后期沉积改造，冰川亚期终碛堤低矮。新冰斗保存较完好。冰川退却，槽谷流水侵蚀变峡谷，再冰期变下槽谷，成套谷。间冰期：河湖沉积或古土壤。早期冰碛易被后期沉积改造，冰川亚期终碛堤低矮。新冰斗保存较完好。冰川退却，槽谷流水侵蚀变峡谷，再冰期变下槽谷，成套谷。(四)冰蚀地貌冰斗、槽谷和冰川刻画痕迹等地貌标志，皆能反映冰川作用次数。冰斗底部与雪线高度相当，成层分布的冰斗，表明了第四纪气候的巨大波动，古雪线高度的变化，导致多次冰期或冰川发育阶段的产生。同时，不同冰期的冰斗，破坏程度颇有差异，新冰期的冰斗常保存良好。但在采用冰斗标志划分冰期时，应注意消除因坡向、新构造运动而引起的冰斗分布高度的变化。冰川槽形谷通常指示了冰期次数。说明了当前期冰川退却后，槽谷遭受间冰期流水的侵蚀，下切形成峡谷；后期冰川在峡谷基础上，再修饰改造成为下槽谷。但有时槽谷的级数不一定等于冰期的次数。因而对于槽形套谷的分析，必须结合冰碛物或其他冰川地貌类型进行综合研究。通过上述途径划分冰期时，要加强各种方法所得结果的互相验证，重视冰川地貌类型组合或冰川沉积系列的分析。如在山岳冰川作用区的地貌垂直带明显，自上而下表现为冰蚀地貌带、冰蚀—冰碛地貌带、冰碛地貌带和冰水堆积地貌带；在大陆冰川区则以终碛为界，分为以冰碛地貌为主和以冰水堆积地貌为主的两个地带。应当指出，从沉积学角度来研究冰期，近期取得了重大进展。这是由于对大量深海海底岩芯，采用¹⁴C、古地磁、火山灰层位、古生物和氧同位素比(¹⁸O/¹⁶O)等方法进行分析和年代测定，较完整地恢复了全球古气候变化的进程所致。如对深海沉积物的某种浮游有孔虫残骸的氧同位素测定，表明90万年以来，古气候有过23个变化阶段。对我国黄土剖面的研究，也获得了类似的结果，反映了黄土堆积经历了13个气侯旋回和21个气候亚旋回。通过上述多种手段的综合研究成果与实地调查观测资料相结合，不仅证实了地球上在第三纪就有冰川的出现，而且对第四纪冰川作用的冰期有了新的认识。典例（2022年河北卷）16．阅读图文材料，完成下列要求。冰斗和U型谷是典型的冰蚀地貌，因冰斗底部高度与其形成时当地的雪线高度基本相当，故常依据不同时期冰斗位置来分析气候变化规律，用U型谷特征判断冰川活动期次和规模。图7为根据我国西北某山区冰蚀地貌特征而编制的模式化图（忽略局地因素影响）。图中冰斗①～⑧分三期形成，受外力破坏微弱，形态完好；F为断层，它改变了冰斗③和⑤的原始位置。(1)判断各期次冰斗的先后顺序，并简述U型谷发育过程。(2)结合冰斗和U型谷特征，阐释该山区的气候变化。【答案】(1)冰斗形成的先后顺序：⑤⑥，③④⑧，①②⑦。（同期冰斗不分顺序）U型谷发育过程：前期冰川规模较大，侵蚀形成了宽大U型谷A；后期冰川规模较小，冰川下蚀形成了嵌套在A中的较窄U型谷B。(2)冰斗成层分布且基本完好（受破坏微弱），说明雪线逐期上升；两期U型谷前期宽后期窄，说明冰川活动规模逐期变小；因此，当地气候逐期变暖，冰川面积减小。【分析】本题以冰蚀地貌为材料，设置2道小题，涉及地貌的形成过程、地理环境整体性等相关知识点。考查学生获取和解读地理信息、调动和运用地理知识的能力，体现区域认知、综合思维的学科素养。【详解】（1）据材料“因冰斗底部高度与其形成时当地的雪线高度基本相当”，随着雪线的后退，冰川侵蚀加剧，冰斗海拔升高。