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什麼是凍土

"凍土frozensoil
[編輯本段]凍土定義
凍土是指0攝氏度以下，並含有冰的各種巖石和土壤。一般可分為短時凍土（數小時/數日以至半月）/季節凍土（半月至數月）以及多年凍土（數年至數萬年以上）。地球上多年凍土/季節凍土和短時凍土區的面積約占陸地面積的50%，其中，多年凍土面積占陸地面積的25%。
凍土是一種對溫度極為敏感的土體介質，含有豐富的地下冰。因此，凍土具有流變性，其長期強度遠低於瞬時強度特征。正由於這些特征，在凍土區修築工程構築物就必須面臨兩大危險：凍脹和融沉。
[編輯本段]地理分布
凍土分布於高緯地帶和高山垂直帶上部，其中冰沼土廣泛分布於北極圈以北的北冰洋沿岸地區，包括歐亞大陸和北美大陸的極北部分和北冰洋的許多島嶼，在這些地區的冰沼土東西延展呈帶狀分布，在南美洲無冰蓋處亦有一些分布。據估計，冰沼土的總面積約590萬平方公裡，占陸地總面積的5.5%。在前蘇聯境內，各種冰沼土的總面積為1688000平方公裡，占前蘇聯國土面積的7.6%，占世界冰沼土面積的28.6%。凍漠土廣泛分布在我國青藏高原和其他高山地區。此外，在世界各地的高山，如南美安第斯山，新西蘭南阿爾卑斯山等亦有分布。
人類活動大多集中在溫暖地區或低海拔平原地帶，所以對於凍土的認識不是很多，但是隨著人類活動空間的擴大以及對資源需求的增多，人類逐漸將目光投向了太空、海洋和寒冷的極區。如近四、五十年來，美國、英國、加拿大等國為解決能源危機，加緊開發北極和北極近海的石油和天然氣。但是包括多年凍土在內的寒區有著自己獨特的環境特性，它是一個很脆弱的環境體系，一旦遭到破壞就無法挽回。
恩格斯說過，“我們不要過分陶醉在我們對自然的勝利。對每一次這樣的勝利，自然界都報復了我們”。對自然的開發必須以了解、服從自然發展規律為前提，只有這樣我們才能給生活在寒區的人們和子孫後代留下一個沒有傷疤的地球！
[編輯本段]凍土層
亦作凍原或苔原，語出薩米語tūndra(tundar的屬格)，意思是“無樹的平原”。在自然地理學指的是由於氣溫低、生長季節短，而無法長出樹木的環境；在地質學是指零攝氏度以下，並含有冰的各種巖石和土壤。一般可分為短時凍土（數小時、數日以至半月）、季節凍土（半月至數月）以及多年凍土（數年至數萬年以上）。地球上多年凍土、季節凍土和短時凍土區的面積約占陸地面積的50%，其中，多年凍土面積占陸地面積的25%。
凍土是一種對溫度極為敏感的土體介質，含有豐富的地下冰。因此，凍土具有流變性，其長期強度遠低於瞬時強度特征。正由於這些特征，在凍土區修築工程構築物就必須面臨兩大危險：凍脹和融沉。中國的青藏鐵路就有一段路段需要通過凍土層。工程師需要透過多種方法去使凍土層的溫度穩定，以避免因為凍土層的轉變而使鐵路的路基不平，防止意外的發生.
