喜马拉雅山脉与我国东部中低山区冰蚀地貌对比研究

王照波，司荣军，王江月

(1.自然资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室，山东省金属矿产成矿地质过程与资源利用重点实验室，山东 济南 250013； 2.沂蒙山国家地质公园管理局，山东 临沂 273304；3.山东指南针矿产勘查有限公司，山东 临沂 276006；4.河南理工大学资源环境学院，河南 焦作 454150；5.曲阜师范大学地理与旅游学院，山东 日照 276800)

0 引言

多年来，人们对于冰川地貌的研究多关注在U谷、刃脊、角峰、冰斗等形态性地貌的表象上[1-7]，尽管王曰伦、贾兰坡[8]早在1952年调查北京房山的山体地貌时曾前瞻性的指出：房山的弧形盆地(即冰斗系统)为冰川作用所致，人们将弧形盆地归因于风化所致，属于“皮相之谈”，遗憾的是这并未引起人们重视。冰斗是冰蚀(及雪蚀)作用造成的三面环山，后壁陡峻的半圆形漏斗状洼地[9]。冰斗存在向上的溯源侵蚀作用[3]，即冰斗作用。冰川地貌实质上是冰斗作用对于山体的侵蚀所致。

冰斗系统由缩口、三角脊、残弧、冰斗、槽谷等基本地貌要素组成[10]，但初期的冰斗系统内U谷并不发育。冰斗系统是指冰斗从诞生(缩口)到结束(冰斗后壁)的演化过程及其形成的地貌系统[10-11]。地貌上，冰斗系统最初由缩口位置开始，结束于冰斗后壁。冰斗溯源剥蚀的基本方式为环形剥蚀[10-11]。冰斗系统是冰斗作用对于岩石山体进行的独特的剥蚀作用而形成的，山体一旦经历了冰斗的剥蚀作用，其特征很难被后期表面的风化所消除。由于山体地貌本身具有的宏观尺度特征，这为利用Google earth进行解译提供了前提。

喜马拉雅山区因其高海拔的原因，长期的冰斗作用(冰蚀、雪蚀)形成众多的冰斗遗迹，且其作用一直延续到现在，这为研究冰斗的形成、演化过程，控制因素等提供了重要的基础，该文即是以喜马拉雅山区现代冰斗地貌遗迹为基础(图1)，追索分析冰斗地貌的演化过程与控制因素。研究发现，冰斗作用存在避谷、吞脊、切壁、穿梁等特殊的地质现象，且冰斗作用受雪线高程、积雪高程与坡向坡角等三方面核心因素控制。

图1 喜马拉雅山区典型冰斗系统分布位置图(图中注释为文中附图位置)

冰川作用不同于风化作用，其独特的作用过程当然也会形成自身独特的地貌特征。以往仅对山体的U谷、刃脊、角峰等冰蚀地貌[12-17]开展简单形态表征描述，并没有深入地理解冰斗系统的作用过程，因此未深入地把握山体地貌演化的核心因素，从而仅作为风化的产物加以对待[1，5，11-19]。对冰斗作用与冰斗地貌进行深入研究，寻找冰斗作用过程中独特性的特征，对于揭示我国东部山体地貌类型与地貌过程都具有重要意义。

该文以冰斗系统的基本理论为基础[9-10]，对喜马拉雅山区冰斗地貌与冰斗作用进行遥感图像解译与分析，以期揭示冰斗系统作用过程及其核心控制因素，以其为依据，对我国东部中低山区的山体地貌进行分析与解读。

1 冰斗系统地貌特征

根据冰川作用过程的阶段性特性，该文将冰川作用过程划分为冰斗掘进系统(冰斗系统)、冰川运输系统(冰输系统)与冰碛沉积系统(冰碛系统)三部分。冰川存在的前提与核心动力是冰斗作用对山体的环形剥蚀[10-11]，正是这一过程形成了冰斗、冰碛物与U谷的主体。U谷的主体是冰斗长期推进作用过程的遗留，此后经历了冰川(冰输系统)的局部修整。

经历过冰斗剥蚀过程的山体形成的冰斗系统地貌，必然在山体上遗留下冰斗作用的遗迹，其相较于冰输系统与冰碛系统的产物(各类槽谷擦痕与冰碛沉积等)而言，具有规模大、持久性的宏观特征，这为航卫片的解读与研究提供了条件。

