发展简史编辑本段回目录
 |
| 地质形态 |
冰川地质学从萌发到形成迄今不过200年历史。1779年法国的苏萨里沿袭当时流行的水成说，首次使用"漂砾”一词，解释侏罗山石灰岩上的花岗岩漂砾的成因。
1795年，英国的J.赫顿提出这些漂砾是由比现代大得多的冰川搬运而来的观点，从此诞生了古冰川作用和扩张的概念。
1832年德国的伯恩哈德提出北欧大陆曾发生过大规模冰川作用的概念。1837年瑞士的J.L.R.阿加西提出“大冰期”概念和冰期术语，从而充实了自维涅茨、J.von沙尔庞捷和施琴帕尔等一代人开创的大陆冰川作用的理论。1852年，英国的A.兰姆赛论证了苏格兰和威尔士古冰川作用的地层中有两次冰期的遗迹。1858年，瑞典的O.希尔发现在两次冰期之间的沉积层中确有温暖气候带的植物化石群的遗迹，遂称"间冰期”。直到T.F.詹姆森(1862)和A.盖基(1863)相继发表论文，才真正肃清漂冰说的长期干扰，揭开了冰川地质发展史上新的篇章。1898年奥地利的A.彭克划分出阿尔卑斯山北麓的4次冰期。此时北欧、北美的4次冰期也得到验证。
 |
| 著名地质学家李四光於此石上留下纪念 |
在中国的冰川地质研究起步较晚，1907年，美国的B.威利斯等发现古生代南沱冰碛层，后被李四光订正为震旦纪。李四光等20年代开始研究第四纪冰川，1947年他发表了《冰期之庐山》一书，为中国第四纪冰川研究奠定了基础。50年代中国获得了许多冰川地质资料。但对中国东部第四纪冰期有无冰川遗迹的问题，至今尚未取得一致认识。
研究内容编辑本段回目录
 |
| 冰川地质 |
①古冰川的发生、发展和它消亡过程中所遗留的各类形迹特征。包括鉴别各种冰蚀地形、冰碛地形、冰缘地形、冰川沉积物和所有冰溜遗痕的特征，进而认识它们在空间上相互配置的关系和分布规律，藉以确定古冰川的性质和类型。
②冰期与间冰期的划分对比。包括查明冰期、间冰期递变的次数，每次冰期与间冰期延续的时间及其温度升降幅度等，以便与其他地区的冰期、间冰期进行对比，藉以了解古气候变化规律对古地理带的移动、古生物群落的迁徙、海陆的变迁以及各种相关沉积物的分布所产生的影响。
③冰期的起源和对地球发展史、生物演化史以及地球资源形成的作用与影响，预测气候变迁的未来趋势，达到认识、利用、改造自然的目的。
④运用古冰川活动规律解决有关生产问题。诸如勘探打钻、寻找地下水源、大型水库的清基、大型建筑物的奠基、追索砂矿及其发源地等。古冰川的消长对湖面、海面升降和自然环境变迁的影响也是当前一项重要的研究课题。
研究方法编辑本段回目录
 |
| 冰川地质学 |
①古冰川遗迹野外调查，收集各项冰川遗迹的证据和资料,恢复古冰川面貌、确定古冰川类型,初步划分冰期与间冰期。
②配合古冰川遗迹调查，采集各类有机和无机物样品进行测试分析鉴定，从微观检验深化宏观认识，取得冰碛和其他沉积物的微结构证据，以及温湿度和环境变迁的数据。其中包括：采集石英颗粒样品,通过电子显微镜观察沉积物表面结构形态特征,确定沉积物的成因类型;采集重砂矿物样品,分析其稳定度与成熟度,确定沉积环境;采集粘土矿物样品,通过X光衍射、差热、能谱和透射电镜等测试方法，确定其形成条件；采集常规化学分析样品,计算SiO2/Al2O3、Fe2O3/FeO、Fe3+／Fe2+、氧化物比值、铁化系数、铝化系数、淋溶值、集聚值、pH和Eh值等系列数据，确定其地球化学环境和条件；采集古生物化石及孢子花粉样品，分析鉴定其生态环境和演化序列，为冰期、间冰期划分提供重要的辅助资料；采集古地磁和各种同位素样品，取得极性年表和年龄数据，以确定冰期、间冰期发生的年代等。
③根据野外调查和室内测试鉴定数据,进行综合分析研究,确定各期古冰川分布规律和冰期、间冰期年代序列，确立古冰川类型及其递变模式，与其他地区的冰期和间冰期对比，为探讨冰期起源问题积累资料。
形成的各种地貌编辑本段回目录
 |
| 冰川地形 |
