冰川地貌及其堆积物课件

冰川地貌及其堆积物

掌握冰川、冰期和间冰期概念，了解冰川形成过程及冰川类型（大陆冰川、山岳冰川）；掌握山岳冰川的基本特征、冰蚀作用类型（拔蚀及磨蚀作用）、冰蚀地貌（冰斗、冰川谷、悬谷、角峰、刃脊、冰溜面、羊背石等）、冰碛地貌及冰水堆积物地貌特征;重点掌握山岳冰川堆积物(底碛)鉴别特征；了解大陆冰川基本特征、冰蚀作用特点、主要冰蚀地貌和冰碛地貌及冰水堆积地貌；掌握多年冻土的概念和分布、冻土结构、融冻土地貌类型（石海、石河、构造土等），影响永冻层深度和厚度的因素，了解冻土研究的意义。本章重点冰川地貌及其堆积物特征。难点是堆积物鉴别。

7.1概述7.2山岳冰川及其堆积物

7.2.1山岳冰川基本特征

7.2.2山岳冰川地貌

7.2.2.1冰蚀地貌

7.2.2.2

冰碛地貌7.3山岳冰川堆积物特征7.4大陆冰川及其堆积物7.5冻土冰川又名冰河，是地面上缓慢运动的巨大冰块。粒雪多角形雪花。雪花一落地随昼夜温差和压力变化，变成一层薄冰壳，当积雪达一定厚度，变成完全丧失晶体特征的圆球状（粒状）雪粒雪。7.1概述

冰川冰随时间推移，经压力或热力作用，粒雪硬度、粒间紧密度发生变化，雪层亮度和透明度减弱，一些空气被封闭在内，形成冰川冰。冰川冰最初乳白色，随后变得致密坚硬，里面气泡也逐渐减少，变成晶莹透彻，带有似蓝色水晶的老冰川冰。冰川冰川冰在压力和重力作用下顺山坡或谷地向下运动即称为冰川。冰川流速很慢，仅3-300m/a，若从陡坎上跌落下去，或发生冰崩，可达到每年几十千米。多年冻土冰川作用外围区气候寒冷，大片土地多年冻结形成。积雪、冰川和冻土作用是构成高纬和高山地区地貌形成与发展的主要营力。雪花、粒雪、冰川冰贡嘎山的冰雪作用（据杨桦等，2000）天山冰川玉龙雪山现代冰川米堆跃动冰川四姑娘山冰川地貌－－巴郎山和老鹰岩四姑娘山冰川地貌－－猎人峰和阿妣山四姑娘山冰川地貌－－双桥沟群峰四姑娘山冰川地貌－－山高白云屯和光洒山崖雪线（snowline)—高山、高纬区气候寒冷，当降雪的积累大于消融，形成终年积雪，这种积雪区的下线就叫雪线。雪线以上，年降雪量超过年消融量，称积累区；雪线下，年积雪量小于年消融量，称消融区。雪线影响因素：温度、降水和地形

（1）温度终年积雪区年均温0℃以下。气温高低随纬度和高度而变。

纬度高、气温低，雪线低。如我国西部北纬29°的喜马拉雅山北坡雪线高为5,800—6,200m；到北纬49°10′的阿尔泰山，雪线降低至3,000—3,200m，到极地雪线高度降低至近海面。昆仑山的雪线（2）降水降水量和雪线关系密切。同温下，降水量大，雪线高度低。例：西藏东南受孟加拉湾气流影响，年降水量可达1,500mm以上，雪线海拔4,600m左右。纬度与此相近的珠峰北坡，因降水量少，雪线升高至6,000—6,200m，为我国雪线最高区。因南北半球的副热带高压区降水量较赤道区小，世界上现代雪线的最高限不是赤道，而是副热带高压区。（3）地形

