第 8 章 冰川作用

雪

雪线 何纬度——即使是在东非山脉和安第斯山脉的赤道地区——都可能降雪，但是南北纬约 30°以内的海平面高度很少降雪。雪线是指多少连续的雪被的最低边缘。雪线位置取决于气候因素和地形的性质，即有缓坡和盆地状洼地地形，前者有利于雪的堆积，后者可在一年大多数时间内免受太阳和风的影响。阿尔卑斯山许多山峰之所以突兀于围绕其麓部的雪原之上，是因为其山坡面和山脊太陡，雪无法堆积。

永久雪线是这样一个高度，在这一高度，雪因夏季消融而耗失的量不能抵销冬季的积累。这个高度偶尔可能比通常的要高，例如 1949 年在阿尔卑斯山，这一年冬季降雪特别少，接着是炎热干燥的夏季。永久雪线的高度随纬度、高度和方位而变化；在极地，它位于海平面，在格陵兰南部位于 600 米

（2 000 英尺），挪威 1200—1500 米（4000—5000 英尺）、阿尔卑斯山 2700 米（9000 英尺），东非 5000 米（16000 英尺）。这些高度都是极为大致的近似值，随当地的自然条件而有相当大的差别。喜马拉雅山南坡的永久雪线为5000 米（16000 英尺），而北坡高出 1200 米（4000 英尺），因为季风气流把多得多的降水带到南坡。大陆内部，如西伯利亚和加拿大北部，它们冬天温度极低，通常只有少量粉末状暴风雪。

中纬度的冬季（或暂时）雪线各地、各年明显不同，特别是在大洋的边缘，例如不列颠群岛。在苏格兰高地 900 米（3 000 英尺）以上，平均每年

积雪 80 多天。本尼维斯山山颠在估计的永久雪线以下仅约 1 00 米（300 英尺），在这座山朝北的冰斗内通常积有许多雪；这些积雪中，有一片积雪几乎是永久积雪，连续多年地堆积着，仅仅在特别温暖的 8 月才消失。峰顶的积雪量变化很大，但总是在 5 月消失；1885 年，在峰顶平坦高原上，出现了创记录的冬季最大积雪深度—— 361 厘米（142 英寸）。在斯诺登尼亚

（Snowdonia）和英吉利湖区，冬季仅有零星降雪，或者根本不降雪，但有几年冬季降雪特别大（1963，1969）。

雪崩 在永久雪线和这条线以上，冬季降雪量等于或超过夏季损耗，但积雪深度并不无限地增加。在陡坡上，雪因重力而大量失去，形成可能发生在冬季（这时未固结的新雪从老雪上滑走），或者发生在春季（这时，潮湿、部分融化的许多大块积雪沿着谷坡落下）的雪崩。有时，老雪由于部分融化和再冻结，或者风的影响（因此叫“风成板块”）能固结和压实成板片，导致整个板片的整体运动；这对于滑雪者特别危险。雪崩可能有很大的破坏性， 1951 年春季在瑞士和奥地利，冬季大雪以后接着迅速消融，引起了广泛的雪崩，造成生命和财产的损失。高山的雪崩对滑雪者和登山者始终是潜在危险； 即使是专家可能也不例外，例如 1964 年 7 月，14 名有经验的登山人员被一次雪崩冲推到法国阿尔卑斯山的韦尔特山的坡面上而身亡。1962 年 1 月，在秘鲁发生了一次雪崩，这次雪崩是曾经报道过的最大雪崩之一，估计总共 210 万立方米（280 万立方码）的一 137 大块冰雪由秘鲁安第斯山的瓦斯卡兰山落到兰拉赫卡（Ranrahirca）村，造成生命的重大损失。

象阿尔卑斯这样的山脉，人们了解大部分雪崩的可能路径，并避开有潜在危险的地区；人们谨慎地为村庄、公路和铁路进行选址，利用自然的突出

地形（如石嘴）和稠密的松林，同时用钢棚和钢廓在危险地点对公路和铁路进行保护。

粒雪和冰川冰

粒雪 当直接降雪和周围山坡上的雪崩堆积在一个洼地或盆地（这个过程称为补给作用）中时，雪由于一层层地不断叠加而受到压缩，逐渐变为一种较紧实的形态。空气被保存在各个雪粒之间，形成一堆发白色的粒冰。当夏季白天雪面融化时，水渗透到雪堆内部，并在夜间再度冻结。升华（水气分子由雪原逸出、再附着上去）也参与作用，以致结晶的颗粒变得越来越紧实。通常，一片雪原的剖面会显示出某种程度的层理，从层理可以区别出每年增加的雪。这种物质称为（永久冰雪）粒雪（Firn，德语，法文叫 névé）， 但现在被地质学家所采用的是前者（Firn），这部分是因为从它可衍生出其他的术语，包括粒雪化（firnification）（粒雪的形成）、粒雪平衡线（firn equilibriumline）（新雪的获得正好抵销消融）、粒雪原（firn-field）（实际堆积的雪体）和粒雪所积堆积的粒雪盆地（firn-basin）。

