岩石冰川

岩石冰川是舌状或叶状的冰块和粗糙的碎片顺坡而下吗内部变形．它们的表面通常有山脊、沟壑，有时还有裂片，并且有陡峭的正面，碎片在上面坍塌，然后被前进的质量所覆盖(Washburn, 1979;Ballantyne和Harris, 1994)。人们提出了各种各样的模型

图15.16 Haut d’arolla冰川中部冰碛因终端缓慢后退而沉积，并置前陆Eyles(1979)相1和相2。(摄影:Ben Brock)

解释岩石冰川的成因。一些研究人员广泛使用“岩石冰川”一词，包括冰川冰或地面冰的核心特征(例如Humlum, 1982):另一些人则专门为“冰川周围”现象保留这个术语(例如Haeberli, 1985;Barsch, 1987)。在一些文献中使用了双重成因分类，包括冰缘岩冰川，它涉及到在滑坡体斜坡下的地面冰的缓慢变形(例如Kirkbride和Brazier, 1995)，以及冰川岩冰川，它是由冰川冰芯被厚厚的卵石碎屑地幔逐渐埋藏和变形形成的(例如Whalley等人，1995b)。这种分类在实践中很难应用，而且岩石冰川可能形成一个遗传连续体，在冰缘和冰川岩石冰川之间没有明确的划分。

在山的环境由于雪崩和其他原因，岩石、雪和冰被送到斜坡的底部群众运动过程，在不同的空间和时间比例。在岩石成分可以忽略不计的地方，在冰雪可以在剩余的一年里经受住消融的地方，就会形成干净的冰川。冰雪成分为零的地方，就会产生堆积物斜坡。在这些最终成员之间存在着形式的连续统一体。碎片覆盖的冰川形成于岩石成分相对较高的地方，碎片堆积在冰川上消融区肮脏的冰块。在岩石成分高得多的地方，雪崩的雪和冰将在距丘内以孤立但可变形的透镜形式出现，由此形成的形式将是岩石冰川。很可能许多高山环境中的岩石冰川，如昆布喜玛尔山脉、喀喇昆仑山脉和拉胡尔喜马拉雅山脉，都是由这种机制形成的(Barsch和Jakob, 1998;欧文和英格兰，1998;图15.17)。在昆布地区，岩石冰川通常出现在相对低洼的流域(5000 - 5600米)，那里只有在干燥的冬季才有降雪。被碎片覆盖的冰川通常占据较高的集水区，那里的温度低到足以让夏季季风降水以雪的形式落下。岩石冰川的其他起源，

图15.17尼泊尔昆布西玛尔，覆盖着碎片的恩戈祖帕冰川和切洛峰下由雪崩形成的岩石冰川。

例如在距石中由地下水冻结形成的间质冰，也可以在这个连续介质模型中解释。

输送到斜坡底部的岩石和雪/冰的相对比例将随着气候的变化而变化。raybet雷竞技最新降水的减少或温度的升高(更多降水以雨而不是雪的形式下降)将增加岩石成分的相对重要性，从而产生对冰川不利但对岩石有利的条件冰川的形成(Brazier et al.， 1998;尼克尔森,2000)。在冰川退缩，活跃的岩冰川可能会在以前被碎屑覆盖的冰川的头部形成，而消融的冰舌的残余物也会演变成岩冰川的形式。残余冰芯冰碛有时会发展成岩石冰川，因为受保护的冰芯在碎屑覆盖层和远端斜坡施加的应力下开始内部流动(Vere和Matthews, 1985;欧文和英格兰，1998)。这种特征被称为加拿大北极的岩石冰川冰碛(Dyke et al.， 1982;埃文斯,1993)。

1 5.7LANDSYSTEMS关于前冰川沉积

15.7.1冰期-原冰期联动

冰川前陆系统由河流运动、冰川湖体运动和风成过程构成的地貌-沉积组合，重新分布了冰川生沉积物。地形包括沉积的粉丝、砂质岩、由河流切口形成的梯田进入山谷填充物，以及褶皱风成沙和淤泥。从体积上看，在大冰川特别是在海洋地区，冰川的粗粒沉积物在原冰川谷列中作为河流床质重新分布。在小冰川和干旱地区，原冰期河流相沉积可以忽略不计，原冰川河流可能是基岩通道，其负载主要是悬浮的细粒冰川沉积物。

15.7.2打开风扇和Sandar

15.7.2.1加装沃瓦什风机和Sandur(山谷列车)