1.1 冰斗系统的作用过程

冰斗是冰雪冻涨作用下岩石山体发生了自由松散崩塌并形成的漏斗状凹地，这一过程即冰斗作用。降雪在冰斗内聚集，经压实后形成冰川。由于温度的变化导致雪线的变化，雪线的改变导致冰斗向前推进，冰斗的推进形成冰斗系统，冰斗系统由缩口、三角脊、残弧、U谷、冰斗等基本要素组成，其形成过程如图2所示(附图的地理位置见图1所示，下同)，冰斗系统从缩口的位置开启，最终在冰斗的后壁结束。图2为冰斗作用过程实例与示意图，图2a(30°05′30″N，92°19′27″E)中显示经历了1次冰斗作用与经历2次冰斗推进形成的冰斗系统，中间则为2套经历了长期冰斗作用的冰斗系统；图2b(27°45′34″N，90°41′16″E)显示经历了3次冰斗移动形成的冰斗系统；图2c(29°54′58″N，92°31′53″E)为长期冰斗作用的结果——复式冰斗系统；图2d为冰斗系统形成过程示意图。

缩口，是指冰斗弧形盆地(冰斗系统)狭窄的出口位置，王曰伦等[8]曾称之为“窄口”。三角脊，是冰斗盆地两侧呈三角状的山脊，一般会有2条或3条边呈现弧形特征，这是由冰斗的弧形剥蚀造成的。残弧，是指2个三角脊之间残留的弧形山脊，是冰斗弧形边缘的遗留(图2d)。

在雪线较为稳定的状态下，冰斗系统长期的稳定推进会使冰斗过程遗迹呈现出明显的U谷特征，如图2a中间部位的冰斗系统即显示出典型的U谷特征。这种经历了长期稳定冰蚀作用而形成的谷底长而平缓特征的冰斗系统称冰蚀冰斗系统(ICS)。图2a中两侧的冰斗系统主要经历雪蚀作用，而未经历长期的冰斗冰蚀作用，其谷底陡峭短促，这种无明显U型谷特征的冰斗系统称雪蚀冰斗系统(SCS)，以往多称之为雪蚀洼地。雪蚀冰斗系统是冰蚀冰斗系统的雏形，初期阶段。冰蚀冰斗系统与雪蚀冰斗系统的概念与Derbyshire(1976)提出冰斗与雪蚀洼地的概念较为接近[2]。雪蚀洼地可进一步演化为冰斗[6]。

△—三角脊；★—缩口；①第1次冰斗作用；②第2次冰斗作用；③第3次冰斗作用；a—1次，2次的冰斗作用系统；b—3次冰斗作用系统；c—复式冰斗作用系统；d—冰斗作用过程示意图图2 冰斗作用过程实例与示意图

图3a(28°15′04″N，92°48′38″E)中并排着数套冰斗系统，但是以谷底海拔4400m为界表现出明显的差异特征，单套冰斗系统的下部表现为雪蚀冰斗系统，在越过海拔4400m之后过渡为冰蚀冰斗系统。图3b(28°58′01″N，83°47′03″E)在地貌上则分为明显的3段，以海拔3800m与5100m为界，中间表现为雪蚀冰斗系统，上部与下部则为宽缓的冰蚀冰斗系统。图3c(29°42′19″N，81°03′21″E)以海拔3800m为界，下部表现为雪蚀冰斗系统，上部左侧表现为雪蚀冰斗系统，右侧的冰斗系统则一半为雪蚀冰斗系统特征，一半为冰蚀冰斗系统的特征，冰蚀冰斗系统形成了宽缓的冰蚀平台。冰蚀平台是稳定雪线状态下的产物，在判断稳定雪线时具有重要的意义。图3d(28°11′33″N，87°25′02″E)中2套冰斗系统虽然都为冰蚀冰斗系统，但由于冰蚀谷的深度、宽度及形态的不同，左侧冰斗系统表现为宽浅的U谷特征，而右侧冰斗系统表现为深切的V谷。冰斗系统中谷底倾角较为平缓的U谷，则代表了较长时间段的稳定雪线下冰蚀冰斗作用过程，而谷底倾角较大的冰斗系统，往往代表了为雪线较快的抬升速度，雪蚀冰斗系统基本上未经历冰蚀作用。

