地貌与冻土地貌-地貌学及第四纪地质学教程

第六章　冰川与冻土地貌

冰川是降雪积压而成并能运动的冰体。现在世界上冰川覆盖面积约为1 623×104km2，占陆地面积的11%，集中了全球85%的淡水资源，主要分布在极地、中低纬的高山和高原地区。第四纪冰期，欧、亚、北美的大陆冰盖连绵分布，留下了大量冰川遗迹。冰川的进退不仅与气候变化密切相关，而且还会引起海面升降与地壳均衡变化。同时，它也是非常重要的塑造地貌的一种外营力。冰川地貌主要包括现代冰川地貌与古冰川遗迹，是旅游资源开发利用的重要组成部分。

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，在许多出版物和文献中将冻土地貌称为冰缘地貌，但是实际上以冻土地貌为特征的冻土区范围，早已超出了狭义的冰缘区界线。全世界冻土地貌分布面积为3 500×104km2。在第四纪最大冰期时，世界上冻土作用区的面积更为广大。因此，对冻土地貌的研究具有非常重要的意义。

第一节　冰川地貌

一、冰川的形成和冰川作用

（一）雪线

雪线是常年积雪的下界，即年降雪量与年消融量相等的均衡线。雪线以上年降雪量大于年消融量，降雪逐年加积，形成常年积雪，称为冰雪积累区；雪线以下年降雪量小于年消融量，称为冰雪消融区。雪线高度在不同的地区是不同的，它受温度、降水量及地形的影响。

1.温度

多年积雪的形成首先取决于近地表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。在中国西部，从青藏高原、昆仑山往北到天山、阿尔泰山，雪线高度由6 000m依次下降到5 500m、3 900～4 100m和2 600～2 900m；再往北到北极地区，雪线降至海平面（图6－1）。

图6－1　雪线高度

（据任炳辉，1990）

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。因而雪线全球高度最高处在亚热带高压带，而不在赤道。

3.地形

地形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；荫蔽的凹地或平缓的地势，有利于冰雪的积累，雪线位置较低。

（二）冰川作用

冰川的形成需要经过一定的成冰作用。降雪在地面需要经过一系列的作用才能形成冰川冰。在雪线以上的积雪，经过一系列“变质”阶段而形成冰川冰，这个过程称为成冰作用。成冰作用经历过两个阶段：①由新雪线变成密度较大（0.4～0.85g/cm3）的粒雪；②粒雪在压力或热力（或兼而有之）作用下，更紧密地结合起来，即形成冰川冰。冰川冰的密度大于0.85g/cm3，但小于1g/cm3。

冰川作用具有明显的地带性。在高降雪量、温度也较高的海洋性气候区，以暖型成冰作用为主，其特点是：以融化—再冻结过程占优势，有融水参加，成冰速度快。在干旱低温的大陆性气候区，冷型成冰作用占优势，以压实作用为主，成冰速度慢。

冰川作用是冰川地貌的主要塑造动力，包括冰川的侵蚀作用、搬运作用和堆积作用。

（三）冰川的运动

导致冰川运动的因素，主要是冰川本身的重力和压力。取决于冰床坡度的流动，称重力流；取决于冰面坡度的流动，称压力。前者多见于山岳冰川，后者多见于大陆冰川。

冰川具有两种运动方式：①冰川借助冰与床底岩石界面上融水的润滑和浮托作用，沿冰床向前滑动，称基底滑动；②由于冰川冰释不同粒度冰晶的集合体，当冰川达到一定厚度时（最小为30m），在自身压力下，冰内晶粒开始发生平行晶粒底面的粒内剪切蠕变，致使冰晶向前错位，其宏观积累效果表现为整个冰川的定向蠕动，称为塑性流动。一般情况下，冰川的运动速度是这两种运动的代数和。

冰川的运动速度是缓慢的，比河流流水速度小得多，一年只能前进数十米至数百米。并且，随季节有较明显的变化，在消融区冰川运动的趋势是夏天快、冬天慢。由于冰川运动速度在各个部位的不协调，在运动过程中，冰川表面及冰层常产生一系列的冰川裂隙及冰层褶皱。

二、冰川类型及冰川地貌

（一）冰川类型

随着冰川发育条件和演化阶段的差异，全球现代冰川的形态类型多种多样，分类标准也不尽相同。杨春景等按照冰川发育的气候条件和冰川温度状况，分为海洋性冰川和大陆性冰川；严钦尚等根据冰川发育规模、运动性质和所处的地貌条件，分为山岳冰川（包括悬冰川、冰斗冰川、山谷冰川、山麓冰川、平顶冰川）和大陆冰川；曹伯勋等根据冰川形态、规模等又分为山岳冰川类型和冰原、冰帽及冰盖。

