冰水冻融与冰川的区别

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  在高纬及高山地区,气候寒冷,年平均温度在0℃以下,大气降水主要呈固态形式,形成终年不化的积雪。当积累量大于消融量时的,积雪逐年增厚,在本身的重压和其它一系列物理过程作用下,逐渐变成微兰色透明的的冰川冰。冰川冰是多晶固体,具有塑性,并沿着斜坡或在冰层自身的压力作用下缓慢的流动和滑动。这种运动的冰体就叫冰川。

  世界上现代冰川约占陆地面积的10%,集中了全球85%的淡水资源。全部融化可以使海洋面上升66米。

  冰川是塑造地表形态的巨大外力之一。冰川进退引起海平面升降和地壳均衡运动。冰川流经地区由于受冰川的侵蚀、搬运和堆积作用,一旦冰川消失或退缩,形成一系列独特的冰川地貌。

  山区积雪随着季节而变化,冬季积雪区扩大,积雪高度也下降,夏季积雪区缩小,积雪高度也上升。在气候变化不大的若干年内,每年最热月积雪区的下限总是上升和回复到大体同一海拔高度,因而在这个高度以上成为多年积雪区,以下为季节积雪区。其间的界限叫雪线。雪线处的年降雪量等于年消融量。

  雪线处降雪与消融的平衡可以是悬殊极大的绝对值。在降雪量较小的地区,需要较低的负温才能使积累量和消融量达到平衡;而在降雪量较大的地区,需要较高的温度才能使积累量和消融量达到平衡。如降雪和消融100mm与1000mm的平衡,其温度变化差异很大。

  发育在降水稀少的大陆性气候地区的冰川,称为大陆性冰川,大陆冰川收入少,支出也少,积累量和消融量都很低,消融的主要方式是蒸发和升华,活动性弱。发育在降水丰沛的海洋性气候地区的冰川成为海洋性冰川,海洋性冰川收入多,支出也多,积累量和消融量都很高,消融的主要方式是融化,活动性强。

  1.温度:多年积雪的形成首先取决于近地面空气层的温度是否长期保持在0℃以下,气温随高度和纬度升高而逐渐降低。温度越高,雪线越高,温度越低雪线越低。如赤道非洲雪线高度(乞力马扎罗山)为4570~5425m,阿尔卑斯山为2400~3200m,北极地区只有100~300m。

  2.降水量:一般固态降水越多,雪线越低;固态降水越少,雪线越高。因而全球高度最高处不在赤道,而在亚热带高压带。如南美洲安第斯山脉雪线m,为世界最高雪线。冰雪的积累最有利的气候条件是海洋性气候。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。由于南半球气候的海洋性比北半球强,所以,雪线高度比北半球相应纬度的低。在青藏高原相同纬度上,海洋性冰川雪线.地形:地形地貌对雪线高度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,雪线位置相对较高;阴蔽的凹地或平缓的地势,有利于冰雪的积累,雪线位置较低。北半球南坡雪线位置比北坡高,如天山北坡雪线米。但也有因为地形对降水的影响而对雪线高度产生影响,可以出现南坡雪线高度低于北坡的情况,如喜马拉雅山南坡雪线米。

  1.首先,大气中形成的多棱角雪花及其他形式的冰晶落地以后自动圆化,这是由于冰晶体具有使其表面自由能趋于最小的缘故。在地面的热力条件下,因水汽压力对于晶体的各个几何部位都不平衡,使晶棱、晶角处发生升华,使晶面及凹处凝华,结果晶体逐渐趋于表面自由能最小的圆球形,这个过程叫圆化过程。同时使小晶体逐渐被大晶体吞并,晶体数目逐渐减少,体积增大,这个过程叫聚合再结晶过程,一般多发生在负温条件下。当温度接近融点时则通过再结晶作用使晶体逐渐合并。由雪花变为粒雪化过程分为两类:一是冷型粒雪化作用,全过程无融化及再冻结现象,如在南极地区便是这样。粒雪化过程缓慢,雪粒细小,常不及1.0mm。二是暖型粒雪化作用,中低纬度山地冰川属于这种类型。由于温度较高,出现融化及再结晶过程,粒雪化过程快,雪粒较大。在我国大陆性冰川上常见到的粒雪粒径可达0.5cm。粒雪的密度一般为0.5~0.8g/cm3,与冰川冰的区别在于它有连通的孔隙,可透水,易重新分散成颗粒状态。

