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1、我国冻土分布我国疆域辽阔，由南边雷州半岛至北疆边陲一一北极村，跨越35个纬度，东 西穿过61个经度。自南而北经过热带、亚热带、暖温带、温带、寒温带等多个气 候带。由下表可以看出，高纬度多年冻土集中分布在大小兴安岭，面积约3839万 平方公里。表1我国各地区多年冻土分布面积地区多年冻土面积（104km2）大小兴安岭3839青藏咼原150.0阿尔泰山（中国境内）1.10天山6.30祁连山9.50横断山0.7 0.8喜马拉雅山（中国境内）8.5东部诸山地（长白山、黄岗、 梁山、五台山、太白山）0.7总计215从分布图可以看出，这里的高纬度多年冻土是欧亚大陆多年冻土南缘，在平面上的分布服从纬度分带规律
2、。由南界往北，冻土分布面积由520%到60 70%,由岛状分布过渡为大片连续分布，至祖国北部城镇西林吉、满归一带这类 冻土最发育。这是高纬度多年冻土分布的总规律。但是，由于受植被、岩性、地 表沉泽化、坡向等地质地理因素的作用，使得同一地方的不同地形部位，冻土分 布及发育程度明显不同。南界附近，冻土岛多年分布在河漫滩和低级阶地，往往 与沼泽湿地同为一体。大兴安岭北部地区，植被茂密的山间谷底、沼泽化洼地的 冻土比阴坡发育；阴坡比半阳、半阴坡冻土分布面积大；阳坡及山顶常常没有冻 土存在。hj訓理中国冻土分布高海殖事卑td 丄一 I 畐谢他北坤d_裔山聲年阵土季节脏上 tT*i：点丄工iKF 冑H娴（
3、E 如区K-冻土分布图高海拔多年冻土分布在青藏高原、阿尔泰山、天山、祁连山、横断山、喜马拉雅山，以及东部某些山地（长白山、黄岗梁山、五台山、太白山等），其中青藏 高原多年冻土面积为150万平方公里，其它山地的冻土面积约为27万平方公里。高海拔多年冻土的形成及存在，受当地海拔高度控制，它存在于一定海拔高度 以上。把一个山地开始出现多年冻土的高度的联线称为多年冻土下界。同一山地 不同坡向，或不同纬度线上的山地，多年冻土下界值是不同的。冻土科学工作者通过大量野外实地考察，获取了青藏高原及主要山地多年冻土 下界值。现在，我们将不同纬度线上各山地的多年冻土下界值，按纬度、冻土下 界值点绘在直角坐标图上（
4、图5）,由图可以明显看出，随纬度升高，除受海拔 高度的控制外，纬度分带也同时起作用，反映了明显的纬度分带规律。喜马拉雅 山（N28C）的冻土下界为5200米，阿尔泰山（N48C）的冻土下界为2200 米。南北相差20度，冻土下界值随纬度升降而增加大约为150米/1。纬度。m 5 箱鲜接济年凍土t弄耳悄度的关率从图5还可以看出，东部山地和西部山地的冻土下界是两条相互平行的线，东 部比西部冻土下界一般低8001000米。纬度大致相同，冻土下界的经向变化不仅在东、西部山地有明显差别，就是在 延续较长、走向近东西的山脉，也有显著反映。祁连山、天山的多年冻土下界都 反映了经向变化（表5、6）。表2祁连山
5、脉南北坡冻土下界经向变化经度E96E100E103北坡冻土下界375036503500（野马山）（走廊南山）（冷龙岭东头）南坡冻土下界3950380038503670（柴达木山）（托来山）（拉脊）表3天山多年冻土下界经向变化经度E8016E8663E87N42N4256N4307多年冻土下界值300027002900（米）（图拉苏）（奎先大板）（乌鲁木齐河源）坡向阴坡阴坡阴坡冻土下界除经向、纬向变化外，坡向对冻土下界分布高度也有很大影响。表2 给出了祁连山在其它条件大致相同情况下，南、北坡的冻土下界值。从表2看出，南坡冻土下界值高于北坡，二者相差150200米。因为向阳坡（南坡）日 照时间长，