ICS—冰蚀冰斗系统；SCS—雪蚀冰斗系统；3800m—等高线对应高程图3 冰蚀冰斗系统与雪蚀冰斗系统的特征

关于冰斗的自身形成方式，Lewis[20]曾提出了旋转滑动理论。笔者认为冰斗的作用过程主要是山体受到冰雪的冻涨崩解(雪蚀作用)导致岩石的自由滑塌，这种自由滑塌在平面形态表现为环形剥蚀，其结果是最终形成漏斗状的冰斗以及冰斗系统周边的弧形山脊，而冰川的掘进过程则使得冰斗前进。冰斗作用过程近似于在干沙中挖掘沟渠，前端沙体的自由滑塌形成漏斗，漏斗的向前移动，形成U谷。由冻胀导致的自由滑塌表现出的环形剥蚀是冰斗作用的核心动力，这个作用过程在图2中得到很好的体现。

1.2 冰斗作用的控制因素

研究发现，冰斗系统的存在与否、推进路径等，主要受雪线高程、积雪高程、坡向坡角3个方面的因素控制。这些控制因素决定了冰斗系统的生长、方向与路径，并使得冰斗系统表现出避谷、吞脊、切壁、穿梁、逐高等特有的地貌现象。

1.2.1 雪线高程的控制

冰斗系统的形成与否，首先受控于雪线高程，低于雪线高程的山体不存在冰斗作用。此外，雪线高程还控制着冰斗系统的类型，在长期稳定的雪线附近才具备形成冰蚀冰斗系统的前提，并形成冰蚀带，在稳定雪线之上或雪线提升较快的区域形成雪蚀冰斗系统。

位于雪线附近的冰斗底部冰体自身的冻涨作用与冰川的搬运作用，完成了冰斗底部的掘进与碎屑物质的外运。长期稳定的雪线高程会使冰川在雪线高程附近呈小倾角或近水平推进，这也是冰蚀冰斗系统谷底倾角一般较为平缓的原因。雪线抬升后的再次稳定，则会形成层状分布的冰斗，图2a,2b，图3a,3b,3c都表现出冰斗的层状分布特性。

雪线高程不仅控制着区域性冰斗系统的存在与否，其抬升与稳定的过程，还对冰斗系统的类型、冰斗的层状分布起着控制作用。

1.2.2 积雪高程的控制

积雪高程是指冰斗后壁的积雪区能够满足冰斗得以存在的最低高度。在雪线高程之上的区域，冰斗后壁的积雪高程对冰斗系统的开始与结束也起到控制作用。雪线的提高或冰斗的侵蚀导致冰斗后壁的积雪高程的缩短，当其积雪量不足以维持冰斗的存在时则冰斗就会停止生长。此外，积雪高程也控制着冰斗的前进方向，即当冰斗后壁部分地段积雪高程较低时，冰斗则会向着积雪高程较大的方向推进，从而导致冰斗的转向，具体表现为避谷、吞脊、切壁、穿梁等地貌特性。