粒雪的密度有所不同；新雪的密度不到 0.l，近表面较紧实的老雪为0.3；经过一些压缩和紧实的粒雪约 0.55。

冰川冰 如果一个积雪盆地足够大，如果粒雪的季节性增加足够多，那么一条舌状冰体便可能从雪原边缘向下伸出。这在物理性质和外貌上便有了相当大的不同。粒雪有相互连通的空气泡，因而多孔；而冰内存留的空气泡不能相互连通，因此不透水。几乎不含任何空气的碧蓝或碧绿的“玻璃状” 冰层，常常与粒雪因上层压力而变成的白色粒冰交替。冰川冰的密度达到大约 0.9，接近纯冰 0.917 的密度。

冰川沿着阻力最小的路线（通常是冰前河谷）从它们的积累盆地缓慢地向下运动。人们说冰川在“流动”，“流动”是一个包含着复杂的有关物理过程的术语；换句话说，它是流变体。在格陵兰，曾观测到夏季每日 30 米（100 英尺）以上的流速，每日 18 米（60 英尺）是常见的；而在阿尔卑斯山，速度似乎每日约 0.3 米（1 英尺）或不到 0.3 米。在一年中观测到的最高速度纪录是格陵兰斯托（Storström）冰川，为 1710 米（5610 英尺）。这样高的速度是补给冰川的巨大冰库、冰川的巨大厚度、重量和压力（每 300 米的厚

度估计为每平方米 320000 千克）和近海岸石峰间狭窄的冰川出口通道的结果。冰川短期的、偶然的迅速推进，会产生一些惊人的速度；例如，阿拉斯加的布莱克-拉皮德冰川在 1937 年短时期内达到 1 天 76 米（250 英尺）。

必须强调指出，这些速度是指表层冰而言，在冰体内有着种种有差异的运动。冰川侧部运动的速度没有中间快，有时只有中间运动速度的一半。在斜坡上，似乎是向边缘偏斜的运动；在上游冰向冰川床下沉，而在较接近舌部处，似乎向上运动。冰川的速度也随冰川床的坡降、冰川在其中运动的谷地的宽度而变化。冰在坡度和缓的路径上速度变慢，这使得厚度增大。这是由于从高处移动较快的冰的积聚而形成的。相反，陡峭的剖面会造成加速运动，冰体变薄，但在这个剖面的下部，厚度将会再度增大。这些事实在冰川侵蚀方面有重要的结果。冰内的另一种运动是以比正常流动快得多的速度向下游贯穿冰川的一个“波浪”，它被生动地称为冰川涌浪，实际上是运动波浪。对沿喀斯喀特山脉雷尼尔山侧翼一条冰川向下运动的这种冰川涌浪，已

观察了 20 年之久。

了解冰川运动的物理机制是困难的，然而在阿尔卑斯山、挪威和北美， 特别是在阿拉斯加和格陵兰，正在积极开展许多研究工作，同时在南极也正在开展越来越多的工作。研究的基本技术条件是冰上钻孔，在钻孔内插上塑料或铝；这眼垂直钻孔在不同深度的歪斜，能显示冰运动的速度和性质。其他的研究在低温实验室进行。问题是冰川体虽然是结晶固体，但是其运动似乎象是在应力下能变形的部分可塑性物质。对它的研究包括温度和压力差异、结晶结构、重力运动、冰颗粒间的分子变化、破裂和剪切所产生的各种各样物理变化。近年来，进行了冰川内温度变化的调查研究，冰川可大致分为“冷”、“暖”两类。“暖冰川”的说法，这在用词上似乎有矛盾，但是， 冰体为 0℃或接近 0℃（很明显，它不可能比这还暖）的这个类型与温度也许是－20℃或－30℃的“冷冰川”，在物理性质上有很大的差异。“暖冰川” 主要由于表面的传导热所形成的融水渗透而变暧；当水渗入冰体时，水因与冰体接触而变冷，当它再冻结时便放出潜热，因而提高整个冰体的内部温度。所以，“暖冰川”的整个冰体在夏季可能接近 0℃；不过在冬季，表面冷却将会形成一层极冷的壳，而在深处，温度可能仍保持在 0℃左右。“冷冰川” 就象格陵兰和南极洲的若干部分那样全年保持极低的温度，不发生表面融化。H.W.阿尔曼（Ahlman）针对这两个类型提出了温带冰川和极地冰川（还可分为“亚极地”和“高极地”冰川）。其复杂之处在于，许多冰川在其源头和上游属冷型，接近舌部属暖型。