  2.其次是由粒雪进一步变为冰川冰的过程。这个过程也可以分为冷型成冰作用和暖型成冰作用两类。在冷型成冰过程中,粒雪成冰只能靠很厚的雪层在自重力造成的压力形成重结晶冰。这种冰密度小,气泡多,气泡压力大,成冰过程历时长。在南极中央,由雪变成冰的深度是200多米,已经接近千年的历史。暖型成冰过程的特点是有融水参与,成冰作用进行较快。当融水渗入雪层,排挤空气,重新冻结时,能立即将粒雪胶结成冰。这种冰密度大,含气泡少,透明度高,且气泡的排列有一定的规律。

  以上是成冰作用初期形成的原生沉积变质冰,分布于冰川的表层;绝大部分冰川冰是冰川流动过程中,在压力的作用下形成的次生动力变质冰。这种冰具有一般变质岩的共同特点,如片理、褶皱及晶体的定向排列等。

  冰川冰是冰晶的聚合体。在低温条件下,冰晶体相互之间结合十分紧密。但当接近融点时,冰川冰就显得不稳定,呈现出冰、水、汽三相并存格局,这是冰川之所以能塑性变形的原因。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。

  雪线以上是冰川的积累区,雪线以下是冰川的消融区。一条冰川的积累量等于消融量,冰川保持不变,末端位置稳定;如果积累量大于消融量,冰川将因冰量增多而前进;如果积累量小于消融量,冰川将因冰量减少而后退。这种积累和消融的对比关系叫冰川的物质平衡。控制冰川物质平衡变化的主要因素是气候。随着气候变化,冰川的物质平衡也发生变化,冰川相应地改变着自己的规模、形态、末端位置和运动速度。但是,冰川反映气候变化要落后一段时间,这与冰川的规模、性质和运动速度有关。一般而言,物质循环速度快的海洋性冰川和规模较小的冰川反映气候变化比较灵敏。

  海洋型冰川称暖冰川,发育在降水充沛的海洋性气候区,雪线mm地区附近,冰川的形成以冻融再结晶成冰过程为主,冰川的温度接近压力融点,液态水可从冰川表面分布到底部。海洋型冰川运动速度快,一般为100m/a,最大达500m/a,这种类型的冰川侵蚀力强,形成典型的冰川地貌。

  大陆型冰川称冷冰川,发育在降水少的大陆型气候区,雪线mm以下的区域,一般在海拔500~600m的位置。冰川上部活动层的厚度约0.5~1.0m,夏季温度可达0℃,冰川主体的温度保持在-10~-5℃,当融水向下渗入到低温的冰体时,迅速形成附加冰,称为冷渗透再结晶成冰过程。由于大陆型冰川冰温低,补给少,冰川运动速度缓慢,约为30~50m/a,冰川作用较弱,冰川地貌发育不及海洋型冰川典型。大陆型冰川雪线位置高,有的在森林上限以上1000m的位置。

  1.悬冰川:这是山岳冰川中数量最多的一种,一般面积小于1平方公里,依附在山坡上。由于所在山头高出雪线不多,随气候变化易生易灭。

  2.冰斗冰川:因其所在地形多为冰斗而得名。冰斗的规模差别大,大的可达数平方公里以上,小的不及1平方公里。冰斗冰川都有一个陡峭的后壁,常发生频繁的雪崩和冰崩,这是冰雪补给的一个重要来源。有时,冰斗冰川有个短小的冰舌流出冰斗口。位于谷地源头的冰斗规模一般比较大,周围还可以有次一级冰斗,这种冰川叫围谷冰川。

  3.山谷冰川:当雪线下降时,在有利的气候和补给条件下,冰斗冰川迅速扩大,大量冰体从冰斗中溢出,进入山谷形成山谷冰川。山谷冰川以雪线为界,有明显的冰雪积累区(粒雪盆)和消融区(冰舌)。

  主要发育在两极地区,由于面积广大和冰层巨厚,冰流不受下伏地形限制,由中央向四周作放射状流动。冰流下常掩埋规模宏大的山脉和低于海平面的盆地。如格陵兰和南极大陆冰盖。

