什麼是凍土_大眾科普網

細粒土組成的表層物質，達到飽和或過飽和狀態，從而使上層土層具有一定的可塑性，在重力的作用下，沿著融凍界面向下緩慢移動，形成融凍泥流，年平均流速一般不足1米。由於泥流順坡蠕動時，各層流速不一，表層流速大於下層，所以有時可把泥炭、草皮等卷進活動層剖面中，產生褶皺和圓柱體等構造形態。
[編輯本段]凍土地貌
地表層在不同狀況下，具有不同的小氣候、地形、地質和水分條件，在反復交替的凍融過程中，表現出不同的冰緣作用營力。
（1）與寒凍風化、重力作用有關的冰緣地貌形態
由於節理裂隙中的水分凍結膨脹，致使巖石破裂成巖塊，或者因溫度變化，使組成巖石的礦物不均一地熱脹冷縮，並在內部產生不均勻應力，從而造成巖石破裂和巖塊崩落。這一過程被稱為寒凍風化作用。經寒凍風化作用破碎崩落的巖塊、巖屑，有的停留原處，有的經重力作用再搬運而形成不同地貌形態。
石海：寒凍風化作用產生的大量大小不等的稜角狀巖塊及巖屑，在地形平緩條件下，大多在原地殘留下來，形成碎石覆蓋地面，這就是石海。石海是我國青藏高原、高原西部高山及大興安嶺北部凍土區均有分布。發育石海不僅要巖石堅脆、節理發育，如花崗巖、石英巖、玄武巖、石灰巖、硬砂巖、板巖等，而且還要有一定的水熱條件，既要有一定的水分，同時溫度為0℃上下持續波動的時間要長。顯然，年平均氣溫為0℃的等溫線附近具備上述溫度條件。我們知道，年平均氣溫為0℃的等溫線出現的海拔高度，隨緯度降低而增高。因此，石海出現的海拔高度隨緯度降低而增高。如青藏高原北部的昆侖山，現代石海發育在海拔4900～5000米以上的花崗片麻巖山地；而南部喜馬拉雅山地區，現代石海出現在5300～5400米的山頂上。
石流坡（也稱巖屑坡）：石流坡的物質來源及產生與石海大體相似，但二者出現的地貌部位不同。石海多見於平緩的山頂；石流坡出現在山坡。石流坡的巖狀、碎屑，除斜坡上經寒凍風化在原地產生外，還有在策略作用下來自山頂的。這樣就決定了石流坡的組成物質是上細下粗，坡上方多是巖屑；坡下方主要是粗大巖塊。其巖性取決於山頂母巖。石流坡的休止角一般在25～35度，坡面比較平直。石流坡是多年凍土地區常見的一種冰緣地貌形態，在大興安嶺和我國西部高山、高原凍土區有廣泛分布，幾乎到處可見。
石河：由寒凍風化產生的巖塊、巖屑，在重力作用下匯集到斜坡溝槽內，碎石沿溝槽徐徐向下移動，故取名石河。
（2）與凍融分選作用有關的冰緣地貌形態
天然條件下，地表物質常常是粗細混雜的。由於石塊和土的導熱性能不同，因此凍結速度也各不一樣。碎石導熱率大，則先凍結，水分就先向碎石附近遷移，並於碎石周圍形成冰。水變成冰後體積膨脹，則使碎石產生位移，這樣就產生了粗細物質的分異。久而久之，粗細物質相對集中，呈現出各種形態。這一過程被稱為凍融分選作用，它可以形成下述冰緣地貌形態。
石環：平緩而又粗細混雜的地表層，經凍融分選作用，使泥土巖屑集中在中間，巖塊被排擠到周邊，呈多邊形或近圓形，形成所謂的石環。形成石環地段地松散層一定是巖塊和泥土粗細混雜；要有充足的水分條件，含水量一般要在30%以上；氣溫在0℃上下波動的持續時間要比較長。石環常見於河漫灘、洪積扇前緣及山前緩坡地帶，因為這些地貌部位常常具備石環形成的條件。但也有例外，在中天山海拔3850～3950米的古冰斗底部，曾發現直徑1～4米的石環群。為什麼石環會在這裡出現呢？據考察，這是因為陡峻的冰斗壁，經長期寒凍風化和雪融作用，在冰斗底部堆積了比較豐富的粗細粒物質。同時冰斗內存在積雪，就是夏天也有斷續積雪。積雪融化，給石環發育提供了水分條件。
斑土：形成機制和過程與石環十分近似，地表呈現出巖塊、巖屑遍布，泥土呈斑裝嵌在碎石之間，格外引人注目。有人比喻石環與斑土，是一母雙胎，同族姐妹；也人有認為，斑土是石環發育的初級階段，因此巖塊環形顯示還不完全。
石條：常常與巖屑坡同時存在，碎石與細粒物質呈條形相間順坡排列，登高俯視，宛如田野溝。它是由於巖屑坡上的碎石經反復凍融及凍融分選使碎石匯集於低處，又經策略作用碎屑順坡向下延伸而形成的。
