地质地貌第十章--冻土地貌的形成及特征.pptx

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,#,第十章 冻土地貌的形成及特征,第一节 冻土的形成,第二节 冻土地貌的形成及特征,第三节 融冻堆积与冻土地貌的发育特点,在高纬度的极地、亚极地及中低纬度的高山高原地区，如果处于较强的大陆性气候条件下，地温常处于,零温或负温,，降水少，大部分又渗入土层中，不能积雪成冰，而土层的上部常发生周期性（年、日）的冻融，下部则长期处于冻结状态，这样的土层就是,多年冻土层,。,由多年冻土层中的冻融作用而产生的地貌称为冻土地貌,。,冻融过程是寒冷气候条件下特有的地貌过程。冻土地区发生的一系列特殊的地貌作用，如,冰劈、冻胀、融陷、融冻泥流,等，都是冻融过程的不同表现形式。,冻土地貌也称冰缘地貌,。,冰缘,原指冰川边缘地区，现已泛指,所有不被冰川覆盖的气候严寒地区，大致与多年冻土区相当,。,第一节 冻土的形成,一、冻土概述,（一）冻土的基本特征,凡处于零温或负温，并含有冰的各种土（岩），统称为,冻土,。,冻土按其冻结时间的长短，可分为,季节冻土和多年冻土两类,。前者指,冬季冻结、夏季全部融化,的土层；后者指,冻结持续多年，甚至可达数万年的土层,。冬季冻结，一二年不融化的土层称为,隔年冻土,。它是上述两类冻土之间的过渡类型。,多年冻土可分为上下两层，上层为,夏融冬冻的活动层,，下层为,多年冻结层,。活动层在冬季冻结时与多年冻结层能完全连接起来，称为,衔接多年冻土,。,活动层在冬季冻结时不与多年冻结层衔接，其间隔有一层,未冻结的土层,，称为,不衔接多年冻土,。如今夏融化深度小于去冬冻结深度，结果便在活动层与多年冻结层之间出现一薄层（一般厚,1020cm,），称为,隔年冻结层,（简称隔年层）。隔年层可以保留一年或数年。,（二）冻土的分布规律,冻土在地球上的分布具有,明显的纬度地带性和高度地带性,。,在水平方向和垂直方向上，多年冻土带都可分出连续多年冻土带和不连续多年冻土带。,后者又可分为具有岛伏融区的多年冻土亚带和具有大面积融区的岛状冻土亚带。,所谓融区是指多年冻土带内的融土分布地区。,融区可分为两类：一类是融土从地表向下穿透整个冻土层，称为,贯通融区,；另一类是融土未穿透整个冻土层，其下仍有多年冻土存在，叫做,非贯通融区,。在多年冻土区的大河河床、湖泊底部及温泉的周围往往形成贯通融区，而小河河床、部分河漫滩及阶地、湖泊四周可能形成非贯通融区。,多年冻土区与非多年冻土区之间的界线，在水平方向上称为,多年冻土南界,（北半球），在垂直方向上称为,多年冻土下界,。,随着多年冻土动态变化，南界和下界亦不断发生变化，并且在各种非地带性因素影响下，分界线,也往往不是一条直线。,自极地向低纬度方向，多年冻土分布的特征是,上限逐渐加大,，,厚度不断减小,，,年平均地温相应升高,。在北极诸岛，上限趋近地面，冻土厚度达,1000m,以上，年平均地温低达,-15,；在连续冻土带南部，厚度减至,100m,以内，地温增至,-3-5,左右，在南界附近（约北纬,48,度），冻土层厚度仅,12m,，池温接近,0,。我国东北北部大兴安岭一带属北半球多年冻土带南缘，大约每向北移,110km,，多年冻土年平均地温下降,11.5,，厚度增加,20m,左右。,中低纬度高山高原地区的冻土分布，主要受海拔高程的控制。一般来说，,海拔愈高，冻土上限深度愈小，厚度愈大，地温愈低,。例如在我国境内，海拔每升高,100150m,，冻土上限深度减小,0.20.3m,，厚度增加,30m,，年平均地温降低,1,。此外，高山高原冻土带亦受纬度变化的影响，如青藏高原地区大约南移,100200km,，地温升高,0.51,，冻土厚度减小,1020m,。由此看来，由,高度控制的冻土动态变化远较由纬度控制的为剧烈，,这是和自然地带总的分布状况相一致的。,多年冻土分布防有明显的地带性规律外，还受具体的地质地貌等自然因素影响，而具有一定的非地带性规律。这些因素有：,（,1,）海陆分布,（,2,）岩性和含水量,（,3,）坡向和坡度,（,4,）植被与雪盖,（,1,）海陆分布。