根据冰川形态、规模和所处的地形条件，可分为以下几种冰川类型。

1.山岳冰川类型

山岳冰川主要分布于中低纬高山地区，冰川形态严格受山岳地形的限制。按其发育规模及形态可分为以下几种。

1）冰斗冰川及悬冰川

在雪线附近，占据着圆形谷源洼地或谷边洼地的小型冰川，其消融区和积累区不易分开，称为冰斗冰川。冰斗冰川是山地冰川的重要发源地之一，但规模不大，大者可达数平方千米，小者不足1km2。当冰斗内积雪量大于消融量，冰川将不断被补给冰从冰斗挤出，成小型冰舌，悬挂于冰斗口外的陡坎上，这时称为悬冰川。

2）山谷冰川

在有利地形、气候条件下，冰雪积累不断增加，冰斗口外的悬冰川不断伸长达到山谷中，并沿山谷流动，形成山谷冰川。

3）山麓冰川

一条巨大的山谷冰川或几条山谷冰川从山地流出，在山麓地区扩展或会合而成广阔的冰川叫山麓冰川。山麓冰川规模不等，随着规模的增大，向大陆冰盖过渡。

2.冰原、冰盖和冰帽

在微弱切割的分水岭及高原上，发育面积较大、表面平坦或下凹的冰体称为冰原，其面积可达几百平方千米。随着冰雪的积累，冰原表面由下凹而转变为穹形上凸，即称为冰帽。冰帽规模一般较冰原大，最大可达5万多平方千米。面积超过此数则称为冰盖，又称大陆冰盖。冰盖厚度巨大，表面呈盾形，由厚达2～3km的巨大中心向四周流动。冰盖的分布与运动均不受基底地形的控制，如南极冰盖下面巨大起伏的基岩地形对冰盖运动无影响。中纬山地冰川和极地冰盖的消长变化既受全球气候变化影响，反过来对全球气候和海平面变化也产生重要作用。多数中国第四纪研究者认为中国第四纪未出现过大冰盖。

根据冰川温度，有暖型冰川和冷型冰川之分，暖型冰川发育在气温较高，沿岸有暖流补充水分的地区，冰川温度在0℃左右，补给快，流动快，消融快，冰舌下伸可达林区，冰川破坏力大，冰碛物发育，如西藏南部察隅的现代阿扎冰川和第四纪欧洲、北美洲大冰盖。冷型冰川发育在气温很低的极地和内陆高山区，年均温度在0℃以下（极地冰川温度在－70～0℃内），积累慢，消融慢，冰川作用强度逊于暖型冰川，如现代祁连山、天山冰川。

除冰斗冰川外，其他冰川都有明显的积累区与消融区。积累区中冰雪净积累量与消融区中冰雪消融量之比叫冰川物质平衡。积累量大于消融量，冰川前进；反之，冰川退缩；两者相等，冰川冰舌前端位置稳定。据冰川学研究，冰川积累区面积（ACZ）与消融区面积（ABZ）之比值（AAR）（AAR＝ACZ/ABZ）可以作为冰川物质平衡的定量标志：AAR＜0.3，冰川开始强烈退缩；AAR＞0.6，冰川持续推进；AAR在0.3～0.6之间，冰川可进亦可退，这与冰川所处的复杂自然环境有关。

（二）冰川地貌

冰川地貌分为冰蚀地貌、冰碛地貌和冰水堆积地貌3部分。冰蚀地貌包括冰斗、刃脊和角峰、冰川谷和峡湾、羊背石冰川磨光面和冰川擦痕等。冰碛地貌是由冰川侵蚀搬运的砂砾堆积形成的地貌，有冰碛丘陵、侧碛堤、中碛堤、终碛堤等几种类型。冰水堆积地貌是在冰川边缘由冰水堆积物组成的各种地貌，分为冰水扇、外冲平原、冰砾阜阶地、冰砾阜、锅穴、蛇形丘等几种类型（表6－1）。

表6－1　冰川地貌类型划分

注：引自曹伯勋，1995，修改。

1.冰蚀地貌

温度为0℃的冰是黏－塑性体，屈服强度为4～20Pa，因此纯冰对基岩是没有侵蚀力的。但冰川中携带有岩石碎块（特别是集中在冰川底部的碎屑），对床底及两侧的基岩进行强大的磨蚀、压碎及压裂作用。此外，通过冰川的融化与再冻结，可以把已松动的岩块从基岩面上掘起，随冰川搬走，称为冰川的拔蚀作用。这些冰川剥蚀作用塑造出高山区千姿百态的冰蚀地貌（图6－2）。

图6－2　山岳冰川地貌组合（冰退以后）示意图

（引自北京大学等，1978）
1.角峰；2.刃脊；3.冰斗及冰斗湖；4.冰斗坎；5.冰川槽谷及谷壁上的平行冰川擦痕；6.冰蚀岩坎；7.羊背石；8.冰槽谷谷肩；9.冰蚀上限；10.悬谷；11.鼓丘；12.冰川前（终）碛堤；13.侧碛堤；14.底碛堤；15.蛇形丘；16.冰砾阜；17.冰水砂砾；18.后期重力堆积；19.高山针叶林；20.现代河流

