| 词条 | 冰缘地貌 |
| 释义 | § 基本信息 由寒冻风化和冻融作用形成的地表形态。冰缘原指冰川边缘地区，现泛指无冰川覆盖的气候严寒地区，范围大体与多年冻土区相当，部分季节冻土区亦发育有冰缘现象。因此冰缘地貌又称冻土地貌。冰缘一词由波兰W.洛津斯基于1909年提出。 § 研究简史 对冰缘地貌的研究是从古冰缘开始的。最早观察和描述古冰缘现象的是中国明代徐霞客，他在明崇祯六年八月初七（1633年9月9日）日记中记述：在五台山游中台时，“余先趋台之南，登龙翻石，其地乱石数万，涌起峰头……”。龙翻石，即为石海冰缘地貌，指出了石块上下左右翻动的特点（图1）。 冰缘地貌西方在18世纪后期或19世纪前期才有类似的观察和描述。20世纪初，洛津斯基在第11届国际地质学会上发表论文《机械风化的冰缘相》，首次提出冰缘一词和冰缘相概念，指出冰缘过程和气候之间的密切联系。40年代末，出现了第一批利用古冰缘现象重建古气候环境的成果。50年代以来，各国经济建设的需要使冰缘地貌研究获得较快发展，在对冰缘地区化学风化和物理风化的速率及其理论模式研究，以及对冻胀过程的野外观察和室内模拟试验等方面，都取得明显进展。 中国的冰缘地貌研究始于20世纪60年代。经20多年的调查研究，已知中国发育有世界上类型最为众多的冰缘现象，约50种冰缘类型。并在冰缘气候类型、冰缘地貌区划和冰缘地貌发育的地带性规律等方面取得成果。（图2） 冰缘地貌 § 冰缘作用 指地表由于气温的年度和日变化及水的相态变化所产生的一系列冻结和融化过程。典型的冰缘区一年中气温波动在0℃上下的天数可达150～200天,使地表物质发生冻胀、热融、冻融蠕流和雪蚀作用等该区特有的过程，形成形态众多的冰缘地貌。 冻胀作用 水冻结引起基岩或土体膨胀的过程。它会使基岩沿裂隙胀开，导致岩石崩解，产生巨石原地铺盖的现象──石海（图1）。 冰缘地貌 石海上常有因冻胀挤压而翘起的石块──冻胀石块（图3）。多年冻土区的某些桩基被冻胀拔起来也是这个道理。地下水冻结膨胀形成的透镜状冰体，会使地面抬高成穹隆状冰丘(即冻胀丘)。地下的冻胀作用使土中所含石块受力最大，它们被抬举向上而出露地表，或形成冻胀石块，或由一个冻结中心被推向外围，形成冰缘区最常见的石多边形、石条、石网等冰缘地貌（图4）。冻胀作用是冰缘区最有代表性的地貌过程之一。 热融作用 冻土中的冰融化后土体发生收缩、沉陷的过程，可形成热融性的沟、塘、洼地以及大的沉陷盆地等热喀斯特地貌。 冻融蠕流作用 坡地上的冻胀和热融作用导致坡地碎屑物顺坡向下蠕动的过程。其蠕动速率基本上小于 1米/年,产生石河、石冰川、泥流或石流阶地和大片的泥流盖等地貌（图5）。 冰缘地貌 雪蚀左用 积雪区的冻结、热融所产生的侵蚀、搬运等过程。积雪区的消融-冻结导致的膨胀过程要几倍于无积雪冰缘区。山坡上部在雪融作用下因侵蚀、搬运形成的碟形洼地，称为雪蚀洼地，山麓处会形成冲积锥。 风力作用 冰缘区强劲的风力可把冰水堆积和冲积的砾石，磨蚀成大量的风棱石，并在外围形成砂丘，再往外则吹扬并堆积成冰缘黄土（或冷黄土）。冰缘黄土在欧洲和北美都比较发育，在中国东北和西部高山、高原区也有。 § 地貌形态 主要的形态如下： 石海和石河 石海发育于冰缘区的山顶夷平面或缓坡等平坦部位，由巨大块砾组成。往往形成于富有节理的花岗岩、玄武岩和石英岩等坚硬岩性地区，而在页岩等软弱岩性区则很难发育石海。石海形成后，很少运动，能长期保存。石海分布的下界随着纬度的降低而升高。如中国天山、昆仑山和喜马拉雅山诸山北坡上现代石海下界分布高度分别为3600米、4900米和5900米，即纬度降低一度，石海下界升高130～140米。这与冻土下界的升高值基本一致，而比同一时期、同一地区的雪线高度低约250～350米。所以，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的凹地或谷地里，由风化碎屑物组成。大型的石河又称石冰川。石河的运动速度缓慢，多呈蠕动状态，如阿尔卑斯石冰川下界的年平均流速数十厘米,最大可达500厘米；昆仑山石冰川下界的年平均流速最多不超过20～30厘米。