由于受到积雪高程的控制，所有的冰斗系统都表现出鲜明的逐高习性。冰斗推进的过程明显表现出避谷(回避山谷)，吞脊(吞食山脊)的偏好。图4a(28°32′14″N，92°31′29″E)中，由于山脊近于水平状态，在山脊两侧并列分布的冰蚀冰斗系统，其右侧(后期)冰蚀冰斗系统沿着左侧(前期)雪蚀冰斗系统的两翼侧脊近似垂直的推进侵蚀，形成明显的吞脊现象。图4b(28°40′04″N，92°13′57″E)中，由于中间的山脊线存在倾斜，山脊两侧冰斗系统呈现出斜列式分布，位置较低的冰斗系统吞食较高冰斗系统的山脊线的侧翼，使得山脊表现出规则的弯曲状，此类山脊称作“蛇形脊”。图4c(29°56′07″N，81°13′33″E)则表现为当2条冰斗系统正面相遇时，晚期的冰斗系统ICS1正面遇上早期的冰斗系统ICS2时，由于中间积雪高程不足的冰斗停止前进，出现避谷现象，冰斗系统ICS1选择向两侧积雪高程较高的地段推进，形成分叉如两支“羊角”的冰斗系统SCS，这种独特的冰斗系统地貌现象称作“羊角谷”。当正面相遇的冰斗两侧的山体一侧积雪高程不足时，冰斗系统则表现为只向积雪高程较高的一侧推进，形成单角的“羊角谷”。图4d(30°15′36″N，81°33′57″E)中冰斗系统ICS2横向吞食了纵向排列的早期冰斗系统ICS1，使得冰斗系统ICS1的冰斗后壁遭到剥蚀。避谷吞脊现象是由于冰斗前进需要有一定的积雪高程所控制的。这种避谷吞脊现象使得山体表现出三角脊特征。所有冰斗系统的停止都是由于冰斗后壁积雪高程不足造成的，因此，所有的冰斗都会在后壁遗留下靠背山体，因而使得冰斗系统的结束端表现为障壁环绕的漏斗状，李四光先生将这种闭塞不通的山谷称作“盲谷”[1]。初步统计显示，冰川后壁的最低积雪高程约在70～100m左右。

SCS—雪蚀冰斗系统；ICS—冰蚀冰斗系统；a—相互侵蚀对面山脊；b—侧向追踪侵蚀侧翼山脊；c—冰斗系统与冰斗系统正面相遇；d—横向侵蚀山脊图4 冰斗系统的习性

无论是冰蚀冰斗系统还是雪蚀冰斗系统，其形成的山谷由于受到冰斗后壁积雪高程的控制，在冰斗作用停止后，这些沟谷之间表现出有序避让、互不贯通、留有余地的独特地貌特征。而风化作用形成的沟谷，因受构造薄弱带的控制而会使风化沟谷表现出贯通性特征，这是冰斗系统形成的山谷与风化作用形成的山谷之间的本质差异。

1.2.3 坡向坡角控制作用

冰斗作用的发生与发展，在雪线高程与积雪高程的共同控制作用前提下，还表现为不同坡向的冰斗差异性生长，这与坡向及坡面角度有关。冰斗系统推进过程中，新的冰斗系统会沿先期冰斗系统的一侧岩壁推进，形成切壁现象(图5a，5b，5c)。在冰斗系统切壁的过程中，有时会切穿中间的山梁，从一个流域进入另一个流域形成穿梁现象(图5a，5b，5c)。冰斗系统独特的切壁与穿梁现象同时存在时，形成“切壁穿梁”。当冰斗系统沿着山体两侧切壁生长，往往会形成独特的“切壁合围”现象(图5d)。

a,b,c—冰斗系统的切壁绕梁现象；d—冰斗系统的切壁合围现象；e—青藏高原上的冰蚀面；f—云贵高原上的冰蚀面图5 冰斗系统的切壁穿梁现象与冰蚀面特征

图5a(28°33′44″N，83°33′35″E)中的冰斗系统，其A点位于山脊右侧，在红色虚线处切过山梁，在B点绕到山脊左侧，C点又绕到山脊的右侧。图5b(28°44′52″N，85°15′49″E)中A点位于山脊的右侧，红色虚线处切过山梁，在B点则绕到山脊的左侧，再切过红色虚线处的山梁，C点又绕回山脊的右侧，前进过程中2次切穿山梁。图5c(31°16′58″N，78°44′12″E)为冰川的切壁穿梁现象，在图中A位于山梁的左侧，在红色虚线处切过山梁，在B点处位于山梁的右侧，然后在山脊的右侧切壁推进，转弯后形成半合围现象。图5d(44°14′07″N，07°46′20″E，阿尔卑斯山)的冰斗系统从山体的两侧切壁推进，最终形成切壁合围现象。

切壁穿梁是冰斗系统独特的作用形式，由于受到雪线高程、积雪高程与坡向坡角的复合控制，低处的早期冰斗系统停止作用后，而高处新冰斗系统在适合的坡角控制下继续推进，冰斗作用这种高程上的差异性剥蚀，与风化作用高程上的同步风化的过程具有本质上的区别。切壁穿梁现象是冰斗地貌中最为奇特的现象，也是风化地貌中不存在的独特景观，这在地貌类型的成因判断上具有重要意义。经初步统计，坡向坡角控制的初始角度约在40°～65°之间。

