冰川地貌及其堆积物课件

冰川地貌及其堆積物

掌握冰川、冰期和間冰期概念，瞭解冰川形成過程及冰川類型（大陸冰川、山嶽冰川）；掌握山嶽冰川的基本特徵、冰蝕作用類型（拔蝕及磨蝕作用）、冰蝕地貌（冰鬥、冰川穀、懸穀、角峰、刃脊、冰溜面、羊背石等）、冰磧地貌及冰水堆積物地貌特徵;重點掌握山嶽冰川堆積物(底磧)鑒別特徵；瞭解大陸冰川基本特徵、冰蝕作用特點、主要冰蝕地貌和冰磧地貌及冰水堆積地貌；掌握多年凍土的概念和分佈、凍土結構、融凍土地貌類型（石海、石河、構造土等），影響永凍層深度和厚度的因素，瞭解凍土研究的意義。本章重點冰川地貌及其堆積物特徵。難點是堆積物鑒別。

冰川又名冰河，是地面上緩慢運動的巨大冰塊。粒雪多角形雪花。雪花一落地隨晝夜溫差和壓力變化，變成一層薄冰殼，當積雪達一定厚度，變成完全喪失晶體特徵的圓球狀（粒狀）雪粒雪。7.1概述

冰川冰隨時間推移，經壓力或熱力作用，粒雪硬度、粒間緊密度發生變化，雪層亮度和透明度減弱，一些空氣被封閉在內，形成冰川冰。冰川冰最初乳白色，隨後變得緻密堅硬，裏面氣泡也逐漸減少，變成晶瑩透徹，帶有似藍色水晶的老冰川冰。冰川冰川冰在壓力和重力作用下順山坡或谷地向下運動即稱為冰川。冰川流速很慢，僅3-300m/a，若從陡坎上跌落下去，或發生冰崩，可達到每年幾十千米。多年凍土冰川作用週邊區氣候寒冷，大片土地多年凍結形成。積雪、冰川和凍土作用是構成高緯和高山地區地貌形成與發展的主要營力。雪花、粒雪、冰川冰貢嘎山的冰雪作用（據楊樺等，2000）天山冰川玉龍雪山現代冰川米堆躍動冰川四姑娘山冰川地貌－－巴郎山和老鷹岩四姑娘山冰川地貌－－獵人峰和阿妣山四姑娘山冰川地貌－－雙橋溝群峰四姑娘山冰川地貌－－山高白雲屯和光灑山崖雪線（snowline)—高山、高緯區氣候寒冷，當降雪的積累大於消融，形成終年積雪，這種積雪區的下線就叫雪線。雪線以上，年降雪量超過年消融量，稱積累區；雪線下，年積雪量小於年消融量，稱消融區。雪線影響因素：溫度、降水和地形

（1）溫度終年積雪區年均溫0℃以下。氣溫高低隨緯度和高度而變。

緯度高、氣溫低，雪線低。如我國西部北緯29°的喜馬拉雅山北坡雪線高為5,800—6,200m；到北緯49°10′的阿爾泰山，雪線降低至3,000—3,200m，到極地雪線高度降低至近海面。昆侖山的雪線（2）降水降水量和雪線關係密切。同溫下，降水量大，雪線高度低。例：西藏東南受孟加拉灣氣流影響，年降水量可達1,500mm以上，雪線海拔4,600m左右。緯度與此相近的珠峰北坡，因降水量少，雪線升高至6,000—6,200m，為我國雪線最高區。因南北半球的副熱帶高壓區降水量較赤道區小，世界上現代雪線的最高限不是赤道，而是副熱帶高壓區。（3）地形

因不同坡向降水量和熱量不同，引起雪線高度差異。降水量多和背陰坡，雪線低於降水量少和向陽坡。但若向陽坡降水量明顯超過背陰坡時，降水量就起主導作用。如珠峰南坡受西南季風影響，降水量多，雪線高度4,600-5,200m。北坡因喜馬拉雅山山脊高度已超過西南季風可翻越的高度，因而雪線升高至6,200m。

