冻融侵蚀与冰川侵蚀终稿..ppt

山谷冰川的运动 7.2.3 冰川侵蚀过程 （一）冰川侵蚀作用 拔蚀作用：在冰川运动的过程中冰体将与其冻结在一起的冰床基岩拔起并带走的过程。 磨蚀作用：冻结在冰川底部或边部的岩块在运动中，像锉刀一样不断研磨和刮削谷地及两侧的基岩，其本身也同时被磨损的过程。 冰蚀作用的产物：冰蚀谷、冰斗、角峰与刃脊、冰溜面、条痕石、羊背石。 冰蚀谷 冰斗 角峰与刃脊 第七章 冻融侵蚀与冰川侵蚀 目 录 7.1 冻融侵蚀 7.2 冰川侵蚀 7.3 冻融侵蚀及冰川侵蚀防治 7.1.1 冻土作用机制 7.1.1.1 冻土基本特征 冻土是指温度在摄氏零度以下，含有冰的土（岩）层。 而有些土层的温度很低，但没有冰的存在则不能叫做冻土，只能叫低温寒土。 冻土的主要外力作用是冻融作用。 冻土一般分为两层，上层为夏融冬冻的活动层，下层才是常年（多年）不化的永冻层。活动层在夏季融化后称为季融层，在冬季冻结后称为季冻层。 上层土的冻结膨胀，就会对下面还未冻结的含水土层施加压力，使未冻结层在刚性的永冻层上面发生塑性流动而产生揉皱变形，这种现象称为冻融搅动构造（如图） 世界上的冻土总面积约为3500万平方千米，占地球大陆面积的25%。 我国冻土分布主要在东北北部山区、西藏高山区及青藏高原地区，冻土面积约215万平方千米，占国土总面积的22.3%左右。 7.1.1.2 冻土厚度 多年冻土的厚度从高纬到低纬逐渐减薄，以至完全消失。 多年冻土从高纬度向低纬度方向延伸，不仅厚度变薄，而且由连续的冻土带过渡到不连续的冻土带。 多年冻土不连续带是由许多分散的冻土块体组成，有人把这些分散的冻土块体称为岛状冻土。 中、低纬度的高山高原地区。多年冻土的厚度主要受海拔的影响。 多年冻土的厚度虽然受纬度和海拔高度的影响，但在同一纬度和同一海拔高度处的冻土厚度还有一定差别，这和以下自然地理条件有关。 （1）构造冰 构造冰具有明显的垂直分带性，它反映出在土层的不同深度上冻结条件、水分补给条件及土层本身的岩性和构造差异。 胶结冰 一般分布于土层的上部，由土层颗粒间的孔隙水直接直接冻结而成。这种冰可以把松散颗粒胶结起来形成坚硬的冰体，故称胶结冰。 分凝冰 是通过聚冰作用在土层中形成的冰体。 裂隙冰 可分为并脉和冰楔两种。充填于岩土裂隙中的冰叫冰脉。在多年冻土区，地表水周期性注入裂隙中再冻结，使裂隙不断扩大并为冰体填充，剖面成为楔状，称为冰楔。如图是冰楔形成示意图。 7.1.2 冻土层中地下冰和地下水 7.1.2.1 地下冰 冻土内所含的冰称为地下冰。地下冰分为构造冰、洞穴冰和埋藏冰3种类型。 构造冰又分为胶结冰、分凝冰、侵入冰和裂隙冰等。 侵入冰 是承压的地下水侵入到冻土中凝固而形成的冰，如冰丘等。 （2）洞穴冰 在永冻土分布的地区，存在着一些地下洞穴，这些洞穴可以是岩溶洞穴，也可以是埋藏冰溶解以后产生的“热岩溶”洞穴，充填在这些洞穴中的冰叫洞穴冰。 （3）埋藏冰 埋藏冰是要分布在冰川前缘地区，是冰川融化后残留下来的“死冰”，后来又被新的沉积物所覆盖而形成。 7.1.2.2 冻土区地下水 冻土区地下水按其与永冻层的关系分为3种:层上水、层间水、层下水。 （1）层上水 分布在活动层中的地下水，它以永冻层为隔水底板，每年都发生一次溶化和冻结。层上水的另一特性是具有季节承压性。当秋季冻结时，冻结作用从上层开始，因此首先在上层形成一个隔水顶板，从而使下层未冻结的水失去自由水面，并且缩小了活动空间，在一定条件下，下层水就会产生承压性。例如，在低地中，这种承压性就表现得特别明显。在来年解冻以后，承压性就消失了。 ?（2）层间水 永冻层中个别融层和融道中的地下水，它在永冻层中的连续运动是使其保持液态的主要原因。层间水可以看作是层上水与层下水的联系纽带。 （3）层下水 层下水是位于永冻层以下不冻层中的地下水，它们大多数都具有一定的承压性。 ?? 由于温度周期性地发生正负变化，冻土层中的地下冰和地下水不断发生相变和位移，使土层产生冻胀、融沉、流变等一系列应力变形，这一复杂过程称为冻融作用。冻融作用是寒冷气候条件下特有的外营力作用。它使岩石遭受破坏，松散沉积物受到分选和干扰，冻土层发生变形，从而塑造出各种类型的冻土地表