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1、第七章第七章 冻土地貌冻土地貌1课堂优质2课堂优质3课堂优质In Tibetan Plateau railroad construction: poles are buried deep in permafrost to assure that the active layer will not destabilize the poles.4课堂优质5课堂优质青青藏藏铁铁路路格格尔尔木木至至拉拉萨萨段段, ,穿穿越越戈戈壁壁荒荒漠漠、沼沼泽泽湿湿地地和和雪雪山山草草原原, ,全线总里程达全线总里程达1142km1142km青青藏藏铁铁路路铁铁路路穿穿越越多多年年连连续续冻冻土里程达土里程达55
2、0km550km青青藏藏铁铁路路冻冻土土地地段段时时速速将将达达到到100km,100km,非非冻冻土土地地段段达达到到120km,120km,这这是是目目前前火火车车在在世世界界高高原原冻冻土土铁铁路路上的最高时速上的最高时速 6课堂优质 全全长长1686m1686m的的昆昆仑仑山山隧隧道道, ,是是世世界界最最长长的的高高原原冻土隧道冻土隧道 海海拔拔4905m4905m的的风风火火山山隧隧道道, ,是是世世界界海海拔拔最最高高的冻土隧道的冻土隧道7课堂优质一、冻土(frozen ground)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
3、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)8课堂优质北半球的冻土分布北半球的冻土分布(据据A.L. 沃施本沃施本)世界上冻土的分布面积约为3500104km2,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.9课堂优质10课堂优质Permafrost Map of Canada 11课堂优质Land Resources of Rus
4、sia - Maps of Permafrost and Ground Ice 12课堂优质Geocryology and Geocryology and Geocryological Zonation of Geocryological Zonation of Mongolia Mongolia 13课堂优质14课堂优质Map of Frozen Ground in the Qinghai-Tibet Plateau Map of Frozen Ground in the Qinghai-Tibet Plateau 15课堂优质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
5、年冻土厚达1000 m,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48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1-2 m.16课堂优质v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.2岩性的影响：砂土导热率较高,易
6、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.17课堂优质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20-30时,南北坡同一高度处的地温相差2-3.18课堂优质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.
7、因此,在有雪盖和植被的地区,地面年温差减小.19课堂优质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.20课堂优质21课堂优质22课堂优质23课堂优质数据来源数据来源 ：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 .苔原与永久冻土苔原与永久冻土的稳定性的稳定性 预计预计 目前目前24课堂优质25课堂优质26课堂优质二、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
8、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.27课堂优质在寒冻风化作用下,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.28课堂优质29课堂优质岩屑坡岩屑坡30课堂优质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.31课堂优质Rock glaciers are bodies of loose rock (talus, scree) lubricated by interstitial ice. This one on Disko, Greenland, is movin
9、g at about 10-15 cm/year. The mountain top is some 800m above sea level. (Ole Humlun).INSET shows 1km-long rock glacier from Piz Albana, European Alps. (W. Haeberle) 32课堂优质土溜阶坎(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.33课堂优质Thermoerosion due t
10、o melting ground ice and permafrost on the Yuogorsky Peninsula, Arctic coast of Russia. Scale given by figures on cliff top and in small boat. (Alexandr Kizyakov) 34课堂优质v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.35课堂优质Copyright Matthias Jakob 200236课堂优质冰冰冰冰核核核核丘丘丘丘：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,
11、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.37课堂优质38课堂优质39课堂优质40课堂优质41课堂优质v热热喀喀斯斯特特洼洼地地：由由于于气气候候周周期期性性的的转转暖暖,或或人人为为开开荒荒、伐伐树树等等原原因因,使使永永冻冻土土层层上上部部温温度度升升高高,地地下下冰冰融融化化,引引起起地地面面塌塌陷陷形形成成的的洼洼地地,称称为为热热喀喀斯斯特特洼洼地地.洼洼地地内内常常积积水水成成湖湖.有有些些大大的的冰冰核核丘丘,因因气气候候转转暖暖,冰冰核核融融化化,也也可可形成
12、洼地或湖泊形成洼地或湖泊.42课堂优质v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.v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.43课堂优质石石环环：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.44课堂优质斜坡上的石环,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
13、分布在纵长延伸的裂隙中,呈带状分布,称为石带.45课堂优质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46课堂优质如如果果地地表表上上每每个个石石环环彼彼此此相相连连,就就组组成成石石多多边边形形,许多石多边形结合在一起许多石多边形结合在一起,组成多边形网状土组成多边形网状土.47课堂优质48课堂优质冰楔：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
14、-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-6-8.49课堂优质50课堂优质和和冰冰楔楔的的情情况况相相似似,但但裂裂隙隙中中充充填填的的不不是是冰冰,而而是是松松散散的的砂砂土土,称称为为砂砂楔楔.砂砂楔楔可可从从冰冰楔楔演演变变而而来来,当当冰冰楔楔内内的的冰冰融融化化后后,砂砂土土充充填填楔楔内内,成成为为冰冰楔楔假型假型.冰冰楔楔、砂砂楔楔在在地地表表平平面面上上呈呈多多边边形形,故故称称为为多边形构造土多边形构造土.51课堂优质瓜洲城西末次冰期砂楔52课堂优质准格尔旗杨四圪嘴 冰楔假型53课堂优质54课堂优质
15、55课堂优质v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.v年平均地温一般比年平均气温低3 56课堂优质57课堂优质58课堂优质末次冰期最盛期多年冻土边界59课堂优质倒数第二次冰期多年冻土边界恢复倒数第二次冰期多年冻土边界恢复60课堂优质冻融褶皱：又称冻囊、内卷构造和扰动构造冻融褶皱：又称冻囊、内卷构造和扰动构造.61课堂优质62课堂优质三、程氏假说与厚层地下冰三、程氏
16、假说与厚层地下冰 v在多年冻土上限附近的细或粗粒土中,常存在一层厚约0.36.0m, 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.v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.63课堂优质首先首先, 程国栋提出未冻水的不等量迁移规律程国栋提出未冻水的不等量迁移规律.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
17、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.64课堂优质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.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
18、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.65课堂优质其次其次,程国栋提出了冰的自净作用程国栋提出了冰的自净作用.vHoekstra(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.v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
19、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.66课堂优质另另另另外外外外, ,程程程程国国国国栋栋栋栋还还还还引引引引入入入入Mackay(1972)Mackay(1972)的的的的共共共共生生生生机机机机制制制制来来来来阐阐阐阐述述述述这这这这种地下冰的共生生长方式种地下冰的共生生长方式种地下冰的共生生长方式种地下冰的共生生长方式. .v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.67课堂优质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.68课堂优质