終年積雪區面積大小，也可引起雪線高度差別，因積雪面積大可產生兩方面影響：一是降低溫度，二是豐富積雪可降低雪線。更新世冰期，冰川覆蓋面積達世界陸地面積的三分之一。現在儘管不是冰期，但仍有冰川存在，覆蓋面積約1550km2，占陸地總面積的10%,總體積約2600km3，占全球淡水的85%。據冰川形態、規模和發生區域，冰川可分為山嶽冰川、大陸（平原）冰川、高原冰川和山麓冰川等，以前兩種最為常見。

7.2山嶽冰川及其堆積物

7.2.1山嶽冰川基本特徵山嶽冰川發育於高山上的冰川。主要分佈在中、低緯度高山區。特徵:雪線高，規模相對較小。如滇西北玉龍雪山的現代冰川。冰鬥冰川山嶽冰川懸穀冰川(據形態和發生部位)山谷冰川冰鬥冰川位於雪線附近或雪線以上規模較小的冰川。有一短小冰舌從三面為陡壁、形似圍椅的冰鬥中流出，無明顯的積累區和消融區。其內常發生雪崩。冰鬥冰川（據Γ.K.圖申斯基）非洲肯雅內羅畢北肯雅古火山上的冰鬥冰川懸穀冰川（hangingglacier)發育在陡坡上的一種短小冰川。或當冰鬥冰川的補給量增大，冰雪向冰鬥以外的山坡溢出，形成短小的冰舌懸掛在山坡上，稱懸穀冰川。

懸穀冰川（據Γ.K.圖申斯基）山谷冰川(valleyglacier)當有大量冰雪補給時，大量冰體從冰鬥溢出，進入山谷形成緩慢流動的冰河。山谷冰川長可達數十公里，厚可達數百米。圖7-1冰川類型(據Γ.K.圖申斯基)山嶽冰川侵蝕作用特點：強烈，僅次於河流。侵蝕作用分為：

拔蝕作用—冰床底部或冰鬥後背基岩，沿裂隙反復融凍而鬆動，當這些鬆動基岩再與冰川凍結時，冰川向前運動就把岩塊拔起帶走。磨蝕作用—冰川運動時，凍結在冰川底部的碎、塊石突出冰外，象銼刀一樣，不斷地對冰川底床進行削磨和刻蝕，使冰床底部基岩上形成帶有擦痕的磨光面。

山嶽冰川冰鬥、角峰、刃脊、U型穀、冰蝕三角面、羊背石和冰蝕地貌冰擦面等。

大陸冰川冰蝕平原和冰蝕峽灣、冰蝕湖盆等。冰磧地貌（大陸及山嶽冰川）：側磧堤、中磧堤、終（尾）磧堤、鼓丘和冰磧阜等。冰（融）水堆積地貌（大陸及山嶽冰川）：如冰水扇、冰水湖、鼓丘、鍋穴及蛇形丘等。

7.2.2.1冰蝕地貌

冰鬥、刃脊和角峰（雪線以上及附近）

冰川穀、羊背石（冰川穀內）（雪線以下）冰蝕地貌7.2.2山嶽冰川地貌

①冰鬥：冰川源頭圍椅狀窪地。位於雪線附近，靠山一側三面是陡峭的岩壁，向下坡有一門檻式開口。成因：山坡上部凹地，積雪成冰，周圍岩石因頻繁寒凍風化而破碎，同時冰川沿冰床發生旋轉滑動，對冰床進行侵蝕，並將侵蝕掉的破碎岩塊從凹地搬走，使底部不斷加深，形成冰鬥。