  高原冰川是大陆冰川与山谷冰川的一种过渡类型,冰川下伏的是起伏和缓的高地,向周围伸出许多冰舌。高原冰川也叫冰帽。如斯堪的纳维亚半岛上的冰帽等。

  当一条山谷冰川或几条山谷冰川从山地流出,在山麓带扩展或汇合成一片广阔的冰原,叫山麓冰川。如阿拉斯加有许多山麓冰川。

  山麓冰川是山岳冰川向大陆冰川转化的中间环节,当雪线下降时山岳冰川先联合成山麓冰川,山麓冰川向平原扩大并逐渐掩盖山地,分水岭不再是冰川的高起部分,于是冰川摆脱地形限制,成为大陆冰盖。

  冰川都有运动,运动速度缓慢。每年前进几米到几百米。如天山冰川运动速度为10~20m/a。但也有突然前进的,如咯喇昆仑山的南坡几条小冰川1953年3月21日突然前进,汇合成一条大的山谷冰川在库西亚谷地流动,6月11日才停止,整个库西亚谷地被占据,冰舌还进入斯塔克河谷,使该河流阻塞。在不到3个月的时间里冰川前进了12千米,平均每天运动113米,每小时达4.7米。这种冰川叫波动冰川,是特殊类型的冰川,运动不受气候变化控制。

  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。冰川运动速度大小主要受冰川厚度、冰川下伏地形坡度、冰川表面坡度等因素控制。

  冰川运动速度在冰川的各个部分是不一样的,较快的是在冰川的中部,即从粒雪盆地出口到冰舌的最上部——雪线附近,因为这里冰川最厚,由此向上游和下游都逐渐变薄。横穿冰舌,运动速度最快的是在冰川的中部,冰川通过陡坡常形成冰瀑布,这里运动速度最快,由于拉伸作用,冰面布满裂纹。冰川运动速度随季节变化,一般夏季快于冬季,白天快于晚上,因为夏天和白天冰川融水多,经裂隙及边缘渗入冰床,使冰川底部润滑,因此运动速度加快。一般夏季冰川运动速度比年平均运动速度快20%~80%;冬季慢20%~50%。

  冰川冰受力后容易发生塑变,这种力主要来源于冰川自身的重力,因此,一般规模较大的冰川可以分为上部的脆性带和下部的塑性带。裂隙的深度一般很少超过30~50m,这说明这个深度以下的冰川处于塑性状态,破裂面容易闭合,主要以流变方式来消除应力。冰川的流动就发生在这个带中,表面的脆性带是被底下的可塑带拖着前进的。对小冰川而言,塑性流动常不明显,冰川运动主要靠基底滑动。冰川运动速度,以表面最快,向底部逐渐递减,因为冰川底部存在摩擦阻力。

  冰川的运动是由可塑带的流动和底部的滑动两部分组成的。在中低纬度地区,由于冰融水活跃,滑动占总运动量的20%~80%。高纬度地区尽管以可塑带的流动为主,但也有滑动。南极地区虽然温度很低,但底部基本接近或处于压力融点,冰川的滑动是可能的。一条冰川是否以滑动(块状运动)运动为主,可以从冰川横剖面上流速的分布看出。如果以滑动运动为主,冰川两侧运动最慢,中部流速几乎是齐头并进;如果以流动运动为主,则中央流速最快。

  冰川滑动不仅表现为沿谷床的块状运动,还有冰川内部的相互滑动,最常见的是冰舌部分的逆掩断层。由于下游冰舌消融变薄,速度降低,上游运动速度较快的冰体向前推挤,沿破裂面发生滑动。

  冰川运动的速度及末端的进退,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,冰舌末端向前推进;相反,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比较灵敏,只需要数年、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,甚至长达千年以上。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。

  纯粹的冰川不具备侵蚀能力,因为冰的硬度很低,冰在不同温度下的硬度为:0℃,1~2;-15℃,2~3;-40℃,4;-50℃,6。另外,冰在长期受力时,容易发生流变,0℃冰的抗压强度为2kg/cm2,即22米深处的冰已经处于可塑状态,遇到基岩突起只能绕过。冰川所以具有侵蚀力、能侵蚀地表,主要靠冰中所含的岩石碎块(冰碛(qì))。特别是冰川底部的石块突出时,就成为铁犁和锉刀一样的有力工具。冰碛石越大,突出冰外的部分(角、棱)越小,刻蚀力量越大。冰川底部就象砂轮一样,滑动过程中不断锉磨冰床,这种作用叫刨蚀作用,主要造成一些细粒物质。另外,冰川还有一种掘蚀作用。冰床上如果有因节理而已经松动的岩块,其突出部分能与冰冻结在一起,冰川向前移动时即把岩块掘出带走。在冰斗后背,冰川的侵蚀方式就是如此。一条冰川究竟以刨蚀作用为主还是掘蚀作用为主,主要取决于冰川基岩的岩性。花岗岩节理发育,有利于掘蚀作用的进行。因此,花岗岩地区冰碛物的漂砾特别多而且巨大。