1）冰斗、刃脊和角峰

冰蚀地貌主要是冰川在发展过程中塑造的地貌。其中，冰斗（cirque）是冰川在雪线附近塑造的椭圆形基岩洼地，是雪蚀与冰川剥蚀的结果。典型冰斗由峻峭的后壁（三面）、深凹的斗底（岩盆）和冰坎组成［图6－3（a）］。冰斗发育于雪线附近，它是在地势低洼处，剧烈的寒冻风化作用，使基岩迅速冻裂破碎；崩解的岩块随着冰川运动搬走，洼地周围不断后退拓宽，底部被蚀深，并导致凹地不断扩大而形成。冰斗在冰川退缩后可形成冰斗湖。古冰斗底的高度标志着古雪线位置，不同时期古冰斗高度与现代雪线的高差，是研究古温度波动的重要标志。

图6－3　冰斗（a）、刃脊（b）和角峰（c）

由于冰斗后壁受到不断的挖蚀作用而后退，当两个冰斗或冰川谷地间的岭脊变窄，最后形成薄而陡峻的刀刃状山脊称为刃脊，也叫鳍脊［图6－3（b）］；当不同方向的两个及以上冰斗后壁后退时，发展成为棱角状的尖锐山峰，叫做角峰［图6－3（c）］。由于组成刃脊和角峰的岩性与地质构造不同，有的可残留，有的则被破坏殆尽。

2）冰川谷

由山谷冰川剥蚀作用所形成的平直、宽阔的谷地，叫冰蚀槽谷，因其横截面是“U”形，故又称“U”谷或幽谷（图6－4），它是山岳冰川分布最广的地形。

图6－4　“U”形谷

当冰川流速一定时，冰川下蚀能力随冰川厚度的增加而增强，在谷地下部较强，使冰槽谷横剖面呈明显的抛物线形或“U”形，谷坡呈凹形，上部陡而下部缓，并逐渐过渡为宽阔的平坦谷底。冰槽谷纵剖面（图6－5）向下游倾斜，但起伏不平，冰蚀洼地与冰蚀岩坎频繁交替，底床有时向上倾斜，这是冰川选择性剥蚀的结果；在洼地后侧的顺向坡上，冰川在重力驱动下流动（伸张流），不断加深洼地后壁；在洼地前端，冰川在纵向压力作用下旋转滑动并沿剪切面向上逆冲（压缩流）、磨蚀，使洼地进一步加深，形成深度较大的冰蚀岩盆。在平面上，冰槽谷平直，两侧排列着冰川切削山嘴而形成的冰蚀三角面。

图6－5　冰槽谷纵剖面形成机制图解

（引自曹伯勋，1995）
R.冰坎；B.岩盆；E.扩张流区；C.压缩流区

冰川消融后，岩盆积水，常成为串珠状湖泊（图6－6）。又称冰川梯级湖，是指在同一个冰川谷中，冰斗上下串联或冰碛叠置地区，不同高度上排列着两个以上的冰成湖群。

支谷冰川谷底高悬于主冰槽谷的坡上，称为悬谷。悬谷的形成源自冰川侵蚀力的差异，主冰川因冰层厚、下蚀能力强，故“U”形谷较深，而支冰川较浅，在支冰川和主冰川的交汇之处，常有冰川底高低的悬殊，当支冰川的冰进入主冰川时必为悬挂下坠成瀑布状的悬谷（图6－6）。

图6－6　冰蚀地貌组合

［据中国地质大学（武汉）《地貌学及第四纪地质学》精品课程课件］

3）羊背石和冰川擦痕

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，成群地匍匐于地表，犹如羊群伏在地面上（图6－7），故得名。它由岩性坚硬的小丘被冰川磨削而成。顶部浑圆，纵剖面（图6－8）前后不对称，迎冰坡一般较平缓，带有擦痕、刻槽及新月形的磨光面，是冰川磨蚀作用的结果，擦痕的一端粗，另一端细，粗的一端指向上游；背冰坡较陡峻且粗糙，由阶梯状小陡坎及裂隙组成，是冰川拔蚀作用的结果。羊背石的长轴方向，与冰川运动的方向平行，因而可以指示冰川运动的方向。

图6－7　羊背石及磨光面、冰川擦痕

图6－8　羊背石纵剖面图

2.冰碛地貌

1）冰碛丘陵

冰川消融后，原来的表碛、内碛和中碛都沉落到冰川谷底，和底碛一起统称基碛。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（图6－9）。

图6－9　冰碛丘陵

大陆冰川区的冰碛丘陵规模较大，高度可达数十米至数百米，例如北美的冰碛丘陵高400m。山岳冰川也能形成冰碛丘陵，但规模要小得多，如西藏东南部波密，在冰川槽谷内的冰碛丘陵，高度只有几米到数十米。冰碛丘陵之间的洼地，如果是漂砾和黏土混合组成，透水性很小，常能积水成池。