既然了解了这些复杂性，那么，冰川运动便可被理解为重力流（包括重凝作用、粒间移动、塑性形变和层流），或压出流。

重凝作用是冰体内压力的结果，压力造成冰的融点局部微小的降低，因而释放水分子。这些水分子不仅在发生重新结晶化以前运动到压力较小的地点，而且它们还形成润滑膜，帮助冰粒互相作相对运动。因此存在着呈下坡方向的冰体和冰体内的逐渐运动。与此有关的，是粒间移动概念，这个概念认为，冰粒象是机械个体（如一堆铅丸），互相滑动，由含有氯化物和其他盐类的一层粒间膜起润滑作用。一条迅速流动的冰川在其结晶冰体内有较多的活动分子，这或者是因为从上面补给的粒雪较多，或是因为坡度陡峭，从而增加冰体内的应变。由于同样的原因，石床变狭窄能增加流动的速度。最近在沙莫尼（Chamonix）附近阿让蒂耶尔冰川下作的实验，着重表明了融水的重要性；当冰内水位高时（夏季融化时），冰流的速度大约每天 80 厘米（31 英寸），但当冰内水位低时（冬季），仅为其一半。据认为，夏季的速度部分是润滑增加的结果，但也与冰的浮力有关（因此对岩床压力较小，摩擦减速度也较小）。

关于冰的塑性形变，了解得还很少。但是经过冰川下面的探查，已经确定，由于分子间和粒间的运动，冰在某种条件下变得具有可塑性。这种由于内应力造成的缓慢形变有时称为蠕变，蠕变在“冷冰川”中极为常见。

层流或片流是指由冰的固体性质和上部冰的重量引起的沿坡面线一定推力所形成的运动。在各个冰粒之间存在着沿着断裂面（剪切面和滑动面）的许多滑动、剪切和滑移运动。它们既有大规模的运动（因此产生复杂的冰坠体），又有小规模的运动。在岩床上的运动称为底面滑动，“温带冰川”中最常见的起润滑作用的底部融水有时促进这种滑动。冲推作用甚至可能把“鼻部”（冰川的终端）推到坡上一段短距离。在冰斗冰川内，还可能在陡峭的

冰瀑附近，滑动可能具有旋转性质。

冰川的表面通常形成一个壳，壳本身不流动，但是它被深处流动的冰带着向前移动。

很清楚，用 J.K.查尔斯沃思的话说，在这些冰川流的过程中，每一个过程都具有“⋯⋯一些真实性；它部分地，在某些情况下有效”。每个过程在某种程度上都与重力有关，因此它们被划归为重力流——内部形变、滑动和蠕动的共同结果。

压出流 巨大的大陆冰体从前曾覆盖在广阔的低地上，冰体的坡度一定非常和缓。芬诺斯坎迪亚和荷兰南部之间的坡度（在 1600 公里（1000 英里） 以上的距离内，坡度极小）可能已经由于北部冰的重量引起的均衡下沉而进一步大大地减少。人们认为，冰原堆积的厚度很大，以致冰由于自身的重量而发生了挤压所形成的运动。厚度和压力导致冰内部的向下运动，这种运动在靠近边缘时变为比较水平和向外的压缩运动。底层的塑性形变可能常常促进这种运动。美国科学家 1968 年在南极冰原上伯德站钻探的一眼钻孔表明， 在冰的基部和石床之间存在着一层水，这层水由于巨大的压力而保持液态。这明显地能通过其润滑性能而促进冰的运动。

压出流也很可能存在于从冰原边缘流出的冰川（如在格陵兰），和冰被迫作上坡运动的谷冰川之中。压出流快于重力流，并有较强的侵蚀能力，这个事实可以充分地解释深石质盆地的形成。

分流和穿越分水 这是冰川流的一种，包括冰川的侧向分流，因此部分的冰由干流流走。这通常是由于谷地剖面变窄或有一条支流汇入而使下游谷地阻塞的结果。主谷内的冰积聚起来，在足够厚的时候，便流过坳口进入附近的谷地。这也有重要的侵蚀后果，包括使冰前分水岭发生缺口。在喀拉昆仑山脉，有一个大规模的引人注目的例子。北里姆冰川向东北方伸出一条冰舌， 其融水流入叶尔羌（Yarkand）河，并进而流入罗布泊盆地。另一条冰舌汇入里姆（Rimu）冰川，其融水流入沙亚克（Shayok）河，因而流入印度河。

消融作用 冰和雪的损耗和消耗通常称为消融作用，与补给过程正相反。它包括融化和蒸发，但磨蚀和冰山的崩解作用也引起损耗。融化可因太阳辐射而引起，太阳辐射通过附近石壁上固体碎屑的传导所起的作用比直接辐射大，因为很多光线从冰面上被反射掉。中纬度冰体上的融化在夏季和白天较为强烈，温暖的雨水和表面融水也有促进作用。其结果是在表面、冰内和下面的石床上形成河流（分别叫冰上河、冰内河和冰下河）。这些河流从冰的边缘流出；许多冰川吉是河流（例如罗讷河）的源地。

