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冻土|什么是冻土？

极地高原冻土地温石海

什么是冻土？
冻土|什么是冻土？
文章插图

极地、亚极地地区和中低纬的高山、高原地区 ， 在较强的大陆性气候条件下 ， 气温极低 ， 降水量很少 ， 地表没有积雪 ， 形成0℃或0℃以下并含有冰的冻结土层 ， 称为冻土 。
冻土随季节变化而发生周期性的融冻 ， 如果冬季土层冻结 ， 夏季全部融化 ， 叫季节冻土 。
冻土|什么是冻土？
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季节冻土示意图
绘图 | 椰子皮
如多年处于冻结状态的土层 ， 或至少连续3年处于冻结状态的土层 ， 称为多年冻士 。
冻土|什么是冻土？
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多年冻土示意图
绘图 | 椰子皮
一
冻土的分布
世界上冻土总面积约为300万平方千米 ， 占地球全部大陆面积的25%（2012年数据） 。
冻土|什么是冻土？
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全球冻土分布图（红圈：青藏地区冻土）
来源 | 百度搜图
北半球冻土分布面积较大 ， 俄罗斯和加拿大是冻土分布最广的国家 。
我国多年冻土分布在东北北部地区、西北高山区及青藏高原地区 。
冻土|什么是冻土？
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我国冻土分布图
来源 | 百度搜图
二
冻土的厚度
多年冻土区的冻土分上下两层 。
上层每年夏季融化 ， 冬季冻结 ， 叫活动层 。
下层常年处在冻结状态 ， 叫永冻层 。
冻土|什么是冻土？
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冻土分层示意图
绘图 | 椰子皮
多年冻土的厚度从高纬到低纬逐渐减薄 ， 以至完全消失 。 【例如 ， 北极的多年冻土厚达1000m以上 ， 年平均地温为-15℃ ， 永冻层的顶面接近地面 。 向南 ， 到连续冻土的南界 ， 多年冻土厚度减到100m以下 ， 年平均地温为-3~-5℃ ， 永冻层的顶面埋藏加深 。 大致在北纬48°附近是多年冻土的南界 ， 这里年平均地温接近0℃ ， 冻土厚度仅为1~2m 。 】
多年冻土从高纬到低纬不仅厚度变薄 ， 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 ， 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控制 。 一般来说 ， 海拔愈高 ， 地温愈低 ， 冻土层愈厚 ， 永冻层顶面埋藏深度也较浅 。 【海拔每升高100~150m ， 年平均地温约降低1℃ ， 永冻层顶面埋藏深度减小0.2-0.3m】
多年冻土的厚度虽然受纬度和高度的控制 ， 但在同一纬度和同一高度处的冻土厚度还有差别 ， 这和其他自然地理条件有关 。
1
气候的影响
大陆性半干旱气候较有利于冻土的形成 ， 而温暖湿润的海洋性气候不利于冻土的发育 。 【在欧亚大陆内部的半干旱气候区的冻土南界（北纬47°）比受海洋性气候影响较大的北美冻土南界（北纬52°）要更南一些 。 另外 ， 在纬度和高度相同的条件下 ， 大陆性半干旱气候区的冻土厚度比海洋性气候区的要大 。 】
2
岩性的影响
砂土导热率较高 ， 易透水 ， 不利于冻土的形成 。
黏土导热率较低 ， 不易透水 ， 有利于冻土的形成 。
泥炭的导热率最低 ， 最有利于冻土的发育 。
3
坡向、坡度的影响
坡向和坡度直接影响地表接受太阳辐射的热量 。