早期，位于沉积岩层的下方，即⑤⑥；中期，处在沉积岩层中部，即③④⑧；后期处在沉积岩层上部，即①②⑦。U型谷发育过程：前期雪线低，冰川规模较大，侵蚀作用强烈，侵蚀形成了宽大U型谷A；后期随气温升高，雪线上升，冰川规模变小，冰川下切侵蚀，形成了嵌套在U型谷A中的较窄U型谷B。（2）据材料“图中冰斗①～⑧分三期形成，受外力破坏微弱，形态完好”结合图示信息可知，冰斗成层分布，受外力破坏微弱，形态基本完好，说明冰川萎缩，雪线逐期上升；据图可知，早期U型谷A宽大，后期U型谷B窄小，说明冰川活动规模逐期减弱；因此，推测当地气候逐期变暖。冰期规模大，发育的U型谷就宽大，后期规模小，则下蚀嵌套一窄谷。不同冰期冰斗，破坏程度不同，新冰斗保存好；雪线下降，后期破坏前期。山岳冰川自上而下：冰蚀、冰碛、冰水堆积冰期规模大，发育的U型谷就宽大，后期规模小，则下蚀嵌套一窄谷。不同冰期冰斗，破坏程度不同，新冰斗保存好；雪线下降，后期破坏前期。山岳冰川自上而下：冰蚀、冰碛、冰水堆积。第五节冰缘地貌一、冻土及其分布由冻融作用产生的地貌，叫做冰缘地貌。冰缘原指冰川边缘地区，现已泛指不被冰川覆盖的气候严寒地区，大体与多年冻土分布范围相当，部分季节冻土区亦发育着不同程度和类型的冰缘现象，所以，冰缘地貌又称冻土地貌。冻土是指处于0℃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、夏季融化的季节冻土和常年不化的多年冻土两类。冻土以地下最高地温0℃为界，分为上层冬冻夏融的活动层和下层终年冻结的多年冻结层（图7—14）。每当冬季，上、下两层冻结连接在一起，但由于活动层的地温随气温而变化，各年冻结深度有所差别，因而，有时在活动层与多年冻结层之间，夹有薄层隔年融土或冻结层。多年冻结层的下界，主要取决于所在地区地温的高低。地温高，多年冻结层的下界埋藏浅，冻土层厚度小；若地温低，则多年冻结层的下界埋藏深，冻土层厚度大。全球冻土的分布，具有明显的纬度和垂直地带性规律。自高纬度向中纬度，多年冻土埋深逐渐增加，厚度不断减小，年平均地温相应升高，由连续多年冻土带过渡为不连续多年冻土带、季节冻土带。如欧亚大陆极地区域冻土出露地表，厚达千米以上，年平均地温-15℃；到北纬60°附近，冻土厚百米左右，地温升至-3～-5℃；至北纬约48°，冻土厚仅数米，地温接近0℃。在我国东北和青藏高原地区，纬度相距一度，冻土厚度相差10~20m，年平均地温差距0.5~1.5℃（图7—15）。高山地区冻土的分布，主要取决于海拔的变化。海拔愈高，冻土埋深愈浅，厚度愈大，地温愈低。如我国西北部山区，每升高100～150m，冻土埋深减少20~30cm，厚度增加30m，地温降低1℃。冻土分布的地带性规律经常受到海陆分布、物质组成和地貌部位等非地带性因素的干扰。大陆性气候虽不利于冰川的成长，却有利于冻土、冰缘的发育，故欧亚大陆冻土最南界限比北美南移纬度达5°。在连续冻土带的潮湿细粒土地段的冻土，经常比干燥沙砾石地段的冻土埋深浅，厚度大，地温低。在同一山地的南、北两侧山坡，冻土的温度、厚度和分布下限亦颇有差异。冻土的演化，主要受温度的控制。地表现存的多年冻土，大部分形成于第四纪冰期时。随着冰后期气温的上升，全世界多年冻土具有退化的趋势。这表现在欧洲冻土的南界，从冰期时北纬42°的法国中部和多瑙河中游，退缩到现在的北纬68°的挪威北部；阿尔卑斯山冻土下界上升量达2500m以上。