蒸发（即水从固态冰直接转化为气态）取决于风的强度和大气的温度和湿度，在高处和冬季特别强烈。极地地区的大风能吹动坚硬的冰晶，因而也通过直接磨蚀引起冰体表面的损耗，同荒漠中风吹动的沙子颇为类似。当冰的边缘到达潮水时，也发生损耗，潮水使冰体崩解为冰山。

如果补给与损耗平衡，冰体边缘将保持不变，我们就说冰川或冰原静止不动。如果温度上升，损耗便会增加；如果积累区降水减少，那么冰的补给也减少；这两种情况，冰的边缘都退缩，我们就说冰川在后退，不过，当它指实际的逆向运动时，这不是一个适当的术语。

冰川进退 冰川对气候变迁极端敏感（气候变迁造成冰川集受地区的积累与消融净结果的变化），因而可反映时间长短不同的气候波动。瑞士冰川研究委员会（the Swiss Commission forthe Study of Glaciers） 对阿尔

卑斯山冰川，地球物理联合会冰川委员会（the Committee on GlaciersOf the Geophysical Union）对美国的冰川，通过直接测量和航空测量进行着严密的观察。

在冰后期气候最佳的大西洋阶段，冰川退缩，甚至在许多山脉消失。它们继续存在于阿尔卑斯山较高部分和美国、欧洲偏北的山脉，但在偏南的山脉已消失，如美国的内华达山。到亚北方气候阶段，冰川条件重新出现，这使得内华达山的现代冰斗冰川和小冰川能够重新形成；认识到这些冰川不是主要第四纪冰期的退缩的残余，而是全新的冰川，即是过去称为“小冰期”、现在叫做“新冰期”的冰期的产物，这是重要的。

这些变动在人类历史时期还在继续。中世纪早期气候明显地温和，古代斯堪的纳维亚人在这个时期向冰岛和格陵兰进行移民；格陵兰海岸生长着森林；树根贯穿着现在被封闭于永冻土地之中的棺材。这些较温和的条件未能延续到 12 世纪以后，到 16 世纪末，阿尔卑斯山的冰川似乎发展到了另一个鼎盛时期。记录显示，有些村落曾被冰覆盖，夏季牧场不能再利用，从前的山隘被阻塞。沙莫尼山谷中的阿让蒂耶尔附近一度兴盛的银矿，现仍埋在冰下。其他的冰川推进发生于 1719、1743、1780 年和 1818～1821 年；最后的一次大推进是在 1850 年，这在历史时期也许是最显著的一次。在过去 100 年中，发生了全面的退缩，这是气温略有上升的结果；大多数阿尔卑斯山冰川失去了其 1/3 的面积。但是，在最近若干年中，来自瑞士的报告说，大部分被观测的冰川长度又在增加。这在阿拉斯加表现得更加明显，这里的若干冰川一直将其末端的位置向前推进。北美洲最大的冰川——白令冰川在 1963

到 1966 年间推进了 1200 米（3900 英尺）。

冰体的类型

冰体的分类有许多种，其中有一些含有几十个类型。但是，许多分类彼此差别不大，考虑分三大类型是适当的。第一大类型由冰原和冰盖组成，第二大类型是谷冰川（有时叫山地冰川或阿尔卑斯高山型冰川），第三大类型为山麓冰川或尾部扩展冰川。这三类分别与冰的主要补给地带、冰的运动地带和冰的损耗地带相应。

1. 冰原和冰盖 覆盖大陆地区很大面积的巨大冰原是一个影响广泛的冰期开始阶段的最重大结果。南极洲和格陵兰是仅存的大陆规模的冰原和冰盖实例（图 108）。

南极洲 南极洲冰原面积约 1270 万平方公里（500 万平方英里）（照片68）。有些地区的海岸附近，若干称为岛峰（nunataks）的单个山峰的山脉突出于冰原之上，山脉间的一条条冰川向海延伸，形成陆架冰。在若干地方， 冰原伸展到海上，特别是罗斯障壁的浮冰体（面积 52 万平方公里（20 万平方英里）、厚 400 米（1300 英尺）），它向海伸展，最终成为冰崖；平板状的冰山不时从冰崖分裂出去。用回声测深法测定冰原的厚度和了解冰原以下岩石表面的大致情况，一直是主要的研究目标之一。在沿海地区，人们发现其厚度在 250—760 米（800—2500 英尺）之间，但当物理学家向内陆深入时， 他们发现厚度增大，曾记录到 4300 米（14000 英尺）的数字，其下的岩石表面位于海平面以下 2500 米（8100 英尺），这可能是均衡下沉的结果。最有趣的发现之一，是冰下的地表似乎极为崎岖不平，峡湾状的深谷与山坡陡峭

的山脉相间排列，冰原边缘附近的山脊形成突兀的岛峰。1968 年，美国的工程师对南极洲冰原进行了首次实际钻探，他们在 2100 米（7000 英尺）深处钻到了覆盖着一层火山灰的基岩。

