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1、地貌学08冻土地貌Stillwatersrundeep.流静水深流静水深,人静心深人静心深Wherethereislife,thereishope。有生命必有希望。有生命必有希望冻土冻土冻土地貌冻土地貌冻土地貌的发育冻土地貌的发育地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌第八章第八章 冻土地貌冻土地貌 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，气候条件下，气温极低，降水量很少，地表没有积雪，地面裸露地面裸露。在。在这样条件下，将这样条件下，将0 0或或0 0以下并以下并含有冰的地表冻结土层含
2、有冰的地表冻结土层，称为，称为冻土冻土(Frozen ground)。 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，叫冻结，夏季全部融化，叫季节冻土季节冻土。如多年处于冻结状态土层，仅在。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，称为夏季冻土表层融化，下部仍处于冻结状态，称为多年冻土多年冻土(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，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，称为形成一些特殊的地貌，称为冻土
3、地貌冻土地貌。在冰川边缘地区也能形成一些。在冰川边缘地区也能形成一些冻融作用的地貌，所以冻土地貌也称冻融作用的地貌，所以冻土地貌也称冰缘地貌冰缘地貌 (Periglacial landforms)。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌一、冻土一、冻土（一）冻土的分布（一）冻土的分布 世界上冻土总面积约为世界上冻土总面积约为35003500万平方公里，占地球全部大陆面万平方公里，占地球全部大陆面积的积的25%25%。俄罗斯和加拿大是冻。俄罗斯和加拿大是冻土分布最广的国家。土分布最广的国家。 我国多年冻土分布在东北北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部地区、西北高山区及青藏高原地区。冻土
4、面积约地区。冻土面积约215215万平方公万平方公里，占全国总面积的里，占全国总面积的22.3%22.3%。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（二）冻土的厚度（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，叫活动层活动层（A Active layer)；下层常年处在冻结状态，叫；下层常年处在冻结状态，叫永冻层永冻层(Permafrost)。多。多年冻土的厚度从高纬到低纬逐渐减薄，以至完全消失。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多年冻土
5、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，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这些分散的冻土块体称为岛状冻土岛状冻土（Permafrost islands)。 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。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。海拔每升高也较浅。海拔每升高100100150 m150 m，年平均地温约降低，年平
6、均地温约降低1 1，永冻层顶，永冻层顶面埋藏深度减小面埋藏深度减小0.20.20.3 m0.3 m。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌 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。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 1气候的影响气候的影响 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
7、冻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（北纬土南界（北纬4747）比受海洋性气候影响较大的北美冻土南界（北纬）比受海洋性气候影响较大的北美冻土南界（北纬5252）要更南一些。另外，在纬度和高度相同的条件下，大陆性半干）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。旱气候区的冻土厚度比海洋性气候区的要大。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌2 2岩性的影响岩性的影响 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
8、。在连续冻土带，往往在潮湿粘土区的永冻低，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。冻土带，泥炭粘土组成的地区往往发育许多岛状冻土。3 3植被和雪盖的影响植被和雪盖的影响 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。面受热。因此，在有雪盖和植被的地区，地面年温差减小。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌
9、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使地表年温差比附近裸露地面降低445 5，永冻层顶面深度变浅，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。永冻层厚度相对增大，活动层厚度相对减小。4 4坡向和坡度的影响坡向和坡度的影响 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，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
10、的厚度也不同。地温状况都不同，冻土的厚度也不同。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌 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深度的阴坡地温比阳坡地温要低223 3，阴坡冻土的厚度也要大，阴坡冻土的厚度也要大一些，冻土分布下界高度较阳坡低一些，冻土分布下界高度较阳坡低100m100m。坡向对冻土发育的影响还。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随坡度减小而减弱，如大兴安岭当坡度为20203030时，南北坡同时，南北坡同一高度处的地温相差一高度处的地温相差223 3。随着坡度减小，不同坡
11、向的同一高。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。度地温差减小，冻土厚度的差别也要小一些。（三）冻土的结构（三）冻土的结构 活动层的厚度随纬度和高度的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中常出现隔年冻结层和融区的多层的结构特征。的结构特征。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌 多年冻土中的多年冻土中的地下冰地下冰(Ground ice)有多种形式，有充填在土壤颗粒有多种形式，有
12、充填在土壤颗粒孔隙中的小孔隙中的小冰针冰针(Needle ice)，也有填充在裂隙中的，也有填充在裂隙中的脉冰脉冰 (Vein ice)和和冰冰楔楔(Ice wedges)，还有成为泥炭核心的巨大，还有成为泥炭核心的巨大冰透镜体冰透镜体(Lense ice)。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌 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响和互为消长是通过