温暖温润的海洋性气候,不利于冻土的发育，所以北半球亚欧大陆冻土带自西向东，南界不断南移，在蒙古和我国东北达到最南界限（北纬,47,度）。到前苏联远东部分，又受太平洋影响，南界北移。在北美，海洋的影响较亚欧大陆更强，南界在北纬,52,度附近。在阿拉斯加西海岸由于强烈的海洋性气候影响，即使纬度很高也无多年冻土。,（,2,）岩性和含水量。,土颗粒粗细及含水量多少直接决定着土的热物理性质，从而影响到冻土地温和厚度。,粗颗粒,土导热率高，透水性大，含水量小，,不利于冻土发育,，细颗粒土则相反。所以在连续冻土带，往往在潮湿的细粒土地段较沙砾石地段冻土上限埋深小，冻土厚度大，地温低；在不连续冻土带，由泥炭、粘土等细土组成的沼泽化地段一般也有冻土岛存在。在基岩地区，一般小孔性岩石较大孔性岩石冻结深度大，差值可达几十米。,（,3,）坡向和坡度。,坡向和坡度直接影响地表接受,太阳辐射,的程度。,阳坡日照时间长，受热多于阴坡，,上限深度两者可差,0.30.75m,左右。昆仑山西大滩南北两侧山坡同一高度与同一深度处地温相差,23,，北坡冻土下界较南坡低,100m,。坡向对冻土的影响随坡度增大而增加，如在大兴安岭，当坡度为,20,度,30,度时，南北坡地温可相差,23,，随着坡度减小，坡向影响减弱。现有观测资料证明，陡坡的冻土上限深度比缓坡深,0.20.25m,左右，这主要是,因为陡坡物质较粗，含水量少的缘故,。,（,4,）植被与雪盖。,植被能减小地表的温度较差，并有效地阻碍太阳辐射到达土层，从而使冻土上限深度减小。如大兴安岭落叶松桦树林和青藏高原的高山草甸都能使地表温度年较差减小,45,。特别是沼泽化地表，由于水分充足，草类茂盛，泥炭发育，因而冻土上限一般都只有,0.30.4m,，年平均地温低于一般地段,11.5,。,雪盖的作用随着积雪厚度和形成时间而不同。,薄层雪盖和夏季积雪对地表起冷却作用,，因前者对太阳辐射起反射作用，后者阻碍地表从大气吸收热量，因而有利于冻土的发育；相反，,厚层雪盖和冬季积雪对地表起保温作用,，对冻土生成不利。,二、地下冰与冻土构造的特征,地下冰,的存在是冻土的最基本特征，也是构成冻土的主要成分。据成因及埋藏形式可以分为,组织冰、洞脉冰和埋藏冰,三类。,（一）组织冰,土层中原有的水分冻结生成的地下冰称为,组织冰，,是地下冰中分布最少、总量最多、冰的聚合体最小的一种。可分为下列四种：,（,1,）胶结冰。,含水量较少、颗粒较粗的松散沉积物中的水分在快速冻结条件下形成胶结冰，即水分在原地冻结，,基本上没有水分迁移作用参与,，因而土粒几乎不发生位移，仅被冰胶结在一起。在含水量较大的沙砾石土层中，胶结冰可包裹在沙砾表面，使冻土具有,砾岩状构造,。但一般说来，胶结冰的,冰晶细微,，肉眼不易观察到单个冰晶。,（,2,）分凝冰。含水量较多、颗粒较细的松散沉积物中的水分在缓慢冻结过程中形成的,地下冰叫做分凝冰，,其最主要特点是在,冻结过程中有水分迁移作用参与,。冻土中这种水分迁移作用称为,聚冰作用,，对冻土物理力学性质的形成具有重要意义。,因为在冻土中，水与冰处于不同的温度和不同的蒸气压之下，这就必然会发生,水分子和蒸气分子的移动,。饱和蒸气压较大的液相上的蒸气分子不断地转移到饱和蒸气压较小的固相冰体上凝结起来，使冰体不断增大，在土中形成肉眼可见的冰聚合体。在缓慢冻结的条件下，土粒之间的水分就以这种毛细管作用的形式被曳引至冻结面上。在过湿的细粒土孔隙中，,分凝冰往往垂直于冻结面而伸长，形成冰针,。,随着冰针不断向上增长，,能将其上的沙子或小石托起，,这种上举力可以很大，因为冰晶体增长时可以产生很大的压力，当白天冰针融化时，,被其顶托的砾石就会失去平衡而向一侧倾倒,。这个过程反复进行，,沙石就逐渐被抬升和倾移,。这是,冻土表面物质进行自然分选和缓慢迁移的一种方式，,对寒冷环境下地貌形成过程有一定意义。,分凝冰的,晶体颗粒,较胶结冰大，一般为,510mm,。冰层厚度不等，大者可达,2030mm,，冰体,较纯,，具有,结晶方位定向性,。其分布不如胶结冰广泛，往往见于较低洼的河漫滩、低阶地及盆地和平缓山坡的坡麓等地貌部位。,（,3,）侵入冰。重力水在,压力作用下迁移时冻结形成侵入冰,。如果活动层厚度大，而且与下伏岩层间胶结较弱时，则常在层状岩石的薄弱带，或强风化基岩与上覆松散沉积物的接触带形成一层,平整的侵入冰,。