冰川地質學

冰川地質學從萌發到形成迄今不過200年歷史。1779年法國的蘇 薩里沿襲當時流行的水成說，首次使用“漂礫”一詞，解釋侏羅山石灰岩上的花崗岩漂礫的成因。1795年，英國的赫頓提出這些漂礫是由比現代大得多的冰川搬運而來的觀點，從此誕生了古冰川作用和擴張的概念。1832年德國的伯恩哈德提出北歐大陸曾發生過大規模冰川作用的概念。1837年瑞士的阿加西提出“大冰期”概念和冰期術語，從而充實了自維涅茨、沙爾龐捷和施琴帕爾等一代人開創的大陸冰川作用的理論。

1852年，英國的蘭姆賽論證了蘇格蘭和威爾士古冰川作用的地層中有兩次冰期的遺跡；1858年，瑞典的希爾發現在兩次冰期之間的沉積層中確有溫暖氣候帶的植物化石群遺跡，稱“間冰期”。直到詹姆森和蓋基相繼發表論文，才真正肅清漂冰說的長期干擾，揭開了冰川地質發展史上新篇章；1898年奧地利的彭克劃分出阿爾卑斯山北麓的四次冰期。此時北歐、北美的四次冰期也得到驗證。

17世紀末至20世紀初，研究古冰川遺跡還證明，地球有史以來，曾發生過多次大冰期，公認的有“三大冰期”，分別發生在震旦紀、石炭-二疊紀和第四紀。研究冰期起源問題與大冰期概念的提出幾乎同時開始，探索得出了一些周期性和非周期性的看法，但是都不能解釋冰期的出現問題。20世紀50年代，美國的弗林特將這門學科正式命名為冰川地質學。

在中國的冰川地質研究起步較晚，1907年，美國的威利斯等發現古生代南沱冰磧層，后被李四光訂正為震旦紀。李四光等20世紀20年代開始研究第四紀冰川，1947年他發表了《冰期之廬山》一書，為中國第四紀冰川研究奠定了基礎。50年代中國獲得了許多冰川地質資料。但對中國東部第四紀冰期有無冰川遺跡的問題，至今尚未取得一致認識。

冰川地質學的研究內容可概括為四個方面：

1.古冰川的發生、發展和它消亡過程中所遺留的各類形跡特徵，包括鑒別各種冰蝕地形、冰磧地形、冰緣地形、冰川沉積物和所有冰溜遺痕的特徵，進而認識它們在空間上相互配置的關係和分佈規律，藉以確定古冰川的性質和類型； 2.冰期與間冰期的劃分對比。包括查明冰期、間冰期遞變的次數，每次冰期與間冰期延續的時間及其溫度升降幅度等，以便與其他地區的冰期、間冰期進行對比，藉以了解古氣候變化規律對古地理帶的移動、古生物群落的遷徙、海陸的變遷以及各種相關沉積物的分佈所產生的影響；

3.冰期的起源和對地球發展史、生物演化史，以及地球資源形成的作用與影響，預測氣候變遷的未來趨勢，達到認識、利用、改造自然的目的；

4.運用古冰川活動規律解決有關生產問題。諸如勘探打鑽、尋找地下水源、大型水庫的清基、大型建築物的奠基、追索砂礦及其發源地等。古冰川的消長對湖面海面升降和自然環境變遷的影響也是當前一項重要的研究課題。

冰川地質學的研究主要通過古冰川遺跡野外調查，收集各項冰川遺跡的證據和資料，恢復古冰川面貌、確定古冰川類型，初步劃分冰期與間冰期。

為了配合古冰川遺跡調查，通常需要採集各類有機和無機物樣品進行測試分析鑒定，從微觀檢驗深化宏觀認識，取得冰磧和其他沉積物的微結構證據，以及溫濕度和環境變遷的數據。最後再根據野外調查和室內測試鑒定數據，進行綜合分析研究，確定各期古冰川分佈規律和冰期、間冰期年代序列，確立古冰川類型及其遞變模式。與其他地區的冰期和間冰期對比，為探討冰期起源問題積累資料。冰川地質學獲取古冰川信息的主要途徑如下：①古冰川遺跡野外調查，收集各項冰川遺跡的證據和資料，恢復古冰 川面貌、確定古冰川類型，初步劃分冰期與間冰期。