阳坡日照时间长 ， 受热多于阴坡 ， 因而在同一高度、不同坡向冻土的深度、分布高度和地温状况都不同 ， 冻土的厚度也不同 。 【根据观测 ， 昆仑山西大滩不同坡向的山坡 ， 在同一高度和同一深度的阴坡地温比阳坡地温要低2~3℃ ， 阴坡冻土的厚度也要大一些 ， 冻土分布下界高度较阳坡低100m 。 坡向对冻土发育的影响还随坡度减小而减弱 ， 如大兴安岭当坡度为20~30°时 ， 南北坡同一高度处的地温相差2~3℃ ， 随着坡度减小 ， 不同坡向的同一高度地温差减小 ， 冻土厚度的差别也要小一些】
4
植被、雪盖的影响
冬季 ， 植被和雪盖阻碍土壤热量散失 。 夏季 ， 植被和雪盖减少地面受热 。 因此 ， 在有雪盖和植被的地区 ， 地面年温差减小 。 【例如大兴安岭落叶松、桦树林区和青藏高原的高山草甸地区 ， 能使地表年温差比附近裸露地面降低4~5℃ ， 永冻层顶面深度变浅 ， 永冻层厚度相对增大 ， 活动层厚度相对减小】
三
冻土的结构
多年冻土区的冻土可分为上下两层 ， 上层是夏融冬冻或是昼融夜冻的活动层（又叫交替层） 。 下层是多年冻结不融的永冻层 。
活动层的厚度随纬度和高度的增大而减小 ， 它的冻融深度与每年冬夏季节的温度有关 。
一般来说 ， 活动层冬季冻结时可与下部的永冻层连接起来 。 【如果冬季气温较暖 ， 活动层冻结时的深度达不到永冻层的顶部 ， 这时在活动层与永冻层之间就出现一层未冻结的融区 。 如果来年夏季较凉 ， 活动层的融化深度较小 ， 结果便在活动层下部留下隔年冻结层 。 隔年冻结层较薄 ， 只有10cm左右厚度 ， 它可保存一年至数年 。 当某一年夏季较暖 ， 活动层融化较深 ， 隔年层即消失】
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多年冻土层中活动层的变化
绘图 | 椰子皮
多年冻土层中常出现隔年冻结层和融区的多层结构特征 。
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多年冻土结构特征
绘图 | 椰子皮
当活动层于每年秋末自地表向下冻结时 ， 由于底部的永冻层起阻挡作用 ， 结果使其中间尚未冻结的融区（含水土层） ， 在冻结层的挤压作用下 ， 发生塑性变形 ， 形成各种大小不一、形状各异的弯曲结构 ， 这种现象称为冻融扰动构造（或称为冰卷泥） 。
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冰卷泥示意图
绘图 | 椰子皮
四
冻土的热状态
多年冻土的热状态是由地热自然增温和气温的影响而变化的 。
从地表往下地温逐渐增高 ， 地热自然增温率平均约为3℃/100m 。
气温对地面动层地温的影响在地表最大 ， 随深度加大而减小 。 【气温年变化对冻土温度变化的影响只限于地面一下一定深度 ， 到一定深度 ， 气温年变化对地温没有影响 ， 这里的地温年变化幅度等于零 ， 即气温年变化对冻土影响的最大深度 。 在此深度以下 ， 冻土温度受年均温和地热增温影响 ， 深度增加 ， 温度增高】
五
冻土的成因
气候的产物
现在世界上所见到的多年冻土绝大部分是第四纪冰时的遗留物 。 【北极的最老多年冻土大约在60万年前就已形成 ， 西伯利亚的多年冻土的年代距今也有10万年】
在间冰期时 ， 虽然在许多地方的冻土全部或部分融化了 ， 但在高山和高纬的气温很低的大陆性气候区 ， 仍保留了大面积冻上 ， 这部分没有融化而保存下来的冻土称为残留冻土 。
此外 ， 还有一多分冻土是全新世以来形成的 。 【例如在冰后期大陆冰盖退却后发育的冻土和在全新世地层中形成的冻土 。 西西伯利亚北部 ， 2000~3000年前寒冷期形成新的多年冻土与残留的多年冻土衔接在一起；在南部 ， 新形成的多年冻土与下部残留多年冻土还没有衔接上 ， 中间夹有一层融化层而成双层多年冻土结构】
六
冻土地貌
多年冻土区的地貌形成与冻融作用直接相关 。