在相反的情况下，则形成地下冰核（冰透镜体），表层冻土被抬升，产生不均匀冻胀，地表,形成冰丘,。这种情况多出现在第四纪松散堆积层中，特别是在充水的粗粒上中更易产生。侵入冰冰体较胶结冰和分凝冰为大，多具有,棱柱状结构,。,（,4,）裂隙冰。当水分在松散沉积物和基岩的节理、裂隙或风化破碎带、构造断裂带中冻结成冰时，便形成,裂隙冰,，其分布深度较大，,形态规律不一,，一般与土和基岩呈不整合。,（二）洞脉冰,由地表注入裂隙或洞穴中的水冻结成冰，形成洞脉冰,。其又可分为,脉冰,和,洞穴冰,两种。,（,1,）脉冰。脉冰是由地表水注入土岩,垂直裂隙,中冻结而成的。充填冰体的裂隙是在,冻融风化作用中不断扩大形成的,。裂隙形成之后，地表水乘隙注人，由于裂隙四壁围岩的负温，水很快在其中冻结起来，形成脉冰。脉冰对,围岩起着极大的破坏作用,，使裂隙更加扩大。这种作用叫做,冰劈作用,。,由于地表水周期性的注入，因而在型隙中多次重复冻结而成的脉冰称为,复脉冰。,复脉冰具有垂直条带状构造，一层条带代表一个年层（冰年层）。因为脉冰常深入到多年冻结层内，所以在温暖季节，只有处于季节融化层范围内的脉冰上部才被融化消失，而深入到多年冻结层中的脉冰下部则仍然保存。到了寒冷季节，整个冻土又发生体积不均衡变化，重新在地面构成型隙，而,这些裂隙又往往出现在原来地下保存有脉冰的地方,，于是在裂隙中又贯入新的垂直冰年层。这样，裂隙不断扩大，,冰年层数目越来越多,。,这种具有垂直冰年层的复脉冰称为冰楔,。,在冰楔,中部，冰年层最新,，由此向两侧，冰年层依次变老。由于早期冰年层被逐渐挤向两测，围岩层理也受压而发生,向上弯曲,。,冰楔的形成是有条件的，除了有,深入到多年冻结层的裂隙,，其中为复脉冰所充填外，,围岩岩性,也是一个重要的条件。,只有当,围岩具有较大可塑性时,，水在裂隙中才能反复冻结，发生体积膨胀，对其侧面不断发生挤压，当围岩被挤压得很紧密时，冰楔也就停止发展。所以冰楔常发育在由,潮湿的细粒土组成的河涅滩或沼泽化低地,。在粗粒土中，只有含冰量特大时才能发生。所以在鉴别古冰楔时，围岩岩性和是否有,弯曲的层理,是个重要的标志。,脉冰和冰楔的形成,需要严寒的气候条件,，现代脉冰一般分布于年平均地温低于,-3,度的地方。,冰楔可分为,后生冰楔和同生冰楔,两类。前者指冰楔形成于寒冻裂隙所分裂的沉积层之后，后者指冰楔与沉积层同时生成。后生冰楔规模较小，平均宽度约数十厘米，深度常不足,1m,；同生冰楔因冰聚合体规模较大，故冰楔宽可达,58m,，最大深度达,40m,以上，主要分布在高纬度极地平原地区，是前苏联境内地下大冰体的主要类型。规模巨大的同生冰楔的形成是,由于多年冻土上限随着堆积物不断加积而上升，促使冰楔随之增长，所以这类冰楔多形成于构造沉降地区，发育历史较为悠久。,与冰楔形态相似，但裂隙中充填的不是脉冰，而是松散土类物质的，,叫做土楔或沙楔。,土楔可能是从冰楔演变来的，当裂隙内的脉冰完全融化后，沙土代替冰体充填于楔内，于是形成土楔，所以可把,土楔视作古冰楔。,（,2,）洞穴冰,。冻土区的洞穴内，由地表水注入冻结形成的冰体，称为,洞穴冰,。这种冰只占据洞穴的一部分，可以是凝华冰、渗入冰及普通的冻结冰。,（三）埋藏冰,地表冰体被堆积物掩埋，形成,埋藏冰,，常为一些透镜状冰体。按其成因可分为,冻结冰,和,冰川冰,，前者指冰椎、河冰、湖冰等被堆积物所,埋藏的冰体,；后者指现代冰川边缘埋藏在冰碛物下的冰体。,地下冰在冻土中的数量、分布及其与土中其他成分的位置关系构成的各种冻土构造可分为三种基本类型。,（,1,）整体构造。,冰粒均匀分布于土粒之间，冰与土胶结成整体，称为整体构造或粒状构造。,（,2,）层状构造。土中分凝冰生长时，冰晶可楔进塑性土体形成冰片，冰片大致成水平分布，,称为层状构造。,（,3,）网状构造。,由于冻结面下的土层水分向上迁移，土层发生干缩，形成一组垂直于冻结面的裂隙。这些裂隙中的水分在迁移过程中冻结成细脉冰后，与水平冰层共同组成,网状构造,。,多数多年冻土是在沉积作用完成之后自上而下冻结而成的，这种冻土叫做,后生冻土,。