石河中的岩块在山麓处停积下来,可形成石流扇或石流阶地。（图6） 冰缘地貌 多边形土和石环 多边形土是冰楔（见地下冰）在地面的表现形式，发育在由细粒土组成的、坡度平缓的冰缘区。它四周被裂隙所围绕，中间略有突起，规模大小不等。青藏高原的多边形土直径一般小于2～3米；唐古拉山南麓发现有直径达 130米的晚更新世巨型多边形土，与高纬地区现代多边形土的发育规模相当。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，呈现网格状或环状。规模差别很大，极地高纬度地区的石环直径可达数十米,中低纬高山地区则为0.5～3.5 米。一般分布在水分充足、细粒土量大的平坦部位，多出现于河漫滩、洪积扇边缘地带。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，使石环变形转化为石圈或石带。 冰丘和冰锥 冰丘发育于冰缘地区的湖积或冲积层中，是冻胀作用引起土层局部隆起的丘状地貌。大小不等,一年生冰丘分布在融-冻交替的活动层内，高数十厘米至数米，秋、冬季形成，夏季消失；多年生冰丘深入到多年冻结层中，规模较大，如昆仑山垭口的多年生冰丘高20米、长75米、宽35米。冰锥为具层状构造的锥形冰体，成因类似冰丘，由冻结产生的承压重力水冒出地表或冰面后再冻结而成。每年冬末春初为冰锥的主要发展时期，春末以后冰锥停止发展，并转向消融，直至消失。冰锥一般发育于洼地、山麓洪积扇边缘或沿河，呈串珠状分布。 热融地貌 由地下冰融化而产生，又称热喀斯特地貌。分两种：①热融沉陷，主要发生在平坦地面，形成沉陷漏斗、洼地、沉陷盆地等,积水后则成为热融湖,广泛分布于多年冻土发育的平原或高原地区。②热融滑塌，主要发生在缓坡地面，大于16°的山坡上较为少见。形态有新月形、长条形、围椅状、枝叉形等。其活动具明显的周期性，如中国大兴安岭北部、祁连山东部的热融滑塌始于每年春季，夏季达高峰，秋季逐渐停止。 雪蚀洼地 多呈碟形，为发育在山坡上的小型洼地(图6)。与冰斗不同,在洼地下部出口处无明显陡坎。若气候变冷，雪线附近的雪融洼地可发育成冰斗。 § 分布和类型 冰缘地貌是气候地貌的一部分。其分布受气候条件控制，主要分布在地球的高纬度和高海拔地区。在中国分布很广，占全国面积的四分之一，包括东北北部和青藏高原，以及北部某些高山（如山西五台山、秦岭太白山）。在第四纪更新世期间，特别是距今15000～25000年以前的晚更新世晚期，世界气候普遍较今冷而干，地球上冰缘区的面积要比现在大两倍。当时中国39°～40°N以北皆为冰缘范围,古冻土南界较今要南移10个纬度；欧洲、北美的冻土南界也都大大南移。 随着气候的地带性变化，冰缘地貌的类型和分哺有相应的变化。按气候条件划分，冰缘地貌划分为海洋性、过渡性和大陆性。中国海洋性冰缘地貌主要分布在四川西部和西藏东南部等季风海洋性气候区，此区温度高、降水量大,地表冻融过程不强烈,冰缘地貌发育微弱。中国大陆性冰缘地貌主要分布在青藏高原北部，此区地处大陆腹部，海拔高、气温低，地表冻融过程强烈，是世界上典型的冰缘地貌区之一。界于上两者之间是过渡性冰缘地貌，如祁连山、喜马拉雅山北坡、天山等。在世界上，海洋性冰缘地貌包括阿尔卑斯山、挪威及瑞典山地等，大陆性冰缘地貌包括南美安底斯山等，其他山地为过渡性的。 冰缘地貌区按地带性，可划分为纬度（地带）冰缘带和高度(地带)冰缘带。前者包括世界高纬冰缘区，在中国为东北北部冰缘区；后者包括中国青藏高原和世界各地高山冰缘区。纬度和高度因素往往同时控制冰缘地貌的分布与发育。如中国东北现代冻土南界在西部阿尔山一带要比东部偏南2度(47°N)，海拔为1000米；东端嘉荫一带为49°N，海拔仅100米。中国青藏高原从北往南，随纬度降低冰缘地貌发育的高度界线逐渐升高，约每降低一纬度,高度线升高约120米。这称为“纬度坡降值”，能表示冰缘地貌的分布特征。 § 配图 冰缘地貌 |
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