在海洋冰川前进期和延长静止期，冰接触区和原冰区之间的联系很强。河流沉积物的有效再分配通过辫状河流加重了整个山谷的宽度，并在宽阔的冰川终点处辅助了冲出门户的位置切换。沉积当沉积物直接从冰川或在冰期期间供给原冰期河流时发生paraglacial活动(Ballantyne, 2002b)。山谷填充物通常形成一个陡坡坡折(图15.18)。在冰川退缩期间，与冰接触的湖泊v v

图15.18新西兰戈德利谷(Godley valley)的强化辫状山谷填充物，这是冰川山谷土地系统的主要沉积物汇。值得注意的是，谷侧扇发育不足，活动冲淤平原宽度较大。

通过对冰川输送的粗粒沉积物起到沉积物陷阱作用，影响下游沉积。

冰川河流山谷充填物厚度达几百米，从冰川终点向下游延伸数十至数百公里。它们在104-105年的时间尺度上形成了大型沉积物汇，即使在构造活动活跃的地区，它们也可能是前者最后剩下的沉积证据缓慢的进步在一些山谷里。在靠近冰川的地方，山谷的填充物呈冲积扇状，在冰缘处有一个宽阔的顶点。在下游，坡度和沉积物大小的减小与原冰扇进入辫状河平原(sandur，或山谷列)的梯度有关。关于sandur与河流作用的详细相结构在其他地方也有描述(例如Boothroyd and Ashley, 1975;Boothroyd和Nummedal, 1978;该种,2002)。

15.7.2.2切入冰水沉积流

在冰川退缩期间，原冰川区的沉积物供应可能会减少，原因有三:

1.终端冰触点的开启冰前的湖捕获粗沉积物

2.冰生坡幔衰竭

3.用植被稳定斜坡。

沉积物供给的减少会导致砂质表面的切割，形成主要的成对河流阶地，其中嵌入退化(未成对)阶地。多个成对梯田的飞行与复杂的冰川历史有关(例如。该种,1989)。在泥沙运移系统中，过渡是一个重要的阈值。切口从冰川终点向下游延伸，最初形成一个狭窄的嵌套漫滩(图15.19)。切下的河段沿历时向下游延伸，可能标志着由冰川退缩和/或斜坡稳定引发的复杂河流响应时期的第一阶段。

15.7.2.3冰接触不利边坡(出水头)

冲出头一词描述的是包围着原冰砂岩或扇的上山谷或不利的冰接触斜坡。向外冲淤头与连接良好的冰川和河流运输系统有关，其中很少有碎屑掺入终端碛．如果形成冰碛，由于强大的、迁徙的流出河流的破坏，它们的保存潜力很低。尽管在劳伦蒂德冰原的南部边缘有常见的地貌(例如Koteff, 1974)，但在湿润地区山谷冰川的研究中，冰水头的代表性不足高山地区．它们是一种主要的冰边缘形式，在那些碎片丰富的冰川终止在宽阔平缓的山谷(如阿拉斯加，新西兰)。冲淤头的形成并不依赖于被碎屑覆盖的冰川的存在，尽管潮湿地区的冰川总是以冲淤头结束。

塔斯曼冰川(Kirkbride, 2000)的冰缘和冰头环境为全新世冰川波动如何反映碎片覆盖的消融带的动态提供了证据。全新世时期的前冰期河流聚集形成了冲淤头，现在制约着一个不断增长的冰接触湖(图15.20)。Neoglacial终端碛是聚集在侧面锋面的位置，代表了冰川排出的碎片的一小部分。绝大多数是通过冰川倾倒直接转移到原冰区同沉积原扇的再分布。

图15.19新西兰戈德利山谷莫德冰川终点区域的斜鸟瞰图。冰的消退打开了一个与冰接触的湖泊，导致了流出流的切口。注意被抛弃的编织渠道，以及19世纪后期冰川的边界线和漂移界限。(秋雪薄。)

图15.19新西兰戈德利山谷莫德冰川终点区域的斜鸟瞰图。冰的消退打开了一个与冰接触的湖泊，导致了流出流的切口。注意废弃的辫状河道，以及19世纪晚期冰川的边界线和漂移界限。(秋雪薄。)

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图15.20通过塔斯曼冰川终点的长剖面，基于地球物理和水深测量。冲淤头(原冰接触不利坡)淤积了生长的原冰湖。一块分离的死冰在不利的斜坡上腐烂，最终形成不规则的冰丘状地形典型的:这种地貌的典型的(改编自Hochstein et al, 1995)。

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图15.20通过塔斯曼冰川终点的长剖面，基于地球物理和水深测量。冲淤头(原冰接触不利坡)淤积了生长的原冰湖。一块分离的死冰在不利的斜坡上腐烂，最终会形成这种地貌典型的不规则的丘状地形。(改编自Hochstein et al, 1995)。

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