  冰川侵蚀产生的大量松散岩屑和由山坡上崩落下来的碎屑,进入冰川体后,随着冰川运动向下游搬运。这些被搬运的碎屑物叫冰碛物。冰川除通过刨蚀和掘蚀从冰床上获得冰碛物外,雪崩、冰崩及山体上的块体运动都会给冰川带来大量碎屑物质。这些碎屑在冰川中被携带而下,出露在冰川表面的叫表碛,夹在冰内的叫内碛,冰川底部的叫底碛,冰川边缘的叫侧碛,两支冰川汇合后,侧碛合并的冰碛物叫中碛。冰川末端冰碛物环绕冰舌形成的高大冰碛堤(dī),叫做终碛(前碛)。

  冰碛随冰川可以被搬运到很远的地方,如斯堪的纳维亚的漂砾被搬运到1000多公里以外的英国东部、波兰和俄罗斯平原。大陆冰川的流动受本身坡度的控制,而不受下伏地形的影响,可以逆坡而上,把漂砾从低处搬运到高地上。在苏格兰,漂砾被抬举的高度达到500米,在美国还有被抬举1500米的。在我国西藏东南部大型山谷冰川的漂砾被抬举到200米的现象。

  冰川消融以后,冰碛物堆积下来,形成各种冰川堆积地貌。冰川堆积物的粒度悬殊很大,大漂砾的直径可达数十米,粒径很小的粘土只有0.005mm,这些颗粒大小不一的冰碛物,它们的比例在不同地区和不同时期的冰碛物中是不同的。

  冰斗:山地冰川侵蚀而成的围椅状凹地。典型的冰斗三面环以高200~300m的陡崖,开口处为一高起的岩槛,称“冰槛”,冰斗低部低洼。按分布位置可分为谷源冰斗和谷坡冰斗两种类型。谷源冰斗规模一般大于谷坡冰斗。谷源冰斗往往还有次一级的冰斗分布在周围,因而又叫围谷。

  冰斗主要在雪线附近。在平缓的山坡上,或在山坡上流水侵蚀的低洼地处,常能积聚多年积雪,叫永久积雪斑,雪斑边缘冻融作用频繁,岩石受到冻融风化作用破坏,崩解的岩屑在重力和融雪水联合作用下被搬运到低处,逐渐在积雪斑的后沿形成一个陡坎,陡坎在冻融风化作用下不断加高,洼地扩大,称“雪蚀洼地”。雪蚀洼地形成后为积雪创造更为有利的堆积条件,积雪不断增厚成为粒雪斑,进而演化成冰川。当冰川形成后,运动的冰川对底床产生磨蚀和拔蚀作用,并因整个冰川的旋转运动而加深底部,在前方造成坡向相反的岩槛。冰斗的后壁因冻融作用和冰川掘蚀作用后退变高,一般200~300米。

  刃脊和角峰:随着冰斗的不断扩大,斗壁后退,相邻冰斗间的岭脊逐渐变成刀刃状山脊,称为刃脊。几个冰斗所夹峙的山峰逐渐变成尖锐的金字塔形角峰。

  由于冰斗发育在雪线附近,因此冰斗具有指示雪线的意义,即可以根据古冰斗底部的高度来推断当时的雪线.槽谷与峡湾

  槽谷:又叫冰川谷,U形谷。由于冰川作用所形成的谷地。因受冰川侵蚀,谷地比较平直,谷坡陡峻,谷底宽平,横向呈U字形。

  冰川谷在纵剖面上由冰槛与冰盆相间分布,组成阶梯状纵剖面,并形成串珠状湖泊。这种特征与冰床基岩硬度、裂隙发育程度和冰前河谷纵剖面原始起伏有关。如在节理密集或岩石软弱段,以掘蚀为主,形成冰盆;在节理稀疏或岩石坚硬段,以磨蚀作用为主,形成冰槛,冰川在冰槛上为伸张流,流速快而侵蚀量小;在冰盆中为压缩流,沿破裂面向上滑动,发生类似冰斗中的旋转运动,使冰盆受到下蚀而加深。就冰川性质而言,海洋性冰川侵蚀力强,容易形成阶梯状纵剖面;大陆性冰川侵蚀力弱,容易形成平滑纵剖面。

