第一节 冰川的形成与类型
一、冰川的形成
(一)雪线与成冰作用
冰川(Glacier)形成于雪线以上的常年积雪区,在那里由于终年气候严寒,每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造了前提条件。冰川发育与气候因素和地形条件关系密切,气候因素中的气温和降水又决定着冰川的存在与消亡。所以,有人认为,冰川是气候的产物。地形条件可以影响一个地区的气候特点和冰川形成的规模、性质及形态。当气候和地形因素综合作用后,对冰川的形成才有积极意义。
从气候的角度看,形成冰川的有利条件是全年低温和大量的固态降水, 特别是夏季的低温,这样才有可能使固态降水不仅不被消融掉,而且每年不断积累。
大气固态降水的年收入等于年支出的界线,称为雪线。雪线不是一条线, 而是一个高度带。雪线以上全年冰雪的补给量大于消融量,形成了终年积雪区;雪线以下的地带,全年冰雪的补给量小于消融量,没有永久积雪,只能产生季节性积雪区。雪线高度在不同地区是不同的,它受温度、降水量及地形的影响。但是,地球上雪线高度总的分布是由赤道向南北回归线方向升高, 并达到最高,如在南纬靠近 20°附近处雪线的平均高度达 5600 米,而北半球同纬度处只有海拔 5200 米,但最大绝对高度却在北半球的青藏高原。然后,雪线由南北回归线向两极方向骤然降低,在南纬 62°以南已降低到海平面的高度了,在北半球同纬度处却仍高出海平面约 600 米(图 6-1)。
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。新降的雪呈片状、星状、针状、枝状、柱状、轮柱状和不规则状等,具骸晶形态。当骸晶形态完全消失而成为大体圆球状雪粒, 称之为粒雪。雪与粒雪晶粒之间的孔隙,与大气相连通。在变质成冰过程中, 总的趋向是密度不断增大,孔隙率不断降低。新雪的密度只有 0.05~0.07 克/立方厘米,而粒雪的密度已增至 0.4~0.8 克/立方厘米。一旦孔隙完全封闭成气泡,与大气不相通,则认为粒雪变成了冰川冰。此时,冰的密度达0.83~0.91 克/立方厘米。
成冰作用具有明显的地带性。在高纬极地区为冷型成冰作用,又称重结晶成冰作用,即在永久负温的条件下,靠很厚雪层的巨大压力而使新雪变为粒雪,再变为冰川冰。这一成冰过程速度缓慢,南极中央 200 余米深处的冰体,已经历了近千年的历史。在中低纬高山地区,主要是暖型成冰作用,又称渗浸—冻结成冰作用。夏季气温高,白天积雪表面融化,冰雪融水渗浸, 夜晚再冻结作用,它加速了粒雪化和成冰作用过程,甚至当年就可能使粒雪成冰川冰,由此形成的冰川冰密度为 0.9 左右,一般比极地区冷型成冰的冰川冰密度大,透明度高。
当冰川冰积累到一定厚度,只要地表或冰面具有适当的坡度,冰体就能向雪线以下地区缓慢流动,伸出冰舌,形成冰川。
(二)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。冰川运动主要通过冰川内部的塑性变形和块体滑动来实现(图 6-2)。冰川冰是冰晶的聚合体。
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。
冰川运动的速度取决于冰川的厚度,冰床或冰面坡度,两者成正比关系。冰川的流动速度是非常缓慢的,肉眼不易觉察。山岳冰川流速一般为每年几米到一百多米。例如,中国天山冰川流速 10~20 米/年;珠穆朗玛峰北坡的绒布冰川,中游最大流速为 117 米/年。但是,世界上有些冰川在短期内出现
爆发式的前进,如 1953 年 3 月 21 至 6 月 11 日不到三个月,喀喇昆仑山南坡
的斯塔克河源的库西亚冰川前进了 12 千米,平均每天 113 米;西藏南迦巴瓦
峰西坡的则隆弄冰川,在 1950 年 8 月 15 日(藏历七月初二)晚,冰川突然前
进,数小时内冰川末端由原来海拔 3650 米处前进至海拔 2750 米的雅鲁藏布
江河谷,前进水平距离达 4.8 千米,形成数十米高的拦江冰坝,使江水断流
(表 6-1)。
表 6—1 世界主要冰川区大冰川的概略运动速度
地 区 |
昼夜平均速度 (厘米/日) |
平均年速度 (米/年) |
|
---|---|---|---|
阿尔卑斯山 |
20 ~ 40 |
80 ~ 150 |
|
阿尔泰山 |
20 ~ 35 |
70 ~ 125 |
|
天 山 |
40 ~ 50 |
140 ~ 180 | |
帕 米 尔 |
60 ~ 80 |
220 ~ 300 | |
喜马拉雅山 |
200 ~ 350 |
700 ~ 1300 | |
格陵兰: |
冰盖 溢出冰川 |
7 ~ 8 |
25 ~ 30 |
300 ~ 2700 |
1100 ~ 9900 | ||
南极: |
冰盖 溢出冰川 |
3 ~ 35 |
10 ~ 130 |
80 ~ 230 |
300 ~ 1200 |
冰川运动的速度在冰川各部分是不同的(图 6-3)。从冰川的纵剖面来看,中游流速大于下游;从横剖面来看,冰川中央流速大于两侧;从垂直剖面来看,冰舌部分以冰面最大,向下逐步减少,而在冰雪补给区则因下部受压大,故最大流速常位于下层离冰床一定距离的地方(在冰川最底部因为和冰床摩擦速度降低)。由于冰川表面各点运动速度的差异,因而冰面上常产生各种裂隙(图 6-4)。
冰川的运动速度及末端的进退,往往反映了冰川物质平衡的变化。当冰
川的积累量与消融量处于平衡时,冰川停滞稳定。随着气候的变化,若降雪增多,冰川积累量加大,就会导致冰川流速变快,并以动力波的方式向下传播,冰舌末端向前推进;反之,若冰川补给量减少或消融量增加,则冰川流速相应减小,冰川后退。