6、近地面空气吸收太阳辐射多，而气温高；阴坡（北坡）恰好相反，气 温低于阳坡。这样一来，相同海拔高度的阳坡（南坡）气温高于阴坡（北坡）。 随海拔升高，气温下降到能够使冻土保存的气温值时，自然南坡比北坡需要上升 更高的海拔高度。因则产生南坡冻土下界高于北坡的普遍规律。东、西及其它坡 向，日照时数、吸收太阳辐射均少于南坡，但多于北坡，因此，它们的冻土下界 高度介于南坡及北坡之间。季节冻结层分布于大小兴安岭多年冻土南界以南、西部高山高原冻土下界以下 的广大地区，以及多年冻土地区的融化地带。我国长江以北各省区都有季节冻结 层分布，面积约514万平方公里（未包括冻土地区融区地带的季节冻土），占我 国领土的5
7、4%左右。季节冻结层分布具有明显的纬度及垂直分带规律。随着纬度 和海拔的（同一地区）增高，季节冻结层厚度增加，由0.10.2米增厚到2.0 3.0米或更厚，在冻土南界或下界达到最大值（图6）。季节冻结层每年10月 中、下旬至12月，由北而南接续产生；次年2月下旬至6月初，由南往北逐渐融 化消失。该说与多年冻土是一致的。季节融化层厚度在冻土南界或下界地带达到最大值（图6）。由南界往北，下界往上，季节融化层逐渐减薄，由2.03.0米或更大 减小到0.10.2米。每年4月初，季节融化层开始产生，至9月底或10月中旬 达到最大厚度。在同一地区，依据岩性、含水量、植被、雪盖、地表沼泽化、坡向等自然条件
8、不同，季节冻结与融化深度有较大差别。当地下水埋藏比较深时，岩性的粗细决 定着土层的含水程度。随粉土、粘土成分增加，土层含水量增大。因此，在其它 条件近似情况下，依粘土、亚砂土、砂砾土顺序，季节冻结与融化深度增大。植被及雪盖处在地表面与大气之间，阻碍着二者的热交换。夏天，植被能遮挡 和反射太阳辐射，减少进入土层的热量，起着降温作用，使季节融化深度减小。 植被的这种作用在大兴安岭北部表现非常突出。一般苔藓层厚0.2米的地方，季 节融化深度仅为0.30.5米；而无苔鲜层的林间地带，季节融化深度可达1.5 2.5 米。冬天，植被像被子一样起着保温作用，阻碍土层向大气散热，使季节冻结 深度减小。雪盖对土
9、层的季节冻结及融化深度有同样的作用。在青藏高原及西部山地，夏 天时常降冰雹、霜及雪，对季节融化层起着降温作用，使季节融化深度明显减 小。冬天，雪盖对土层起保温作用。 10厘米厚的积雪地面温度比无雪盖的地方高 5C8C。可见雪盖可以减小季节冻结深度。东北的三江平原、松嫩平原北部， 雪盖的这种作用表现得十分明显。坡向、坡度决定着太阳入射角度，影响地面吸收辐射热量的不同。在其它条件 近似的情况下，依南坡、西南坡、东北坡、北坡顺序，地面吸收辐射热量减少， 季节融化深度依此顺序变小；而季节冻结深度增大。瞬时冻土主要分布在长江以南，珠江流域以北地区，其面积大约为230万平 方公里。冬天，强大的西伯利亚寒潮南下，抵达东南沿海，江南地区气温大幅度 下降，有时气温降至零度以下，这时有些地方便产生了瞬时冻土。寒潮过后，气 温回升，短命的瞬时冻土随之消失。