1.3 冰蚀带与冰蚀面

由于冰斗系统受到严格的高程控制，因此在长期稳定的雪线附近形成强烈的冰蚀作用。冰期时，低温会在一定时间段内维持，进而导致雪线在一定的高程上保持基本稳定，因此同一冰期的长期冰蚀作用会在近似高程的山坡上形成冰蚀遗迹分布带，称作冰蚀带(图2a,2b,2c)。雪线的抬高，会导致冰蚀带的相应抬高，使冰斗呈现出多层带状分布，这是冰蚀带的直观反映。在冰蚀带的作用范围内会遗留下如U谷、冰蚀平台、冰斗或冰斗湖等冰蚀遗迹。

冰斗作用在某一近似高程的高原面上长时间的纵横侵蚀，使得老冰斗系统的侧脊被侵蚀，剩下众多孤立的三角脊(图5e)(29°30′15″N，91°57′29″E)，这些孤立的三角脊共同构成了一个近似水平的冰蚀作用面，称作冰蚀面。冰蚀面上的三角脊多呈三角形的金字塔状，这些孤立三角脊至少一侧具有明显的新月形残弧，残弧下面为冰斗的位置，也代表着最后一次冰斗系统的侵蚀作用面。在冰蚀面上会遗留众多的三角脊、残留冰斗或冰斗湖等。Davis曾提出过“冰蚀准平原”的概念设想。Mapkab(1965)也曾提出过“雪线水准面”的近似概念。关于冰蚀准平原，施雅风[6]认为：当刃脊被消灭，角峰孤立的时候，Davis所设想的冰蚀准平原的景观将得到体现，但由于第四纪冰期的时间至少不够长，目前尚未真正发现。经笔者研究在青藏高原上，冰蚀面是存在的(图5e)。

这种特征的冰蚀面在我国云贵高原也广泛发育(图5f，23°40′05″N，103°36′42″E)，有些冰蚀面经过后期的风化，使得三角脊构成的山体变的浑圆，但是一侧的残弧还很明显，残弧下的冰斗也清晰可辩。初步分析，认为这些冰蚀面地貌是符合Davis设想的“冰蚀准平原”的概念的，应为冰期时的冰蚀面遗留。根据冰蚀面的发育状况，初步推断不仅青藏高原冰期时存在大冰盖，云贵高原上也曾有冰盖存在过。

2 我国东部中低山区的冰斗地貌特征

冰川的存在，必然对山体产生冰蚀作用，继而留下冰蚀作用的产物——冰斗系统与冰蚀地貌，我国东部中低山区如果存在冰川作用，其山体地貌特征当然也不例外。基于此，依据上述喜马拉雅山区获得的冰斗地貌特征及其作用习性，对我国东部地区的山体地貌进行对比解读。该次主要选择了冰川遗迹研究较为详细的江西庐山、山东蒙山与大兴安岭主峰黄岗梁作为对比研究对象，以期通过地貌特征的对比分析，对东部中低山区的地貌特征进行解读，从山体地貌的角度分析我国东部中低山区的第四纪冰川的发育情况。

2.1 江西庐山冰斗地貌系统

江西庐山第四纪冰川遗迹最早由李四光先生发现并进行了广泛而深入的研究，于1947年刊出了专著《冰期之庐山》[1]，建立了我国著名的鄱阳冰期、大姑冰期与庐山冰期，对我国的古冰川研究起到了开创性的促进作用，可以说，庐山是我国第四纪冰川研究的摇篮与肇起之地。但庐山冰川遗迹遭到了学界多人的质疑[21-22]。那么，庐山除了以往争议的U谷地貌、冰碛沉积物外，是否还存在冰斗地貌的典型特征。