2）侧碛堤

由于冰川对谷壁的剥蚀作用及崩塌作用，在冰川两侧及冰川表面边缘聚集了大量碎屑物质。当冰川融化时，这些物质就以融出的方式堆积在冰川谷的两侧，形成与冰川平行的长堤状地形，称侧碛堤（图6－10）。当冰川两侧发育着边沿沟槽时，槽中流水可将侧碛堤完全毁掉或加工成冲积物，或仅仅冲掉侧碛堤的靠山坡部分。有的地区在山坡的不同高度上存在着多道侧碛堤，它们可以是同一冰期不同融化阶段的产物，也可以是不同冰期的产物。

图6－10　侧碛堤

3）终碛堤

当冰川的补给和消融处于相对平衡状态时，由于冰川中部运动稍快，冰碛物就会在冰舌前端堆积成向下游弯曲的弧形长堤，称终碛堤（尾碛堤）（图6－11）。

图6－11　终碛堤与冰水扇示意图

（据彭克，1936）

大陆冰川终碛堤的高度为30～50m，长度可达几百千米，弧形曲率较小。山岳冰川的终碛堤高达数百米，长度较小，弧形曲率较大。

终碛堤成因与冰川的进退有关。当冰川处于平衡状态时，冰舌处的大量底碛和内碛沿冰体剪切面被推举到冰川表面形成表碛，另一部分内碛由于冰川表面消融而出露为表碛。这些表碛如果滚落到冰川末端边缘堆积下来，待冰川退缩时，就形成弧形的终碛堤。这种成因的终碛堤称冰退终碛堤。如果冰川的积累大于消融，冰川前进，除一部分冰碛沿冰体剪切面被推举到冰川表面再滚落到冰川末端边缘外，同时冰川以外的谷地中的砂砾或过去的冰层也被推挤向前移动，形成终碛堤，称推挤终碛堤。

4）鼓丘

鼓丘（图6－12）是由一个基岩核心和泥砾组成的丘陵。它的平面呈椭圆形，长轴与冰流方向一致，纵剖面呈不对称的上凸形，迎冰面坡缓的是基岩，背冰面坡陡的是冰碛物。它的高度可达数十米。北美的鼓丘高度为15～45m，长450～600m，宽150～200m。欧洲有些鼓丘高只有5～10m，但长度可达800～2 600m，宽300～400m。

图6－12　鼓丘的平面图和剖面图

（据弗林特，1971）

鼓丘分布在大陆冰川终碛堤以内的几千米到几十千米范围内，常成群分布。山谷冰川终碛堤堤内也有鼓丘分布，但数量较少。鼓丘的成因是冰川在接近末端，低碛翻越凸起的基岩时，搬运能力减弱，发生堆积而形成。

3.冰水堆积地貌

冰雪融化后形成的水流称为冰水。冰水地貌按其形态、位置及成因等，分为冰水扇、冰水湖、冰砾阜和冰砾阜阶地、锅穴和蛇形丘等地貌。

1）冰砾阜和冰砾阜阶地

冰砾阜是一些圆形的或不规则的小丘，由一些有层理的并经分选的细粉砂组成，通常在冰砾阜的下部有一层冰碛层。冰砾阜是冰面上小湖或小河的沉积物，在冰川消融后沉落到底床堆积而成。在山谷冰川和大陆冰川中都发育有冰砾阜。

在冰川两侧，由于岩壁和侧碛吸热较多，附近冰体融化较快，又由于冰川两侧冰面相对中部低，所以冰融水就汇聚在这里，形成冰川两侧的冰面河流或湖泊，并带来大量冰水物质。当冰川全部融化后，这些冰水物质就堆积在冰川谷的两侧，形成冰砾阜阶地，它只发育在山地冰川谷中。(www.xing528.com)

2）锅穴

锅穴指分布于冰水平原上常有的一种圆形洼地，深数米，直径10余米至数十米。底部有底碛物等隔水层时，可积水成池，称窝状湖。锅穴的形成是由于地表停滞冰块（死冰）被冰水堆积物掩埋，冰块融化后冰水堆积物塌陷而来（图6－13）。

图6－13　锅穴成因

（据弗林特，1971）

3）蛇形丘

蛇形丘是一种狭长而曲折的垄岗地形，由于它蜿蜒伸展如蛇，故称蛇形丘（图6－14）。两坡对称，一般高度15～30m，最高者达70m，长度由几十米到几十千米；主要组成物质是略具分选的砂砾堆积，夹有冰碛透镜体。蛇形丘的成因有两种：①冰下隧道成因：在冰川消融时期，冰川融水很多，它们沿冰川裂隙渗入冰下，在冰川底部流动，形成冰下隧道，隧道中的冰融水携带许多砂砾，沿途搬运过程中将不断堆积，待冰全部融化后，隧道中的沉积物就显露出来，形成蛇形丘；②冰川连续后退，由冰水三角洲堆积而成。在夏季，冰融水增多，携带的物质在冰川末端流出进入到冰水湖中，形成冰水三角洲，到下一年夏季，冰川再次后退，又形成另一个冰水三角洲，一个个冰水三角洲连接起来，就形成串珠状的蛇形丘。