雲南梅裏雪山冰鬥珠穆朗瑪峰附近的冰鬥②刃脊及角峰：

兩條山谷冰川間或兩冰鬥間的魚鰭狀山脊—刃脊（arete)，三個以上冰鬥所交匯的山峰，形成尖棱山尖—角峰(horn)。

圖7-2冰鬥、刃脊和角峰的形成

冰鬥擴大冰鬥刃脊刃脊角峰四姑娘山的冰鬥、刃脊和角峰刃脊和角峰四姑娘山冰川地貌（據張德重）—主峰（6250m）角峰

③冰川穀（U型穀）：冰川佔據以前河谷或山谷，流動時截切山咀、磨蝕穀壁、刨蝕穀底，兩岸山坡岩石經寒凍風化不斷破碎、崩落後退，使原來谷地被改造成橫剖面呈拋物線形狀，能更有效的排泄冰體。如四川海螺溝冰川U型穀。冰川穀

廬山王家坡U形穀

谷地由震旦系石英砂岩、長石石英砂岩組成。谷地源頭高程約800米，長達4公里，谷地寬約700米。穀中有著名的王家坡雙瀑。Montana，Bearfooth高原的U形穀

U形谷地形圖新疆天山U型穀U型穀特點：（1）谷地兩側有穀肩，穀肩下的穀壁較平直。（2）冰川退縮後，穀內可見冰川侵蝕留下的微地貌，如羊背石、磨光面。（3）橫剖面上的穀緣（穀肩）特別明顯，並常有出口懸在穀壁上的支冰川懸穀或小溝穀。④羊背石

是冰床（如冰川穀底）上冰蝕殘餘的橢圓形岩突，常成群分佈。

羊背石長軸向與冰流方向一致，迎冰面被強烈磨蝕較平緩，磨蝕面上多細小刻蝕槽溝，擦痕延伸方向與冰流方向一致；背冰面則被冰川挖蝕而坎坷不平，坡度也較陡，遠望猶如匍匐的羊群，故稱羊背石。羊背石羊背石新疆羊背石冰川擦痕如冰川搬運物多是碎石，則在穀壁基岩表面形成與冰流方向平行的條痕或刻槽。冰川擦痕成釘形，一端粗，一端細，粗端指向冰川上游。⑤冰擦面

冰蝕磨光面。是冰川冰與冰川中的岩塊在運動中對床面長期磨蝕的結果。

當冰川搬運物以砂和粉砂為主時，在較緻密岩石上，磨光面更為發育。它寄生於冰川穀的穀壁穀底、冰蝕三角面上和冰蓋的下伏基岩面上，以及寄生於夾在冰川中運移的大漂礫岩塊面上。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蝕壁面冰蝕三角面冰蝕槽冰鬥湖懸穀7.2.2.2

山嶽冰川冰磧地貌①冰磧丘陵：冰川消融後，原來的表磧、內磧和中磧都沉落到冰川底部，和底磧一起合成基磧。基磧受冰川穀底地形起伏或冰磧物分佈的影響，形成波狀起伏的丘陵，稱冰磧丘陵或基磧丘陵。冰磧體發育於冰川動力構造（見下圖）由於冰川冰的滑移或推擠，使冰川體以下或前緣、側緣的冰磧具有剪切破裂構造，有的具剪切面，有的具扭裂面，有的是研磨頁理，有的岩礫發生剪切破裂或被壓擠而楔入風化基岩等。冰磧體②側磧堤：分佈在冰舌兩側，呈堤狀延伸的冰磧崗地。是側磧和表磧在冰川退縮後共同堆積而成。下游方常與冰舌前端的終磧堤相連，上游方沿至雪線附近（圖7-3）。

③終磧堤（尾磧堤）：位於冰川舌前緣的弧形堤狀冰磧體（圖7-3）。由冰川冰推移的冰床物質與冰川融出物質（即冰磧）構成。如冰川退縮過程中短暫推進，可形成多道弧形終磧堤，冰磧堤間的窪地，可積水成池塘（湖），再次冰進又有可能破壞或改造上次冰川留下的遺跡。