②配合古冰川遺跡調查，採集各類有機和無機物樣品進行測試分析鑒定，從微觀檢驗深化宏觀認識，取得冰磧和其他沉積物的微結構證據，以及溫濕度和環境變遷的數據。其中包括：採集石英顆粒樣品，通過電子顯微鏡觀察沉積物表面結構形態特徵，確定沉積物的成因類型；採集重砂礦物樣品，分析其穩定度與成熟度，確定沉積環境；採集粘土礦物樣品，通過X光衍射、差熱、能譜和透射電鏡等測試方法，確定其形成條件；採集常規化學分析樣品，計算SiO2/Al2O3、Fe2O3/FeO、Fe3+/Fe2+、氧化物比值、鐵化係數、鋁化係數、淋溶值、集聚值、pH和Eh值等系列數據，確定其地球化學環境和條件；採集古生物化石及孢子花粉樣品，分析鑒定其生態環境和演化序列，為冰期、間冰期劃分提供重要的輔助資料；採集古地磁和各種同位素樣品，取得極性年表和年齡數據，以確定冰期、間冰期發生的年代等。

③根據野外調查和室內測試鑒定數據，進行綜合分析研究，確定各期古冰川分佈規律和冰期、間冰期年代序列，確立古冰川類型及其遞變模式，與其他地區的冰期和間冰期對比，為探討冰期起源問題積累資料。

睛朗的夏天，天山和祁連山麓的居民，能清晰地看到一條黑白分明的界線橫過山腰。線以上是銀光閃爍的冰雪世界。這條界線，稱為雪線。確切地說，雪線指的是某一個海拔高度；在這個高度上，每年降落的雪剛好在當年融化完。

一個地方的雪線位置不是固定不變的。季節變化就能引起雪線的升降，這種臨時現象叫做季節雪線。只有夏天雪線位置比較穩定，每年都回復到比較固定的高度，由於這個緣故，測定雪線高度都在夏天最熱月進行。

就世界範圍來說，雪線是由赤道向兩極降低的。珠穆朗瑪峰北坡雪線高度在6000米左右，而在南北極，雪線就降低在海平面上。雪線是冰川學上一個重要的標誌，它控制著冰川的發育和分佈。只有山體高度超過該地的雪線，每年才會有多餘的雪積累起來。年深日久，才能成為永久積雪和冰川發育的地區。

雪線以上的區域，從天空降落的雪和從山坡上滑下的雪，容易在地形低 窪的地方聚集起來。由於低洼的地形一般都是狀如盆地，所以冰川學上稱其為粒雪盆。

粒雪盆是冰川的搖籃。聚積在粒雪盆里的雪，究竟是怎樣變成冰川冰的呢？雪花經過一系列變質作用，逐漸變成顆粒狀的粒雪。粒雪之間有很多氣道，這些氣道彼此相通，因此粒雪層彷彿海綿似的疏鬆。有些地方的冰川粒雪盆里的粒雪很厚，底部的粒雪在上層的重壓下發生緩慢的沉降壓實和重結晶作用，粒雪相互聯結合併，減少空隙。同時表面的融水下滲，部份就凍結起來，使粒雪的氣道逐漸封閉。被包圍在冰中的空氣就此成為氣泡。這種冰由於含氣泡較多，顏色發白，容重約為0.82～0.84克/立方厘米，也有人把它專門叫做粒雪冰。粒雪冰進一步受壓，排出氣泡，就變成淺藍色的冰川冰。

