第七章-冻土地貌

第七章冻土地貌InTibetanPlateaurailroadconstruction:polesareburieddeepinpermafrosttoassurethattheactivelayerwillnotdestabilizethepoles.★青藏铁路格尔木至拉萨段,穿越戈壁荒漠、沼泽湿地和雪山草原,全线总里程达1142km★青藏铁路铁路穿越多年连续冻土里程达550km★青藏铁路冻土地段时速将达到100km,非冻土地段达到120km,这是目前火车在世界高原冻土铁路上的最高时速★全长1686m的昆仑山隧道,是世界最长的高原冻土隧道★海拔4905m的风火山隧道,是世界海拔最高的冻土隧道一、冻土(frozenground)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,地面裸露.在这样条件下,将0℃或0℃以下并含有冰的地表冻结土层,称为冻土.冻土随季节变化或昼夜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.如多年处于冻结状态土层,仅在夏季冻土表层融化,下部仍处于冻结状态,称为多年冻土(permafrost:连续两年以上冻结的岩土)北半球的冻土分布(据A.L.沃施本)世界上冻土的分布面积约为3500×104km2,占地球全部大陆面积的25%.俄罗斯和加拿大是冻土分布最广的国家.PermafrostMapofCanadaLandResourcesofRussia-MapsofPermafrostandGroundIceGeocryologyandGeocryologicalZonationofMongoliaMapofFrozenGroundintheQinghai-TibetPlateau多年冻土的厚度从高纬到低纬逐渐减薄,以至完全消失.北极地区的多年冻土厚达1000m,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,地温为-3～-5℃,永冻层的顶面埋藏加深.大致在北纬48º附近是多年冻土的南界,这里年平均低温接近0℃,冻土厚度仅1-2m.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,这和其它自然地理条件有关.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,因而在地处欧亚大陆内部的半干旱气候区的冻土南界(北纬47º)比受海洋性气候影响较大的北美冻土南界(北纬52º)要更南一些.2．岩性的影响：砂土导热率较高,易透水,不利于冻土的形成,粘土导热率较低,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．坡向和坡度的影响：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20º-30º时,南北坡同一高度处的地温相差2-3℃.4．植被和雪盖的影响：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.冻土的结构多年冻土分为两层:上层是夏融冬冻或是昼夜融冻的活动层,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.数据来源：剑桥大学出版社于2004年出版的《北极气候影响评估报告》、《北极暖化影响》以及《气候影响评估报告》.苔原与永久冻土的稳定性预计目前二、冻土地貌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,导致土体或岩体的破坏、扰动和移动.冻融作用是寒冷气候条件下特有的地貌过程,并能形成各种冻土地貌.•在寒冻风化作用下,岩石遭受崩解破坏,形成大片巨石角砾,就地堆积在平坦的地面上,形成石海.岩屑坡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,在重力作用下发生整体运动,形成石河.Rockglaciersarebodiesoflooserock(talus,scree)lubricatedbyinterstitialice.ThisoneonDisko,Greenland,ismovingatabout10-15cm/year.Themountaintopissome800mabovesealevel.(OleHumlun).INSETshows1km-longrockglacierfromPizAlbana,EuropeanAlps.(W.Haeberle)土溜阶坎(冻融泥流阶地)：在多年冻土区的坡地上,由于重力作用,使过湿的松散沉积物,沿坡向下流动,其前端受阻常形成陡坎,称为土溜阶坎.土溜阶坎的流动物质叫土溜或融冻土溜.土溜的流动速度缓慢,一般小于1m/a.ThermoerosionduetomeltinggroundiceandpermafrostontheYuogorskyPeninsula,ArcticcoastofRussia.Scalegivenbyfiguresonclifftopandinsmallboat.(AlexandrKizyakov)冰丘：凡是地表水或地下水溢出河湖的冰面或地面并冻结成丘状冰体,叫冰丘.Copyright©MatthiasJakob2002冰核丘：在冻土层中常夹有局部未冻结层,经过物理作用,使未冻结层中的水分慢慢地聚凝成为冰体,冰体膨胀隆起,称为冰核丘.