13、热量交换过程进行的。在这一过程中将形成许多冻土地貌。冻土地貌。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（四）冻土的热状态（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地表往下地温逐渐增高，地热自然增温率平均约3 3/100 m/100 m。气温对冻。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土温度变化的影响只限于地面
14、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。度以下，冻土温度只受地热增温影响，深度增加，温度增高。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（五）冻土的成因（五）冻土的成因1. 1. 残留冻土残留冻土 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。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
15、年冻土大约在北极的最老多年冻土大约在6060万年前就已形成，西伯利亚的多年冻土万年前就已形成，西伯利亚的多年冻土的年代距今也有的年代距今也有1010万年，在一些冻土中发现晚更新世寒冷时期的披毛万年，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残留冻土。地地貌貌学学冻
16、冻土土地地貌貌2. 2. 新生冻土新生冻土 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，部，2000200030003000年前寒冷期形成新的多年冻土与残留的多年冻土衔接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，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。中间夹有一层融化层而成双层多
17、年冻土结构。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌二、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。多年冻土区的地貌形成与冻融作用直接相关。冻融作用冻融作用是指冻土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。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。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（一）石海、石河、石冰川1. 1. 石
18、海石海（Block field） 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。地堆积在平坦的地面上，形成石海。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌石海形成的条件：石海形成的条件：（1 1）气温经常在）气温经常在0 0上下波动，日温差较大，并有一定湿度，使岩石上下波动，日温差较大，并有一定湿度，使岩石沿节理反复寒冻崩解；沿节理反复寒冻崩解；（2 2）地形较平坦，地面坡度小于）地形较平坦，地面坡度小于1010，可使寒冻崩解的岩块不易顺坡，可使寒冻崩解的岩块不易顺坡移动而保存在原地
19、；移动而保存在原地；（3 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）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，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。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，石海中又缺少石海形
20、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。细粒物质，冻融分选难以进行，这样石海能长期保存下来。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌2. 2. 石河石河（Block stream） 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。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
21、的用下移动，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。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。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，角砾石河停止运动是气候转暖
22、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。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。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌3. 3. 石冰川石冰川（Rock Glacial） 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。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顺谷地下移，形成石
23、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。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。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。它的长度一般可达剖面常呈上凸的弧形，横剖面中部突起。它的长度一般可达300300400 400
24、m,m,宽宽100 m100 m左右。左右。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（二）多边形土（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。同，又分为冰楔和砂楔。1. 1. 冰楔冰
25、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年均温-6-6 -8C-8C多年连续冻土区，在不连续多年冻土区不发育或不多年连续冻土区，在不连续多年冻土区不发育或不活动。活动。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌 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，于脉冰常深入到永冻层中，到
26、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。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。成冰楔。 由此可见，冰楔形成的条件是：由此可见，冰楔形成的条件是：（1 1）有深入到永冻层中的裂隙，并为脉冰所填充；）有深入到永冻层中的裂隙，并为脉冰所填充；（2 2）冰楔的围岩是可塑性的，水
27、在裂隙中才能冻结、膨胀，围岩不）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；断受挤压变形，冰楔不断展宽；（3 3）需要严寒的气候条件，年平均温度一般为）需要严寒的气候条件，年平均温度一般为-6-6-3-3。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌 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。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。当后生冰楔形沉积物同时形成
28、。当后生冰楔形成后，地表被沉积物覆盖，原地成后，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，向层。冰楔中部的冰年层最新，向两侧去，冰年层依次变老。两侧去，冰年层依次变老。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌2. 2. 沙楔沙楔 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，土，叫砂楔。砂楔可从冰楔演变而来，当