冻融作用：是指冻土层中的水在气温周期性的正负变化影响下 ， 不断发生相变和迁移 ， 使土层反复冻结融化 ， 导致士体或岩体的破坏、扰动和移动的过程 。 由冻融作用形成的各种地貌 ， 称冻土地貌 。
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冻土地貌组合
绘图 | 椰子皮
1
石海、石河和石冰川
石海
石海：在寒冻风化作用下 ， 岩石遭受寒冻崩解 ， 形成巨石角砾 ， 就地堆积在平坦的地面上 。
形成条件：
气温经常在0℃上下波动 ， 日温差较大 ， 并有一定湿度 ， 使岩石沿节理反复寒冻崩解 。
地形较平坦 ， 地面坡度小于10° ， 可使寒冻崩解的岩块不易顺坡移动而保存在原地 。
坚硬而富有节理的块状岩石 ， 如花岗岩、玄武岩和石英岩等 ， 在寒冻作用下常崩解成大块岩块 ， 得以保留在原地 。
石海形成后 ， 组成石海的大石块很少移动 。 同时 ， 石海中又缺少细粒物质而水分较少 ， 冻融分选难以进行 ， 这样石海能长期保存下来 。 石海常在同一走向、同一岩性和一定高度的山坡上部发育 ， 有一条平整的界限 ， 称石海线 。 【例如昆仑山的石海线是4900m 。 石海线比同期雪线高度要低200~300m或400~500m 。 石海线可大致确定古雪线的高度 ， 石海线是一条重要的气候地貌界线】
石河
石河：在山坡上寒冻风化产生的大量碎屑滚落到沟谷里 ， 堆积厚度逐渐加大 ， 在冻融和重力作用下发生整体运动形成 。
石河运动是石块沿着湿润的碎屑下垫面或永冻层的顶面在重力作用下移动 ， 这里温度变化起着重要作用 ， 它会引起碎屑空隙中水分的反复冻结和融解 ， 导致碎屑的膨胀和收缩 ， 促使石河向下运动 。
石河运动速度较低 ， 但中央部分流速比两侧流速要快 。 湿润气候区的石河流速比干燥气候区的要快 ， 石河中的岩块经长期运动 ， 可以搬运到山麓停积下来 ， 形成石流扇 。
【冻土|什么是冻土？】石河停止运动是气候转暖的标志之一 。 【当石河不再移动时 ， 角砾表面开始生长地衣苔藓 ， 有时在石河上生长树木或堆积新沉积物 。 这些石河一般多分布在现在多年冻土的南界（北半球高纬地带）或高山冻土的下界附近】
石冰川
石冰川：当冰川退缩后 ， 聚集在冰斗和冰川槽谷中的冰破物 ， 在冻融作用下顺谷地下移形成 。
石冰川分布在高山森林线以上 ， 由尖角岩屑组成 ， 平面形状很像冰川舌 。 石冰川的纵剖面常呈上凸的弧形 ， 横剖面中部突起 。 它的长度一般可达300~400m ， 宽100m左右 。 【阿拉斯加最大的石冰川长达3km ， 末端堤高60m 。 】
2
多边形构造土
在第四纪松散沉积物的平坦地面上 ， 由冻融和冻胀作用 ， 地面形成多边形裂隙 ， 构成网状 ， 称为多边形构造土 。
从地表平面看 ， 裂隙组成多边形 ， 从剖面上看 ， 裂隙呈楔形 。
根据楔子内填充物的不同 ， 又分为冰楔和砂楔 。
冰楔
冰楔：在多年冻土区 ， 地表水周期性注入到裂隙中再冻结 ， 使裂隙不断扩大并为冰体填充 ， 剖面成为楔状 ， 称为冰楔 。
冰楔的形成先是地表形成裂隙 ， 地表水注入再冻结而成脉冰 ， 由于脉冰常深入到永冻层中 ， 到温暖季节 ， 上部活动层的脉冰融化消失 ， 永冻层中的脉冰则仍然存在 。 到了寒冷季节冻土又发生体积不均衡膨胀 ， 原有的裂隙不断扩大 。 到来年夏季又在裂隙中注入水分 ， 冬季再冻结胀裂 ， 如此反复作用 ， 就形成冰楔 。
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冰楔形成示意图
绘图 | 椰子皮
冰楔形成的条件：
有深入到永冻层中的裂隙 ， 并为脉冰所填充 。
冰楔的围岩是可塑性的 ， 水在裂隙中才能冻结、膨胀 ， 围岩不断受挤压变形 ， 冰楔不断展宽 。
需要严寒的气候条件 ， 年平均温度一般为-6~-3℃ 。
砂楔（古冰楔）