图6－14　蛇形丘

三、冰川研究问题

第四纪古冰川研究应该从多方面进行考虑。

1.古冰川遗迹研究

对冰川遗迹的研究和鉴定，可以了解古冰川活动情况和古气候变化规律。在贺兰山第四纪古冰川的研究中，对古冰碛物与其他成因混杂堆积物的辨识研究，不但对冰川规模范围的判定有所裨益，而且在更新世以来贺兰山地区泥石流、崩滑等地貌过程的认识方面可以获得新的资料。同时，将高清山地内部各类成因松散堆积物集中的地区，可为贺兰山两坡常常发生的洪水、泥石流等自然灾害在物源区采取有效措施，以达到减轻及防治的目的，为区域资源开发、经济发展提供科学的决策依据。

古冰川遗迹研究包括研究鉴别各种古冰川地貌和沉积物及其与它们的类似物的区别，并研究它们的同时空配置关系。冰碛层是冰川活动的重要遗迹，是古气候的特殊记录和标志。不以地层研究为基础的少数证据，往往会产生许多争议。此外，还应注意新构造运动与山岳冰川形成前后的关系。

国外古冰川的研究成果，已广泛运用于全球海面变化。弗林特（Flint）认为：冰期最盛时全球约有7 697×104km3的冰川，现在仍然有2 625×104km3的冰川分布于地球的两极、格陵兰、冰岛以及其他一些中高纬度的高山地区。关于中国东部低山丘陵区是否存在古冰川问题，在地学界一直争论不休，争论的焦点是冰期时期的雪线问题。近年来，随着调查资料的积累，越来越多的事实证明，中国东部低山丘陵区确实存在大量古冰川活动遗迹，特别是大青山、北京西山、山东诸山、江苏云台山、浙江和福建的低山丘陵区，蕴藏着大量古冰川遗迹尚未得到开发和利用。中国东部的第四纪冰川问题争论已达80余年，至今仍存在分歧，产生争议的原因之一是未能找到保存最佳的冰川地质证据。徐兴永、肖尚斌等学者研究了崂山发育的典型古冰川遗迹（侵蚀和堆积地貌），拥有我国东部罕见的冰碛海岸和冰碛扇等地貌类型。王长生学者按照岩石学原理和李四光教授创立的确定古冰川的3个标准，研究认为渝鄂湘黔毗邻地区第四纪不存在古冰川遗迹。

2.古冰川的形成条件研究

冰川发育在一定气候和地形条件下，从孢粉气候组合、自然地理条件特征，如降水量、雪线高程、地形等方面探讨古冰川的形成条件，可为推论古冰川作用提供可靠基础。

第二节　冻土地貌

世界现代冻土占大陆总面积的25%，我国黑龙江北纬48°以北有纬度冻土，西部海拔4 300～4 500m处高山有山地冻土，全国现代冻土面积有约215万多平方千米（图6－15），占全国面积的1/4左右。第四纪，冻土分布面积比现在更广泛。冻土对当地工、农业生产和人民生活有更重要的影响，全球变暖和人类活动都会引起冻土环境变化。

一、冻土

冻土是指处于0℃以下，并含有冰的土（岩）层。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（冻结持续时间3年以上）的多年冻土两类。全球冻土的分布，具有明显的纬度和垂直地带性规律。自高纬度向中纬度，多年冻土埋深逐渐增加，厚度不断减小，年平均地温相应升高，由连续多年冻土带过渡为不连续多年冻土带、季节冻土带。永久冻土分布、厚度和类型受纬度高度控制呈南北向变化。如祁连山北坡海拔4 000m处冻土厚100m，到海拔3 500m处冻土厚度变为22m。各山地冻土分布下限与所处纬度有关，越往南下限越低，如昆仑山为4 300～4 400m，祁连山为3 500～3 800m，天山约为2 500m，阿尔泰山仅1 000～1 100m。

图6－15　中国冻土分布图

（据童伯良等，1975）

冻土发育受气候、岩层、土层含水量和植被影响。年均温长期处于0℃以下是冻土形成的首要条件。土层细，孔隙度高，含水多，冬季冻结深度持续大于夏季融化深度，且气温持续降低，最有利于冻土形成。冻土中冰、水、汽三相共存。冰具有垂直分带性，最上部的冰是由颗粒间水冻结而成，把土层胶结成硬壳（砂砾则成团块），称胶结冰。往下，汽化水分子往蒸汽压小的冻结冰粒凝聚，使冰粒加大，形成层状或网状和团块状冰，称分凝冰。分凝冰在不深的上部因温度梯度大，向下冻结迅速，厚度仅几毫米。往下温度梯度变小，聚冰过程充分，可形成厚几十厘米到2～3m的含石块、砂土的厚层冰层。再往下冰层又变薄。