因不同坡向降水量和热量不同，引起雪线高度差异。降水量多和背阴坡，雪线低于降水量少和向阳坡。但若向阳坡降水量明显超过背阴坡时，降水量就起主导作用。如珠峰南坡受西南季风影响，降水量多，雪线高度4,600-5,200m。北坡因喜马拉雅山山脊高度已超过西南季风可翻越的高度，因而雪线升高至6,200m。

终年积雪区面积大小，也可引起雪线高度差别，因积雪面积大可产生两方面影响：一是降低温度，二是丰富积雪可降低雪线。更新世冰期，冰川覆盖面积达世界陆地面积的三分之一。现在尽管不是冰期，但仍有冰川存在，覆盖面积约1550km2，占陆地总面积的10%,总体积约2600km3，占全球淡水的85%。据冰川形态、规模和发生区域，冰川可分为山岳冰川、大陆（平原）冰川、高原冰川和山麓冰川等，以前两种最为常见。

7.2山岳冰川及其堆积物

7.2.1山岳冰川基本特征山岳冰川发育于高山上的冰川。主要分布在中、低纬度高山区。特征:雪线高，规模相对较小。如滇西北玉龙雪山的现代冰川。冰斗冰川山岳冰川悬谷冰川(据形态和发生部位)山谷冰川冰斗冰川位于雪线附近或雪线以上规模较小的冰川。有一短小冰舌从三面为陡壁、形似围椅的冰斗中流出，无明显的积累区和消融区。其内常发生雪崩。冰斗冰川（据Γ.K.图申斯基）非洲肯尼亚内罗毕北肯尼亚古火山上的冰斗冰川悬谷冰川（hangingglacier)发育在陡坡上的一种短小冰川。或当冰斗冰川的补给量增大，冰雪向冰斗以外的山坡溢出，形成短小的冰舌悬挂在山坡上，称悬谷冰川。

悬谷冰川（据Γ.K.图申斯基）山谷冰川(valleyglacier)当有大量冰雪补给时，大量冰体从冰斗溢出，进入山谷形成缓慢流动的冰河。山谷冰川长可达数十公里，厚可达数百米。图7-1冰川类型(据Γ.K.图申斯基)山岳冰川侵蚀作用特点：强烈，仅次于河流。侵蚀作用分为：

拔蚀作用—冰床底部或冰斗后背基岩，沿裂隙反复融冻而松动，当这些松动基岩再与冰川冻结时，冰川向前运动就把岩块拔起带走。磨蚀作用—冰川运动时，冻结在冰川底部的碎、块石突出冰外，象锉刀一样，不断地对冰川底床进行削磨和刻蚀，使冰床底部基岩上形成带有擦痕的磨光面。

山岳冰川冰斗、角峰、刃脊、U型谷、冰蚀三角面、羊背石和冰蚀地貌冰擦面等。

大陆冰川冰蚀平原和冰蚀峡湾、冰蚀湖盆等。冰碛地貌（大陆及山岳冰川）：侧碛堤、中碛堤、终（尾）碛堤、鼓丘和冰碛阜等。冰（融）水堆积地貌（大陆及山岳冰川）：如冰水扇、冰水湖、鼓丘、锅穴及蛇形丘等。

7.2.2.1冰蚀地貌

冰斗、刃脊和角峰（雪线以上及附近）

冰川谷、羊背石（冰川谷内）（雪线以下）冰蚀地貌7.2.2山岳冰川地貌

①冰斗：冰川源头围椅状洼地。位于雪线附近，靠山一侧三面是陡峭的岩壁，向下坡有一门槛式开口。成因：山坡上部凹地，积雪成冰，周围岩石因频繁寒冻风化而破碎，同时冰川沿冰床发生旋转滑动，对冰床进行侵蚀，并将侵蚀掉的破碎岩块从凹地搬走，使底部不断加深，形成冰斗。