[編輯本段]中國凍土分布
我國多年凍土分為高緯度和高海拔多年凍土。高緯度多年凍土主要集中分布在大小興安嶺，面積為38-39萬平方公裡。高緯度的多年凍土是歐亞大陸多年凍土南緣，平面分布服從緯度地帶性規律，即往約往海拔高的地方凍土面積約達，厚度越厚。
高海拔多年凍土分布在青藏高原、阿爾泰山、天山、祁連山、橫斷山、喜馬拉雅山，以及東部某些山地，如長白山、黃崗梁山、五台山、太白山等。高海拔多年凍土形成與存在，受當地海拔高度的控制。
[編輯本段]世界凍土分布
全球凍土的分布，具有明顯的緯度和垂直地帶性規律。自高緯度向中緯度，多年凍土埋深逐漸增加，厚度不斷減小，年平均地溫相應升高，由連續多年凍土帶過渡為不連續多年凍土帶、季節凍土帶。極地區域凍土出露地表，厚達千米以上，年平均地溫-15℃；到北緯60°附近，凍土厚度百米左右，地溫升至-3℃～-5℃；至北緯約48°（凍土分布南界），凍土厚僅數米，地溫接近0℃（圖6－18）。在我國東北和青藏高原地區，緯度相距一度，凍土厚度相差10～20米，年平均地溫差0.5℃～1.5℃。
凍土是指地表至100厘米范圍內有永凍土壤溫度狀況，地表具多邊形土或石環等凍融蠕動形態特征的土壤。本土綱相當於美國土壤系統分類的新成土綱（entisol）、始成土綱（inceptisol）、有機土綱（histosol），聯合國土壤分類的始成土（cambisols）、潛育土（gleysols）、粗骨土（regosols）、有機土。它包括的土類有冰沼土（冰潛育土）和凍漠土。
冰沼土相當於美國系統分類中新成土綱的永凍性的冷凍正常新成土（pergeliccryorthent）和始成土綱的冷凍潮濕始成土（cryaquepts），有機土綱中部分冷凍有機土。聯合國土壤分類中始成土的冰凍始成土（geliccambisols）、潛育土中的冰凍潛育土（gelicgleysols）、粗骨土綱中的冰凍粗骨土（gelicregosols）、有機土綱（histosols）中的冰凍有機土（gelichistosols），所不同的是聯合國分類是指在2米深度內有永凍層。而凍漠土在美國、聯合國分類中還沒有相應的土類。而與美國分類的干旱土和聯合國分類的鈣質土或石膏土有某些近似。

[編輯本段]成土條件
（一）氣候
凍土分布區的環境條件存在差異。冰沼土分布區屬苔原氣候，大部分地面被雪原和冰川所覆蓋，年平均溫在0℃以下，一般都在-10℃至-17℃，冬季氣溫可低至-40℃，甚至-55℃，夏季溫度也很低，7月份平均溫度不超過10℃，全年結冰日長達240天以上。高山凍漠土年均溫也很低，一般為-4℃至-12℃。凍土區降水很少，歐洲部分為200—300毫米，亞洲和北美洲北部在100毫米以下，西藏凍漠土區因地勢高、遠離海洋，降水更稀少，一般為60～80毫米，其北部更少，為20～50毫米，其中90%集中於5—9月。降水雖然少，但氣溫低，蒸發量小，長期冰凍，土壤濕度很大，經常處於水分飽和狀態，夏季土壤—母質融化，砂土可達1～1.5米，壤土70～100厘米，泥炭土35～40厘米，以下即為永凍層，高山凍漠土在寬谷、湖盆永凍層深度80厘米，山坡上可達150厘米。
（二）植被
由於凍土區氣候嚴寒，植被是以苔藓、地衣為主組成的苔原植被，草本植物和灌木很少，常見的植物有：石楠屬、北極蘭漿果、金鳳花等開花植物，南緣有雲杉、落葉松、桦、白楊、柳、山梣等，生長緩慢，矮小且畸形，各種植物的年生長量均不大，苔原地帶每年有機質的增長量為400公斤/公頃，是世界各自然地帶中最少的。高山凍漠土區植被為多年生和中旱生的草本植物、墊狀植物和地衣，常見的有鳳毛菊屬、葶苈屬、桂竹香屬、虎耳草屬、點地梅屬、銀蓮花屬、金蓮花屬、紅景天屬等，一簇簇地生長在石隙之間，或在冰雪融水灌潤的地方局部呈小片分布。五顏六色的粗糙碟衣、地圖黃綠衣、巖表黃綠衣等則著生於石塊上面。
（三）地形、母質
