《冰川地貌》课件

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1、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

2、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

3、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

4、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

5、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

6、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

7、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