地貌学08冻土地貌-

地貌学主讲人：林叶彬forrestbingmail冻土冻土地貌冻土地貌的发育地貌学—冻土地貌第八章冻土地貌极地、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(Frozenground)。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)。在多年冻土区，地下土层常年冻结，地表发生季节性的冻融作用，形成一些特殊的地貌，称为冻土地貌。在冰川边缘地区也能形成一些冻融作用的地貌，所以冻土地貌也称冰缘地貌(Periglaciallandforms)。地貌学—冻土地貌一、冻土（一）冻土的分布世界上冻土总面积约为3500万平方公里，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。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。冻土面积约215万平方公里，占全国总面积的22.3%。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌（二）冻土的厚度多年冻土分上下两层，上层每年夏季融化，冬季冻结，叫活动层（Activelayer)；下层常年处在冻结状态，叫永冻层(Permafrost)。多年冻土的厚度从高纬到低纬逐渐减薄，以至完全消失。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（Permafrostislands)。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。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌冻土的厚度虽然受纬度和海拔高度的控制，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。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌2．岩性的影响砂土导热率较高，易透水，不利于冻土的形成，泥炭的导热率最低，最有利于冻土的发育。在连续冻土带，往往在潮湿粘土区的永冻层顶面埋深比砂砾石区的要浅，厚度比砂砾石区的也要大。在不连续冻土带，泥炭粘土组成的地区往往发育许多岛状冻土。3．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。地貌学—冻土地貌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。4．坡向和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。地貌学—冻土地貌根据观测，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。（三）冻土的结构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，多年冻土层中常出现隔年冻结层和融区的多层的结构特征。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌多年冻土中的地下冰(Groundice)有多种形式，有充填在土壤颗粒孔隙中的小冰针(Needleice)，也有填充在裂隙中的脉冰(Veinice)和冰楔(Icewedges)，还有成为泥炭核心的巨大冰透镜体(Lenseice)。地貌学—冻土地貌此外，多年冻土中还有地下水。它们分布在冻土层的上部、中间或下部。在多年冻土层中，冻土、地下冰和地下水三者之间的互相影响和互为消长是通过热量交换过程进行的。在这一过程中将形成许多冻土地貌。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌（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3℃/100m。气温对冻土温度变化的影响只限于地面以下一定深度，气温对地温的影响在地表最大，随深度加大而减小，到一定深度，气温对地温没有影响，这里的地温年变化幅度等于零，即气温对冻土影响的最大深度。在此深度以下，冻土温度只受地热增温影响，深度增加，温度增高。地貌学—冻土地貌（五）冻土的成因1.残留冻土现在世界上所见到的多年冻土绝大部分是第四纪冰期时的遗留物。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，在一些冻土中发现晚更新世寒冷时期的披毛犀和猛犸象的尸体。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地区，仍保留下来大面积冻土，这部分没有融化而保存下来的冻土称为残留冻土。地貌学—冻土地貌2.新生冻土此外，还有一部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，中间夹有一层融化层而成双层多年冻土结构。地貌学—冻土地貌二、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，导致土体或岩体的破坏、扰动和移动的作用。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。（一）石海、石河、石冰川1.石海（Blockfield）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。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌石海形成的条件：（1）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；（2）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；（3）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；硬度较小，节理不发育的沉积岩，如砂岩和页岩，经寒冻作用崩解形成粒径较小的碎屑物，它们易被冰雪融水等地表径流冲走，或以融冻泥流方式顺坡下移，不易就地保存。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，冻融分选难以进行，这样石海能长期保存下来。地貌学—冻土地貌2.石河（Blockstream）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。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，导致整个体积的膨胀和收缩，促使石河向下运动。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。在较湿润的气候条件下发育于高山苔原带的石河，能伸到高山森林带的上部，贡噶山和念青唐古拉山东段都能见到石流扇。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。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌3.石冰川（RockGlacial）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。当冰川退缩后，聚集在冰斗和冰川槽谷中的冰碛物，内部常夹有冰川冰,顺谷地下移，形成石冰川。另外，由寒冻崩解产生的倒石堆或碎屑陡坎的岩块循冰川谷移动，也可形成石冰川。石冰川成因与内部冰的起源有关：许多发源于冰斗的石冰川起源于滞留冰川;一些形成于非冰川地区的石冰川支持冰缘成因说。石冰川是由尖角岩屑组成的，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。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌（二）多边形土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。1.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。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。地貌学—冻土地貌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。由此可见，冰楔形成的条件是：（1）有深入到永冻层中的裂隙，并为脉冰所填充；（2）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；（3）需要严寒的气候条件，年平均温度一般为-6～-3℃。地貌学—冻土地貌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。地貌学—冻土地貌2.沙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。地貌学—冻土地貌（三）石环和石带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。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，形成物质分异形成的。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌2.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。地貌学—冻土地貌（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。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌（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。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。土溜在长期缓慢流动过程中，表层流速较快，把泥炭、淤泥和草皮等卷进细粒土中，形成复杂的结构。土溜中