对庐山的冰斗地貌进行详细解译后，获得了大量而丰富的冰斗系统地貌类型。图6中各插图的位置标注在中间插图之中，图6a(29°29′53″N，115°58′07″E)中的A位置为古老冰蚀冰斗残留的U谷，但被B，C位置的后期雪蚀冰斗系统侵蚀破坏，使得该古老冰斗U谷的东侧壁与冰斗后壁位置几乎侵蚀殆尽。该现象显示庐山曾经历了多期冰川作用的剥蚀过程。图6b(29°31′10″N，115°57′44″E)中，A谷与对侧的B、C谷显示出冰斗系统特有的避谷现象，B，C谷构成典型的“羊角谷”。图6c(29°30′46″N，115°56′25″E)中为冰斗系统的切壁穿梁现象，图中A，B，C为一条冰蚀谷，该谷在AB之间(黄色虚线处)切穿山梁进入E谷一侧，其在B处进入E谷的流域，并环绕山峰推进到C处冰斗位置结束。图6d(29°34′38″N，116°00′20″E)位于王家村U谷的南壁，为一典型的冰蚀冰斗系统，该冰斗系统中可以展现出典型的缩口、三角脊与残弧等要素，冰斗系统内部光滑平顺，推测图中A处位置应该存在末次冰期的冰碛遗迹。图6e(29°33′04″N，115°59′04″E)为冰斗系统典型的切壁现象，由山丘两侧A、B两套冰斗系统的均匀推进，最终在山丘周围形成冰斗系统典型的切壁合围现象。图6f(29°35′45″N，116°01′05″E)位于王家村U谷的北坡，为典型的并行排列分布的冰斗系统。图6g(29°35′10″N，116°02′04″E)位于王家村U谷开口处的南侧，冰斗系统B吞食了冰斗系统A的左侧侧壁，形成典型的吞脊现象。图6h(29°38′08″N，116°02′47″E)为冰斗系统的典型切壁穿梁现象，冰斗系统在黄色虚线处越过山梁，使该冰斗系统从山脊左侧的A流域切入到右侧的B流域。

a—古老U谷残留；b—冰斗的避谷现象；c—切壁绕梁现象；d—典型冰斗系统；e—切壁合围现象；f—并排的冰斗系统；g—冰斗的呑脊现象；h—切壁绕梁现象图6 江西庐山典型冰蚀地貌图集

在庐山海拔1000m之上的区域，根据其存在较多宽缓、平顺的冰蚀冰斗系统的遗迹特征，推测存在一个冰蚀面分布区。

通过上述分析，庐山不仅存在缩口、三角脊、残弧等基本特征组成冰斗系统，还存在避谷、吞脊、切壁、穿梁等类型的冰斗系统地貌。结合前人对该区沉积物的大量研究，笔者认为庐山的第四纪冰川不存在争议，李四光先生表述的泥砾沉积(混杂堆积)为冰川沉积无误。根据卫片解译，庐山海拔1000m以上的区域可能存在末次冰期的冰碛遗迹，该区域在冰期时极有可能曾经存在小规模的冰帽。

2.2 山东蒙山冰斗地貌系统

山东蒙山位于山东省的南部，曲阜东80km处，主峰龟蒙顶海拔1156m。对于蒙山第四纪冰川遗迹的研究，2010年赵松龄[19]曾在蒙山北坡进行调查，发现了存在漂砾及冰碛垄。2015年笔者等在蒙山南坡佛塔谷发现了由漂砾、冰碛垄与槽谷擦痕等组成的组合性冰川遗迹[23-24]。进一步研究在佛塔谷的上游兰溪峡谷中发现了大量的槽谷擦痕，并对佛塔谷内的冰碛进行了多种方法的测年研究，确定了蒙山地区不仅存在末次冰期(东山冰期与蒙山冰期)的冰碛物，还存在类型丰富、保存完好的全新世冰期(拦马冰期与清荣冰期)的冰碛物[25-29]。对蒙山分布的冰碛垄也有人认为是1668年的郯城地震成因者[30]。山东蒙山的第四纪冰川研究获得长足的进展，为我国东部第四纪冰川的研究起到积极的促进作用。既然在山东蒙山发现大量U谷擦痕与冰碛沉积物的存在，对其冰斗系统的地貌特征进行对比研究，也是检验该区U谷擦痕、冰碛沉积成因的重要内容。