云南梅里雪山冰斗珠穆朗玛峰附近的冰斗②刃脊及角峰：

两条山谷冰川间或两冰斗间的鱼鳍状山脊—刃脊（arete)，三个以上冰斗所交汇的山峰，形成尖棱山尖—角峰(horn)。

图7-2冰斗、刃脊和角峰的形成

冰斗扩大冰斗刃脊刃脊角峰四姑娘山的冰斗、刃脊和角峰刃脊和角峰四姑娘山冰川地貌（据张德重）—主峰（6250m）角峰

③冰川谷（U型谷）：冰川占据以前河谷或山谷，流动时截切山咀、磨蚀谷壁、刨蚀谷底，两岸山坡岩石经寒冻风化不断破碎、崩落后退，使原来谷地被改造成横剖面呈抛物线形状，能更有效的排泄冰体。如四川海螺沟冰川U型谷。冰川谷

庐山王家坡U形谷

谷地由震旦系石英砂岩、长石石英砂岩组成。谷地源头高程约800米，长达4公里，谷地宽约700米。谷中有著名的王家坡双瀑。Montana，Bearfooth高原的U形谷

U形谷地形图新疆天山U型谷U型谷特点：（1）谷地两侧有谷肩，谷肩下的谷壁较平直。（2）冰川退缩后，谷内可见冰川侵蚀留下的微地貌，如羊背石、磨光面。（3）横剖面上的谷缘（谷肩）特别明显，并常有出口悬在谷壁上的支冰川悬谷或小沟谷。④羊背石

是冰床（如冰川谷底）上冰蚀残余的椭圆形岩突，常成群分布。

羊背石长轴向与冰流方向一致，迎冰面被强烈磨蚀较平缓，磨蚀面上多细小刻蚀槽沟，擦痕延伸方向与冰流方向一致；背冰面则被冰川挖蚀而坎坷不平，坡度也较陡，远望犹如匍匐的羊群，故称羊背石。羊背石羊背石新疆羊背石冰川擦痕如冰川搬运物多是碎石，则在谷壁基岩表面形成与冰流方向平行的条痕或刻槽。冰川擦痕成钉形，一端粗，一端细，粗端指向冰川上游。⑤冰擦面

冰蚀磨光面。是冰川冰与冰川中的岩块在运动中对床面长期磨蚀的结果。

当冰川搬运物以砂和粉砂为主时，在较致密岩石上，磨光面更为发育。它寄生于冰川谷的谷壁谷底、冰蚀三角面上和冰盖的下伏基岩面上，以及寄生于夹在冰川中运移的大漂砾岩块面上。冰擦面--摩光面冰擦痕、冰擦面是山谷冰川截切山咀山足而留下的三角形冰蚀壁面冰蚀三角面冰蚀槽冰斗湖悬谷7.2.2.2

山岳冰川冰碛地貌①冰碛丘陵：冰川消融后，原来的表碛、内碛和中碛都沉落到冰川底部，和底碛一起合成基碛。基碛受冰川谷底地形起伏或冰碛物分布的影响，形成波状起伏的丘陵，称冰碛丘陵或基碛丘陵。冰碛体发育于冰川动力构造（见下图）由于冰川冰的滑移或推挤，使冰川体以下或前缘、侧缘的冰碛具有剪切破裂构造，有的具剪切面，有的具扭裂面，有的是研磨页理，有的岩砾发生剪切破裂或被压挤而楔入风化基岩等。冰碛体②侧碛堤：分布在冰舌两侧，呈堤状延伸的冰碛岗地。是侧碛和表碛在冰川退缩后共同堆积而成。下游方常与冰舌前端的终碛堤相连，上游方沿至雪线附近（图7-3）。

③终碛堤（尾碛堤）：位于冰川舌前缘的弧形堤状冰碛体（图7-3）。由冰川冰推移的冰床物质与冰川融出物质（即冰碛）构成。如冰川退缩过程中短暂推进，可形成多道弧形终碛堤，冰碛堤间的洼地，可积水成池塘（湖），再次冰进又有可能破坏或改造上次冰川留下的遗迹。

