第7章 冰川地貌ppt课件.ppt

地 貌 学,黄 华 芳,第七章 冰川与冰缘地貌,在高纬度和高山地区，气候寒冷，在年平均温度0以下的地方，地表常被冰雪覆盖或埋藏着多年冻土。全世界冰川分布约占陆地的10%，多年冻土约占陆地的24%。 我国的冰川、冰缘作用区面积估计225万平方公里，占全国总面积的23%以上。,冰川冻融作用强烈塑造着地表形态，引起了一系列地质、地貌过程，产生了各种类型的冰川地貌。现代冰川是宝贵的自然资源，有“固体水库”的作用。是大陆淡水的重要来源之一。,第一节 冰川的形成与演化,一、雪线与成冰作用（一）雪线 常年积雪区的下界，叫做雪线。冰川形成于雪线之上的常年积雪区，在那里全年的积雪不会完全融化，而逐年得到积累，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线。雪线处的年降雪量与消融量相等。雪线以上全年冰雪的补给大于消融；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貌的综合作用。气候的影响表现在：a.温度越高，雪线越高；温度降低，雪线也降低(夏季高于冬季，低纬区高于高纬区）。b.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，而在亚热带高压带）。,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为强，所以雪线高度比相应纬度的北半球要低。,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。,（二）成冰作用 固态降水落到雪线以上的地区，在一定的条件下得到保存，形成雪盖。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。 （1）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，成为雪粒，并使粒雪层发生沉陷作用。,（2）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，使各晶粒相互紧密结合，就形成了块状冰川冰。 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，能够加速成冰作用。,粒 雪 盆,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，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。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，伸出冰舌，形成冰川。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，不断转化为块状透明的冰川冰，并可产生褶皱、断裂等构造变形，即由原来的沉积变质冰转化为动力变质冰。,冰 舌,二、冰川的运动冰川能够运动，这是区别于其它自然界冰体的最主要特点。但冰川运动速度缓慢，一般每年数十米到数百米。肉眼不易察觉。,冰川运动是通过冰川内部的塑性变形和块体滑动来实现的。冰川塑变的力源来自于本身的重力。一般，大的冰川主要通过脆性破裂和塑性变形来运动，而小冰川的运动主要依靠基底滑动来实现。冰川运动方式还取决于温度变化，温度高，有利于塑性变形，但也增大了基底滑动作用；温度低，冰与冰床冻结好，滑动不利，多发生冰内剪切作用。,冰 褶 皱,冰 裂 缝,消融区,积累区,冰后隙,侵蚀区,搬运区,堆积区,内碛,表碛,终碛,消融碛,雪线,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，运动速度最快。向上游或下游，随着厚度减小，运动速度减慢。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。,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，冰缘后退，雪线上升。,三、冰川类型及其演化冰川形态、类型多样。按照冰川发育规律、运动性质及所处地貌条件，分为山岳冰川与大陆冰川。（一）山岳冰川主要分布于中、低纬高山地区。山岳冰川发育于雪线以上的常年积雪区，沿山坡或谷槽呈线状向下缓慢流动。根据冰川形态，发育阶段和地貌特征，山岳冰川可进一步分出：悬冰川、冰斗冰川、山谷冰川、山麓冰川、平顶冰川,1. 悬冰川 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应灵敏，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，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致。,3. 山谷冰川 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。,4. 山麓冰川 由巨大的山谷冰川流出山口，在山麓地带冰舌扩展或汇合，形成宽广的冰体，叫山麓冰川。,5. 平顶冰川 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。,（二）大陆冰川,分布于南极、格陵兰等地。大陆冰川规模最大，面积达106km2，冰川厚度超过千米，南极冰层最大厚度4267m。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，自中心向四周运动，往往不受地貌的制约。,南极大陆冰川,南极冰河,南极冰湖,南极生命,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及固态降水量的多寡。气候变冷湿或地体上升时，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麓冰川。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）,继续发展，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减小而消融量增大造成。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冰川、冰斗冰川和悬冰川等等。继续退化可使冰川完全消失。,第二节 冰蚀作用与冰蚀地貌,一、冰蚀作用 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，冰川侵蚀力为河流的几倍到几十倍。 冰川侵蚀包括挖蚀作用和磨蚀作用。它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。,冰川的挖蚀作用，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，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。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、磨蚀沟和新月形裂隙。,冰流方向,磨蚀,带节理的基岩,挖蚀,加速,减速,冰,冰川对基岩的磨蚀和挖蚀作用,二、冰蚀地貌 （一）冰斗、刃脊与角峰 冰斗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。