其构造特征是冰少，多为整体构造及层状构造；在含冰较多时，层状构造之冰片自上而下变移，使冰片加厚；,基岩冻结时，仅在裂隙中形成裂隙冰，但在现代堆积地区，如冲积平原、发展中的三角洲和洪积扇、干枯的湖沼等地区，有时可见到在沉积过程中发生冻结，因而,产生自下而上生长的多年冻土,，这种冻土叫做,同生冻土,。其构造特征是含冰量大，多为,层状及网状构造,，冰片在垂直剖面上的分布较均匀。在自然界中常见后生冻土与同生冻土共同混合形成的冻土，如多年冻土的下层是后生的，而上层是同生的，这种冻土称为,多生冻土,。,三、冻土中的地下水的特征,冻土层中的水分，不仅有固态的，还有一部分液态的。地下水与整个冻土层有密切的联系，一方面冻土,影响并控制地下水的运行与循环,，另一方面地下水也对,冻土温度和厚度产生明显的影响,。同时，地下水与地下冰也不时发生,热量交换与相态转变,，其消失的依赖关系尤为显著。可见冻土、地下冰和地下水三者通过热量交换过程构成一个不可分割的整体。,根据多年冻土区地下水与冻土层的位置关系，冻土中的地下水可以划分为,冻结层上水、冻结层间水和冻结层下水,三类。,（一）冻结层上水,该类地下水埋藏于季节融化层中，以多年冻结层为隔水底板，具有自由水面，相当于非冻土区潜水。,冻结层上水由于距离地表近，易受气候变化影响，故,动态不稳定,。冬季，上部土层冻结时，其下未冻结的水具有,承压性,。衔接冻土中的层上水，在寒季处于固态，其他时间为液态；不衔接冻土中的层上水，其下部终年处于液态。层上水的主要,补给来源是大气降水和冰雪融水,，有时还要受到通过融区上升的,冻结层下水补给,。,冻结层上水在多年冻土区有广泛的分布，它对土层的水分状况影响很大，因而也影响土的热物理性质。并且因为它主要受,大气降水的补给,，水分由地表下渗，携带热量沿冻结面流动，所以往往加大了,季融层的深度和融化速度,。然而当冻结层上水停滞而形成沼泽时，却可以起降低地温的作用。,（二）冻结层间水,当多年冻结层中夹有融土层时，在融土层中的地下水便成为,冻结层间水。,层间水有时孤立地埋藏着，,但一般多成为冻结层上水和层下水之间的通道，形成垂直的或水平的运动,。,与冻结层上水不同，,层间水没有季节相变过程。,其原因在于它处于不停的运动状态中，所以虽处于周围皆为负温的上层中，而仍能始终保持其液态。,层间水与冻结层随多年冻土层的动态变化，也能产生多年的变化，即当多年冻土退化时，能使层间水活动范围扩大，水量增加；当多年冻土发展时，层间水范围缩窄，水量相应减少。,（三）冻结层下水,冻结层下水是深埋于,多年冻结层下的地下水,，通常是承压水，,具有正温,，并随深度增加而增温，相当于非冻土区的深层水。层下水是冻土区大型建设的主要供水水源。,冻结层下水常以,上升泉,形式出露于地表，对冻土层影响很大。特别是沿构造断裂带出露的温泉，往往形成贯通整个冻土层的融区。如唐古拉山北坡沿西北向和近南北向两组断裂交汇处出露的温泉，水温终年高达,40-72,，使当地的多年冻土消失而形成一地热融区。,第二节 冻土地貌的形成及特征,多年冻土地区的主要地貌作用,是冻融作用,。冻土层中的地下冰和地下水，由于温度周期性的正负变化，不断发生相变和迁移，于是土层经受反复的冻融并发生应力变形，产生,冻胀、融陷、流变,等一系列不同于非冻土区的力学表现。,冻融反复交替及由之引起的一系列复杂过程称为冻融作用,。,冻融作用是寒冷气候条件下特有的地貌过程，它使,岩石遭受破坏，松散沉积物受到分选和干扰，冻土层发生变形,，从而塑造出各种类型的冻土地貌。,一、石海与石河的形成,（一）石海的特点,基岩经剧烈的冻融风化破坏产生一大片巨石角砾，角砾就地堆积在平坦地面上，形成,石海,。在多年冻土地区的平坦山顶或缓坡上，这种以不同厚度堆积的崩解物往往,没有明显的运动,，或沿地面稍有移动。,石海形成后，,一方面很少运动，一方面又因缺少细粒物质，冻融分选难于进行，这样石海能长期保存下来,。所以在第四纪冰期严寒气候下形成的古石海常可保留至今，目前在许多地点已有发现。,（二）石河的特点,长当山坡上冻融崩解产生的大量碎屑充塞凹槽或沟谷时，由于厚度加大，可在重力作用下发生整体运动，形成石河。和石海一样，山地基岩岩性对石河的形成具有重要意义。局部地形条件的差异，也可引起石河发育程度的不同，如冻融风化强烈的坡向就有利于石河的形成。