29、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。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（三）石环和石带（三）石环和石带1. 1. 石环石环 (Stone circles) 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。石环的直径一般为直径一般为0.50.52.0 m2.0 m，在极地区可达十余米。石环形成在有一定比，在极地区可达十余米。
30、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例的细粒土地区，细粒土一般不少于总体积的25%25%35%35%，并且土层中，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。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。繁的冻融交替，形成物质分异形成的。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌2. 2. 石带石带 (Stone stripes) 在较陡的山坡上，石圈前端常分开，经冻融分选
31、的较大的岩块，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。集中在纵长延伸的裂隙中，形成石带。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（四）冰核（四）冰核丘丘（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，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，可达顶部扁平，周边较陡，可达40405050。冰核丘的顶部表面因地表隆。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
32、。起变形，产生许多方向不一的张裂隙甚至沉陷。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（五）土溜阶坎（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，叫坎，叫土溜阶坎土溜阶坎。 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，摩擦减
33、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。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。土溜中也常有大小碎石和泥沙皮等卷进细粒土中，形成复杂的结构。土溜中也常有大小碎石和泥沙混杂，一些扁平碎石的最大扁平面常和地面平行，长轴方向和土溜运混杂，一些扁平碎石的最大扁平面常和地面平行，长轴方向和土溜运动方向一致。动方向一致。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（六）热喀斯特洼地（六）热喀斯特洼地 热喀斯特洼地是因温度升高，
34、地下冰融化引起地面塌陷所形成的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，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。故称热力喀斯特。 多年冻土上部的温度升高可能是气候周期性的转暖形成的，也可多年冻土上部的温度升高可能是气候周期性的转暖形成的，也可能是人为因素造成的，例如砍伐森林、开垦荒地和人工截流蓄水等都能是人为因素造成的，例如砍伐森林、开垦荒地和人工截流蓄水等都可以使地面温度增高。可以使地面温度增高。 热喀斯特洼地发育在斜坡上形成各种滑塌洼地，在平坦地面上形热喀斯特洼地发育在斜坡上形成各
35、种滑塌洼地，在平坦地面上形成漏斗状沉陷洼地，洼地内常积水成湖，又称热力喀斯特湖。成漏斗状沉陷洼地，洼地内常积水成湖，又称热力喀斯特湖。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌(a) Drying lakes; (b) thermokarst resulting in fens and bogs; (c) fires combust surface organic layers and have a long term impact on the ground thermal regime; (d) thermokarst lakes; (e) thermoerosional gullies; (f) re
36、trogressive thaw slump associated with glacial thermokarst.地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌三、冻土地貌的发育三、冻土地貌的发育（一）冻土地貌发育的时间差异（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。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。期大陆冰盖退却后发育
37、的。 北半球高纬的连续冻土带，发育有厚达数百米的多年冻土，亚洲北半球高纬的连续冻土带，发育有厚达数百米的多年冻土，亚洲北部极地区有两层冻土层，中间以中更新世的海侵层相隔，说明上下北部极地区有两层冻土层，中间以中更新世的海侵层相隔，说明上下两层冻土形成在不同时期。两层冻土形成在不同时期。 青藏高原在更新世的冰缘气候环境下发育了冻土，并在早更新世青藏高原在更新世的冰缘气候环境下发育了冻土，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和唐古拉山南坡的古多边形土。多冻土地貌，如沱沱河
38、谷地的古冰楔和唐古拉山南坡的古多边形土。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌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：有很大影响：（1 1）现代冻土地貌发育的范围缩小。）现代冻土地貌发育的范围缩小。（2 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，）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我国多数山地冻土下界上升5005001000 m10
39、00 m。（3 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）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。降低，热力喀斯特作用强盛，发育一些滑塌和沉陷。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（二）冻土地貌发育的空间差异（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。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
40、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。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。
41、中国海洋性冻土地貌主要分布在四川西部和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，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。地表冻融过程不强烈，冻土地貌发育微弱。地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌（三）冻土地貌的组合（三）冻土地貌的组合 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。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。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。a-冻蚀台地；台地；b-石河源；石河源；c-c-石河石河；d-石圈；石圈；e-e-土溜阶坎土溜阶坎；f-f-石带石带；g-g-多边形土多边形土；h-h-冰核丘冰核丘；i-i-冰楔冰楔；j-网状土网状土思考与练习思考与练习地地貌貌学学冻冻土土地地貌貌
