第七章冰川与冰缘地貌

1、多向风作用下所形成的风积地貌类型主要是（）A、新月形沙丘B、纵向沙垄C、金字塔沙丘D、盾形沙堆2、在主次两种风向作用下所形成的风积地貌类型主要是（）A、盾形沙堆B、新月形沙丘链C、新月形沙丘垄D、金字塔沙丘3、干旱荒漠按照地貌与地表组成物质不同，可分为除（）以外的多种类型。A、岩漠B、戈壁C、沙漠D、盐碱4、黄土有多种特性，下列第（）种不是A、质地均一B、富含碳酸钙C、结构疏松D、层理发育5、黄土沟间地貌继承了各种埋藏古地貌形态，下列（）种不是。A、黄土塬B、黄土梁C、黄土峁D、黄土碟第七章冰川与冰缘地貌Glacialandperiglaciallandforms在高纬度和高山地区，气候寒冷，年平均温度多处于0℃以下，地表常被冰雪覆盖或埋藏着多年冻土。冰雪地区的主要外力作用是冰川作用，由冰川作用所成的地貌称为冰川地貌。冻土的主要外力作用是融冻作用，以融冻作用为主所形成的一系列地质、地貌现象总称为冻土地貌。在许多文献中把冻土地貌称为“冰缘地貌”。“冰缘”原指冰川边缘地区。现在:面积为1622多万km2，占陆地的11%(10%)左右;体积约为2600万km3。占全球淡水的69%。全部融化可使洋面上升60多米。冰期时:可达世界陆地面积的1/3(32%)。海面降低120余米古冰川作用的地区和现代冰川发育地区，地表都经受冰川强烈的塑造，形成一系列冰川地貌。此外，冰川进退或积消引起海面升降和地壳均衡运动，还使海陆轮廓发生较大的变化。第一节冰川的形成与演化一、雪线与成冰作用(glaciersandglacialprocesses)（一）雪线(firnlineorfirnlimit)大气固态降水的年收入等于年支出的界线，称为雪线。雪线是是固态降水的零平衡面（年降雪量=年消融量），也常年积雪区的下界。在雪线以上为多年积雪区，以下为季节积雪区。睛朗的夏天，天山和祁连山麓的居民，能清晰地看到一条黑白分明的界线横过山腰。线以上是银光闪烁的冰雪世界。这条界线，称为雪线。确切地说，雪线指的是某一个海拔高度；在这个高度上，每年降落的雪刚好在当年融化完。雪线处的年降雪量等于消融量，即雪的积累量和消融量处于平衡状态。就世界范围来说，雪线是由赤道向两极降低的。珠穆朗玛峰北坡雪线高度在6000米左右，而在南北极，雪线就降低在海平面上。雪线是冰川学上一个重要的标志，它控制着冰川的发育和分布。只有山体高度超过该地的雪线，每年才会有多余的雪积累起来。年深日久，才能成为永久积雪和冰川发育的地区。雪线分布高度影响雪线分布高度的因素：气温降水地貌雪线位置最高处并不在赤道，而在南北两个亚热带高压带。这两个高压带同赤道带的温度差别并不显著，降水量却相当悬殊，亚热带高压带降水量的急剧减少，使雪线上升到最大的高度。南美20°—25°间的安第斯山雪线高达6400米，是世界上雪线最高的地方。北半球的山地，一般北坡雪线比南坡低。我国祁连山南坡雪线在4700—5000米，北坡仅约4400—4600米，表现了地形的影响。但是地形不仅影响温度，也影响降水分布，如东西走向的喜马拉雅山阻挡了印度洋的西南季风，致使南坡多雨，雪线为4400—4600米，北坡降水量很少，雪线上升到5800—6000米。喜马拉雅山天山祁连山南坡4400-460042005000北坡5800-590039004600在雪线以上的常年积雪，经过一系列的“变质”作用而形成冰川，这个过程称为成冰作用。积雪(snow)变成冰川是先由新雪变成粒雪(firnorneve)，再由粒雪变成冰川冰（glacialice)，最后形成冰川(glaciers)。