凍脹草環：在地表面構成草皮的多邊形或近似圓形，其間裸露，布滿巖屑碎石。中間赤黃，周邊碧綠，異彩奪目，是凍土區少見的一種冰緣地貌形態。目前對它的形成機制和過程還不十分清楚。人們認為，在草皮破裂處或老鼠洞地點，草皮下部泥土碎石經反復凍融擁出地表形成斑土，斑土繼續發展擴大，多個相鄰斑土如此發展擴大，最後草皮呈環狀排列成草環。
（3）與凍脹作用有關的冰緣地貌形態

土層凍結，其中水分向凍結鋒面遷移，產生重分布並變成冰，使原土層體積增大，或使地面抬升的過程，稱凍脹作用。
凍脹是造成各類建築物凍害的主要原因。當地基土層凍結，體積膨脹，建築物和外部荷載不能克服地基土層凍結的膨脹力時，基礎便被抬起。由於各側基礎受力不同，建築物就要產生裂縫、傾斜，嚴重者甚至倒塌。
與凍脹過程有聯系的冰緣地貌形態有冰椎、冰丘（凍脹丘）、凍脹拔石、泥炭丘、凍脹草丘等。
冰丘（也稱凍脹丘）：冬天季節融化層，由上而下和由下而上凍結，因過水斷面縮小，凍結層上水處於承壓狀態；同時，凍結過程中水向凍結面遷移而產生聚冰層。隨凍結面向下發展，當凍結層上水的壓力和冰層膨脹力大於上覆土層強度時，地表就發生隆起，便形成了冰丘。凍脹丘是我國多年凍土地區經常可以見到的一種冰緣地貌類型。它常出現於河漫灘、階地後緣和山麓地帶，以及地形轉折地段，凍脹丘底部的直徑由幾米到幾十米，高1～2米，有的可達3～5米。凍脹丘表面經常存在縱橫交錯的裂縫。開裂後往往有地下水溢出，這是地下水的壓力得到釋放，凍脹丘也就不再繼續發展。凍脹丘按存在時間，可分為一年生和多年生。由凍結層上水補給水的，一般形成一年生凍脹丘；由深部凍結層下水補給的形成多年生凍脹丘。一年生凍脹丘，初冬開始隆起，待季節融化層回凍結束，凍脹丘發育成熟，隆起達到頂峰，春天以後逐漸消失，一年生凍脹丘在我國凍土區分布比較普遍，多年生凍脹丘也有出現。青藏公路62道班的凍脹丘，是多年生凍脹丘的典型代表，也是目前我國已知最大的冰丘。底部直徑為40～50米，高達20米，似座小山。它高大罕見，在學術界享有盛名。
泥炭丘：形成機制與凍脹丘相似，不同的是，泥炭丘在形成過程中，水分對聚冰層補給不那麼充分，因此泥炭丘冰層較薄而且分散，同時個體也沒有凍脹丘那樣高大宏偉。泥炭丘常出現在地表植被茂密的山間谷地、低窪地和扇間窪地等湖沼地帶。
冰椎：在多年凍土地區，有時老遠就可以看到銀光閃閃的冰體，這就是冰椎。它的形狀、大小變化很大，有的直徑2～3米，有的呈現冰坡、冰幔延伸幾十米乃至數百米，有時帶有幾個溢水口。冰椎在冰土地區分布非常普遍，它們常出現於河漫灘、階地後緣、洪積扇前緣及山麓地帶。原因是這些地段常有地下水出露。冬季融化層回凍，地下水壓力增大，沖破上覆土層溢出地表，溢出口冰體逐漸增大升高，並呈錐形。溢水邊流邊凍，並沿原地下水流路延伸，這樣就形成了冰椎。冰椎對各種建築物危害很大。有時，由於路塹邊坡截斷地下水流，地下水從塹坡上流出，隨流隨凍，形成塹坡掛冰，甚至冰漫軌道，嚴重阻塞行車。有時，人們喜歡將房屋修在坡腳下。由於房屋基礎切斷地下水去路，冬天來臨大地封凍，而房屋下因取暖而形成融化盤，致使斜坡地下水在此溢出，導致屋內地板冒水。人們說，這是“水上人家”。
（4）與熱融作用有關的冰緣地貌形態
由於天然或人為的因素改變了地表狀況，引起季節融化深度加深，導致層狀地下冰或高含冰凍土融化，而使地面下陷或改變地表形態的過程被稱熱融作用。熱融可以形成熱融滑塌、熱融窪地、熱融湖、熱融溝等。
熱融地貌類型多出現在地下冰發育或含冰量較高的平緩坡地、山間谷地、高平原地帶。
熱融滑塌：這種現象最早發現於青藏高原風火山。養路工人取土修路，使路邊斜坡的地下冰層暴露，夏天暴露的冰層融化，使上覆草皮和土層失去支承而塌落下來。冰層融水稀釋塌落物質呈流塑狀態，在重力作用下緩緩下滑。地下冰層繼續融化，上邊土層再次塌落，並使新的冰層繼續露出。如此往復，經過幾個夏天的滑塌，就滑塌到坡頂。