经解译与现场调查，蒙山冰斗系统地貌类型齐全，图7为蒙山冰斗系统地貌的典型图集。图7a(35°30′34″N，117°55′44″E)为围绕山丘两侧推进的冰斗系统形成的“切壁合围”现象，右侧B冰斗系统反映出清晰的三角脊与残弧特征。图7b(35°29′47″N，117°55′29″E)为山脊两侧斜列的冰斗系统，其中间的残余中脊表现为典型的“蛇形脊”，冰斗系统A，B，C分别吞食了冰斗系统D，E，F的侧翼，成因与喜马拉雅山脉的图3a相同。图7c(35°30′36″N，117°52′37″E)为蒙山黄连口冰斗系统的照片，在冰斗A的缩口位置B的位置，堆积有终碛垄形成的冰槛，其中组成的巨型砾石表面布满了众多的擦痕。图7d(35°32′46″N，117°50′16″E)为蒙山南坡的情人谷冰斗，A处为冰斗的斗底位置，在该冰斗系统中分布有大量的末次冰期与全新世形成的冰碛垄。图7e(35°32′25″N，117°49′23″E)为冰斗系统的切壁穿梁现象，冰蚀谷A越过山脊(红色虚线处)切入山脊右侧，开辟出新的冰蚀谷B。图7f(35°34′21″N，117°50′55″E)为冰斗系统的避谷现象，在冰斗系统A与冰斗系统B相遇后，冰斗系统A改变方向在两侧的高坡地段推进，形成冰斗系统C与D，构成典型的“羊角谷”现象。图7g(35°35′58″N，117°49′48″E)为南天门冰斗系统，在冰斗缩口外堆积由大量的巨型冰碛，冰碛砾石表面发育有丰富的擦痕。图7h(35°35′03″N，117°52′33″E)为冰斗系统的吞脊现象，图7中冰斗系统C沿着冰斗系统A与冰斗系统B中间的山脊推进，形成冰斗系统特有的吞脊现象。

a—切壁合围；b—蛇形脊；c—黄连口冰斗；d—情人谷冰斗；e—切壁穿梁；f—避谷(羊角谷)；g—开门冰斗；h—呑脊图7 山东蒙山典型冰蚀地貌图集

由上可知，蒙山与喜马拉雅山区的冰斗系统地貌特征具有一致性特征，且存在典型的槽谷擦痕、表碛冰碛垄(拦马墙冰碛垄)等系统性遗迹类型，其成因与多种手段的测年数值相对应，从地貌特征、U谷擦痕、冰碛沉积方面，综合证实了蒙山冰川遗迹的科学性。

2.3 黄岗梁冰斗地貌系统

黄岗梁为大兴安岭的主峰，海拔2029m，位于赤峰市克什克腾旗北部。关于大兴安岭是否存在第四纪冰川的问题，在国内也颇多争议。如孙广友[31]、严钦尚[32]、杨怀仁[33]、俞建章[34]、孙建中[35]等从多方面研究论证，认为大兴安岭存在第四纪冰川，而施雅风等[6]则认为不存在第四纪冰川。

根据对黄岗梁附近地貌形态进行解读研究，其特征性的冰斗系统地貌如图8所示。图8a(43°30′17″N，117°25′45″E)位于黄岗梁顶部西侧，冰斗系统A与冰斗系统B环绕中间的山丘切壁剥蚀，形成典型的冰斗地貌的切壁合围现象。图8b(43°38′20″N，117°40′03″E)，冰斗系统C沿着冰斗系统A与B的中脊位置侵蚀而成，构成典型的冰斗系统的吞脊现象。图8c(43°28′34″N，117°55′40″E)为冰斗系统的侧蚀现象，晚期的冰斗系统A侵蚀掉早期冰斗系统B左侧黄色虚线的部分，使得冰斗系统B的左侧翼缺失，同时由于受到冰斗系统B的影响，冰斗系统A形成单角“羊角谷”。图8d(43°25′51″N，117°57′04″E)为后期的冰斗系统B推进时遇到先期的冰斗系统A后停止前进，随后向两翼推进形成冰斗系统C与D，形成典型的“羊角谷”。图8e(43°28′18″N，117°52′46″E)为冰斗系统特有的穿梁切壁现象，冰斗系统A向前推进越过黄色虚线处的山脊线，进入到对侧流域后向两侧生长，形成冰斗系统B与C，冰斗系统B的左翼海拔低于右翼海拔，同时表现出“羊角谷”特征。图8f(43°15′07″N，117°47′48″E)为典型的冰斗系统，位于大青山北侧，由于冰斗的弧形剥蚀作用的影响，最后在冰斗系统的两侧形成了A，B与D，E对称的次级冰斗系统，在末端C处形成“羊角谷”，且这些次级冰斗系统之间由凸起的岩石障壁组成的残弧与三角脊，这也是克什克腾旗阿斯哈图石林的成因。图8g(43°40′25″N，117°37′09″E)为冰斗系统典型的切壁穿梁现象，冰斗系统A向前推进，在黄色虚线处越过山脊进入另一侧流域，并在另一侧的侧壁上切壁推进形成冰斗系统B。图8h(43°24′18″N，117°29′40″E)为山脊两侧的冰斗系统对蚀与侧蚀的复合现象，A，B，C，E，F冰斗系统依次侵蚀了其前方冰斗系统的对脊与侧脊，形成典型的“蛇形脊”。