砂楔与冰楔形态相似 ， 但裂隙中填充的不是脉冰 ， 而是松散的砂土 ， 叫砂楔 。
砂楔可从冰楔演变而来 ， 当冰楔内的脉冰完全融化后 ， 砂土代替冰体填充于楔内 ， 形成砂楔 ， 所以又把砂楔看成古冰楔 。
3
石环、石圈和石带
石环
石环：是由细粒土和碎石为中心 ， 周国由较大砾石为圆边的一种环状冻土地貌 。 【它们在极地、亚极地以及高山地区常有发育】
石环的直径一般为0.5~2.0m ， 在极地地区可达十余米 。
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石环示意图
绘图 | 椰子皮
石环是冻土中颗粒大小混杂的松散砂砾层 ， 由于饱含水分 ， 经频繁的冻融交替 ， 产生物质分异形成的 。
活动层中的大小混杂的砂砾 ， 冬季 ， 先从地面冻结 ， 砂砾层孔隙中的水冻结膨胀 ， 地面和砂砾层中的砾石一起被抬高 ， 砾石的下部尚未冻结而出现空隙 ， 砂土填入或水渗入形成冰透镜体 。 夏季 ， 活动层上部解冻 ， 由于砾石和砂土的导热率不同 ， 砂土中的冰先融化 ， 地面逐渐回降到原来位置 ， 但砾石下部仍为冻结状态 ， 这时一些大颗粒碎石或砾石却比周围含水砂土位置相对升高 。 等砾石下部冰开始融化时 ， 砾石周围的砂土向砾石下部移动 ， 填垫在砾石下部 ， 当活动层全部融化后 ， 砾石却相对抬升了一段距离 ， 在这种冻融过程反复作用下 ， 大的石块或砾石就逐渐被顶托到地面 。
石圈
斜坡上发育的石环 ， 在重力作用下常成椭圆形 ， 它的前端由大石块构成石堤 ， 这种石环又叫石圈 。
石带
在较陡的山坡上 ， 石圈前端常分开 ， 经冻融分选的最大岩块 ， 集中在纵长延伸的裂隙中 ， 形成石带 。
4
冰核丘
冻土层中常夹有未冻结层 ， 未冻结层中的水分在地下慢慢凝结成冰体 ， 使地面膨胀隆起 ， 形成冰核丘 。
冰核丘的平面呈圆形或椭圆形 ， 顶部扁平 ， 周边较陡 ， 可达40~50° 。 冰核丘的顶部表面因地表隆起变形 ， 产生许多方向不一的张裂隙而下陷 。
冰核丘的规模大小不等 。 一年生的冰核丘的规模较小 ， 高只有数十厘米至数米；多年生的冰核丘规模较大 ， 高可达十余米至数十米 ， 直径从30m到70m不等 。
冰核丘有时能产生爆炸 。 在夏季气温上升很快 ， 上部冻结层迅速融化 ， 冻结土层急剧变薄 ， 这时如冰核丘内含有气体 ， 承压力很高的地下水就可能发生喷水爆炸 。
5
土溜阶坎
土溜阶坎：是多年冻土区坡地上的一种地貌现象 。 当融冰时地表过湿的松散沉积物沿坡向下流动 ， 前端常成一陡坎 ， 叫土溜阶坎 。
土溜阶坎高约1m左右 ， 宽4~5m ， 有的规模还要大一些 。 成因是多年冻土上部的活动层周期性融化 ， 融化的水受下部永冻层的阻挡不能下渗 ， 结果活动层的松散物质被水浸润 ， 内摩擦减小 ， 在重力作用下就缓缓沿坡向下滑动 ， 如遇阻或坡度变缓 ， 流动的速度减慢 ， 前端就壅塞成一个坡坎 。
6
热融塌陷洼地
热融塌陷洼地：是因温度升高 ， 地下冰融化引起地面塌陷所形成的各种洼地 。
这种塌陷过程类似喀斯特塌陷过程 ， 而塌陷原因和温度有关 ， 故又称热力喀斯特 。
多年冻土上部的温度升高可能是气候周期性的转暖形成的 ， 也可能是人为因素造成的 。 【如砍伐森林、开垦荒地和人工截流蓄水等都可以使地面温度增高】
热融塌陷洼地发育在斜坡上形成各种滑塌洼地 ， 在平坦地面上形成漏斗状沉陷洼地 ， 洼地内常积水成湖 ， 称热融塌陷湖 。
多年冻土发育的高原或平原地区 ， 大大小小的热融塌陷湖星罗棋布 。 热融塌陷湖形成以后 ， 湖水对湖底土层的传热作用 ， 使底部土层增温 ， 活动层的深度加大 ， 地下冰融化速度加快 ， 湖泊进一步沉陷 ， 直到湖底地下冰全部融化后 ， 湖泊才停止下沉和扩大 。
END
下期见
来源丨匠心地理


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