本世紀六十年代初，我國曾有人在風火山一帶目睹過熱融滑塌發育過程的片斷。7～8月間的十來天，就有一塊土層塌落下來，一個夏天塌落了6～7次。這一過程是由於冰層融化，上覆土層一塊一塊地塌落的，故取名熱融滑塌。青藏公路其它地段、天山，以及大興安嶺凍土區也曾見過上述現象，但由於地下冰層厚度不大，其規模還不及風火山地區。
熱融滑塌垮落的土體呈流塑狀態，順坡向下蠕動，土流常常覆蓋路面，阻塞行車，嚴重地段需采取工程措施進行攔截片。
熱融窪地、熱融湖：由於天然或人為因素（鏟除草皮、砍伐森林等）的影響，地下冰層融化，使地表沉陷成的負地形，被稱為熱融窪地；地下冰層融化，融水滲浸進入或地表水匯聚於窪地，便形成了熱融湖。
熱融窪地和熱融湖在我國多年凍土區有廣泛分布，特別是青藏公路沿線的楚馬爾河高平原上更為多見。有人認為，高平原上熱融湖的形成，可能與幾千年前全球氣候轉暖，造成凍土上限下降，地下冰層融化有關。
（5）與融凍蠕流作用有關的冰緣地貌形態
由高含冰量細粒土構成的緩坡，在融化季節凍土融化使土層呈流塑狀態，並在重力作用下，沿凍土層面順坡向下緩緩蠕動下滑，這種過程稱為凍融蠕作用。沿坡徐徐蠕動下滑的融土層，依坡度、坡形可形成融凍蠕流階地、泥石舌、泥流扇等。
融凍蠕流階地（融凍泥流階地）：它常出現在地下冰發育的緩坡上，地面坡度一般為15～20度。順直坡面對融凍泥流階地形成最為有利。青藏高原風火山地區，這裡地表以下是厚2～4米的亞粘土，含冰量大，並且層狀地下冰發育，為泥流階地和泥流舌形成提供了有利的條件。風火山垭口盆地發育有12級大型融凍泥流階地，階面寬5～12米，總長達150多米。如此多級的大型泥流階地，在其它凍土區還未見過。
泥流舌、泥流坡坎：形成過程和產生機制與融凍泥流階地大致相同。不同的是泥流舌、泥流坡坎形成的坡度要更大一些，一般在25～30度。同時，泥流舌及泥流坡坎的發生，除本身在策略作用下徐徐蠕動以外，來自上方坡面的降水表流衡釋融土層，也促使它向下流動。因此，泥流舌的發育過程比融凍蠕流階地要快，具有一定的突發性，同時分布也比較廣泛。不過，在大興安嶺凍土區，森林植被根系使融化層增強了正體性，對融凍蠕流起了相當的抑制作用。因此，這裡泥流階地和泥流舌比較少見。
融凍褶皺（冰卷泥）：在融凍泥流階地、泥流舌及泥流坡坎的形成過程中，當融化層向下滑動時，靠近凍土界面的融土受到凍土面的粘連，而滑動速度小；相反，融化層上部受阻力小向下滑動速度較大。這樣，在下滑體速度出現了上快下慢現象，因此下滑融化層產生褶皺變形，故此取各融凍褶皺。融凍褶皺是融凍蠕流過程中，融化層滑動時結構變形的結果，因此地表面一般不易發現。只有在融凍泥流階地、泥流舌及泥流坡坎的剖面上才能看到這種現象。
（6）與寒凍劈裂有關的冰緣地貌形態

冬天，在我國北方，人們經常會看到地面出現一些寬度不等的裂縫，有時縱橫交叉，這些裂縫就是由寒凍劈裂作用形成的。
土層在負溫條件下體積發生收縮，由於土層在不同深度處的溫度不同，而體積變化也不同，因此便產生收縮應力。在這種應力作用下，土體便會開裂，這一開裂過程被稱為寒凍劈裂，也有人稱它為凍裂。寒凍劈裂所產生的裂縫寬度和延長深度和土層的溫度梯度、水分狀況和成巖程度等有著密切的關系。
以寒凍劈裂為基礎，再經反復凍結與融化，便可形成土脈、砂楔、冰楔（脈冰）及冰楔假型。它們的共同特征是在地面形成多邊形裂縫，因此統稱多邊形構造。多邊形構造的直徑大小不等，小者4～5米，大者20～30米，還有更大的。土脈和砂楔延續深度一般不超過季節融化層；冰楔和冰楔假型可穿過季節融化層延深到多年凍土層內。在蘇聯西伯利亞北部，可以見到長達20～30米的脈體。
土脈和砂楔：土脈和砂楔是在寒凍劈裂基礎上，經反復凍融或者風的堆積作用而形成的，但二者形成的環境有較大的差別。土脈多在濕冷

上一页 [1] [2] [3] [4] [5] [6] [7] 下一页