冻土层一般分为两层：上部为夏融冬冻的活动层（季融层）；下部为整年不融的永冻层（有时两者之间由于每年冻融深度不同存在一薄层未冻层），两者分界为永冻层上限，亦即上述厚冰层的顶面。永冻层下限大约与地热零度等温面一致，在此以下永冻层消失。上下限之间即为永冻层的厚度。冻土的形成和其复杂的物理性质是冻土学研究的主要内容。

二、冻土地貌

冻土地区的外力作用主要是冻融作用。冻融作用包括冰冻风化、冻胀和融动引起的斜坡块体运动。冻融作用是指随着温度周期性地发生正负变化，冻土层中水分相应地出现相变与迁移，导致岩石的破坏，沉积物受到分选和干扰，冻土层发生变形，产生冻胀、融陷和流变等一系列复杂过程。经冻融作用而产生的特殊地貌，就称为冻土地貌（crymorphology）（图6－16）。

图6－16　冻土区地貌组合示意图

（据博奇，1957）
a.冻蚀台地；b.石川源；c.石川（石河）；d.石圈；e.土溜阶地（泥河阶地）；f.土溜堤；g.石块沿湿润土层滑动；h.石带（石条）；i.石多边形网状土；j.冰楔；k.大冻丘；l.小冻丘；m.网状土

（一）冻土地貌

1.石海、石川和石冰川

冻土区（及冰川前缘区）常年处于负温，物理风化强烈，岩石长期处于负温（－15～－5℃）条件下被冰劈作用破坏，地面广泛裸露冻裂的岩块和碎石，称石海（有人认为石海分布下限比雪线低200～400m）。

岩块受重力作用往沟谷洼地聚结成带，因冻胀、收缩和春季底土解冻等使石块整体往下蠕动，称石河。它多发育于多年冻土区具有一定坡度的凹地里。它是由填充谷地的冻融风化碎屑物，在重力作用下，石块沿着湿润的碎屑下垫面或多年冻土层顶面，徐徐向下运动而形成的。

大型的石河又称石冰川。不对称谷地缓坡上的寒冻风化崩解岩屑，沿坡下移，堆积成岩屑坡。石海、石河、岩屑坡和冻裂岩柱等是冻土山地常见的景观。

2.冻融泥流阶地

在永久冻土区（或冰缘区）坡度为2°～30°的斜披上，冻结的含碎石细土层上部的活动层，在春、夏季融化时使土层饱水，高孔隙水压使土层的剪切强度降低；或春、秋两季，土层温度围绕结冰点波动，土体体积频繁胀缩，使土层蠕动。上述两种过程均可使融化土层在重力作用下，沿永冻层面往坡下缓慢运动，称为冻融泥流作用，运动速度一般不超过1m/a。一旦坡度变缓、土层变薄或土体失去水分，运动即行停止。当斜坡表面水分分布均匀时，土层整体运动，形成大片较连续的泥流阶地；当水分不均匀时，土层分裂运动，形成若干不同流速单元的泥流舌群。

3.冻胀丘和冰核丘

由于冻土区内土层粒度和水分的分布不均匀，含水多的细土中分凝冰的形成，使其获得比周围土层更高的冻胀率，形成局部隆起的丘状地形，称冻胀丘。其高为几十厘米到几米。有的冻胀丘为一年期，冬季出现，夏季消失。

土层冻结时，岩土层中的某些部分不断接受冻结层间水或层下水的补给，将形成一个地下冰核，冰核使地面隆升成丘，即冰核丘（图6－17）。高纬度区其高度从几十米到200m，冰核丘为永久冻土，可保存几十年、几百年。

图6－17　冰核丘结构图

（引自北京大学，1978）

4.热融地形

由于冻土表面自然因素（气候转暖、温差增大）和人为因素（砍伐森林、破坏草皮、开荒、挖沟、筑路修水库等）破坏了地面原有保温层，使土层局部温度升高，导致永久冻土层上部局部融化，使其沉陷形成沉陷漏斗。沉陷盆地、浅洼地、热溶滑塌和热力岩溶湖等，总称热溶地形。其大小从直径数米到数平方千米。

（二）冻融构造和构造土

1.冻融构造

1）冰脉

水注入处于负温状态下的岩石裂隙（原有裂隙和风化裂隙）中，冻结成裂隙冰，称冰脉（图6－18）。由于它的冻胀率为9.07%，对围岩产生巨大压力，把围岩胀裂开来，即冰劈作用，疏松潮湿土层的冻结与基岩略有不同，冻结之初，土体膨胀，完全冻透后如进一步冷却，土体就开始收缩，破裂为多边形裂隙网，这些裂隙称寒冻裂隙，水注入其中，形成隙冰，亦即冰脉。发育在冻土活动层中的冰脉不会保存下来。