圖7-3山谷冰川末端的側積和終積堤（據R.F.Flint）

冰川終磧冰川表磧7.2.2.3

冰水堆積地貌冰水堆積地貌冰融水搬運的物質在冰川週邊停積，所構成的地貌。①冰水扇和沖（沉）積平原：冰融水從冰川兩側和底部流向冰川前端，匯成冰前河流。由於坡度變緩，河道分叉，所攜帶的砂礫停積下來，在終磧堤週邊形成扇狀堆積，叫冰水扇。相鄰冰水扇擴展相連形成冰水沖積平原。

②冰水湖：冰蓋冰流刻蝕窪地，冰融後由冰融水積水成湖，有明顯的季節變化。夏季沉積速度快，顆粒粗，顏色淺；冬季沉積速度慢，顆粒細，顏色深。這種季節變化構成的韻律，稱紋泥。剖面上據韻律多少可推斷冰湖沉積年齡。青海高原上的冰蝕（水）湖（A.Strahler,1999）③冰礫阜階地：在冰湖兩側冰川融化快，形成冰側河流，並帶來大量冰水物質堆積在冰川穀的兩側，形成冰礫阜階地（圖7-4）。圖7-4冰礫阜階地

B.冰冰川川融融化化前後④冰礫阜：地貌上呈圓形或不規則小丘，由具層理、分選的細粉砂組成。是冰面上小湖或小河的沉積物在冰川消融後沉落在底床堆積而成。常在冰礫阜上部有一層冰磧層。圖7-5鍋穴的形成

⑤鍋穴：冰水準原上的圓形窪地，是埋在砂礫中的死冰塊融化引起的塌陷（圖7-5）。

深數米，直徑十餘米至數十米。蓮花臺"冰桌"

冰川漂礫----“飛來石”兩塊巨石迭置，底層的巨石長8.9米，寬6.1米，高4.5米，略小的一塊，突兀而架其上。冰桌冰蘑菇冰川湖海螺溝冰川四姑娘山冰川冰蘑菇冰芽冰川周圍的角峰，常不斷崩落下岩屑碎塊。如崩落的岩塊較小，在陽光下受熱增溫促進融化，結果岩塊陷人冰中，形成圓筒狀的冰杯，進而形成冰面湖。如果較大體積的岩塊覆蓋在冰川上，引起差異消融，當周圍的冰全部融化了，而大石塊因遮住了太陽輻射，其下的冰沒有融化，就能生長成大小不等的冰蘑菇。冰面差異消融產生許多壯麗的自然景象，如冰橋、冰芽、冰牆和冰塔等。尤其是冰塔林，吸引不少遊客。珠穆朗瑪峰和希夏邦馬峰地區的很多大冰川上，發育了世界罕見的冰塔林。一座又一座數十米高的冰塔，仿佛用漢白玉雕塑出來似的，它們朝天聳立在冰川，千姿萬態。冰牆冰塔7.3山嶽冰川堆積物特徵

山嶽冰川堆積物最重要的是底磧，它是冰川形成前先成堆積物及冰川運動過程中帶來的物質，及對基岩研磨或擠壓而破碎岩塊的堆積物之和，叫底磧或泥礫。底磧主要特徵：①無層理與分層，粗、細物質混雜，礫石長軸方向與冰川流向一致；②基本無磨圓，但可混有先成河流相的圓礫；③堆積物中含異源的巨大漂礫；

④粗粒物質上保存有磨光面和“釘”字形擦痕；⑤岩塊和礫石（冰川變形礫石）中具有壓彎、壓坑（壓痕）或壓裂現象；⑥完整冰磧剖面大致可分為上下兩層，上層顆粒粗，透水性好，下部粒細，透水性差；⑦冰磧物中所含孢粉和植物化石均為寒冷型。底礫（泥礫）廬山大校場穀口泥礫廬山羊角嶺泥礫7.4大陸冰川及其堆積物