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，或谷地源头数个冰斗汇合时，冰坎往往不明显或消失，这种地貌叫围谷，或称冰窖。,冰 斗,冰 斗,冰斗形成于雪线附近的积雪洼地。随着温度的变化，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，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。当冰川消退时，冰斗底部往往积水形成冰斗湖。由于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。,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；同时两个冰斗或谷地间的脊岭不断变窄，最后形成薄而陡峻、刀刃状的锯齿山脊，称为刀脊。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。,珠峰的角峰与刀脊,刀脊与角峰,（二）冰川谷和峡湾 冰川谷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 形谷或槽谷。 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，叫做槽谷首壁。谷坡两侧一般具有明显的谷肩和冰蚀三角面。,冰 川 谷,槽谷首壁,冰 川 谷,谷肩,冰蚀三角面,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。,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，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 羊背石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，犹如羊群伏于地面，故称羊背石。 羊背石平面呈椭圆形，两坡不对称，迎冰面以磨蚀为主，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。,冰川运动方向,羊背石,羊背石的发育,砾石,羊 背 石,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、不加分选的碎屑物质，统称为冰碛物。冰碛物中的巨大石块叫漂砾。,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。出露在冰川表面的叫表碛，有向下游增多的趋势。位于冰川两侧的叫侧碛。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，叫中碛。携带在冰川底部的冰碛叫底碛。包含在冰川内部的叫内碛或里碛。位于冰川边缘前端、冰舌末端的冰碛物叫前碛或终碛,冰 碛 物,底碛,表碛,冰 碛 物,侧碛,中碛,冰 碛 物,终碛,内碛,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。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，形成各种冰碛地貌。,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杂堆积。 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。砾石表面常有磨光面、钉头擦痕、压坑或压裂等冰蚀作用痕迹； 冰碛物的矿物成分与冰川源头和冰床基岩一致； 冰碛物一般缺乏层理构造。,三、冰碛地貌1. 冰碛丘陵 冰川消融后，原来随冰川运动的表碛、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；在山岳冰川区，规模较小，高差一般数米到数十米。,冰 碛 丘 陵,冰 碛 丘 陵,2. 侧碛堤 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。,侧 碛 堤,3. 终碛垄 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。,终 碛 垄,4. 鼓丘 是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，迎冰坡陡，背冰坡缓。,鼓 丘,四、冰水堆积地貌 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、磨圆度和层理构造，但有保存着条痕石等部分冰川作用痕迹，故又称层状冰碛。,1. 蛇形丘 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。蛇形丘两坡对称，大小不等，一般高度4050m，长数公里。延伸方向与冰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，还有一种是冰前三角洲建造节节后退造成。,蛇 形 丘,2. 冰砾阜、冰砾阜阶地和锅穴 冰碛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。,冰 砾 阜,冰碛阜阶地冰水砂砾层组成，形如河流阶地，呈长条状分布于河流谷地两侧。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。阶地面平坦，尾端常与冰水扇相连。,锅穴是分布于冰水沉积区内的圆形洼地。它是由冰水沉积物中携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。锅穴常与冰砾阜伴生，个体规模较小，直径大者可达数十米。,3. 冰水扇、冰水平原和冰水三角洲,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，叫冰水扇。 多个冰水扇相互连接，就形成了起伏平缓的冰水裙或冰水平原。,当冰水河流进入冰水湖泊时，坡度减小，水流展宽，流速降低，就形成小型三角洲沉积。三角洲垂向上具有三个层序，顶部由砾质砂组成，具交错层理；前积层物质较细，具波状层理；底积层为细纱和粉砂，以水平层理为主，夹波状层理。,冰水湖的三角洲沉积，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率，一粗一细两层代表一年的沉积。,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，随着全球气候的巨大波动，曾经发生过多次全球性的冰川作用。在冰期，冰川大规模增长和扩展，在间冰期，冰川则发生大规模消融和退缩，甚至消亡。 虽然在前寒武纪、石炭二叠纪和第四纪地层中都发现了冰川作用的遗迹。但影响现代地貌形成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，发育了多次大规模的冰川作用。冰期时平均气温比现在低57。最大冰期时，世界大陆1/3面积为冰川覆盖。当时北半球有三个大陆冰川中心： 斯堪的纳维亚冰盖； 格陵兰和北美冰盖； 亚洲北部冰盖。,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，全球很多地区经历了多次冰期、间冰期。我国就经历了鄱阳、大姑、庐山、大理四个冰期。