我国东北冻土南界则从北纬42°退到现在的北纬48°附近，西部山地冻土下界上升了500~1000m。由于冻土的退化，因而引起了各地冰缘地貌类型、规模的显著变化。如在第四纪冰期时古冰楔、巨型多边形土，在青藏高原广泛发育，而现代就很难生成，热融地貌则日益得到发展。但在全新世时期，也有新生冻土的形成。如在冰后期大陆冰盖或冰川退却后的某些地区，就可能发育新生的冻土和冰缘地貌。二、冻融冻土指0℃以下含冰土、岩。地温高（海拔低），多年冻土层下界浅，厚度小。60°N冻土厚百米，地温-4℃左右。潮湿细粒地冻土埋浅、厚大。我国东北冻土南界48°N。冻土指0℃以下含冰土、岩。地温高（海拔低），多年冻土层下界浅，厚度小。60°N冻土厚百米，地温-4℃左右。潮湿细粒地冻土埋浅、厚大。我国东北冻土南界48°N。(一)冻融作用冻融作用指冻土层中水分的冻结与融化，是冰缘地貌发育的最活跃因素。随着冻土区温度周期性发生正负变化（图7—16），地下水分相应地出现相变与迁移，导致岩石的破坏，沉积物受到分选和干扰，从而引起冻土层的变形，产生冻胀、融陷和流变等一系列复杂过程。其主要表现形式为冻融风化、融冻扰动和融冻泥流。在冰缘地区的岩层或土层中，存在着大小不等的裂隙和孔隙，它们常被水分充填，随着冬季或夜晚气温的下降，水分逐渐冻结、膨胀，亦可形成脉冰，对围岩起着很大的破坏作用，使裂隙不断扩大。至夏季或白昼因温度上升，冰体融化，地表水可再度乘隙注入。这种因温度周期性变化而引起的冻结与融化频繁交替出现的冻融风化，造成了地面物质的松动崩解。它不仅形成了冰缘地区大量的碎屑物质，而且在沉积物或岩体中还能产生冰楔、土楔等冰缘现象。融冻扰动一般发生在多年冻土的活动层内。每年冬季，活动层由地表向下冻结时，由于底部多年冻结层的阻挡，水分不能下渗，所以使活动层下部未冻结的含水层，因受冻胀挤压而引起塑性变形，产生了各种不规则的微褶皱、袋状构造成包裹体等冰卷泥现象。融冻泥流是冰缘地区最重要的物质运移和地貌作用过程之一。一般发生在几度至十几度的斜坡上，当冻土层上部解冻时，融水使主要由细粒土组成的表层物质达到饱和或过饱和状态，从而使上层土层具有一定的可塑性，在重力的作用下沿着融冻界面向下缓慢移动，形成融冻泥流，年平均流速一般不足1m。由于泥流顺坡蠕动时，各层流速不一，表层流速大于下层，所以有时可把泥炭、草皮等卷进活动层剖面中，产生褶皱和圆柱体等构造形态。可见，冻融作用一方面对地表物质进行冻融风化，另一方面又将风化碎屑搬运、堆积，致使冰缘地区地表日冬季活动层向下冻结，挤压与多年冻结层所夹的难渗含水层，产生褶皱、冰卷泥。冻融饱和可塑性泥流，表层快，卷草炭。冻融、搬运、堆积，地表和缓变为夷平面。趋和缓，向冻融夷平面冬季活动层向下冻结，挤压与多年冻结层所夹的难渗含水层，产生褶皱、冰卷泥。冻融饱和可塑性泥流，表层快，卷草炭。冻融、搬运、堆积，地表和缓变为夷平面。(二)融冻堆积冻融作用形成的堆积物中，以冻融泥流堆积分布最广。它是由冻融风化产生的碎屑物质，经过频繁的冻融交替，顺坡缓慢地搬运、堆积而成。一般由大小不等的碎石和泥沙混杂组成，不含巨大块砾，缺乏分选性，即使以细粒土为主的沉积层中，层理亦不明显，但在不同时期的薄层状蠕动层之间，有时出现波状不整合面，形成假层理现象。