  槽谷的形成是冰川的下蚀和展宽的结果。下蚀使冰斗和支谷高悬起来,形成悬谷和槽谷头;展宽则削平交错山嘴,造成特殊的冰蚀三角面,使槽谷平直畅通。在支冰川注入主冰川的汇合处,常在谷肩出现悬谷。这是由于支冰川厚度比主冰川小,侵蚀能力弱的原因。

  峡湾:峡湾是槽谷的一种特殊形式。指因冰川槽谷被水淹没所形成的与海相通的狭窄海湾。大陆冰流或岛屿冰盖入海常形成许多峡湾,它是过去溢出冰川的通道。

  羊背石(sheepback rock):是冰川底部的一种侵蚀地貌。形态上为单个或群集的基岩小丘,状似羊背,故名。迎冰面因刨蚀(磨蚀)作用平缓而倾向上游,布满磨光面、擦痕、刻槽等侵蚀微形态;背冰面因掘蚀(拔蚀)作用多为参差不齐的陡坎。羊背石的平面为椭圆形,长轴方向和冰流方向一致。

  形成这种特征是因为迎冰面冰川冰因压力增长而出现暂时的融化,融水向下方流到背冰面时,因压力降低而重新冻结起来,造成冰下的冻融风化,使岩石沿节理、层面裂开,冰川越过时即把这种松动的碎块掘蚀而去。

  冰川作用所形成的磨光面不仅出现在羊背石上,在U形谷的谷壁和漂砾上也可形成磨光面,条件是岩石比较致密,磨蚀物是沙和粉沙一级的碎屑。擦痕的一端粗,一端细,细的一端指向下游。如果磨蚀物的粒径增大则成擦痕和刻槽。擦痕长数厘米至一米,深度一般数毫米。由于冰川低部的冰流方向可以变化,因而磨光面上的擦痕常成几组交叉出现。冰川擦痕细长而较深,擦痕中有横向阶梯叫颤痕。

  冰川消融以后,原来的冰碛物堆积下来,形成冰碛地貌。原来的表碛、内碛、中碛都沉落到底碛之上,合称基碛。这些冰碛物受冰川谷底地形起伏的影响或受冰面和冰内冰碛物分布的影响,堆积后形成波状起伏的丘陵,称冰碛丘陵或基碛丘陵。基碛是大陆冰川地区分布最广的一种冰碛,多成片分布,在低洼处沉积较厚,高地很薄,形成波状起伏的冰碛丘陵,其间分布着细粒物质构成的洼地,积水成湖。冰碛丘陵如果主要由底碛组成,其形态与分布规律反映古冰川消亡前冰底的形状;如果主要由表碛组成,则可以反映原来冰面形态。底碛因受强有力的冰川挤压,因而多带擦痕,由于搬运路程较远,棱角磨圆现象明显,扁平砾石呈定向排列,长轴平行冰川流向,扁平面倾向上游。表碛因随冰川融化跌落,砾石排列杂乱。

  侧碛是冰舌两旁表碛不断由冰面滚落到冰川与山坡之间堆积起来的,有一部分侧碛则是山坡上的碎屑滚落到冰川边缘堆积成的。当冰川退缩后,就在原先山谷冰川两侧形成条状高地,即为侧碛堤。侧碛堤是山谷冰川一种很主要的地貌,其向上延伸的末端高度,可近似地表示雪线高度。

  终碛是冰舌末端较长时间停留在同一位置,又处于平衡状态时逐渐堆积起来的。终碛堤的成因,是冰舌末端大量的底碛和内碛沿着剪切面被推举到冰川表面,冰面强烈消融也使内碛出露为表碛。这些表碛沿着冰舌前沿的斜坡不断滚落堆积起来,终于形成环绕冰舌的高大终碛堤。

  主要由冰碛组成的、几十米高、几百米长的流线形丘陵叫鼓丘。在平面上呈椭圆形,长轴与冰流方向平行。前后坡不对称,迎冰面(前坡)缓,是基岩;背冰面(后坡)陡,是冰碛物。有的鼓丘全部由冰碛物组成,有的则有一个基岩核心。鼓丘分布的位置比较固定,总是成群出现在大陆冰川终碛堤后方不远的地方。鼓丘的成因是冰川在接近末端,低碛在翻越凸起的基岩时,搬运能力减弱形成的。