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，也引发出不少争论。因此，要结合古气候、古土壤、第四纪地层等多方面研究来寻找古冰川作用证据。,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冰期。对冰期的划分，地貌学上主要采用以下方法： 1.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，而较晚冰期形成的冰碛物风化程度较低。,2.间冰期沉积 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。 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。 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。,3.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多遭受破坏，而较晚时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内侧。,4.冰蚀地貌 冰斗、槽谷和冰川刻划痕迹等标志，能反映冰川作用的次数。 冰斗的底部高度与雪线相当，成层分布的冰斗表明了气候的巨大变动。同时不同冰期的冰斗保存程度不同，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。 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；后期冰川在峡谷的基础上修饰改造，形成下槽谷（槽形套谷）。,古冰川遗迹冰臼,古 冰 川 遗 迹,古 冰 川 遗 迹,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冰缘地貌。 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、夏季融化的季节性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。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。,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，多年冻土埋深增加，厚度减小，由连续多年冻土带过渡为不连续多年冻土带、季节冻土带。 高山地区冻土带的分布主要取决于海拔高度的变化。海拔越高，冻土埋深越浅，厚度越大，地温越低。,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影响。 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。 在连续冻土带的潮湿细粒土地段的冻土，经常比干燥砂砾石地段的冻土埋藏深度浅。 在同一山地的南北两侧山坡，冻土的温度、厚度和埋深都有差别。 冻土的演化主要受温度控制。,二、冻融作用与冻融堆积 1. 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。 随着冻土区温度的正负变化，地下水分就发生相变和迁移，导致岩石破坏，引起冻土层变形，产生冻胀、融陷和流变等一系列复杂过程。其主要表现是冻融风化、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。温度的变化，将导致冰劈作用，使岩石遭受破坏，叫冻融风化。,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，由于底部多年冻土层的阻挡，水分不能下渗，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，产生各种不规则的微褶皱、带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移动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，上部土层在融水和重力作用下，沿着融冻界面向下缓慢移动,形成融冻泥流，每年平均流速一般不到1米。,2. 融冻堆积 冻融作用形成的堆积物中，以融冻泥流堆积分布最广。它是由冻融风化产生的碎屑物质，经频繁的冻融交替，顺坡缓慢搬运、堆积而成。一般由大小不等的碎石、泥砂混杂组成，不含巨大块砾，缺乏分选，层理不明显。 泥流物质成分单一，与山坡基岩岩性一致。磨圆度不好。扁平石块长轴多平行于运动方向。 在融冻堆积中，冰楔、冰卷泥、揉皱等由冻融作用产生的构造痕迹，可作为古冰缘研究的识别标志。,三、冰缘地貌 1. 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着积雪场周围及其底部的基岩，重力和融水将冻融风化碎屑物质向下搬运，因而形成碟形雪蚀洼地。其下部出口处，一般无明显陡坎。但当气候转冷，固态降水量增大时，雪蚀洼地可能转化为冰斗。 山原阶地往往围绕着由基岩构成的夷平山顶分布。阶地面比较平坦，多被薄层冻融风化物覆盖。阶坎坡度较陡，多基岩裸露。冻融风化强烈，使山原阶地逐渐降低，阶坎后退，级数减少，整个坡地日趋和缓。,山 原 阶 地,2. 石海与石河 石海发育在冰缘地区的山顶夷平面或缓坡等部位，由基岩经冻融风化作用而崩落的巨大块砾组成。石海形成后很少运动，能长期保存。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物，在重力和冻融作用下，石块沿着湿润的碎屑下垫面或多年冻土层顶面，徐徐向下运动而成。大型的石河又称石冰川。,3.多边形土与石环、 在由细粒土组成的、坡度平缓的冰缘地区，当冻土活动层冻结后，若温度继续下降或干缩，因冻裂作用而产生裂隙，就形成了被裂隙所围绕的、中间略有突起的多边形土。,石圈、石带,随着地表坡度的增大，冻融分选在重力和融冻泥流作用的参与下，可使石环变形，转化为石圈、石带,石环是以细粒土或碎石为中心，边缘为粗砾所围绕的石质多边形土。 石环一般分布在具有充足水分、由相当数量细粒土构成的平坦地貌部位，多出现于河漫滩、洪积扇边缘。,热融地貌是指因地下冰融化而产生的地貌现象。包括因气候变暖或人工活动引起多年冻土层上部地下冰融化，形成的沉陷漏斗、浅洼地和沉陷盆地等热融地貌。当它们积水后，可形成热融湖。,热 融 湖 塘,4. 热融地貌与融冻泥流阶地,在山地缓坡区，热融作用使局部土体沿冻融界面迅速滑动，形成热融滑塌。其形态有新月形、围椅状、长条形和枝杈形等。它与一般滑坡不同，其厚度与冻土活动层大体相当，多不超过 3 米。运移方式往往逐渐溯源呈牵引式滑塌。,融冻泥流阶地是融冻泥流在向下蠕动途中，遇到障碍物或坡度变缓时而产生的台阶状堆积地貌。,5. 冰丘和冰锥冰丘是因冻胀作用使土层局部隆起而产生的丘状地貌,冰锥主要是由冻结产生的承载压力水，冒出地表或冰面后再冻结而成。,冰 川 地 貌,冰 川 地 貌,冰 塔,冰 墙,冰 洞,冰 洞 和 冰 钟 乳,冰 下 河,冰 川 裂 缝,冰 湖,冰 湖,冰 缘 地 貌,冰 缘 地 貌,思考题：1雪线的特点和地貌意义；2. 成冰作用过程；3. 冰川的运动方式和速度特点；4. 冰川的类型及其演化规律；5. 冰蚀作用与冰蚀地貌类型；6. 冰碛物的类型和基本特征；7. 冰碛地貌类型及其特征；8. 冰水堆积地貌类型及其特征；9.冰期的划分方法；10. 冻土的特点；11. 冰缘地貌类型及特点。,