(二)、冰川形成过程(formationofglaciers)粒雪盆雪线以上的区域，从天空降落的雪和从山坡上滑下的雪，容易在地形低洼的地方聚集起来。由于低洼的地形一般都是状如盆地，所以冰川学上称其为粒雪盆。粒雪盆是冰川的摇篮。聚积在粒雪盆里的雪，经过一系列变质作用，逐渐变成颗粒状的粒雪。成冰过程可以分为雪的沉积、粒雪化及成冰作用3个阶段。新雪落地一般都十分松软，孔隙很大，其密度为0.01—0.1克/立方厘米，最小的甚至只有0.004克/立方厘米。即每立方米只有4公斤重，新雪堆积具有成层性等特性。粒雪盆雪花为放射状的六棱角形，新雪的密度是0.01～0.1g/cm3，最低达到0.004g/cm3，最高为0.39g/cm3，孔隙度为67%以上。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，这个过程叫粒雪化过程。大晶粒增大而圆化，小晶粒缩小乃至消失，晶体发生迁移和重结晶作用使晶体变圆，称为粒雪化。粒雪化在雪线以上的常年积雪，经过一系列的“变质”作用而形成冰川冰，这个过程称为成冰作用。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。成冰作用不列颠百科全书中是这样描述冰川的：“冰川冰是由降落到地面的雪转变而来的。雪的晶体逐步圆化变为粒雪，使积雪的密度逐渐增加。这一过程在温度接近融点和存在液态水时进行得最快。其后，占优势的重结晶作用的平均粒径增大。当集合体的密度达到约0.84克/立方厘米时，颗粒之间便没有空隙，而变得不可渗透。这标志着从粒雪到冰川冰的转化。”具有塑性状态的冰川冰形成后，受到很大的压力便缓慢变形和流动，并越过雪线流到消融区，成为冰川。冰川积累区与消融区（一）冰川的形态分类按照冰川的形态和规模，地球上的冰川基本上分为两大类，即大陆冰川和山岳冰川。1.大陆冰川是不受地形约束而发育的冰川。大陆冰川又叫大陆冰盖，也称极地冰盖，简称冰盖，国际上习惯把超过50000平方千米面积的冰川才当作冰盖。目前，世界上主要是南极和格陵兰两大冰盖。其中南极冰盖最为巨大，包括边缘分布着的冰架在内，总面积达1380万平方千米。冰盖的平均厚度为720～2200米，最大厚度达4267米。二、冰川类型(typesofglaciers)格陵兰冰盖面积170万平方千米，由南北两个大冰穹组成，冰盖最大厚度3411米，其边缘没有大冰架，而溢出冰川甚多。2.山岳冰川(Alpineglaciers)。它是完全受地形约束而发育的冰川。主要分布于地球的中低纬高山地带，其中，亚洲山区最发达。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。1、悬冰川(suspendedglacial)一般呈斑点状悬挂依附在山坡上，规模小，冰体厚度小，面积小（小于1km2）。对气候变化的反映较灵敏，如图。据冰川形态、发育阶段和地貌特征的差异，山岳冰川进一步可分为：2、冰斗冰川(Cirqueglaciers)广泛分布于各冰川作用区，规模不大，源头为冰斗。形似围椅状，后壁陡，朝向山坡一面开口，常为冰坝所阻。冰体越过冰坝呈舌状溢出。右图为退缩中的冰斗冰川。Photofrom:3、山谷冰川(valleyglacial)（冰川沿谷地呈线状分布，规模较大，长可达数公里至数十公里以上.，厚度多为数百米。以雪线为界，有明显的冰雪积聚区和消融区。像河流那样顺谷而下，沿途可纳分支冰川，成更大的复式冰川，树枝状冰川。4、山麓冰川由巨大山谷冰川或复式冰川流出山口，在山麓地带冰舌扩展或相互汇合成一定宽度冰体。（中国冰川多属于此类，主要是在西北、天山、青藏高原、滇北等地）。