融冻泥流的碎屑物质来自邻近山坡，岩性成分单一，与山坡基岩岩性一致。砾石棱角明显，其表面有时带有短而浅的擦痕。扁平石块在蠕动过程中，往往沿阻力最小的方向顺坡排列，其长轴多平行于运动方向。在融冻堆积的剖面中，虽然缺少层理构造，但仍可保存有冰楔、冰卷泥、揉皱、断裂和圆柱体结构等冻融作用产生的构造痕迹，可作为古冰缘研究的识别标志。冰楔分布于极地高纬地区，如阿拉斯加现代冰楔区边缘地带的年平均气温为-6~-8℃，腹部地区为-12℃。由于地表水周期性地注入多年冻结层裂隙，水体相应的多次重复冻结，因而形成了上宽下窄的楔形脉冰，叫做冰楔（图7—17）。它常使围岩层理受挤压而发生向上弯曲变形。冰楔规模大小不等，若冰楔形成于沉积层裂隙之后，其规模小，宽度数十厘米，深度常不足1m；如冰楔与沉积层同时生成，则宽度可达5~8m，最大深度达40m以上。当冰楔内的脉冰融化后，裂隙周围的沙土或砾石充填楔内，形成沙楔、土楔或砾楔。但它们也可能与冰楔无关，是反映在严寒气候的冰缘环境下直接由多次冻裂作用所造成的裂隙中发生填充的结果。冰卷泥经常产生在具有水平层理的河、湖相沙砾储水层中（图7—18）。融冻扰动层与上、下层呈突变接触，界面明显，下伏的是隔水的多年冻结层，上覆季节冻结层。在扰动层内，冰卷泥褶曲形式多样，但比较对称，定向性不显。冰卷泥扰动的深度，一般距地表不超过3m，与冻土活动层的深度相当。三、冰缘地貌(一)雪蚀洼地与山原阶地在山地积雪洼地中，冻融作用强烈地破坏积雪场周围及其底部的基岩，重力与融水将冻融风化碎屑物向下搬运，因而形成了碟形雪蚀洼地。其下部出口处，一般无明显陡坎。但当气候转冷，固态降水量补给增加时，雪蚀洼地有可能演化为冰斗。山原阶地往往围绕着由基岩构成的夷平山顶分布（图7—19）。阶地面比较平坦，多被薄层冻融风化碎屑物所覆盖；阶坎坡度较陡，经常基岩裸露，冻融风化强烈。在频繁的冻融作用下，基岩不断受到风化剥蚀，碎屑物相应地被泥流带走，致使山原阶地面逐渐降低，阶坎土楔：冰楔的脉冰融化裂隙被填充。山原阶地：基岩平顶，冻融剥蚀，碎屑被泥流搬运。石海下界：与冻土一致，比雪线稍低。节理硬基岩崩落巨砾在缓坡。后退，阶地级数减少，整个坡地日趋和缓土楔：冰楔的脉冰融化裂隙被填充。山原阶地：基岩平顶，冻融剥蚀，碎屑被泥流搬运。石海下界：与冻土一致，比雪线稍低。节理硬基岩崩落巨砾在缓坡。（二)石海与石河石海发育于冰缘地区的山顶夷平面或缓坡等平坦地貌部位上，由基岩经冻融风化作用而崩落的巨大块砾组成（图7—20）。巨砾层透水性好，水分不易保存，这就减慢了冻融作用对巨砾进一步分解的速度；而少量细粒物质又多被融水带走，因此，组成石海的巨砾，一般直接覆盖于基岩面之上。石海往往形成于富有节理的花岗岩、玄武岩和石英岩等坚硬岩性地区，而在页岩等软弱岩性区则很难发育石海。石海形成后，很少运动，并能长期保存，如山西五台山3000m的平坦山顶上，仍保留着晚更新世石海。石海分布的下界，是随着纬度的降低而升高。如中国天山、昆仑山和喜马拉雅山北坡，现代石海下界分布高度分别为3600m、4900m和5900m，即纬度降低1°，石海下界升高130~140m。这与冻土下界的升高值基本一致，而比同一时期、同一地区的雪线高度低250~350m。所以，石海的分布下界，可作为重要的气候地貌界线。石河发育在多年冻土区具有一定坡度的凹地或谷地里。它是由充填沟谷的冻融风化碎屑