巨厚的冰川冰在本身壓力和重力的聯合作用下發生塑性流動，越過粒雪盆出口，婉蜒而下，形成長短不一的冰舌。長大的冰舌可以延伸到山谷低處以至谷口外。發育成熟的冰川一般都有粒雪盆和冰舌，雪線以上的粒雪盆是冰川的積累區，雪線以下的冰舌是冰川的消融區。二者好象天平的二端，共同控制著冰川的物質平衡，決定著冰川的活動。雪線正好相當於天平的支點。

在河谷上源接近山頂和分水嶺的地方，總是形成一個集水漏斗的地形。當氣候變冷開始發育冰川的時候，這種靠近山頂的集水漏斗，首先為冰雪所佔據。冰雪在集水漏斗中積累到一定程度，發生流動而成冰川。冰川對谷底及其邊緣有巨大的刨蝕作用，它象木匠的刨子和銼刀那樣不斷地工 作，原來的集水漏斗逐漸被刨蝕成三面環山、宛如一張藤椅似的盆地形伏。這種地形叫做冰斗。冰斗大多發育在雪線附近的高程上。一般山谷冰川，往往爬上冰坎，才能看到白雪茫茫的粒雪盆。當冰川消失之後，這樣的盆底就是一個冰斗湖泊。高山上常常可以見到冰斗湖，它們有規則地分佈在某個高度上，代表著古冰川時代的雪線高度。

水凍結成冰，體積要增加9%左右。當融化的冰雪水在晚上重新在岩石裂縫裡凍結時，對周圍岩體施展著強大的側壓力，壓力最大可達2噸/平方厘米。在這樣強大的凍脹力面前不少岩石都破裂了。寒凍風化作用不僅在山坡裸露的地方進行，在冰川底床也能進行。這是因為冰川底床有暫時的壓力融水，融水滲入谷底岩石裂縫裡，凍結時也產生強大的凍脹力。寒凍風化作用不停地在山坡上和冰川底床製造鬆散的岩塊碎屑，山坡上的碎屑在重力作用下滾落到冰川上，底床里的碎屑更容易被冰川挾帶著一起流動。冰川挾帶的碎石岩塊通稱為冰磧。

冰川表面的岩石碎塊稱為表磧，冰川內部的叫內磧，冰川底部的叫底磧，冰川兩側的是側磧。側磧靠近山坡，碎石岩塊的來源豐富，因而側磧又高又大，象左右二道夾峙著冰川的巍巍城牆。到冰舌前端，二條側磧大多交匯在一起，連成環形的終磧。終磧象高大的城堡，拱衛著冰川，攀登冰川的人，必須首先登臨終磧，才能接近冰川。我國西部不少終磧高達二百餘米。並不是所有冰川都有終磧的，前進迅速和後退迅速的冰川都沒有終磧，只有冰川在一個地方長期停頓時，才能造成高大的終磧。兩條冰川匯合時，相鄰的兩條側磧合為一條中磧。樹枝狀山谷冰川表面中磧很多，整個冰川呈現黑白相間的條帶狀。冰磧是冰川搬運和堆積的主要物質，也是冰川改變地球面貌的證據之一。

粒雪盆中的粒雪和冰層大致保持平整，層層迭置。每一年積累下來的冰層，在冰川學上叫做年層。年層是怎樣劃分開的呢？原來冬季積雪經夏季消融后，形成一個消融面，消 融面上污化物較多，所以也叫做污化面。污化面是劃分年層的天然標誌。有了年層，冰層就能像樹輪一樣被測出年齡來。由於冰川在形成的時候封存了一些空氣和塵埃，冰川學家能夠從中提取氣泡和塵埃分析當時的氣候。

沒有到過冰川的人，很難想象冰川表面還會出現大大小小的湖泊。其實，在一些較大的冰川上，冰面湖泊是屢見不鮮的。

冰川擦痕是保存在冰磧石表面和冰川槽谷兩側與底部的冰川磨擦痕迹。多呈丁字形，丁形擦痕的粗深一端多指向下游，細線一端指向上游。它是由冰川挾帶的塊石在運動時相互磨擦或與冰川槽谷基岩磨擦而成。擦痕長數厘米至1米，深度一般數毫米。藉助擦痕可以識別冰川運動的方向。