,对于石河的运动方式，一般认为岩块沿着湿润的碎屑垫面或多年冻结层顶面在重力作用下移动，这里温度变化可能也起着一定的作用，它会引起碎屑空隙中水分的反复冻结和融解，导致石河体积的膨胀和收缩，因而更有助于向下运动。石河的运动速率较低，多呈蠕动状态。流速在中央和边缘部分有差别。,正因流速的差异，使石河的横断面形态呈微凸形，因此山坡水流在两侧集中，起一定淘洗作用。在夏融季节，石河底部有水流，可以把底部少量细粒物质带走，并产生一定的下切作用，使石河规模得以扩展。,岩块经过长期运动，可以被搬运至山麓停积下来，形成石流扇。在比较湿润的气候条件下，发育于高山苔原带的石河甚至能伸到高山森林带的上部，如在贡噶山、念青唐古拉山东段，都能见到石河。,石河停止运动是气候转暖的标志之一。当石河不再移动时，角砾表面开始生长地衣苔解，并产生次生风化现象，甚至可以在石河上生长树木或推积有产状未变动的更晚的第四纪沉积。这些古石河一船多分布在多年冻土南界和下界附近。,石冰川是一种大型的石河。当冰川退缩后，聚集在冰斗和冰槽谷中的冰馈物顺谷地下移，可以形成石冰川、其内部常可带有冰川冰。由冻融崩解产生的倒石堆岩块循冰川谷移动，也可形成石川冰。近年来还发现，山麓带上的早期冰馈物后被构造运动拾升，在近期寒冷气候下受到冻融作用，又把它们搬运到山谷中形成巨大石冰川。,石冰川的运动较慢，呈蠕动状态，据对阿拉斯加某石冰川测量，末端表面速率为,11.5m/a,，末端底部只有,0.31m/a,，原因是该石冰川上层,23m,是冻结的，冻胀作用对运动速率有一定影响。,二、构造土的特征,构造土是多年冻土地区广泛分布的一种微地貌形态。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，单个网眼呈近于对称的几何形态，如环形、多边形或带状。根据组成成分和作用性质的差别，可分为,泥质构造土,和,石质构造土,两类。,（一）泥质构造土,土层冻结之后，如温度继续降低，可引起地面收缩，产生裂隙；或者土层干缩，也能形成裂隙。这些裂隙在平面上组成多边形，裂隙所围绕的中间地面略有突起，这种形态称为泥质构造土，通称多边形土。,（二）石质构造土,在饱和水分、颗粒大小混杂的松散土层中，当活动层上部冻结时，地面和其中的砾石一起被抬高、在砾石底部出现空隙的同时，空隙就会被尚未冻结的松散土层所填塞；当夏季融化时地面下陷，但砾石由于底部空隙已被填充，不能再回到原来位置。冻融过程反复进行，砾石就一次一次地被挤向地面，最后被分选到地面上来。除垂直方向的冻融分选作用外还有水平方向的分选。,由于地表首先被网状裂隙所分割，又由于含水较多的细粒往往集中在网眼的中心，所以冻结时产生不均匀冻胀，已移近地表的砾石逐渐向边缘的裂隙方向移动，结果大的砾石就被集中分布到边缘裂隙附近，细粒土和细小碎石集中在中心，最后在平面上形成一个以粗砾为外缘的石环或石多边形。这是最典型的石质构造土。,在冻融分选过程中，大砾石较小砾石上升得快，向边缘移动得也快。因此，有时在大石环内部还可见到次一级的、由小砾石组成的小石环。由于形成石环必须要有一定比例的细粒土（一般不少于总体积的,25,35,），而且土层要有充足的水分，所以石环多发育在平坦湿润的地形部位，如河漫滩、洪积扇边缘等地。,石环的规模相差悬殊，在极地高纬度地区径长可达数十米、而在中低纬度高山高原地区，一般从数十厘米到数米。这种大小的差异主要反映气候条件决定的冻胀和冻融分选强度上的差别。此外，岩性条件也有一定关系，因为它影响到崩解碎屑粒径的大小。,当石环的形态转变为边缘隆起而中央低下，石块表面布满地衣苔藓，细粒土部分生长茂密草类时，表示石环已停止发育。这种古石环是古砾土存在的重要标志之一。,在斜坡上，冻融分选在重力作用和融冻泥流作用参与下可以形成另一种石质构造土,石圈,。石圈呈椭圆形，前端有由石块构成的石堤。,在比较陡峻的山坡上，由冻融崩解产生的碎屑，再经冻融分选，将其中较大的岩块集中在纵长延伸的裂隙中，形成,石带,。,石带与石河不同，它成一细窄的条带，宽度往往只有几十厘米；而且地形上不形成凹地，岩块只是垂直镶嵌在裂隙中顺坡伸延、一列列直立的石带被细粒土所分开。在极地山坡上，随着地形坡度的加大，可以由,石环过渡到石圈，再过渡到石带,。