冰核丘的平面呈圆形或椭圆形,顶部扁平,并有许多方向不一的张裂隙.如果有外来水源补给,并在地下结冰使地面隆起而形成的冰丘称为敝型冰核丘.热喀斯特洼地：由于气候周期性的转暖,或人为开荒、伐树等原因,使永冻土层上部温度升高,地下冰融化,引起地面塌陷形成的洼地,称为热喀斯特洼地.洼地内常积水成湖.有些大的冰核丘,因气候转暖,冰核融化,也可形成洼地或湖泊.构造土是多年冻土区广泛分布的微地貌.由松散沉积物组成的地表、因冻裂作用和冻融分选作用而形成网格式地面.每一单个网眼都呈近似对称的几何形态,如环形,多边形.根据组成物质与作用性质的差别,构造土可分为泥质构造土和石质构造土两类.石环：在极地、亚极地及高山地区的地表面常出现一种中心为细粒土,周围由较粗大的砾石组成的圆环状地貌形态,称为石环.石环的直径一般为0.5-2m,在极地可达10m.斜坡上的石环,在重力作用下常呈椭圆形,它的前端由大石块构成石堤,这种石环又称石圈.在较陡的山坡上,石圈前端常分开,在冻融分选作用下,使大块砾石集中分布在纵长延伸的裂隙中,呈带状分布,称为石带.在冻土层的上层活层内,饱含水分的沉积物,经频繁的冻融交替作用,发生的物质分夏季解冰的深度异过程的结果.垂直方向上的分异作用使土层中的粗粒物质集中到地表,水平方向上的分异作用使粗粒由圆中心移到周围如果地表上每个石环彼此相连,就组成石多边形,许多石多边形结合在一起,组成多边形网状土.冰楔：地表泥沙的垂直裂隙被水充填,并发生周期性冻融,使裂隙不断扩大,从剖面看,是一个含泥沙的楔状冰体,称为冰楔.冰楔的大小不一,宽度可从数十厘米到7-8m,深度可从1m至30-40m.冰楔的宽度和冻融频度有关,冰楔深度和寒冷程度有关.阿拉斯加冰楔活动区的年平均温度为-6~-8℃.和冰楔的情况相似,但裂隙中充填的不是冰,而是松散的砂土,称为砂楔.砂楔可从冰楔演变而来,当冰楔内的冰融化后,砂土充填楔内,成为冰楔假型.冰楔、砂楔在地表平面上呈多边形,故称为多边形构造土.瓜洲城西末次冰期砂楔准格尔旗杨四圪嘴冰楔假型通过对西伯利亚楔形构造研究,Romanovskij提出形成原生砂楔的年平均地温上限为-3~-5℃,形成冰楔的年平均地温不得高于-5~-7℃,他还提出发育于砂质粘土、冲积细砂和砂砾石层中冰楔要求的年平均地温上限分别为-2~-4℃,-5~-6℃和-7~-8℃.年平均地温一般比年平均气温低3℃末次冰期最盛期多年冻土边界倒数第二次冰期多年冻土边界恢复冻融褶皱：又称冻囊、内卷构造和扰动构造.三、程氏假说与厚层地下冰在多年冻土上限附近的细或粗粒土中,常存在一层厚约0.3～6.0m,体积含冰量超过50％的地下冰.由于埋藏浅、厚度大,对多年冻土区地壳表层的生物、化学、地质地貌过程等有重大影响,是各类工程建筑物破坏的祸首.国内外曾提出分凝、胶结、分凝—胶结、重力下渗等多种假说,认为这种冰是在多年冻土形成中水分自下而上向冻结锋面迁移分凝而成,或是多年冻土形成后季节融化层中的水分在冻结过程中自上而下向其上限处迁移分凝冻结或入渗胶结而成.首先,程国栋提出未冻水的不等量迁移规律.①冷季当温度梯度为正时(活动层地温低于年平均地温),未冻水向上迁移,且发生在非剧烈相变区,迁移量较小；而暖季温度梯度为负时,水分向下迁移且发生在剧烈相变区,迁移量较大.这一不等量迁移的结果是暖季向下迁移的水量要超过冷季向上迁移的水量,积聚在多年冻土上限附近,使此处含冰量增加.②温度梯度为正时的未冻水向上迁移,是在“封闭”系统中进行的；而温度梯度为负时水分的向下迁移是在“开放”系统中进行的,从而使向下迁移的水量增加.③当自多年冻土表面向上冻结时,水分不仅迁移至冻结锋面处结冰,而且向冻结锋面后方已冻土中迁移和成冰,这时的冻结条件比自上而下的冻结更有利于水分迁移和分凝成冰.同样,在季节融化层自上而下融化时,水分要向融化界面下仍然冻结部分迁移和分凝成冰.这时比由多年冻土表面向上的冻结具有更有利的水分迁移和分凝成冰条件.未冻水不等量迁移规律表明这种厚层地下冰形成时的水源主要来自上方,而且正融土中的水分迁移和成冰在其形成中起更大的作用.其次,程国栋提出了冰的自净作用.Hoekstra(1973)发现当存在温度梯度时,土颗粒的迁移速度与颗粒半径成反比,与温度梯度成正比,与水膜厚度成立方或平方关系.当地温梯度为正时,水分向上迁移,而土粒朝着温度高的方向(向下)移动；当地温梯度为负时,水分向下迁移,而土粒向上移动.由于正梯度期间的地温较负梯度时为低,相应的未冻水膜厚度较小,向下移动的速度比向上时小.年循环的结果是未冻水向下积聚,而土颗粒向上积聚,年复一年使土冰层逐渐净化,含冰量不断提高.另外,程国栋还引入Mackay(1972)的共生机制来阐述这种地下冰的共生生长方式.当地表有沉积物周期性加积时,就可能造成上限周期性上升.此时,上述各种作用的周期性重复,将形成厚度很大的高含冰量冻土.两次堆积间隔的时间越长,土层的含冰量往往越高；累计的堆积越厚,则冰层的厚度也越大.多年冻土表面向上冻结时,活动层底部常形成较多的冰透镜体.当地表与大气圈的热交换条件发生变化(气候转冷或地表加积)造成第二年的最大季节融化深度减小时,这些冰透镜体就成为多年冻土的上部,由于融化界面下依然冻结土中的水分迁移和分凝成冰作用,使冰透镜体增大、增多.当再一次发生自下向上冻结时,由于冻结锋面后方的水分迁移和分凝成冰,多年冻土上部的含冰量又一次增加.活动层回冻以后,在冷季当出现正的地温梯度时,水分将向上迁移.这虽然使多年冻土上部的含冰量有所减小,但由于未冻水的不等量迁移,年循环的总结果仍是这部分的含冰量提高.