2）冰楔与古冰楔

在气温下降较快，且持续严寒酷冷的气候条件下，一旦冰脉形成，就会通过冰体逐年冻结与融化交替过程使冰年层生长，使冰脉加宽加深，围岩受到挤压，并贯穿活动层楔入永冻层，在夏季融冰时，下部也不会融化，即冰楔（图6－19）。气候越严寒，冰楔的规模越大。现代极区腹区年均温－12℃地区冰楔上宽1m，深十几米；边缘区年均温为－6～－2℃地区冰楔上宽十几厘米，深不足1m。高纬度地区永冻层中成长的活动冰楔年增宽约1mm。

古冰楔是地层中保存的地质时期冰楔遗迹，或冰楔模，有时成群成层出现。比较典型的古冰楔具有楔体和伴生构造。楔体呈“V”形（或分叉），具有近于直立层理组成的叠锥构造或伴生滑塌小断层。砾石扁平面沿楔壁排列。近楔体围岩产状陡倾斜，离楔体平缓。两楔体之间伴生背斜状岩层弯曲，其弯曲度随深度加大而变缓。上述各种构造都是地质时期冰楔的冻融作用的遗迹，与干裂作用产生的充填沙楔有明显区别。古冰楔群是研究古冰缘环境的良好定性定量标志之一。

图6－18　冰脉形成示意图

（据Lachenbruch，1960）

图6－19　具有隆起边缘的冰楔多边形网示意图

（据Clowes等，1982）

3）冻融褶皱

冻融褶皱又称冻囊、内卷构造扰动构造。这一类构造是由于活动层冻结时产生的下压力与永冻层向上的顶托力，使饱水砂和黏土发生聚冰脱水而形成。冻融褶曲形态有时极其复杂，如蝶形、扭曲、拖曳、揉褶等，并伴有挤入袋状、包裹体等（图6－20）。当冻融褶皱与古冰楔或喜冷动植物化石共生时，更有说服力，否则难以与古地震液化和滑动构造相区别。冻褶形成的气候条件与古冰楔近似。

图6－20　黑龙江西北白土山第二阶地上的袋状构造与融冻揉皱图

（引自杜恒俭等，1981）
1.砂砾层；2.土层；3.黑土条带；4.土壤；5.基岩

2.构造土

在含充足水分的河滩等地的含砾（25%～35%）堆积上部，由于冻融分选作用，使冻土层中碎石具有几何图案排列的次生构造。

冻融分选有垂直分选和水平分选过程。当秋季冻结开始后，冻结面从上至下逐渐下降到达某一砾石底部位置处，因冻结面以上土层冻结膨胀而把砾石上提一小段距离，使砾石底部留下一小空隙，并同时为未冻结水和土充填，解冻后砾石不会回到原来位置。如此逐渐进行，活动层下部砾石可以被提升到体表，这就是冻融垂直分选，运动速度达2～10cm/a。冻融水平分选则是当含水细土较多的冻结中心冻胀时，因土层冻胀水平推力逐渐把石块从中心往四周推移，融化时石块因惰性大不会随水土流回原处。如此反复进行，最后出现冻结中心无或少石块而周边聚集大量石块的现象。冻融水平与垂直分选结合，形成石多边形（图6－21）。

图6－21　典型的石多边形分选示意图

（据恩格曼，1954）
1.侧向移动和表面水平分选；2.分选殆尽带；3.垂直分选带；4.未分选带；5.不透水的冻土层（未分选）；6.石多边形；7.地表下分选带与未分选带交界线

石环是以细粒土和碎石为中心，周围以较大砾石为圆边的一种环状冻土地貌。它们在极地、亚极地及高山地区常有发育并且形成速度很快。石环（图6－22）形成在有一定比例的细粒土地区，细粒土一般不少于总体积的25%～35%，并且土层中要有充分的水分，所以石环多发育在平坦的河漫滩或洪积扇的边缘。

图6－22　石环

（据博奇，1957）

第三节　冰川、冻土研究的实际意义

一、资源开发利用

冰川是重要的淡水资源，在全球人口剧增、水资源不足和污染现象加剧的发展趋势下，如何合理利用冰川是全球关心的问题。我国现代冰川和永久积雪分布于西北、西南高山地区，是宝贵的水利资源，具有天然水库的作用；季节性积雪在新疆北部、内蒙古、东北和西藏等地，对农业、牧业和交通都有相当影响；古冰川遗迹在西部和东部山地陆续发现，影响着某些矿产的生成和水利设施。西北地区山前和盆地区地下水资源主要靠冰川供给，气候冷暖变化、雪线升降和冰川体积变化直接关系到广大西北地区的地下水储量变化。