格陵兰 格陵兰冰原是一个低平的穹丘，其面积约 180 万平方公里（70 万平方英里），除了边缘附近单个的岛峰以外，离开海岸就看不到岩石。其一部分为被峡湾所切断的山脉石质边沿所包围，但是冰原沿海岸若干地段到达海域，或者成为垂直、甚至外悬的冰崖（称为“中国墙”），或

图 108 格陵兰（左）和南极洲（右）冰盖

在格陵兰图上，无冰的地区以黑色表示，其余白色为冰面。图上显示出7000 英尺和 9 000 英尺（相当 2100 和 2700 米）的等高线。

在南极洲图上，不可能表示出岩石地区。弯曲的断线表示出大冰障的范围。

者成为较和缓倾斜面。格陵兰的中心是覆盖着粉末状雪、高达海拔约 3000 米（10000 英尺）的巨大冰穹丘。格陵兰的实际最高点大概是东南部的福雷尔山（3360 米，11 024 英尺）。据认为，其冰厚约 3000 米（10000 英尺）； 最近采用回声测深法进行的研究表明，其下的坚硬岩石实际上部分在海平面以下。冰川在石岭之间流动，达到海域，称为“濒海冰川”。最大的冰川—

—事实上是北半球最大的冰川——是东北部长 130 公里（81 英里）的斯托海峡冰川，虽然最长的是东部的薄而窄长 210 公里（125 英里）的彼得曼冰川， 这条冰川最后的 40 公里（25 英里）浮在海上。西北部的洪堡德冰川在最末端处成为一条宽 64 公里（40 英里）、高 90 米（300 英尺）的冰壁，冰山从冰壁上崩裂出来。

冰盖 这是较小的冰体，可以分为岛冰盖和高原冰盖。前者的例子有法兰士·约瑟夫冰川、新地岛和斯瓦尔巴群岛（照片 69）。大约冰岛的 1/8 覆盖着高原冰盖（每个高原冰盖叫做积雪峰（jökull）），其中划分出了 37 个单个的冰盖。最大的是瓦特纳冰原，其面积约 8800 平方公里（3400 平方英里）；其和缓起伏的表面可能与下伏地面特征相一致，尽管冰川以狭窄的谷冰舌和宽阔的冰舌两种形式从边缘流出。

挪威峡湾的冰体提供了若干高原冰盖的实例。最大的约斯特谷冰盖面积约 1500 平方公里（600 平方英里）。实际上，它们具有介于小冰盖与由雪原流出的谷冰川类型之间的若干特点。

1. 谷冰川（或阿尔卑斯冰川） 谷冰川是世界上较大山脉的一个典型特征。它们由从粒雪堆积的盆地沿着原先存在的谷地向山下运动的冰舌构成。它们变动不定的规模和长度，取决于集雪区的大小、降水量和其谷地路径上的温度。“鼻部”（冰川凸起的终端）一直延伸到这样一点，即冰的消融量最终与正在被冰川运动带下来的冰补给量相等的地方。

伯尔尼斯山地的阿莱奇冰川长约 16 公里（10 英里），是欧洲最长的冰川（图 109，照片 70）。

142 它发源于被少女峰和（照片 73）门希山这样一些山峰所围绕的一系列雪原；这些雪原在约 2800 米（9200 英尺）的高度合并成巨大的孔科迪阿- 普拉茨（Konkordia Platz）粒雪原，冰川舌即由此地在冗长的石脊之间向南推进。另外请注意雷尼尔峰（4391 米，14408 英尺）四周发育得很显著的放射状小谷冰舌。

图 109 阿莱奇冰川

主山脊用粗黑线表示，山峰用三角形表示，冰雪地区用简化地形线表示。参见照片 67，70。

冰后隙 粒雪原与围绕山峰的陡峭冰壁之间有一道张开的裂隙将它们分隔开来，这在盆地的上端附近可以看到。这就是冰后隙（图 114），越过冰后隙（通常借助于一座不坚固的雪桥）常常是攀登阿尔卑斯山峰的一个严重问题。它表示运动中的冰体离开围绕着的盆壁的地点。

边缘冰隙（Randkluft）这种地形是冰斗背后的岩面与粒雪或冰斗冰川之间的裂隙。它是由于岩壁的热辐射所引起的融化而形成的。

冰隙 当坡度增加时，冰面便被裂隙或冰隙割裂开来，因为冰内的差异运动产生张力和剪切力（图 111）。它们可能是横向裂隙（即它们横穿冰川）， 这是由于坡度增大而形成的；或者是纵向或边缘的裂隙（即与流向平行）。进一步的细分包括人字形冰隙（例如冰边缘附近的裂隙被加以