大陸冰川分佈於高緯度區，規模和厚度比山嶽冰川大得多，不受下伏地形影響。規模最大，表面起伏的巨大冰體叫冰蓋，規模較小，表面中心凸起似盾形的叫冰盾。7.4.1冰蝕地貌①冰蝕平原：大陸冰川主體塑造的平緩地貌。平原內常見磨光面、冰蝕凹陷(石盆)和丘陵、羊背石等微地貌。冰蝕凹陷在冰後期常積水成湖。②槽穀(峽灣):深入海洋的大陸冰川，在海岸邊侵蝕形成深的槽穀，冰退後海水侵入，形成峽灣。

挪威Geirangerfjord冰川穀冰蝕峽灣（A.Strahler,1999）7.4.2冰磧地貌①鼓丘：冰水礫石組成的小丘，平面呈橢圓形，長軸與冰流方向一致，縱剖面呈不對稱的上凸形，迎冰面坡緩，背冰面坡陡，高度可達數十米。②冰磧壟（堤）：大陸冰川在冰川前端往往形成大規模冰磧堤，呈弧形展布。冰磧堤的形成（A.Strahler,1999）三角洲冰礫阜冰前湖冰塊冰山海濱線冰水沉積平原三角洲湖口辮狀河流中磧蛇形丘鼓丘冰磧平原鍋穴後退磧湖底終磧冰水沉積平原蛇形丘7.4.3冰水堆積可分為兩組：a．冰川內的冰水沉積物

b．冰川冰融化流水形成的冰水沉積(1)冰川內的冰水沉積：是沿冰面或沿著冰內孔道或冰川底部“隧洞”流動的冰所形成的沉積物。由礫石、砂及粘土等組成，且具很好的分選及層理，並造成特殊小地形，有蛇形丘，鼓丘等。蛇形丘(esker)是一種狹長且呈蛇曲形的壟崗地形。它長數公里至數十公里，高10-30m，有時可達70-80m，底寬幾十至幾百米，頂寬數米。從剖面看，頂圓緩，兩側坡度10-20°。由冰下河道堆積物組成。蛇形丘延伸方向與冰川流向基本一致。內部全由分選好的成層砂礫組成，偶見冰磧物透鏡體。

蛇形丘(2)冰川外的冰水堆積：是冰川融化水流的堆積物。從冰川邊緣流出，形成扇形的堆積平原。堆積物和一般河流淤積物相同，可通過冰川邊緣堆積(終磧堤)的存在，方能把附近堆積物稱為冰水沉積。(3)冰水湖沉積：是依靠冰的融化水供給的窪地中的堆積物。最典型的沉積是紋泥，其特點是粘土和砂互成薄層，夏季冰川融化較多，堆積淺色的砂子，冬季堆積暗色的。

大陸冰川冰水堆積中的冰水湖堆積、冰礫阜和蛇形丘中，前二者與山嶽冰川相似，只是規模通常要大得多。7.5凍土

多年凍土（永凍層）在氣溫極低的中高緯區，年均氣溫和地溫在0℃以下，一定深度下的土層長期處於凍結狀態。季節凍土（活動層）近地表土層隨季節或晝夜變化而發生週期性融凍作用（圖7-6）而形成。凍土分佈在冰川發育區、冰緣區及遠離冰川的廣大寒冷區。它不僅形成於冰期，也可以形成於間冰期或冰後期。圖7-6多年凍土層的結構特徵歐亞大陸自南而北多年凍土發育情況：在我國松嫩平原北部嫩江有很多凍土區域，表明已到達多年凍土層南界。繼續往北到達我國鐵路的最北端，可見原呈塊狀的凍土已聯片，厚度也增加到了50～120米。再往北進入北極圈，原來的參天古樹消失，出現的是一片苔原，凍土厚度已達到200～600米，甚至於1000米。再往北走進入終點──北冰洋沿岸，這裏氣候極為嚴寒，凍土層厚達400～900米，是世界凍土厚度最大處，達1400米。北極圈（北緯66°34′緯線圈）世界凍土分佈N我國凍土:

多年凍土分為高緯度和高海拔多年凍土。前者分佈在大小興安嶺，面積為38～39萬km2，是歐亞大陸多年凍土的南緣，平面分佈服從緯度地帶性規律，即海拔越高凍土面積越大，厚度越厚。

