冰川的形成、运动及类型

冰川冰在重力作用下自源头向末端的移动。包括塑性变形和底部滑动两种过程。运动是冰川区别于其他自然冰体（如河冰、湖冰、海冰和地下冰）的最主要特点。一系列的冰川地质地貌现象,如裂隙、褶皱等的形成,冰川侵蚀、搬运和沉积作用都与冰川运动紧密有关。
塑性变形 　冰是一种多晶体固体，当温度不远低于它的融点时，冰的变形方式像高温金属一样，变形速率与施加的应力之间成非线性关系。冰的变形可用位错理论解释。用X线衍射观测到,冰内位错的组态与其他可塑性变形物质的情况明显相似。除了晶体内位错运动和晶体间彼此相对移动外，晶体生长，晶体边界迁移和重结晶作用，对多晶体冰的变形均有重要影响。多晶体冰变形远比单晶冰变形缓慢。
冰的第二蠕变包括一般冰川流动中重要的应力范围(0.5～2巴)。切应变率 (εxy)与切应力（τxy）的关系为：εxy=Aτnxy，这就是通常所谓格伦冰流律。式中n为常数（变化范围为1.5～4.2，平均值约为3）；A为系数，取决于冰温度、冰晶大小及方位、杂质含量和其他可能因素。虽然上述关系式已被确立，而且可以用位错理论表述，但是,不同的试验却获得差异很大的A和n值。在给定应力和温度下测得的应变率值差可达10倍左右。在应力低于约1巴时，n值降低，接近于1。全部塑性变形发生在最低层。速度沿着离冰川源头的距离上的变化一般趋势为：纵向应变率在积累区为正，而在消融区为负。在平行于冰流方向的应力分量大于垂直于冰流方向的应力分量的地方出现伸张流，即冰层在拉伸力作用下流动；反之则出现压缩流，即冰层在压应力作用下流动；在两者相等处出现层状流，即冰体在单一剪切力中变形，流线平行于冰体表面。

1. 冰川的形成

冰川(glacier)形成于气候非常寒冷的地区，年均气温至少要低于 0℃，因此目前的冰川只分布在高山和高纬度大陆地区。除温度对冰川形成有影响外，降雪量也是一个重要的因素，因为冰川是由降雪逐年积累转化而来的，也就是说每年的降雪量要高于每年的消融量，否则就不可能有多余的雪累积。控制降雪积累区有一条界线，称雪线(snow line)，是指降雪区的年降雪量等于年消融量的界线，此线以上年降雪量大于年消融量，一年中有降雪的积累，是积雪区，有可能形成冰川。雪线的高低在不同地区变化很大，主要受气候、地形、坡向等因素的影响，如降雪量大，雪线会降低。因此，在喜马拉雅山地区，其南坡雪线(5500m)就比北坡的雪线(6000m)低，而且从西部向东部也是降低的。但要注意，雪线是终年有积雪区的下部界线，而不是冰川存在的下部界线。

图 6-1 由降雪转化成冰川冰的过程(图中的百分数为空气体积分数)(据 Press 等，1982，修改)

在积雪区，降雪积累逐渐压实，经过一系列的变化阶段形成冰川冰(glacier ice)(图 6-1)，这个过程称为成冰作用。在重力的作用下，冰川冰就开始运动，形成冰川。成冰作用在不同的地区其特点不同。在干旱低温的大陆性气候区，以降雪的压实作用为主，雪粒相互粘结，成冰速度较慢，这被称为冷型成冰作用，如我国的冰川都属于这种类型。在降雪量和气温都较高的海洋性气候区，以降雪-融化-再冻结过程占优势，有融水的参与，成冰的速度较快，这被称为暖型成冰作用，如接近海洋的大陆冰川

2. 冰川的运动

冰川运动的最主要动力是重力，在高山区的冰川从高处向低处运动，在高纬度的大陆冰川从冰盖的中心(冰川厚的地方)向四周(冰川薄的地方)运动。冰川的运动有两种方式，第一种称为基底滑动(basal sliding)，是冰川借助与冰床基岩表面上融水的润滑和浮托作用，沿着冰床向前滑动，山岳冰川以这种运动形式为主; 第二种称塑性流动(plastic creeping)，是由于在冰川的压力下，构成冰川的冰晶发生平行晶粒底面的粒内剪切蠕变，致使冰晶向前错位，其宏观表现就是整个冰川缓慢地向前蠕动。这种运动形式在越是厚的冰川中，越是明显。

冰川运动速度非常缓慢，一般情况下每年只能向前运动几十米或几百米，极个别的大陆冰川可能达一二千米。总体而言，大陆冰川的运动速度高于山岳冰川，厚的冰川快于薄的冰川。在冰川内部的不同部位运动速度也有差异(图 6-2)，在横剖面上，中间的速度高于两侧的速度，而在纵剖面上，近底部的冰川运动速度最快。由于冰川运动速度缓慢，一般采用 “标记”法和 GPS 测量的方法研究冰川的运动规律。

图 6-2 山岳冰川垂直分带与冰川运动(据 B. J. Skinner 和 S. G. Porter，1994，修改补充)