a—切壁合围现象；b—呑脊现象；c—冰斗切割现象；d—避谷“羊角谷”现象；e—越脊切壁现象；f—冰斗系统；g—越脊切壁现象；h—追脊侵蚀现象图8 黄岗梁典型冰蚀地貌图集

由上述冰斗系统的特征可见，黄岗梁山体地貌与喜马拉雅山脉内部的冰斗系统在地貌特征上具有极强的一致性。有些显示出冰蚀面特征，据此分析在末次冰期MIS2阶段(蒙山冰期)时，大兴安岭存在一定范围的冰帽。

3 冰斗作用与风化作用之间的差异性分析

风化地貌的核心控制因素是地质构造，主要包括沉积构造与断裂构造，岩石在构造上的差异导致抗风化能力的差异，故而形成差异风化，具体表现为软弱岩层、构造破碎带优先风化，地貌上表现为由软弱岩层、断裂破碎带控制的线性构造。由于风化作用与冰斗作用的巨大差异，地球上没有冰川作用影响的山区，其地貌均以构造控制的线性延伸的风化地貌特征存在，在澳大利亚缺少冰川作用的内陆地区可以看到典型的风化地貌。

风化作用存在的差异风化，是由岩石内部自身结构构造的差异性控制的，而冰斗作用表现的差异风化，是由于外部环境因素控制的。譬如高程上存在的差异性，即低处的冰斗已经停止，高处的冰斗还在继续，形成高程上的侵蚀差异，这与雪线的提升有关。积雪高程的差异，也造成冰斗作用的差异，如 “羊角谷”则为典型的积雪高程导致的差异性剥蚀。

经对比研究，冰斗作用与风化作用的差异存在以下基本特征(表1)。

表1 冰斗作用与风化作用的差异性对比

对于冰蚀作用与风化作用之间的差异性进行研究，对于从本质上理解地貌作用类型、作用过程具有重要的意义，以上差异性分析仅是初步的。

4 结论

通过对喜马拉雅山区冰斗系统的深入解读，以及对我国东部中低山区的庐山、蒙山、黄岗梁等山体地貌进行对比分析，形成如下几点新的认识：

(1)冰斗系统由缩口、三角脊、残弧、U谷等基本形式组成，并具备避谷、吞脊、切壁、穿梁、逐高等特殊习性，形成特有的“羊角谷”、“蛇形脊”；冰斗系统是以环形剥蚀的方式推进的，缩口是冰斗系统的起始点，三角脊、残弧是冰斗推进后的残留，冰斗后壁是冰斗系统结束的位置。利用冰斗系统的过程性分析，比以往依靠单纯的U谷、刃脊、角峰等方面的形态性描述，在冰蚀地貌的判断中意义更大。

(2)通过对冰斗系统的演化过程进行分析，发现冰斗系统的生长与消亡，受制于雪线高程、积雪高程与坡向坡角三方面的因素控制。这与风化作用的弱势控制因素具有显著的差别。

(3)以喜马拉雅山区的冰斗系统特征为基础，对我国东部地区的庐山、蒙山与大兴安岭的山体地貌进行对比分析，发现这些中低山区冰斗系统地貌明显，表明这些山区也经历了第四纪冰川作用。