高海拔多年凍土分佈在青藏高原、阿爾泰山、天山、祁連山、橫斷山、喜馬拉雅山，以及東部某些山地，如長白山、黃崗梁山、五臺山、太白山等，受當地海拔高度的控制。季節凍土主要分佈在長江以北。汶川―寶雞―天津以北凍土厚度大於或等於0.5m。高海拔多年凍土高緯度多年凍土我國多年凍土占國土面積的23%，

季節凍土占國土面積的55%，為世界第三凍土大國高海拔多年凍土世界之最非凍土區加格達奇漠河喀什大理黑河大連鐵路公路在建鐵路光纜輸油管線高壓輸電線我國多年凍土區已有線性工程大理玉樹滿洲里大慶新藏公路青藏鐵路西線南水北調俄—中輸油管線青康公路整治工程清水河-不凍泉公路黑河大連加格達奇黑大公路整治工程大興安嶺林區公路我國多年凍土區在建和擬建工程強度與溫度的關係多年凍土和其他岩土的根本區別在於，凍土為含有冰的溫度敏感性土體。對氣候轉暖的回應：量變：升溫—承載力降低質變：融化—承載力喪失關鍵的控制因素—溫度

凍土中含有未凍水，未凍水含量的大小影響著土體力學性質凍土結構地震斷裂帶出露的厚層地下冰鑽孔岩芯厚層地下冰熱融湖塘青藏公路多年凍土區路基沉陷鐵路路基沉陷凍土是氣候的產物，對氣候

變化特別敏感；凍土工程不

同於一般岩土工程的特點是

其與氣候變化息息相關。凍土：指溫度在0℃或0℃以下，並含有冰的各種岩土和土壤。寒土：溫度在0℃或0℃以下，但不含冰的岩土和土壤。上限：指多年凍土層的頂面。也就是地表以下凍融土交界的最深位置。下限：多年凍土下部低溫為0℃~-0.1℃的介面。一般情況下，其上部為多年凍土，下部為未凍土。人為上限:指人為活動影響下形成的多年凍土上介面。凍土厚度：多年凍土下限與上限之間的距離。多年凍土基本特徵厚層地下冰地下冰在多年凍土區，地下具有一定厚度的凍土層，地表則發生週期性（季節、晝夜）的融凍作用，形成一些特殊地貌，稱凍土地貌。常見凍土地貌及其特徵見表7-1。

（1）與寒凍風化、重力作用有關的冰緣地貌

寒凍風化作用由於節理裂隙中的水分凍結膨脹，致使岩石破裂成岩塊，或因溫度變化，使組成岩石的礦物不均一地熱脹冷縮，從而造成岩石破裂和岩塊崩落。

石海：寒凍風化作用產生的大量大小不等的棱角狀岩塊及岩屑，在地形平緩處停積，既為石海（照片1、2）。石流坡（也稱岩屑坡）：物質來源及產生與石海相似，但二者出現的地貌部位不同。石海多見於平緩山頂；石流坡出現在山坡。石流坡的岩狀、碎屑，除斜坡上經寒凍風化在原地產生外，還有來自山頂的。故石流坡物質組成是上細下粗，坡上方為岩屑，坡下方是粗大岩塊。岩性取決於山頂母岩。石流坡的休止角一般在25～35度，坡面較平直。

石流坡是多年凍土區常見的一種冰緣地貌形態，在大興安嶺和我國西部高山、高原凍土區幾乎到處可見（照片3、4）。石河：由寒凍風化產生的岩塊、岩屑，在重力作用下彙集到斜坡溝槽內，碎石沿溝槽徐徐向下移動，取名石河。