,三、冰丘与冰锥的形成及其特征,（一）冰丘的形成,地下水受冻结地面和下部多年冻结层的遏阻起成为土丘，称为,冰丘或冻胀丘,。,冰丘可分为一年生冰丘和多年生冰丘。在冬季，土层由上而下冻结时，缩小了冻结层上水的过水断面，使地下水承压；同时在冻结过程中，水向冻结面转移（水分迁移），形成地下冰层。当水冻结成冰时，体积增大，产生很大膨胀力。随着冻结深度的增加，当冰的膨胀力和水的压力增加到超过上覆土层的强度时，地表就会发生隆起，形成冰丘。,融化季节，冰丘消失，地而又回复原位、这种冰丘称为,一年生冰丘,。,多年生冰丘,是由冻结层间水和层下水补给而形成的，位于多年冻结层中，只有上部才处于活动层中。这种冰丘可保持几十年，甚至上百年，在一年内随着季节变化只有少量的起落。,（二）冰锥的形成,在冬季流出封冻地表的地下水和流出冰面的河水冻结后形成丘状隆起的冰体,称为冰锥。,地下水冰锥的成因与冰丘相似，冰丘的地下水冻结后，以冰核形式埋于地表以下。形成冰锥的地下水，在土层强度较小的地方喷出地面，随温度的降低和压力的减小而逐渐冻结，形成覆盖于地表的冰体。,地下水冰锥往往沿着冻结层上水的流路，呈串珠状分布，多出现在山麓洪积扇边缘、洼地和山坡坡脚等处。,河冰锥的形成,是当冬季河水上层结冰以后，过水断面收缩，河水流动受限制而渐具承压性。上部冰层越厚，其下流水承压越大，当压力达到一定程度时，河水就能冲破河冰的裂隙溢出冰面，冻结形成冰锥。,绝大部分冰锥是一年生的，每年冬未初春为冰锥的主要发展时期。此期出现的喷泉成间歇喷发，即当水喷出地面后，内部压力降低，但经过一个时期承压水压力又增大，水又从新的突破口喷出。这样就使冰锥不断向上发展，形成锥形冰体。春末以后，冰锥停止增长，然后逐渐消融，一般至夏未融完消失。但如果冰锥的补给地下水是冻结层间水或层下水，则可保留较长时间，冰锥的规模也比较巨大。,四、雪蚀洼地与冻融岩屑锥,雪蚀作用是由积雪场频繁的,昼夜冻融作用,所产生的一种侵蚀作用。在山坡洼地中，由于雪的聚积而形成坡地雪场。雪场的边缘和底部冻融作用强烈，基岩被破坏成大小不等的岩屑，岩屑在重力和融雪水的作用下被搬运到坡麓，并使雪场四周及底部逐渐蚀退和蚀低，形成一种规模不大的洼地，称为,雪蚀洼地。,洼地的分布高度往往是不规则的。步变冷的情况下，雪线附近的雪蚀挂地也可发育成为冰斗。出口处无高起的陡坎，这但是雪蚀洼地在气候进一步变冷的情况下，雪线附近的雪蚀洼地也可发育为冰斗。,在雪蚀洼地形成过程中，冻融风化碎屑物堆积在坡麓，呈锥状，称为冻融岩屑锥。随着碎屑的不断堆积，锥体互相连接而成裙或带。,五、热融地貌的特点,热融地貌是指由于热融作用而产生的地貌现象。由于气候转暖或人类活动，破坏了多年冻土的热平衡状态，引起季节融化层深度加大，上限降低，多年冻土上部地下冰发生融化。冰融化以后土体体积缩小，使上覆土层自行下沉；同时冰变成水后，沿土粒之间的孔隙排出，并使融化后的细粒土成为稀释体，从而进一步使土层压缩下沉。,这种过程称为热融作用,。,对各种不同构造的冻土而言，经热融作用后的压缩下沉情况也各不相同。一般整体构造冻土融化后，结构变化较小，因此其物理力学性质与冻结时相比变化不大；,层状和网状构造冻土，特别是其中含有厚层或透镜体地下冰时，解冻后结构变化很大，往往造成大幅度的阵陷和滑塌，在地面上可造成各种类型的热融地貌。,热融地貌可分为两种：,热融滑塌和热融沉陷。,两者成因基本相同，但前者主要发生在斜坡地面，而后者则主要产生在平坦地面。,（一）热融滑塌,斜坡上的地下冰融化土体沿融冻界面移动而造成热融滑塌。,热融滑塌开始形成时,呈新月型,，以后逐渐溯源发展，形成长条形、支叉形等，在,35,度的山坡上，常形成围椅形沉陷式滑塌；大于,5,度的山坡，可形成长条形牵引式滑塌的山坡，大于,16,度的山坡，热融滑塌现象比较少见。,发育完善的热融滑塌可以分为三个区：,上部为,流动区，斜坡坡度越大，流动区越长；,中部为,塑性变形区，形成一个或若干个舌形阶地（一般一年形成一个）；,下部为,稳定区。,由于滑塌体年复一年地发展，上述三个区的位置也会发生变化。,热融滑塌与一般滑坡的区别是：无大面积土体同时滑动，且厚度不大，呈牵引式逐步滑塌。其厚度只稍大于该地季节融化深度，因此一般不超过,3m,。