凍土地貌

在高緯地區及中緯度高山地區，如果處於較強的大陸性氣候條件下，地溫常處於0℃以下，降水少，大部又滲入土層中，不能積水成冰，而土層的上部常發生周期性的凍融，在冰劈、凍脹、融陷、融凍泥流（統稱凍融作用）的作用下而產生的特殊地貌，稱凍土地貌。

基本介紹

• 中文名：凍土地貌
• 外文名：crymorphology
• 地區：高緯地區及中緯度高山地區
• 學科：地理

地貌介紹

凍土地貌

crymorphology

基岩經過劇烈的凍融崩解，產生一大片巨石角礫，就地堆積在平坦地面，稱石海；若在重力作用下順著濕潤的碎屑墊面或多年凍土層頂發生整體運動，就形成石河。石河的運動速度很小，通常年運動速度2～0.2米運動的結果使岩塊搬運到山麓堆積下來。

構造土是指由鬆散沉積物組成的地表，因凍裂作用和凍融分選作用而形成格線式地面，每一單個網眼都呈近似對稱的幾何形態，如環狀、多邊形。

凍脹丘是由於地下水受凍結地面和下部多年凍土層的遏阻，在薄弱地帶凍結膨脹，使地表變形隆起，稱凍脹丘。冰錐是在寒冷季節流出封凍地表和冰面的地下水或河水凍結後形成丘狀隆起的冰體。

凍融過程是寒冷氣候條件下特有的地貌過程。凍土地區發生的一系列特殊的地貌作用，如冰劈、凍脹、融陷、融凍泥流等，都是凍融過程的不同表現形式。

凍土地貌也稱冰緣地貌。冰緣原指冰川邊緣地區，現已泛指所有不被冰川覆蓋的氣候嚴寒地區，大致與多年凍土區相當。

多年凍土在地球上分布的總面積達3500萬km2，約占陸地面積的1/4，主要分布在前蘇聯和加拿大。我國多年凍土面積約達215萬km2，占全國面積的22．3%，主要分布在東北、北部山區、西北高山及青藏高原地區。

凍土特徵

凡處於零溫或負溫，並含有凍的各種土（岩），統稱為凍土。

凍土按其凍結時間的長短，可分為季節凍土和多年凍土兩類。前者指冬季凍結、夏季全部融化的土層；後者指凍結持續多年，甚至可達數萬年的土層。冬季凍結，一二年不融化的土層稱為隔年凍土。它是上述兩類凍土之間的過渡類型。

凍土地貌

多年凍土可分為上下兩層，上層為夏融冬凍的活動層，下層為多年凍結層。活動層在冬季凍結時與多年凍結層能完全連線起來，稱為銜接多年凍土。活動層在冬季凍結時不與多年凍結層銜接，其間隔有一層未凍結的土層，稱為不銜接多年凍土。如今夏融化深度小於去冬凍結深度，結果便在活動層與多年凍結層之間出現一薄層（一般厚10～20cm），稱為隔年凍結層（簡稱隔年層）。隔年層可以保留一年或數年。

凍土層的溫度是隨著氣溫而變化的。地溫變化的幅度以地表為最大，隨著深度加大而減小，至某一深度，其值等於零。這個深度稱為地溫年變化深度。在此深度以下地溫不發生年變化，而在地熱影響下，隨著深度的增大而地溫又逐漸增加。

地溫年變化深度處的地溫值稱為年平均地溫，用tp表示。在多年凍土地區，tp為負值，其值越低，則凍土越厚，tp升高，說明凍土退化（範圍與厚度減小）。

分布規律

凍土在地球上的分布具有明顯的緯度地帶性和高度地帶性。在水平方向和垂直方向上，多年凍土帶都可分出連續多年凍土帶和不連續多年凍土帶。後者又可分為具有島伏融區的多年凍土亞帶和具有大面積融區的島狀凍土亞帶。所謂融區是指多年凍土帶內的融土分布地區。融區可分為兩類：一類是融土從地表向下穿透整個凍土層，稱為貫通融區；另一類是融土未穿透整個凍土層，其下仍有多年凍土存在，叫做非貫通融區。在多年凍土區的大河河床、湖泊底部及溫泉的周圍往往形成貫通融區，而小河河床、部分河漫灘及階地、湖泊四周可能形成非貫通融區。在具有島狀融區的不連續凍土帶，融區一般占總面積的20%～30%；而在島狀凍土區，融區面積可占70%～80%。多年凍土區與非多年凍土區之間的界線，在水平方向上稱為多年凍土南界(北半球)，在垂直方向上稱為多年凍土下界。隨著多年凍土動態變化，南界和下界亦不斷發生變化，並且在各種非地帶性因素影響下，分界線也往往不是一條直線。

凍土地貌

自極地向低緯度方向，多年凍土分布的特徵是上限逐漸加大，厚度不斷減小。年平均地溫相應升高。在北極諸島，上限趨近地面，凍土厚度達1000m以上，年平均地溫低達-15℃；在連續凍土帶南部，厚度減至1OOm以內，地溫增至-3～-5℃左右；在南界附近(約北緯48°)，凍土層厚度僅l～2m，地溫接近O℃。我國東北北部大興安嶺一帶屬北半球多年凍土帶南緣，大約每向北移11Okm，多年凍土年平均地溫下降1～1．5℃，厚度增加20m左右。

中低緯度高山高原地區的凍土分布，主要受海拔高程的控制。一般來說，海拔愈高，凍土上限深度愈小，厚度愈大，地溫愈低。例如在我國境內，海拔每升高100～150m，凍土上限深度減小0．2～0．3m，厚度增加30m，年平均地溫降低1℃。此外，高山高原凍土帶亦受緯度變化的影響，如青藏高原地區大約南移100—200km，地溫升高0．5～1℃，凍土厚度減小10～20m。由此看來，由高度控制的凍土動態變化遠較由緯度控制的為劇烈，這是和自然地帶總的分布狀況相一致的。

我國凍土地貌

多年凍土分布除有明顯的地帶性規律外，還受具體的地質地貌等自然因素影響，而具有一定的非地帶性規律。這些因素有：

海陸分布

溫暖濕潤的海洋性氣候不利於凍土的發育，所以北半球亞歐大陸凍土帶自西向東，南界不斷南移，在蒙古和我國東北達到最南界限(北緯47°)。到前蘇聯遠東部分，又受太平洋影響，南界北移。在北美，海洋的影響較亞歐大陸更強，南界在北緯52°附近。在阿拉斯加西海岸，由於強烈的海洋性氣候影響，即使緯度很高也無多年凍土。

岩性和含水量

土顆粒粗細及含水量多少直接決定著土的熱物理性質，從而影響到凍土地溫和厚度。粗顆粒土導熱率高，透水性大，含水量小，不利於凍土發育，細顆粒土則相反。所以在連續凍土帶，往往在潮濕的細粒土地段較沙礫石地段凍土上限埋深小，凍土厚度大，地溫低；在不連續凍土帶，由泥炭、粘土等細土組成的沼澤化地段一般也有凍土。