石海、石流坡、石河乃是同族兄弟，彼此存在有機聯繫，常是山上巨石鋪地，山坡碎石遍佈，山麓碎石成流。

（2）與凍融分選作用有關的冰緣地貌

凍融分選作用天然條件下，地表物質粗細混雜。由於石塊和土的導熱性能不同，凍結速度也各不一樣。碎石導熱率大，先凍結，水分就先向碎石附近遷移，並於碎石周圍形成冰。水變成冰後體積膨脹，則使碎石產生位移，這樣就產生了粗細物質的分異。久而久之，粗細物質相對集中，呈現出各種形態。石環：平緩而又粗細混雜的地表層，經凍融分選作用，使泥土岩屑集中在中間，岩塊被排擠到周邊，呈多邊形或近圓形。石環（攝於青藏高原唐古喇山南麓）

石環形成條件：鬆散層一定是岩塊和泥土粗細混雜，有充足的水分（水量＞30%），氣溫在0℃上下波動的持續時間較長。

石環常見於河漫灘、洪積扇前緣及山前緩坡。

斑土：形成機制和過程與石環近似，地表呈現出岩塊、岩屑遍佈，泥土呈斑狀嵌在碎石之間（照片6），格外引人注目。有人比喻石環與斑土，是一母雙胎，同族姐妹；也人有認為，斑土是石環發育的初級階段，因此岩塊環形顯示還不完全。凍脹草環：在地表草皮構成的多邊形或近似圓形，其間裸露，佈滿岩屑碎石（照片7）。中間赤黃，周邊碧綠，異彩奪目，是凍土區少見的一種冰緣地貌形態。成因：目前對它的形成機制和過程還不十分清楚。有人認為，在草皮破裂處或老鼠洞地點，草皮下部泥土碎石經反復凍融擁出地表形成斑土，斑土繼續發展，多個相鄰斑土如此發展擴大，最後草皮呈環狀排列成草環。（3）與凍脹作用有關的冰緣地貌凍脹作用土層凍結，其中水分向凍結鋒面遷移，產生重分佈並變成冰，使原土層體積增大，或使地面抬升的過程。

凍脹是造成各類建築物凍害的主要原因。當地基土層凍結，體積膨脹，建築物和外部荷載不能克服地基土層凍結的膨脹力時，基礎便被抬起。由於各側基礎受力不同，建築物就要產生裂縫、傾斜，甚至倒塌（照片8）。融凍褶皺（冰卷泥）：在融凍泥流階地、泥流舌及泥流坡坎的形成過程中，當融化層向下滑動時，靠近凍土介面的融土受凍土面的粘連，滑速小；相反，融化層上部受阻力小向下滑速較大。使下滑速出現上快下慢，下滑融化層產生褶皺變形，故取名融凍褶皺。

融凍褶皺是融凍蠕流過程中，融化層滑動時結構變形的結果，在地表面一般不易發現。只有在融凍泥流階地、泥流舌及泥流坡坎的剖面上才能看到這種現象（圖10）

泥流舌、泥流坡坎（照片16）：形成過程和產生機制與融凍泥流階地大致相同。不同的是泥流舌、泥流坡坎形成的坡度更大（25～30°）。同時，泥流舌及泥流坡坎的發生，除本身徐徐蠕動外，來自上方坡面的降水表流衡釋融土層，也促使它向下流動。故泥流舌的發育過程比融凍蠕流階地要快，具有突發性，同時分佈也較廣泛。但在大興安嶺凍土區，森林植被根系使融化層增強了整體性，對融凍蠕流起了抑制作用。這裏泥流階地和泥流舌較少見。

凍脹丘（冰皋）是由於地下水受凍結地面和下部多年凍土層的遏阻，在薄弱地帶凍結膨脹，使地表變形隆起，稱凍脹丘。凍脹丘是我國多年凍土區常見的一種凍土地貌。凍脹丘底部直徑由幾米到幾十米，高1到2米，有的可達3～5米。凍脹丘表面常存在縱橫交錯的裂隙。我國已知最大的凍脹丘在青藏公路62道班，它底部直徑40～50米，高達20米。凍脹丘凍脹表面裂隙（王紹令攝於青藏公路69道班清水河中）季節性凍脹丘熱融滑塌：由於自然和人為活動破壞了斜坡凍土的