3. 冰川的类型

根据冰川的规模、形态、地貌部位、地理环境等，可将冰川分为以下几种类型。

(1)山岳冰川

山岳冰川(mountain glacier)是指分布于中、低纬度高山地区的冰川。这类冰川规模较小，其形态受地形的控制，根据其发育的形态又可分为以下几种类型。

冰斗冰川与悬冰川 冰斗冰川(cirque glacier)是指发育在雪线附近积雪洼地中的冰川(图 6-3)，这种洼地称为冰斗(cirque)，故称冰斗冰川。冰斗冰川的规模不大，大者达数平方千米，小者不到一平方千米，是山岳冰川中最常见的类型，也是山岳冰川重要的发源地之一，多数山谷冰川都是由冰斗冰川提供冰川冰的。当冰斗中的积雪越来越多时，冰斗冰川的量就增加，部分从冰斗流出的冰川冰悬挂在冰斗口外的陡坎上，形成小的冰舌(glacier tongue)，即悬冰川(hanging glacier)。悬冰川形成于冰雪量不大的地区。

图 6-3 山岳冰川的类型示意图(据北京大学等，1965)

山谷冰川 山谷冰川(valley glacier)是指沿着先前形成的谷地中运动的冰川，呈带状分布(图 6-3)。在有利的地形、气候条件下，降雪量丰富，冰斗冰川就源源不断地向外流出补给悬冰川，悬冰川将继续前行延伸到谷地中，并沿着谷地流动，这就形成了山谷冰川。山谷冰川长短不一，有的长达数十千米，或上百千米。

山麓冰川 当气候寒冷，降雪量丰富时，山谷中的冰川继续向前流动，流出谷地在山麓地带扩展形成山麓冰川(piedmont glacier)，也称山麓冰泛。如阿拉斯加的马拉斯平山麓冰川，由 12 条冰川汇合而成，山麓部分的冰川面积达 2682km2，冰川最厚达 615m。山麓冰川的规模不等，当山麓冰川不断扩大或多个山麓冰川连接在一起时就向冰原或冰帽发展。是一种从山岳冰川向大陆冰川过渡的类型。

(2)大陆冰川

大陆冰川(continental glacier)是指发育在高纬度地区，规模较大的冰川。大陆冰川根据其规模和形态又可分为冰原(ice field)、冰帽(ice cap)和冰盖(ice sheet)。

冰原 在地形较为平坦的分水岭及高原上，或高纬度地区，冰川的扩展和连接形成面积及厚度较大，表面平坦或下凹的冰体就称为冰原。冰原是大陆冰川中最小的一种类型，山岳冰川的扩大是可以向冰原发展的。

冰帽 随着积雪的增多，冰原将进一步扩大，它的表面开始上凸发展成冰帽。冰帽的规模较冰原大，最大可达 5 万多平方千米，中心的厚度也可达几百米到上千米。在起伏和缓的高原上，形成面积较大(数十至数千平方千米)、较厚的冰川，称为高原冰川(plateau glacier orhighland glacier)，也称冰帽或平顶冰川，如祁连山的敦德冰帽(最厚 167m)，青藏高原西部的古里雅冰帽(最厚 350m，面积 376. 05km2)。高原冰川是介于山岳冰川与大陆冰川的过渡类型，冰面微凸或平坦，有时出露个别山峰，冰川边缘常有冰舌伸出。

冰盖 当冰川的面积超过5 万多平方千米，就是冰盖了。冰盖的厚度巨大，达二三千米，如现今的南极洲冰盖中心厚达3400m。冰盖的外形为盾形，故又称冰盾(ice dome)，冰川从中心向四周流动，基底地形的起伏对它的运动已无多大的影响。在第四纪历史上，北欧、西伯利亚和北美都出现过冰盖，由于冰盖保存了巨大的冰量，它的存在与否对全球的气候、海平面变化有着很大的影响。

冰川的规模是变化的，它与冰雪的积累和消融有关。除冰斗冰川外，其他冰川都有明显的冰雪积累区和冰川消融区。衡量冰川变化的一个重要指标称为冰川物质平衡(mass balance ofglaciers)，它是积累区中的冰雪积累量与消融区的冰雪消融量之比。而冰川的物质平衡是通过冰体运动机制来反映冰量变化的，这称为冰川的波动(fluctuation of glacier)。若冰雪积累量大于消融量，就会源源不断地提供冰量，冰川就前进，称冰进(glacier advance); 若冰雪积累量小于消融量，提供的冰量少，冰川后退，称冰退(glacier regression); 若两者相等，冰川前缘的位置(冰舌)稳定，但不意味着冰川不运动，冰川运动到该位置刚好全部融化。由于冰川的消融量不好确定，但冰川的消融区和积累区是比较好确定的，因此人们就用冰川的积累区面积与消融区面积的比值(AAR)来确定冰川是扩展了，还是退缩了。当这个值大于 0. 6 时，冰川前进; 在 0. 3～0. 6 之间，冰舌位置稳定; 当小于 0. 3 时，冰川后退。根据这个值的变化，还可以研究冰川变化与气候、海平面的关系，它也是气候变化的一个重要指标。