图 110 美国华盛顿州喀斯特山脉的雷尼尔山地形线表示冰川和雪原，粗线表示放射状岩脊。

雷尼尔山是一座高耸、孤立的山峰，一座几乎熄灭的火山锥，它获得的降雪很多，并发育了许多放射状短冰川（其中 26 条有具体命名），覆盖的总面积为 100 平方公里（40 平方英里）；有若干条融水河流从冰川的末端流出。陡坡的岩脊将冰川槽谷分隔开来。冰川正在明显退缩。

旋转和扭曲）和外展冰隙，它们一开始是纵向，然后向侧部展开。在坡度明显增大处，冰隙以各种方向交叉，形成冰瀑，即一个使人头昏目眩的深切裂隙和孤立冰塔（seracs）的迷宫。阿莱奇冰川坡度相当均一，无明显的冰瀑， 但是从布朗峰峰巅以下的雪原流出的部分冰川，十分迅速地下降到沙莫尼山谷，结果它们形成复杂的冰瀑。博松冰川在仅 3.2 公里（2 英里）之内便从大米来兹高山酒馆（Grand mulets mountain inn）附近约 3000 米（10000 英尺）处下降大约 1000 米（3000 英尺），形成一条极为壮观的冰瀑。冰崩是陡峭冰瀑的常见特征； 1965 年 8 月，从瑞士萨斯谷地的阿拉林（Allalin）

冰川上的一次大冰崩，埋葬了一个筑坝工地上近 100 名工人。

面理和尖形冰拱 冰川冰体的特点是有尚未完全被理解的明显构造细节。冰内常见有层状构造，它包括表明积累区每年增加的雪量的层次，层内的晶体按不同的方向排列；层次可能清澈呈玻璃状，或者为粗糙多泡构造。夹层可能近乎水平，或者在与表面成任何交角的平面上延伸，或者呈波浪形叶片状型式排列。有时，层次明显发生大、小规模的褶皱，这可能是由于强有力的支冰流，或者由于冰适应于坡度和速度的不规则性而产生的局部压缩的结果。

冰川表面和冰川体内的淡色和暗色冰夹层（顺流呈拱形），和类似型式的“冰波浪”、洼地和黑色夹层的存在，是引起许多人研究兴趣的一个特点。淡色夹层在冰内含有许多气泡，暗色夹层实际上没有气泡而含有很多污泥。白色多泡的冰大概是由冬季的雪形成的，冬季的融化和再冻结微乎其微；而暗色冰表示部分的融化，许多泥粒的积聚和后来的再冻结。冰川表面的波浪形是由于下列事实形成的：白色冰反射大量日射，融化极少，而暗色夹层由于导热性的增加而融化较多，在冰面上形成槽，因而夏季较多地积聚融水和

污泥。顺流呈拱形的型式明显地是由于与边缘相比，冰川的中心流动较快所致，冰川在边缘处受到摩擦力的阻碍。这些夹层称为尖形冰拱（ogives）。冰川表面 冬季和春季期间，冰川表面被雪积满，雪掩盖住冰隙，因而对

登山队有相当大的危险，假如登山队员不用绳子系在一起并小心行进的话。在夏季，表面极不规则；冰隙多半出露可见，可以跳过或者通过坚固的雪桥来越过。

挤压而成的波浪形长冰脊常有出现。白天时，冰面上出现小水塘，甚至湖泊；水流在深切的沟谷中流动。它们一有机会就流入冰隙，因而在冰上侵蚀出一种落水洞，称为冰川瓮穴或冰川锅穴。夜间，这些表面水全部冻结， 除了冰在冰床上运动时从冰上发出的稀奇古怪的“呻吟”声和冰塔坍塌的偶然爆裂声外，冰川静寂无声。

冰碛“冰碛”（moraine）是 18 世纪法国阿尔卑斯山的农民用来指土石堤岸的一个古词汇，它逐渐在阿尔卑斯山的文献中应用，成为一个公认的术语。冰川是一个极端重要的侵蚀、搬运和沉积营力。它的搬运作用表现于各种形式的冰碛物（图 111）。雪原和冰川以上的山脊和突岩，冻裂作用很强烈；各种大小的带棱石块从山脊和突岩落到下面的冰上。许多较小的石块夏季时由于增温，慢慢陷到冰内，形成凹洼的表面。较大的石块可能使一堆冰免受太阳光线照射，从而形成“冰桌”（照片 74）。这些岩屑慢慢被搬走， 落在冰川表面上，呈现为大致平行于或按近冰川边缘的一条线，形成侧碛。通常一条条的冰碛使其下的冰不能被融化，因此在冰川表面形成一条凸起的脊；许多所谓的冰碛实际上是仅有薄薄一层岩屑覆盖的冰脊。

在一条支冰川汇入主冰流（就象中阿莱奇冰川和上阿莱奇冰川的情况）， 两条侧碛可能汇合，形成中碛。中碛也可能从突出于上部冰原的一座石峰伸展出来。阿莱奇冰川有 6 条平行的中碛，它们沿着谷地蜿蜒伸展。其中有一些高 12—15 米（40—50 英尺），是大小不同的线形石岗，其余的仅仅是一条不连续的孤立石块。

