冻土地貌

第六章冻土地貌冻土：指温度在0C或0C以下，因冻结而含冰的各种土层或岩层。periglaciallandforms=cryomorphology,指存在于多年冻土层中、因反复冻融作用而产生的地貌。一、冻土的基本特征按照冻土在地层保存的时间长短，可划分为：•多年冻土：冻结状态持续多年，甚至可以达数万年的土层，又称为“永久冻土”或简称“冻土”。•季节冻土：冬季冻结，夏季全部融化的土层。•隔年冻土：冬季冻结以后，一、两年内不融化的土层。是上述两者之间的过渡类型。多年冻土的剖面结构：衔接多年冻土（活动层、多年冻结层）不衔接多年冻土（冬季不能完全冻结；夏季未能完全消融）地温的垂直分布规律“地窖”：冬暖夏凉二、冻土的空间分布纬度地带性（pp.140）•自极地向低纬，冻土的上限逐渐下降（活动层加厚）；下限逐渐上升，冻土厚度减小。•北极诸岛冻土层厚度达千米以上（-15C），•到连续多年冻土的南界不到100米厚（-3C~-5C），•多年冻土的南界（48N，我国境内为黑龙江中部），为1-2米垂直地带性表现在高山冻土中。非地带性因素的干扰：•海陆分布•岩性和含水量•坡向和坡度•植被和雪被•现代全球冻土分布3500万平方公里，陆地面积的1/4，主要分布在俄罗斯、加拿大境内。我国境内215万平方公里，东北北部、西北高山、青藏高原。加拿大境内的冻土分布冻土的剖面结构北南•现代冻土的来源形成于第四纪冰期，进入全新世，冻土普遍退化。•冰缘地貌现象和古冻土根据冻土发育时期留下的一些地貌现象推测古冻土•全新世多年冻土冰盖消退后，发育新冻土。•冰川和冻土的关系想想看：南极和格陵兰冰盖下面有冻土发育吗？第二节冻土地貌（periglaciallandforms）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。（对比湿热地区的化学风化）青藏高原冻土灾害和工程青藏高原冻土灾害和工程一、石海、石河和石冰川1．石海(blockfields)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。2．石河(blockstreams)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。3．石冰川(rockglacier)石冰川是由内部冰冻结起来的具棱角的碎屑物构成的巨型的叶状或舌状地貌。乌鲁木齐河源的石河（3550米）昆仑山石冰川二、多边形构造土(Polygons)在第四纪松散沉积物的平坦地面上，由冻融和冻胀作用，使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。根据楔子内的填充物的不同，又分为冰楔和砂楔。“分选土”、“多边形土”1．冰楔(icewedges)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。冰楔在平面上构成网状，每一网眼呈多边形。冰楔的规模大小不一，小的冰楔楔口宽只数十厘米，冰楔深1m左右，网眼直径为1～2m；大的楔口宽可达5～8m，最大深度可达40m以上。总的来看，冰楔的宽度和寒冻频度成正比，冰楔的深度和寒冷程度成正比。冰楔的增长速度很慢，根据南极大陆、加拿大和阿拉斯加等地的观测，冰楔增长速度大约为1mm/a。现代活动的冰楔仅在年均温-6~-8°C多年连续冻土区,在不连续多年冻土区不发育或不活动。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变化，地面重新形成裂隙，这些裂隙又往往发生在原来有脉冰的地方。到来年夏季又在裂隙中注入水分，冬季再冻结，如此反复作用，就形成冰楔。根据冰楔形成时间和围岩形成时间的先后关系，可将冰楔分为两种类型，即后生冰楔和同生冰楔。前者指冰楔形成于其围岩沉积层堆积之后；后者则是冰楔与围岩沉积物同时形成。当后生冰楔形成后，地表被沉积物覆盖，原地再次发育冰楔，称为多层后生冰楔。冰楔内的冰层呈近于直立的带状结构，一层条带代表一个年层。冰楔中部的冰年层最新，向两侧去，冰年层依次变老。2．砂楔（古冰楔）(sandwedges)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。砂楔也可能是地面在冻裂过程中，沙土直接填充在裂隙中。不管是哪一种成因，砂楔都是在严寒气候下反复冻裂的结果，它是反映古气候的一个重要标志。砂楔在我国东北北部和青藏高原常可见到，在我国北纬40°的大同盆地（海拔1000m）的晚更新世后期（约26,000年前）的砂楔，它的深度约为1.2～1.5m,楔口宽0.2～0.3m,网眼直径2.2～3.0m。估算大同盆地在砂楔形成时期的年平均温度比现在低14°～15℃。三、石环、石圈和石带1.石环(stonecircles)石环是由较细粒土和碎石为中心，周围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，在极地区可达十余米。石环形成在有一定比例的细粒土地区，细粒土一般不少于总体积的25%～35%，并且土层中要有充足的水分，所以石环多发育在平坦的河漫滩或洪积扇的边缘。Aground-levelviewofaplainfilledwithrockdebrissortedintomyriadstonecircles3-5mindiameter.ThisstrikingexampleofpatternedgroundwasphotographedinwestSpitsbergen,partoftheArcticOcean’sSvalbardislandchainthatbelongstoNorway.2.