PhotographbyPeterL.Kresan5、平顶冰川属于山岳冰川向大陆冰川过渡的一种冰川类型，分布在起伏和缓的高原或高山夷平面上。如我国西部，斯堪的纳维亚半岛和冰岛等。根据冰川活动层（由冰川表面以下至15～20米深度内）以下的恒温层所特有的热力特征，将冰川分为三类：暖型、冷型和过渡型。（1）暖型冰川川(warmglaciers)。冰川上部的活动层受气温变化而升高或降低，而下部的恒温层则不受气温变化的影响，使冰川至底部的温度具有压力融点的等温状态（℃附近），只有冬季上层几米处于负温。在冰内或冰下通道里有大量融水存在，由于冰川底部有一层融水，使冰川运动速度较大，年运动速度达100米或更大。雪线较低，冰舌可下伸入森林带，冰川进退幅度大，冰川地质作用较强。此类冰川主要分布在温带海洋性气候区，如欧洲阿尔卑斯的现代冰川。我国西藏东南部山地及横断山的一些山区，受印度洋西南季风影响下发育的冰川亦属此类。（二）冰川的物理分类（2）冷型冰川(coldglaciers)。在极地或温带某些山岳冰川中，不仅冰川活动层的温度很低，恒温层内温度也明显低于冰融点温度。冰体直到很大深度都是负温，主体温度常在-1℃～-10℃以下。冰川里几乎没有融水可起润滑作用，所以冰川运动慢，一般年运动速度为30～50米。雪线较高，冰舌高居在森林带以上，进退幅度小，冰川地质作用强度较弱。此类冰川主要分布在极地地区和温带大陆性气候下的中、低纬山地。我国西部和中亚高山冰川大多属此类型。四、冰川的演化1.冰川的发育2.冰川的衰退冰川演化示意图1.山岳冰川阶段；2.山麓冰川阶段；3.大陆冰川阶段三、冰川的运动运动是冰川区别于其他自然界冰体的最主要特征。冰川的运动主要靠内部塑性变形和块体滑动完成。它在低温条件下，冰晶体相互之间结合十分紧密。当冰层厚度达到某一临界厚度时，冰层下部受到上部冰层的较大压力，使冰的融点降低，这时在下部冰层内部则是冰、水和水汽三相共存的物态。在缓慢增加的压力作用下，冰的晶体之间的相互位置就可以变动而出现塑性变形。因此，一般较大的冰川常可以分为两层，上部为脆性带，下部是塑性带。塑性带的存在是冰川流动的根本原因。但对于小冰川，塑性流动带常不明显，冰川运动主要依靠底面滑动。导致冰川运动的力源主要是重力和压力。取决于底床坡度而流动叫重力流，多见于山岳冰川；取决于冰面坡度而流动叫压力流，多见于大陆冰盖。冰川或冰面坡度：坡度越大越有利于冰川运动。冰川厚度：雪线附近冰川最厚，运动速度也最大,冰川体中部运动速度大于外侧。时间：冰川运动速度夏季大于冬季，白昼大于夜晚。冰川运动速度大小，主要依靠以下因素：十九世纪初叶，在阿尔卑斯山上，有几个登山者不幸被雪崩掩埋在冰川粒雪盆里。当时有个冰川工作者推测说，过四十年后这几个人的尸体将在冰舌前出现。果然不出所料，四十三年后，这几个不幸者的尸体在冰舌前出现了，登山者同伴中的幸存者很快把尸体辨认出来。l827年，有个地质工作者在阿尔卑斯山的老鹰冰川上修筑了一座石砌小屋。十三年后，发现这座小屋向下游移动了1428米。小屋本身是不会移动的，原来是小屋的地基-冰川向下运动，把小屋捎带着一起移动了。世界主要冰川区大冰川的概略运动速度第二节冰蚀作用与冰蚀地貌一、冰蚀作用(Glacialerosion)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。（一）拔（挖）蚀冰川自身重量和冰体运动使底床基岩破碎。冰雪融水渗入节理裂隙，时冻时融，使得底床岩块不断破碎，冰川像推土机铲土一样，把松动石块挖起，与冰川冻结一起带走。（二）磨蚀由冰川对冰床产生的巨大压力引起。因挖蚀作用产生的碎屑。冻结于冰川