接近冰川的末端，整个表面都覆盖着岩屑（消融碛）；很难说冰结束于何处，尽管许多冰川具有末端冰穴，携带大量细的冰川碎屑物的湍急水流由穴中冲涌而出。在阿莱奇冰川的末端附近有一条称为终碛的新月形岗堤，岗堤系由大小不同、从巨大石块到细粉末状“石粉”的物质组成。在谷地下端可以找到一系列的这种冰碛，这指示出过去冰舌在逐渐退缩过程中停驻的地点。

除了带到冰面上的这些物质以外，大量的岩屑进入冰隙，被冻结在冰内， 成为冰内冰碛。冰川还从其冰床和侧坡上带走碎屑物，这与通过冰隙到达岩床的表面物质一起，构成冰底碛。

所有这些岩屑都被沉积于冰川末端或末端以外，较重的沉积于终碛，较轻的被从末端流出的融水河流带到远处作为冰水沉积物沉积下来。如果冰川后退迅速，终碛的轮廓便不太清楚，沉积的是大致水平的一层底碛。

阿莱奇冰川是一条典型的谷冰川，虽然它是欧洲最长的冰川，但用南极洲的标准来衡量，是一条小冰川。世界最长的冰川兰伯特冰川（400 公里， 250 英里）于 1957 年被发现。在阿拉斯加和新西兰，有一些极大但不长的冰川，这是因为那里有一系列近海并与海岸线平行的高山，可以源源得到来自海洋的潮湿气流，降雪量很大。新西兰的法兰士·约瑟夫冰川竟在海拔 200 米（640 英尺）以下，进入雨林地区。

山谷冰川的种类 有些山谷冰川由短的冰舌构成，称为冰斗冰川或小冰川，它们很少从粒雪堆积的盆地伸出。位于山脉高处的陡坡洼地、沟谷或台阶地上的更小的冰体，称为雪凹冰川；雪凹冰川显然是从一片紧实的雪地上发育而成的。另一些冰川出现于山坡高处的盆地，形成悬冰川，巨大的冰体不时地从悬冰川断裂，成为冰崩。当一条冰川通向一低地区时，冰舌向下流动，无任何明显的谷地加以限制，这叫做陡坡冰川。但是，这些冰川并不常见，因为它们往往扩散开，或者通过侵蚀来挖掘它们的冰床以便容纳自身， 并且变为山谷冰川。当一条冰川从冰盖边缘，而不是从冰斗流出时，这种冰川称为注出冰川；这些冰川常常在挪威北部和冰岛发现。如果冰川象在阿拉斯加和格陵兰那样抵达海域，从而流泄出浮冰或冰山，它们便称为濒海冰川或有潮冰川；格陵兰北部斯滕斯比（Steensby）冰川的末端 8 公里（5 英里） 处于漂浮状态。

图 111 山谷冰川地形

1.冰碛类型；2.横向冰隙和冰瀑的形成；3.L=纵向冰隙，在冰川变宽时形成；T=冰床变陡处的横向冰隙，M=边缘冰隙，由于中部流速较快形成。冰瀑由以各种方向交叉的冰隙所分隔的一系列复杂的冰塔构成；4.冰川的横断面；C=冰隙，L=侧碛，M=中碛，P=栖留石块或“冰桌”（见照片 74），S=冰下河流，Sg=冰底碛或底碛，Sp=冰面河流。

山谷冰川是现今最普通的冰体形态，除过去冰期的最盛时期（这时，冰原实际上必定覆盖其边缘以内的一切物体）以外，它们都对许多山地地区的景观发生了或者仍在发生着强烈的影响（图 112）。

图 112 采尔马特附近的彭尼内山（示意图）

1. 山麓冰川 当各个冰舌从山脉之间流下，并展布于远处的“前陆”平原上时，便形成山麓冰川。其最简单的形态是一条冰舌伸展到一条谷地的谷口以外，形成尾部扩大冰川。这样的冰体在冰岛的瓦特纳冰原边缘常可见到，例如其南侧的斯科达拉杰库尔（Skoidarajökull）。

“山麓冰川”这个术语仅限于指几条单个的山谷冰川在一块前沿地区的合并。实例有南极洲南维多利亚地的巴特波特（Butterpoint）山麓冰川和威尔逊山麓冰川，阿拉斯加的白令冰川和格