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。3.石带(stonestripes)在较陡的山坡上，石圈前端常分开，经冻融分选的较大的岩块，集中在纵长延伸的裂隙中，形成石带。四、冰核丘(pingos)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甚至沉陷。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。我国目前所见到的最大冰核丘位于青藏公路所经的昆仑山垭口，它的高度约20m，长径70～80m，短径30～40m，现尚在发展中。冰核丘的结构是顶部为1m至数米厚的粉砂土或泥炭土，其下为纯冰的核心，即呈透镜体的冰核。冰核的周围为冻结的砂层或土层，往下常有冻结层，再往下才是永冻层。Thisprominentpingo,locatedintheMackenzieRiverdeltaofthenorthwestCanada,certainlyranksinthelargestsizecategoryexhibitedbytheseperiglaciallandforms.有冰核的冻胀丘冻涨丘及其遗迹五、土溜阶坎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（图6-14）。土溜阶坎高约1m左右，宽4～5m，有的规模还要大一些。土溜阶坎的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为水浸润，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。六、热喀斯特洼地(Thermokarst)热喀斯特洼地是因温度升高，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过程，而塌陷原因和温度有关，故称热力喀斯特。第三节冻土地貌的发育一、冻土地貌发育的时间差异冻土地貌发育的时间差异和多年冻土的形成与演变有密切关系。现在地表的多年冻土大部分是第四纪冰期时形成的，另一部分是冰后期大陆冰盖退却后发育的。我国青藏高原在更新世的冰缘气候环境下发育一些冻土，并在早更新世湖泊地层中形成许多冻融扰动；另外，高原上在晚更新世又形成了许多冻土地貌，如沱沱河谷地的古冰楔，唐古拉山南坡的古多边形土等。冰后期大陆冰盖退却后，在高纬地带可能出现新的冻土。但是，随着冰后期的气温升高，全球多年冻土处于退化趋势，这对冻土地貌发育有很大影响：（1）现代冻土地貌发育的范围缩小，如欧洲古冻土南界曾经伸展到北纬45°的法国中部和多瑙河中游，但现在已退缩到北纬68°的挪威北部；我国东部的古冻土也曾分布到北纬40°左右，在晚更新世后期，大约26,000年前，在华北的一些海拔1000m的山间盆地，发育了冰楔和冻融扰动，而现在冻土南界北移到北纬47°～49°附近。（2）现代冻土地貌发育的高度变高，冰后期山地多年冻土下界上升，我国多数山地冻土下界上升500～1000m。（3）冻土地貌类型和规模发生变化，在过去冰楔或多边形土发育的一些地区现在已没有冻土地貌发育，随着冻土的退化，永冻层上界的降低，热力喀斯特作用强盛，发育一些滑塌和沉陷。二、冻土地貌发育的空间差异冻土地貌的发育不仅要有一定的低温，而且还与一定湿度有关。因此，处在同一低温条件下，由于湿度条件的不同，冻土地貌发育的程度在空间上也不一样。在海洋性气候区，降水量大，地面冰雪消融量小于积累量，雪线高度较低，雪线附近气温接近零度甚至出现正温，冰川可以伸延到森林带内，并有较厚的积雪覆盖，所以多年冻土不发育。例如中低纬高山、高原受海洋性气候影响的地带以及冰期时的北美大陆冰盖外围地区的多年冻土都不发育。中国海洋性冻土地貌主要分布在四川西部和西藏东南部等季风海洋性气候区，由于这些地区气温高，降水量大，地表冻融过程不强烈，冻土地貌发育微弱。大陆性干旱气候区，降雪较少，雪线附近的气温很低，虽有一定宽度的苔原带，但由于降水太少，山地主要是荒漠或半荒漠环境，地表及地下水都贫乏，这里除由冻融风化作用所形成的石海和石河外，其他类型的冻土地貌均很少见到。半干旱气候区的气温低，有适量的降水，正适合冻土的发育，再加上气温周期性变动幅度较大，更有利于冻土地貌的形成，所以在这一区域里冻土地貌发育最齐全。斯堪的纳维亚冰盖外围在中欧、东欧有显著的苔原带，冻土和冻土地貌很发育。中欧的苏台德山和东欧的喀尔巴阡山等地区，地处海洋性气候和大陆性气候的过渡区，冻土地貌也较发育。我国昆仑山—唐古拉山之间、祁连山东段、大小兴安岭等山地，也正处于半干旱气候区，冻土带的宽度大，多年冻土厚，冻融作用强烈，冻土地貌的类型也最为齐全。冻土地貌的空间分布差异有明显的地带性特征，即纬度（水平）地带性和高度（垂直）地带性特征。前者包括世界高纬冻土区，如北半球的俄罗斯的西伯利亚和加拿大的北部大陆以及我国东北北部冻土区；后者指世界各高山地带的冻土区和我国的青藏高原。纬度和高度往往同时影响冻土地貌的分布与发育，如我国东北现代冻土南界在东西部有差异，高度相差900m，东端黑龙江嘉荫的冻土南界位于49°N，海拔为100m，而西端内蒙古阿尔山的冻土南界位于47°N，海拔为1000m。我国青藏高原从北往南随纬度降低冻土地貌分布的高度逐渐上升，纬度每降低1°，冻土地貌分布高度约升高120m。三、冻土地貌的组合上面我们所介绍的各种冻土地貌，其形态有正有负，其规模有大有小。形成各种冻土地貌的作用，总的来说是冻融作用，但其中包含冻裂、冻融扰动、冻融滑塌和冻胀等许多复杂过程。在基岩裸露的山顶、山坡以冻裂作用为主，常形成石海和石冰川；在松散碎屑覆盖的斜坡上可形成土溜阶坎；在地势平坦、松散沉积较厚的谷地、盆地和湖岸，则往往形成许多冰楔、石环和多边形构造土。