  冰川附近的冰融水具有一定的侵蚀搬运能力,能将冰川的冰碛物再经冰融水搬运堆积,形成冰水堆积地貌。有冰水扇、外冲平原、冰水湖、冰砾阜阶地、冰砾阜、锅穴、蛇形丘等。

  冰下河道夹带大量沙砾从冰舌末端排出,在平原上展布,形成冰水冲积扇。许多冲积扇联合成外冲平原,呈裙状包围着终碛堤。在山谷中形成冰水排泄平原,经后期切割则成冰水阶地,逐渐向下游尖灭。

  由冰水湖泊所形成的沉积,有明显的季节变化。夏天冰融水增多,携大颗粒碎屑入湖沉积,颜色较淡;秋季冰融水剧减,长久悬浮湖水中的粘土胶粒开始沉淀,颜色较深。这样就形成了季候泥,也叫纹泥。象树轮一样,可以根据纹泥计算沉积物的年代。

  冰川边缘常有边缘水道,冰水沙砾充填其中。当冰川退缩后,边缘水道的沙砾层就在谷坡上形成冰砾阜阶地。

  冰砾阜是一些圆形或不规则的丘陵,由有层次的、并且经过分选的物质(粉沙、细纱)所组成,表面一般有一层薄的冰碛层覆盖。冰砾阜原来是冰川表面的负地形,底部为冰水沙砾物质,随着冰川融化消失,负地形成了正地形。

  冰水平原上常见到一种圆形的洼地,深数米,直径十余米至数十米,周壁陡直,状如黄土陷穴,叫锅穴。这是原来埋在沙砾中的死冰融化引起的塌陷。

  蛇形丘是狭长、曲折如蛇的高地。两坡对称,丘脊狭窄,小的蛇形丘长数十米至数百米,大的可达数公里至数十公里,北美有长达400公里的蛇形丘。这是冰下封闭隧道中的水流沉积。组成物质为沙砾,圆卵石很多,偶尔有冰碛透镜体夹杂。从蛇形丘的横剖面看,沙砾层常作背斜状,这是由于两壁冰体塌陷所致。

  山地冰川以冰蚀地貌复杂为特色。山地冰川地貌组合规律明显,从上到下可以分出几个垂直带:雪线以上是以冰斗、刃脊、角峰为主的冰蚀地貌带;雪线以下、终碛堤以上是以槽谷、侧碛堤、冰碛丘陵为主的冰蚀—冰碛地貌带;冰川末端是以终碛堤为代表的冰碛地貌带;终碛堤外缘,为冰水扇和外冲平原的冰水堆积地貌带。

  大陆冰川以堆积地貌突出为特色。大陆冰川地貌组合表现为水平分带性,以终碛堤为界,堤内以冰碛地貌为主,以冰碛丘陵为代表;堤外以冰水堆积地貌为主,以冰水外冲平原为代表。

  第四纪全球气候曾多次出现冷暖交替变化。气候寒冷时,发育大规模冰川,叫冰期;气候变暖,冰川大规模消退,叫间冰期。

  冰斗代表雪线的高度。在同一时期同一坡向的冰斗,其高度应大体相当,如果在同一坡向有不同高度的冰斗,说明是多次冰期作用的产物。另外,不同冰期形成的冰斗,破坏程度也不一样,早期形成的冰斗遭受较大程度的破坏,形态保存不完整,最后一次冰期形成的冰斗,遭受破坏的程度小,形态保存完整。冰斗后壁有寄生小冰斗,说明冰川退缩到原来雪线以上后形成的。

  在多次冰川作用的山地,常能见到上下叠套的槽谷,横剖面上上下两个槽谷形式。第一次冰期时形成一个槽谷,间冰期时,如果山地上升,河流在槽谷底下切,到第二次冰期到来时,在下切的河谷内又发育新的槽谷。如果第二次的冰川规模大,冰川沿袭第一次冰期的槽谷发育,老的终碛堤全部被破坏。如果第二次冰川规模不及第一次冰川规模时,新的终碛堤在第一次冰川槽谷内,新终碛堤以外还有一段老槽谷。

  终碛堤是每次冰川活动所能到达的最低位置。当冰川退缩时,常有短时期的停顿,因而在冰期终碛以内还常分布一些规模较小的终碛(阶段性终碛)。如果冰川前进,不仅将以前的终碛破坏,而且终碛堤的结构表现为挤压终碛特征,在终碛堤的沉积物中夹杂一些冰期前或间冰期的流水沉积物。

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