第四纪古山岳冰川作用地区，可能有冰期前（冲积）砂矿、冰期冰碛砂矿和冰期后冲积砂矿。冰碛砂矿由于其堆积过程取决于冰川运动和消融，与冲积和坡积砂矿相比，其平面形状不规则，剖面上高品味矿体与下伏基岩洼地关系不密切。我国西南（如川西、湘西）和西北区产有一定价值的冰碛砂金矿床，国外有大规模金刚石冰碛砂矿。

二、工程与环境

冰碛物由于其分选差，含泥，故孔隙度较小，常视为含水性差的沉积物；而冰水成因的砂砾则为良好的含水层。冰川的进退取决于这两种含水性不同的沉积物的时空分布规律。

多年冻土分布于青藏高原、西北高山、内蒙古及东北的北部，季节性冻土遍及长江以北地区，冻土区具有不同于非冻土区的水文地质与工程地质特征，冻土地区的各种工程建筑（铁路、公路、机场、矿山、工厂、地下管道等）施工时都必须考虑冻土的冻土类型、结构和施工作业与建筑物可能引起的冻土变形变化给工程造成的影响，以及各种不良物理地质现象的危害，采取防治措施。

近年来研究得较多的冻土区工程是道路、水利、工业和民用建筑及采矿工程等。

（1）道路工程（如青藏公路工程）。众所周知，冻土地区筑路技术问题是困扰青藏铁路施工的重大技术难题。冻土路段冬天冻胀，夏天融沉，对施工建设造成严重影响。程国栋等创造性地提出了冷却路基新思路，设计了通过调控辐射、调控对流和调控传导实现冷却路基的一整套技术措施，从根本上为解决高温高含冰量多年冻土路基稳定性关键技术难题提供了科学途径，使得青藏铁路最终得以运行。

青藏铁路采用“主动降温、冷却地基、保护冻土”的设计思想，其主要的保护冻土举措包括片石气冷、碎石（片石）护坡或护道、通风管、热棒技术、遮阳棚等。片石气冷，降低路基基底地温和增加地层冷储量的作用；碎石（片石）护坡或护道，通过改变路基阴阳坡面上的护坡厚度，可调节路基基底地温场的不均衡性；通风管，当外界气温低时风门开启，外界气温高时风门关闭，冬季冷空气在管内对流，加强了路基填土的散热，降低了基底地温；热棒技术，利用管内介质的气、液两相转换，依靠冷凝器与蒸发器之间的温差，通过对流循环来实现热量传导，从而使基底地温降低、冻土上限上升；遮阳棚，减少太阳辐射对路基的影响，减少传入冻土地基的热量。另外，在工程实施时，采用旋挖钻机成孔灌注基础桥梁桩、涵洞寒季明挖基坑、开挖隧道时设置隔热保温层等技术手段，以减少热扰动，提高冻土的稳定性。

（2）水利工程（如南水北调西线工程）。张长庆对调水区的冻土工程地质条件、寒区的岩土工程技术、寒区水土资源综合开发和利用、寒区环境评价和保护等问题进行了初步研究。

（3）冻土区砂金矿的开采中采取了包括利用太阳能、冷水、火、水针等的多种方法。

（4）工业和民用建筑中，强夯法处理冻胀性地基土的方法也取得了很大的成功。

冰川与冻土都是严寒气候的产物，阐明它们的历史演变又是研究我国自新近纪末期以来自然环境变迁的重要环节。冻土学的发生和发展一直与寒冷地区的资源开发及相应的工程有着不可分割的联系。近年来，冻土研究更进一步注意了冻土区的环境、生态问题及冻土的改造利用，并已开始和全球变化的研究接轨。冰期与间冰期（或冰缘期与间冰缘期）研究在全球与区域古气候和古环境研究中有特殊的重要价值。

冻土与人类活动及环境密切相关，人类工程活动会诱发冻土环境、冻融灾害及工程稳定性变化。人类工程活动破坏了多年冻土的生存环境条件，加快了多年冻土退化，导致冻土温度变化，使冻土环境丧失恢复能力。

思考题

一、名词解释

雪线；成冰作用；冻土；冰碛物；石海；石川；冻胀丘；冰核丘；热融地形；石环；石多边形土；鼓丘；冰砾阜；冰砾阜阶段；终碛堤；悬谷；冰斗；刃脊；角峰；构造土。

二、简述

1.什么是雪线？雪线的影响因素有哪些？

2.冰川作用类型及其形成的地貌有哪些？

3.冰碛地貌的类型和主要特征有哪些？

4.冻土地貌有哪些类型？每个类型有何特征？

5.产生冻土地貌组合的原因是什么？对冻土区进行工程建设应如何避免不利条件的影响？

6.植被与冻土发育有何关系？对冻土区的工程防护有何意义？

三、对比题

冰碛物与洪积物；河流阶地与冰阜阶地；洪积扇与冰水扇；冰水阶地与冰阜阶地；山麓冰川与山岳冰川；冲沟与冰蚀谷；冰斗与悬谷；热力岩溶与黄土岩溶；冰丘与鼓丘。