图7-3山谷冰川末端的侧积和终积堤（据R.F.Flint）

冰川终碛冰川表碛7.2.2.3

冰水堆积地貌冰水堆积地貌冰融水搬运的物质在冰川外围停积，所构成的地貌。①冰水扇和冲（沉）积平原：冰融水从冰川两侧和底部流向冰川前端，汇成冰前河流。由于坡度变缓，河道分叉，所携带的砂砾停积下来，在终碛堤外围形成扇状堆积，叫冰水扇。相邻冰水扇扩展相连形成冰水冲积平原。

②冰水湖：冰盖冰流刻蚀洼地，冰融后由冰融水积水成湖，有明显的季节变化。夏季沉积速度快，颗粒粗，颜色浅；冬季沉积速度慢，颗粒细，颜色深。这种季节变化构成的韵律，称纹泥。剖面上据韵律多少可推断冰湖沉积年龄。青海高原上的冰蚀（水）湖（A.Strahler,1999）③冰砾阜阶地：在冰湖两侧冰川融化快，形成冰侧河流，并带来大量冰水物质堆积在冰川谷的两侧，形成冰砾阜阶地（图7-4）。图7-4冰砾阜阶地

B.冰冰川川融融化化前后④冰砾阜：地貌上呈圆形或不规则小丘，由具层理、分选的细粉砂组成。是冰面上小湖或小河的沉积物在冰川消融后沉落在底床堆积而成。常在冰砾阜上部有一层冰碛层。图7-5锅穴的形成

⑤锅穴：冰水平原上的圆形洼地，是埋在砂砾中的死冰块融化引起的塌陷（图7-5）。

深数米，直径十余米至数十米。莲花台"冰桌"

冰川漂砾----“飞来石”两块巨石迭置，底层的巨石长8.9米，宽6.1米，高4.5米，略小的一块，突兀而架其上。冰桌冰蘑菇冰川湖海螺沟冰川四姑娘山冰川冰蘑菇冰芽冰川周围的角峰，常不断崩落下岩屑碎块。如崩落的岩块较小，在阳光下受热增温促进融化，结果岩块陷人冰中，形成圆筒状的冰杯，进而形成冰面湖。如果较大体积的岩块覆盖在冰川上，引起差异消融，当周围的冰全部融化了，而大石块因遮住了太阳辐射，其下的冰没有融化，就能生长成大小不等的冰蘑菇。冰面差异消融产生许多壮丽的自然景象，如冰桥、冰芽、冰墙和冰塔等。尤其是冰塔林，吸引不少游客。珠穆朗玛峰和希夏邦马峰地区的很多大冰川上，发育了世界罕见的冰塔林。一座又一座数十米高的冰塔，仿佛用汉白玉雕塑出来似的，它们朝天耸立在冰川，千姿万态。冰墙冰塔7.3山岳冰川堆积物特征

山岳冰川堆积物最重要的是底碛，它是冰川形成前先成堆积物及冰川运动过程中带来的物质，及对基岩研磨或挤压而破碎岩块的堆积物之和，叫底碛或泥砾。底碛主要特征：①无层理与分层，粗、细物质混杂，砾石长轴方向与冰川流向一致；②基本无磨圆，但可混有先成河流相的圆砾；③堆积物中含异源的巨大漂砾；

④粗粒物质上保存有磨光面和“钉”字形擦痕；⑤岩块和砾石（冰川变形砾石）中具有压弯、压坑（压痕）或压裂现象；⑥完整冰碛剖面大致可分为上下两层，上层颗粒粗，透水性好，下部粒细，透水性差；⑦冰碛物中所含孢粉和植物化石均为寒冷型。底砾（泥砾）庐山大校场谷口泥砾庐山羊角岭泥砾7.4大陆冰川及其堆积物