图 113 马拉斯皮纳冰川

有冰碛的表面用小点表示，山脊以粗黑线表示，森林用树形符号表示。缓慢、实际上静止的三条冰舌，从由阿拉斯加南岸附近圣伊莱亚斯山脉

中的雪原流出的冰川，伸展到沿海平原上。若干部分覆盖着厚厚的冰碛，冰碛上生长着树木。

陵兰西岸的弗雷特烈斯霍布冰川。阿拉斯加的马拉斯皮纳冰川（图 113）覆盖面积 4200 平方公里（1600 平方英里）。阿拉斯加南部圣伊莱亚斯山的降雪量很大，这是来自太平洋上的潮湿气流遇到与海岸平行的一条高山障壁的结果；巨大的粒雪原在山峰之间堆积，其中最高的山峰——洛根山达到 6050 米（19850 英尺）。四条冰川流向亚库塔特湾，补给展布于海岸平原上的冰舌。有一条达到海域形成冰崖，其余的消失于一个不规则的冰碛体之下。冰舌表面几乎水平，高于海面 460 米（1500 英尺），冰厚约 300 米。冰散开得

很大，因此运动速度很低；实际上，前缘的冰大部分是不动的，甚至树都生长在它们上面的冰碛表面上。过去，冰川携带下来的冰一定比现在带来的多得多，这就是积聚的原因，但是现在，消耗超过补给。

山麓冰川现已不常见，因为中纬度山脉的谷冰川在其存在的谷地内已大大退缩，但在第四纪冰期的最盛阶段，这类冰体一定曾分布广泛。巴伐利亚阿尔卑斯山和多瑙河之间的巴伐利亚前地（图 120）、瑞士高原、比利牛斯山脉北侧的拉讷姆藏高原和意大利朗伯德平原的北部等一度曾为山麓冰川所占据。

冰川和冰水侵蚀

冰川作用在中高纬地表的大面积地区留下了极其明显的痕迹。由于冰川侵蚀、搬运和沉积物质（这些作用在高纬和高地区的活动中仍可以看到）的巨大能力，冰川作用一直是塑造景观的一个主要营力。尽管冰川沉积物可在山丘之间见到，低地内也有许多遭到冰蚀的岩石表面的证据，但一般来说， 高地主要受到冰川侵蚀的影响，低地主要受冰川沉积的影响。

在 19 世纪，对于冰川侵蚀力的效率曾有过许多争论。争论的关键问题是过去曾有过冰川的高地上的许多特有地形是由于冰的侵蚀形成的，还是由于水的侵蚀形成的；关于后一种情形，据认为，雪原和冰川构成对下伏岩石的保护层，但其他形式的剥蚀作用对未受此种保护的部分起过作用。

现在已很清楚，冰有相当大的侵蚀力。厚的冰川能导致更多的下切，薄的冰川能通过侧坡的冻蚀作用使之展得更宽。风化作用也影响突兀于雪原之上的石峰和石脊。有过冰川的山脉具有大部裸露的岩石、轮廓鲜明的“磨蚀高地”、冰斗、刃脊、显突的山峰和深切与笔直的谷地（分支河流在此远未均夷到主谷）等特点，虽然冰后期河流和风化作用可能造成了某些变化。在未曾有过冰川的地区，地形较圆滑，水系发育良好，缓坡上覆盖着风化的岩屑。

冰川侵蚀机制 冰川侵蚀以两个主要方式进行。第一个是通过拔蚀作用或刨蚀作用进行，发生这种作用时，冰川底部的冰紧紧冻结在突起的岩体上， 特别是节理发育的岩石上，并使之裂成石块，后来石块通过冰的运动被带走。但是拔蚀作用的机制比这个词本身的含义要复杂。它既包括上面覆盖的冰的垂直压力又包括冰川运动方向上的流动压力所引起的向山麓的拖曳力。它可能在岩石上产生很大的应力，从而扩大已有的节理，甚至在节理少的岩石上形成新的节理，因此促进冻融活动。似乎上覆的冰也能在某些类型岩石，特别是中、粗颗粒的岩石中形成摩擦裂隙。冰下的岩石还可能受到其他较次要

（但总的来说是重要的）方式的作用。冰能在岩床上产生一种凹痕或伤痕（与擦痕不同），它们可呈弯曲状、贝壳状或新月形。这些痕迹可能系由底碛基部附近的振动“敲击”或嵌得不紧的巨砾的撞击而形成，所以称为“震颤痕迹”。上覆冰负荷的融化所引起的压力消失，在通过形成膨胀节理来使岩石更易遭受拔蚀作用方面特别重要。

第二个方式通过磨蚀作用进行。发生磨蚀时，冻结在冰川基部的岩屑在岩床上被拖曳，冰床被擦刮、琢磨和刻蚀成深沟或擦痕（这取决于巨砾与岩床的相对硬度）。这些痕迹在冰川侵蚀过的地区到处可见，从斯诺登火山岩上的这些痕迹到构成曼哈顿岛、在纽约中央公园的岩石中可以见到的古代云

母片岩上的痕迹。有些地表被摩擦和塑造得如此光滑，以致不得不采用冰下融水的作用来对此加以解释。砾石本身被磨得粉碎。因此，侵蚀一方面产生碾磨得很细的岩石（称为岩粉），另一方面形成各种形状和大小的碎屑。