睛朗的夏天，天山和祁连山麓的居民，能清晰地看到一条黑白分明的界线横过山腰。线以上是银光闪烁的冰雪世界。这条界线，称为雪线。确切地说，雪线指的是某一个海拔高度；在这个高度上，每年降落的雪刚好在当年融化完。
一个地方的雪线位置不是固定不变的。季节变化就能引起雪线的升降，这种临时现象叫做季节雪线。只有夏天雪线位置比较稳定，每年都回复到比较固定的高度，由于这个缘故，测定雪线高度都在夏天最热月进行。
就世界范围来说，雪线是由赤道向两极降低的。珠穆朗玛峰北坡雪线高度在6000米左右，而在南北极，雪线就降低在海平面上。雪线是冰川学上一个重要的标志，它控制着冰川的发育和分布。只有山体高度超过该地的雪线，每年才会有多余的雪积累起来。年深日久，才能成为永久积雪和冰川发育的地区。
粒雪盆
雪线以上的区域，从天空降落的雪和从山坡上滑下的雪，容易在地形低洼的地方聚集起来。由于低洼的地形一般都是状如盆地，所以冰川学上称其为粒雪盆。
粒雪盆是冰川的摇篮。聚积在粒雪盆里的雪，究竟是怎样变成冰川冰的呢?雪花经过一系列变质作用，逐渐变成颗粒状的粒雪。粒雪之间有很多气道，这些气道彼此相通，因此粒雪层仿佛海绵似的疏松。有些地方的冰川粒雪盆里的粒雪很厚，底部的粒雪在上层的重压下发生缓慢的沉降压实和重结晶作用，粒雪相互联结合并，减少空隙。同时表面的融水下渗，部份就冻结起来，使粒雪的气道逐渐封闭。被包围在冰中的空气就此成为气泡。这种冰由于含气泡较多，颜色发白，容重约为0.82～0.84克/立方厘米，也有人把它专门叫做粒雪冰。粒雪冰进一步受压，排出气泡，就变成浅蓝色的冰川冰。
巨厚的冰川冰在本身压力和重力的联合作用下发生塑性流动，越过粒雪盆出口，婉蜒而下，形成长短不一的冰舌。长大的冰舌可以延伸到山谷低处以至谷口外。发育成熟的冰川一般都有粒雪盆和冰舌，雪线以上的粒雪盆是冰川的积累区，雪线以下的冰舌是冰川的消融区。二者好象天平的二端，共同控制着冰川的物质平衡，决定着冰川的活动。雪线正好相当于天平的支点。
冰斗
 |
| 冰川地质学 |
一般山谷冰川，往往爬上冰坎，才能看到白雪茫茫的粒雪盆。当冰川消失之后，这样的盆底就是一个冰斗湖泊。高山上常常可以见到冰斗湖，它们有规则地分布在某个高度上，代表着古冰川时代的雪线高度。
冰碛
水冻结成冰，体积要增加9%左右。当融化的冰雪水在晚上重新在岩石裂缝里冻结时，对周围岩体施展着强大的侧压力，压力最大可达2吨/平方厘米。在这样强大的冻胀力面前不少岩石都破裂了。寒冻风化作用不仅在山坡裸露的地方进行，在冰川底床也能进行。这是因为冰川底床有暂时的压力融水，融水渗入谷底岩石裂缝里，冻结时也产生强大的冻胀力。寒冻风化作用不停地在山坡上和冰川底床制造松散的岩块碎屑，山坡上的碎屑在重力作用下滚落到冰川上，底床里的碎屑更容易被冰川挟带着一起流动。冰川挟带的碎石岩块通称为冰碛。
冰川表面的岩石碎块称为表碛，冰川内部的叫内碛，冰川底部的叫底碛，冰川两侧的是侧碛。侧碛靠近山坡，碎石岩块的来源丰富，因而侧碛又高又大，象左右二道夹峙着冰川的巍巍城墙。到冰舌前端，二条侧碛大多交汇在一起，连成环形的终碛。终碛象高大的城堡，拱卫着冰川，攀登冰川的人，必须首先登临终碛，才能接近冰川。我国西部不少终碛高达二百余米。并不是所有冰川都有终碛的，前进迅速和后退迅速的冰川都没有终碛，只有冰川在一个地方长期停顿时，才能造成高大的终碛。两条冰川汇合时，相邻的两条侧碛合为一条中碛。树枝状山谷冰川表面中碛很多，整个冰川呈现黑白相间的条带状。 冰碛是冰川搬运和堆积的主要物质，也是冰川改变地球面貌的证据之一。
冰川年轮
 |
| 冰川地貌 |
有了年层，冰层就能像树轮一样被测出年龄来。由于冰川在形成的时候封存了一些空气和尘埃，冰川学家能够从中提取气泡和尘埃分析当时的气候。
冰面湖
没有到过冰川的人，很难想象冰川表面还会出现大大小小的湖泊。其实，在一些较大的冰川上，冰面湖泊是屡见不鲜的。