大陆冰川分布于高纬度区，规模和厚度比山岳冰川大得多，不受下伏地形影响。规模最大，表面起伏的巨大冰体叫冰盖，规模较小，表面中心凸起似盾形的叫冰盾。7.4.1冰蚀地貌①冰蚀平原：大陆冰川主体塑造的平缓地貌。平原内常见磨光面、冰蚀凹陷(石盆)和丘陵、羊背石等微地貌。冰蚀凹陷在冰后期常积水成湖。②槽谷(峡湾):深入海洋的大陆冰川，在海岸边侵蚀形成深的槽谷，冰退后海水侵入，形成峡湾。

挪威Geirangerfjord冰川谷冰蚀峡湾（A.Strahler,1999）7.4.2冰碛地貌①鼓丘：冰水砾石组成的小丘，平面呈椭圆形，长轴与冰流方向一致，纵剖面呈不对称的上凸形，迎冰面坡缓，背冰面坡陡，高度可达数十米。②冰碛垅（堤）：大陆冰川在冰川前端往往形成大规模冰碛堤，呈弧形展布。冰碛堤的形成（A.Strahler,1999）三角洲冰砾阜冰前湖冰块冰山海滨线冰水沉积平原三角洲湖口辫状河流中碛蛇形丘鼓丘冰碛平原锅穴后退碛湖底终碛冰水沉积平原蛇形丘7.4.3冰水堆积可分为两组：a．冰川内的冰水沉积物

b．冰川冰融化流水形成的冰水沉积(1)冰川内的冰水沉积：是沿冰面或沿着冰内孔道或冰川底部“隧洞”流动的冰所形成的沉积物。由砾石、砂及粘土等组成，且具很好的分选及层理，并造成特殊小地形，有蛇形丘，鼓丘等。蛇形丘(esker)是一种狭长且呈蛇曲形的垄岗地形。它长数公里至数十公里，高10-30m，有时可达70-80m，底宽几十至几百米，顶宽数米。从剖面看，顶圆缓，两侧坡度10-20°。由冰下河道堆积物组成。蛇形丘延伸方向与冰川流向基本一致。内部全由分选好的成层砂砾组成，偶见冰碛物透镜体。

蛇形丘(2)冰川外的冰水堆积：是冰川融化水流的堆积物。从冰川边缘流出，形成扇形的堆积平原。堆积物和一般河流淤积物相同，可通过冰川边缘堆积(终碛堤)的存在，方能把附近堆积物称为冰水沉积。(3)冰水湖沉积：是依靠冰的融化水供给的洼地中的堆积物。最典型的沉积是纹泥，其特点是粘土和砂互成薄层，夏季冰川融化较多，堆积浅色的砂子，冬季堆积暗色的。

大陆冰川冰水堆积中的冰水湖堆积、冰砾阜和蛇形丘中，前二者与山岳冰川相似，只是规模通常要大得多。7.5冻土

多年冻土（永冻层）在气温极低的中高纬区，年均气温和地温在0℃以下，一定深度下的土层长期处于冻结状态。季节冻土（活动层）近地表土层随季节或昼夜变化而发生周期性融冻作用（图7-6）而形成。冻土分布在冰川发育区、冰缘区及远离冰川的广大寒冷区。它不仅形成于冰期，也可以形成于间冰期或冰后期。图7-6多年冻土层的结构特征欧亚大陆自南而北多年冻土发育情况：在我国松嫩平原北部嫩江有很多冻土区域，表明已到达多年冻土层南界。继续往北到达我国铁路的最北端，可见原呈块状的冻土已联片，厚度也增加到了50～120米。再往北进入北极圈，原来的参天古树消失，出现的是一片苔原，冻土厚度已达到200～600米，甚至于1000米。再往北走进入终点──北冰洋沿岸，这里气候极为严寒，冻土层厚达400～900米，是世界冻土厚度最大处，达1400米。北极圈（北纬66°34′纬线圈）世界冻土分布N我国冻土:

多年冻土分为高纬度和高海拔多年冻土。前者分布在大小兴安岭，面积为38～39万km2，是欧亚大陆多年冻土的南缘，平面分布服从纬度地带性规律，即海拔越高冻土面积越大，厚度越厚。

高海拔多年冻土分布在青藏高原、阿尔泰山、天山、祁连山、横断山、喜马拉雅山，以及东部某些山地，如长白山、黄岗梁山、五台山、太白山等，受当地海拔高度的控制。季节冻土主要分布在长江以北。汶川―宝鸡―天津以北冻土厚度大于或等于0.5m。高海拔多年冻土高纬度多年冻土我国多年冻土占国土面积的23%，

季节冻土占国土面积的55%，为世界第三冻土大国高海拔多年冻土世界之最非冻土区加格达奇漠河喀什大理黑河大连铁路公路在建铁路光缆输油管线高压输电线我国多年冻土区已有线性工程大理玉树满洲里大庆新藏公路青藏铁路西线南水北调俄—中输油管线青康公路整治工程清水河-不冻泉公路黑河大连加格达奇黑大公路整治工程大兴安岭林区公路我国多年冻土区在建和拟建工程强度与温度的关系多年冻土和其它岩土的根本区别在于，冻土为含有冰的温度敏感性土体。对气候转暖的响应：量变：升温—承载力降低质变：融化—承载力丧失关键的控制因素—温度

冻土中含有未冻水，未冻水含量的大小影响着土体力学性质冻土结构地震断裂带出露的厚层地下冰钻孔岩芯厚层地下冰热融湖塘青藏公路多年冻土区路基沉陷铁路路基沉陷冻土是气候的产物，对气候

变化特别敏感；冻土工程不

同于一般岩土工程的特点是

其与气候变化息息相关。冻土：指温度在0℃或0℃以下，并含有冰的各种岩土和土壤。寒土：温度在0℃或0℃以下，但不含冰的岩土和土壤。上限：指多年冻土层的顶面。也就是地表以下冻融土交界的最深位置。下限：多年冻土下部低温为0℃~-0.1℃的界面。一般情况下，其上部为多年冻土，下部为未冻土。人为上限:指人为活动影响下形成的多年冻土上界面。冻土厚度：多年冻土下限与上限之间的距离。多年冻土基本特征厚层地下冰地下冰在多年冻土区，地下具有一定厚度的冻土层，地表则发生周期性（季节、昼夜）的融冻作用，形成一些特殊地貌，称冻土地貌。常见冻土地貌及其特征见表7-1。

（1）与寒冻风化、重力作用有关的冰缘地貌

寒冻风化作用由于节理裂隙中的水分冻结膨胀，致使岩石破裂成岩块，或因温度变化，使组成岩石的矿物不均一地热胀冷缩，从而造成岩石破裂和岩块崩落。

石海：寒冻风化作用产生的大量大小不等的棱角状岩块及岩屑，在地形平缓处停积，既为石海（照片1、2）。石流坡（也称岩屑坡）：物质来源及产生与石海相似，但二者出现的地貌部位不同。石海多见于平缓山顶；石流坡出现在山坡。石流坡的岩状、碎屑，除斜坡上经寒冻风化在原地产生外，还有来自山顶的。故石流坡物质组成是上细下粗，坡上方为岩屑，坡下方是粗大岩块。岩性取决于山顶母岩。石流坡的休止角一般在25～35度，坡面较平直。

石流坡是多年冻土区常见的一种冰缘地貌形态，在大兴安岭和我国西部高山、高原冻土区几乎到处可见（照片3、4）。石河：由寒冻风化产生的岩块、岩屑，在重力作用下汇集到斜坡沟槽内，碎石沿沟槽徐徐向下移动，取名石河。