凍土發育的地區，因剛脫離冰川覆蓋不久，冰川地形保持得相當完整。凍漠土分布區的地形主要是陡峭的山坡，角鋒、刃脊、第四紀和近代冰川所形成的冰斗和冰碛垅堤，寬谷，湖盆的湖積平原等。成土母質的差異較大，加拿大、西伯利亞地盾區是前寒武系基巖。其他地區有古生代各種灰巖、石英砂巖、板巖、中生代的灰巖、紅色鈣質砂泥巖及近代泥礫和沖積物，殘積物，冰碛物，冰水沉積物等。
[編輯本段]成土過程
凍土形成以物理風化為主，而且進行得很緩慢，只有凍融交替時稍為顯著，生物、化學風化作用亦非常微弱，元素遷移不明顯，粘粒含量少，普遍存在著粗骨性。高山凍漠土粘粒的k2o含量很高，可達50克每千克，說明脫鉀不深，礦物處於初期風化階段。
凍土區普遍存在不同深度的永凍層。在濕凍土分布區，夏季，永凍層以上解凍，由於永凍層阻隔，融水滲透不深，致使永凍層以上土層水分呈過飽和狀態，而形成活動層，活動層厚度為0.6米至4米，若永凍層傾斜，則形成泥流；冬季地表先凍，對下面未凍泥流產生壓力，使泥流在地表薄弱處噴出而成泥噴泉，泥流積於地表成為沼澤，因其下滲較弱，泥流、泥噴泉又混和上下層物質，使土壤剖面分化不明顯，而在南緣永凍層處於較深部位，水分下滲較強處，剖面層次分化較好。
在干旱凍土分布區，白天由於太陽輻射強烈，地面迅速增溫，表土融化，水分蒸發；夜間表土凍結，下層的水汽向表面移動並凝結，增加了表土含水量，反復進行著融凍和濕干交替作用，促進了表土海綿狀多孔結皮層的形成。此外，暖季，白天表土融化，夜間凍結，都是由於由地表開始逐漸向下增溫或減溫總是大致平行於地表水平層次變化著的，所以，在干旱的表土上，強烈的凍結作用往往形成表土的龜裂。
在極地冰沼土區，由於低溫，蒸發量小，地勢低平處排水不暢，土壤水分經常處於飽和狀態，致使土壤有機質和礦物質處於嫌氣條件下，雖然有機質形成數量不多，但在低溫嫌氣條件下分解緩慢，表層常有泥炭化或半泥炭化的有機質積累。礦物質也處於還原狀態，鐵、錳多被還原為低價狀態，形成一個黑藍灰色的潛育層，在高山凍漠土分布區，降水較少，土壤淋溶弱，剖面中往往有石膏、易溶鹽和碳酸鈣累積，致使土體呈鹼性，表土結皮和龜裂等。
總的來說，凍土成土年齡短，處處呈現出原始土壤形成階段的特征。
[編輯本段]凍融作用
凍土地區氣溫低，土層凍結，降水少，流水、風力和溶蝕等外力作用都不顯著，凍融作用則成為凍土地貌發育的最活躍因素。隨著凍土區溫度周期性地發生正負變化，凍土層中水分相應地出現相變與遷移，導致巖石的破壞，沉積物受到分選和干擾，凍土層發生變形，產生凍脹、融陷和流變等一系列復雜過程，稱為凍融作用。它包括融凍風化、融凍擾動和融凍泥流作用。
在凍土地區的巖層或土層中，存在著大小不等的裂隙和孔隙，它們常被水分充填，隨著冬季和夜晚氣溫的下降，水分逐漸凍結、膨脹，對圍巖起著很大的破壞，使裂隙不斷擴大。至夏季或白晝因溫度上升，冰體融化，地表水可再度乘隙注入。這種固溫度周期性變化而引起的凍結與融化過程交替出現，造成地面土（巖）層破碎松解，這種作用稱為凍融風化。凍融風化不僅造成地面物質的松動崩解，形成了凍土地區大量的碎屑物質，而且在沉積物或巖體中還能產生冰楔、土楔等冰緣現象。由於地表水周期性地注入到裂隙中再凍結，使裂隙不斷擴大並為冰體填充，形成了上寬下窄的楔形脈冰，稱為冰楔。冰楔的規模大小不一，小的楔寬只有數十厘米，深不足1米；大的楔寬可達5～8米，最大深度可達40米以上。當冰楔內的脈冰融化後，裂隙周圍的沙土充填於楔內，形成沙楔。沙楔也可能是地面凍裂以後，沒有形成脈冰，砂土就直接填充在裂隙中。
融凍擾動一般發生在多年凍土的活動層內。當活動層於每年冬季自地表向下凍結時，由於底部永凍層起阻擋作用，結果使其中間尚未凍結的融土層（含水土層），在上下方凍結層的擠壓作用下，發生塑性變形，形成各種大小不一，形狀各異的融凍褶皺，又稱冰卷泥。
融凍泥流是凍土地區最重要的物質運移和地貌作用過程之一。一般發生在數度至十余度的斜坡上。當凍土層上部解凍時，融水使主要由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

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