一般大型热融滑塌体长,200,余米，宽达数十米，滑塌后壁高,1.52.5m,。,热融滑塌自发生到消亡大约历时,35,年，每年青季开始滑塌，至夏季达到高潮，夏末以后逐渐停息。在开始发展时速度较快，每年可溯源数十米，当土坡中所埋藏的冰层完全融化后，滑塌便告终止。一般是厚层地下冰越发育，山坡坡度越大，热融滑塌发展也越快。,（二）热融沉陷,平坦地表地下冰的融化，可导致地表产生各种负地形。,由热融沉陷形成的地貌有,沉陷漏斗,（直径数米）、,浅洼地,（深数十厘米至数米，径长可达数百米）、,沉陷盆地,（规模大者可达数平方公里）等。当这些凹地积水时，就形成热融湖。多年冻土发育的平原或高原地区，大大小小的热融湖星罗棋布。,在热融湖下部，多年冻土上限下降或甚至转变成融区的现象说明湖水对冻土有传热作用，因此随着湖水深度的加大，必将引起热融沉陷过程的进一步发展。,热融湖的发展过程,：雏形阶段,，多呈弧形陷裂或碟形凹地；,幼年阶段,，季节性积水，水热作用较大；,成年阶段,，随着热融面积和深度的增大，汇水面积增加，变成常年性湖，热融速度加快；,衰老阶段,，因湖底的地下冰已经融完或基本融完，停止继续下沉扩大，地表径流却加强了堆积，使湖底逐渐淤积而变浅。,第三节 融冻堆积与冻土地貌的发育特点,一、融冻堆积的特点,融冻堆积物是寒冷气候条件下一种特殊类型的堆积物，其中分布最广泛的是融冻泥流堆积物。坡地上由冻融风化产生的碎屑物，在一定水分参与下，受重力作用和反复冻融交替作用，顺坡向下缓慢移动，堆积于坡麓或洼地中，形成融冻泥流堆积物。,融冻泥流可分为,表层泥流和深层泥流,。表层泥流发生在多年冻土区的活动层上部，或在冻结深度大而融化缓慢的季节冻土层上，具有分布广、规模小、流动较快的特点。在高山草甸带表现为草皮蠕动。深层泥流常分布在排水不良的缓坡，以地下冰或多年冻结层为滑动面，缓慢移动，长可达几百米，宽几十米。,融冻泥流的产生，除气候条件外，地表必须有一定数量的持水性好的细粒土和一定的坡度。如果地表物质粗大，水分可以自由下渗，土层不能浸湿，就不能形成泥流。如果地表坡度大于,30,度，则细粒土不易聚集，水分条件也差，也不利于泥流发生，故融冻泥流一般发生在二三度至十余度的斜坡上。在坡度较大地段，泥流常呈舌状下移，形成泥流坡坎。在坡度很缓的地方则成片状摊开，停积后成为平台状的泥流阶地。,融冻泥流堆积物沉积特征：,1,无层理和无分选性,融冻泥流常由大小碎石与泥沙混杂组成，即使泥质成分高达,50,只见带棱角的石块杂乱穿插其中，这和冰馈泥砾有相似之处。,2,碎石排列规则,如泥流堆积物中有许多扁平碎石（与山地基岩岩性有关，沉积岩风化后易产生扁平碎石），它们在蠕动过程中，都沿阻力最小的方向顺坡排列，石块扁平面和地面一致，长轴多平行干运动方向。,3,碎屑成分单纯,由于泥流堆积物搬运距离短,4,堆积物结构的特点,细粒土为主的堆积中常有草皮和泥炭夹层，并产生揉皱和断裂，这是由于泥流顺坡蠕动时，各层流速不一，表层流速较快，因而可以把泥炭、淤泥、草皮等卷进剖面中，并产生褶皱和圆柱体结构。,5,碎石表面特征,以碎石为主的堆积物中，碎石表面可产生磨光面和擦痕，但和冰碛物中的不同一般短而浅，比较杂乱，磨光面包不如冰质物显著。,此外，泥流堆积物中一般不合巨砾，但如果是冰碛物再搬运，则可能台有巨砾。在这种情况下，两者较难区分，但经融冻泥流再搬运的冰碛物，必然失去原来冰碛物的一些特征，如碎石扁平度增加，冰川堆积物的结构发生改变等。,与上述融冻泥流堆积物中褶皱构造形态类似的还有多年冻土上部活动层的融冻扰动构造，但两者成因完全不同，前者是融冻泥流在运动中造成的，后者是冻土层内冻胀揉皱的反映。,当活动层于每年秋末自地表向下冻结时，由于底部的多年冻结层起着顶托作用，结果使中间的末冻结的含水土层受冻胀挤压而产生塑性变形。这种变形极为普遍，特别是粘土物质接近胶体状态时的变形更为剧烈，这种现象称为融冻扰动。,融冻扰动常表现为各种不规则的微褶皱层，如组成物质粗粒不等，并相互平行成层，经过融冻扰动，可以相互包裹和穿插，产生袋状构造或包裹体。而在均质的细粒土中，则可造成均匀的褶皱层。,这种融冻变形的特点是，上下地层均未经变动，只有插入其中的沉积层发生变形。由此可以和地壳运动造成的构造明确区别开来。