石海、石流坡、石河乃是同族兄弟，彼此存在有机联系，常是山上巨石铺地，山坡碎石遍布，山麓碎石成流。

（2）与冻融分选作用有关的冰缘地貌

冻融分选作用天然条件下，地表物质粗细混杂。由于石块和土的导热性能不同，冻结速度也各不一样。碎石导热率大，先冻结，水分就先向碎石附近迁移，并于碎石周围形成冰。水变成冰后体积膨胀，则使碎石产生位移，这样就产生了粗细物质的分异。久而久之，粗细物质相对集中，呈现出各种形态。石环：平缓而又粗细混杂的地表层，经冻融分选作用，使泥土岩屑集中在中间，岩块被排挤到周边，呈多边形或近圆形。石环（摄于青藏高原唐古拉山南麓）

石环形成条件：松散层一定是岩块和泥土粗细混杂，有充足的水分（水量＞30%），气温在0℃上下波动的持续时间较长。

石环常见于河漫滩、洪积扇前缘及山前缓坡。

斑土：形成机制和过程与石环近似，地表呈现出岩块、岩屑遍布，泥土呈斑状嵌在碎石之间（照片6），格外引人注目。有人比喻石环与斑土，是一母双胎，同族姐妹；也人有认为，斑土是石环发育的初级阶段，因此岩块环形显示还不完全。冻胀草环：在地表草皮构成的多边形或近似圆形，其间裸露，布满岩屑碎石（照片7）。中间赤黄，周边碧绿，异彩夺目，是冻土区少见的一种冰缘地貌形态。成因：目前对它的形成机制和过程还不十分清楚。有人认为，在草皮破裂处或老鼠洞地点，草皮下部泥土碎石经反复冻融拥出地表形成斑土，斑土继续发展，多个相邻斑土如此发展扩大，最后草皮呈环状排列成草环。（3）与冻胀作用有关的冰缘地貌冻胀作用土层冻结，其中水分向冻结锋面迁移，产生重分布并变成冰，使原土层体积增大，或使地面抬升的过程。

冻胀是造成各类建筑物冻害的主要原因。当地基土层冻结，体积膨胀，建筑物和外部荷载不能克服地基土层冻结的膨胀力时，基础便被抬起。由于各侧基础受力不同，建筑物就要产生裂缝、倾斜，甚至倒塌（照片8）。融冻褶皱（冰卷泥）：在融冻泥流阶地、泥流舌及泥流坡坎的形成过程中，当融化层向下滑动时，靠近冻土界面的融土受冻土面的粘连，滑速小；相反，融化层上部受阻力小向下滑速较大。使下滑速出现上快下慢，下滑融化层产生褶皱变形，故取名融冻褶皱。

融冻褶皱是融冻蠕流过程中，融化层滑动时结构变形的结果，在地表面一般不易发现。只有在融冻泥流阶地、泥流舌及泥流坡坎的剖面上才能看到这种现象（图10）

泥流舌、泥流坡坎（照片16）：形成过程和产生机制与融冻泥流阶地大致相同。不同的是泥流舌、泥流坡坎形成的坡度更大（25～30°）。同时，泥流舌及泥流坡坎的发生，除本身徐徐蠕动外，来自上方坡面的降水表流衡释融土层，也促使它向下流动。故泥流舌的发育过程比融冻蠕流阶地要快，具有突发性，同时分布也较广泛。但在大兴安岭冻土区，森林植被根系使融化层增强了整体性，对融冻蠕流起了抑制作用。这里泥流阶地和泥流舌较少见。

冻胀丘（冰皋）是由于地下水受冻结地面和下部多年冻土层的遏阻，在薄弱地带冻结膨胀，使地表变形隆起，称冻胀丘。冻胀丘是我国多年冻土区常见的一种冻土地貌。冻胀丘底部直径由几米到几十米，高1到2米，有的可达3～5米。冻胀丘表面常存在纵横交错的裂隙。我国已知最大的冻胀丘在青藏公路62道班，它底部直径40～50米，高达20米。冻胀丘冻胀表面裂隙（王绍令摄于青藏公路69道班清水河中）季节性冻胀丘热融滑塌：由于