同时融冻变形的深度有一定范围，一般以多年冻土上限为界，所以与冰川流动造成的挤压构造也不同，后者可以发生在基岩上，造成较大规模的形变。,二、冻土地貌的发育特征,（一）冻土地貌发育历史,冻土地貌的发育与多年冻土的形成与演化密切相关。目前，,比较一致的看法是，地壳表层的多年冻土大部分是从第四纪冰期时发展起来的,。但在全新世期间，也有新生冻土的形成。,如以我国青藏高原为例，在昆仑山垭口早更新世湖相地层中有插入其中的融冻扰动，说明高原在第四纪第一次冰期时即有多年冻土产生。但是目前在高原上所见的大量古冻土地貌以晚更新世产生的为主，如沱沱河谷地的古冰楔，唐古拉山南坡的古巨型多边形土，都是在晚更新世冰期产生的。这就说明,青藏高原现存冻土基本上是从晚更新世开始发育的,。,北半球高纬度连续冻土带发育有厚达数百米的多年冻土，,其形成时间则更早,。如亚洲北部极地区有两层冻土层，中间隔以中更新世的,海侵地层,，说明其下的冻土形成于海侵以前。从,冻土厚度与温度波动周期的关系,也可说明这一点。据研究，,400450,年,气候波动周期只能影响到地下,5070m,的深处，所以厚达数百米的冻土层必然是长周期气候波动的产物。,另一方面，某些地区确是全新世形成的新生冻土，,如冰后期大陆冰盖退却后发育的冻土，全新世地层中产生的冻土，在它们当中形成的冻土地貌都是很年青的。,随着冰后期气温的上升，从总的说来，全球多年冻土处于退化趋势，这时冻土地貌的发展具有重大影响。,首先，,冻土地貌的范围缩窄了，,如欧洲古冻土南界曾经伸展到北纬,42,度的法国中部与多璃河中游，而现在已退缩到北纬,68,度的挪威北部；我国东北古冻土也曾分布到北纬,42,度附近，而现在南界北移到北纬,47,度,49,度处。,山地多年冻土下界也有上升，,如阿尔卑斯山下界上升,250m,以上，我国多数山地冻土下界亦上升,5001000m,。,其次，冻土退化引起冻土地貌类型和规模的显著变化，,如古冰楔在第四纪冰期时曾在我国有广泛的发育，但目前即使在青藏高原上也很少见到现代正在发育的脉冰。巨型多边形土是极地平原特有的冻土地貌，第四纪冰期时也曾在青藏高原上得到发育、而,现代的高原气候条件则无法生成,。但随着冻土的退化，上限的降低，,热融作用及其生成的地貌现象则得到日益广泛的扩展,。,（三）冻土地貌发育的地区分异,冻土地貌发育的地区分异十分明显。,在海洋性气候区，,由于雪线温度接近零度，甚至出现正温，冰川可以延伸到森林带内，加之降水量又大，形成较厚的雪盖，,所以很难形成多年冻土,。这种情况不仅存在于中低纬度高山高原地带，在大陆冰川外围也是如此。如由于海洋性气候的影响，冰期时北美大陆冰盖外围无苔原带，因而多年冻土不发育。,在大陆性干燥气候区内，,虽然雪线附近的气温很低，造成一定垂直距程的高山苔原带，但,由于降水太少，山地主要被荒漠半荒漠所占据，,所以冻土也不发育，除冻融风化造成的,石海、石河,外，其他冻土地貌类型均不多见。,在大陆性半干燥气候区，,低温与适量的水分相配合，又由于气温周期性（日、年）变动幅度较大，,最有利于冻土的生成，冻土地貌类型较齐全。,冰川地貌和冻土地貌的地区分异特征各不相同。,海洋性气候有利于冰川的生成,，海洋性冰川作用强，但冻土地貌不发育；,大陆性气候不利于冰川的生成，,大陆性冰川作用弱，但冻土地貌发育（除极其干燥区外）。,两者有向相反方向发展的趋势,。,（三）冻土区坡地发育阶段,冻土区坡地发育阶段在不同的地质地貌条件下有显著的差异。,冻土区最常见的地带性坡地是,融冻泥流坡,，其特征是：,坡面作为一个整体被塑造，很少被沟谷所切割，在冻土形成之前的沟谷已在很大程度上被融冻泥流堆积物所填充和消除。,从宏观形态看，融冻泥流,坡地是平整的、均一的,，坡地纵剖面常呈,拉长了的,S,型,，有时呈,完全的直线坡,，覆盖在坡地上的物质越细，则坡面越平直和缓。比较均一的融冻泥流坡，多出现在相对均质的岩石上。有时在有地下冰透镜体的斜坡上，由于热融滑场而造成许多滑塌体，可以破坏坡地的均一性。,融冻泥流坡地在演化的,开始阶段,，常因岩性和原始地形的影响而,凹凸不平,，凹地、沟谷或构造破碎处最先成为融冻泥流活动的场所。,至,成熟阶段,，融冻泥流已搬运走大量物质，使坡地,相对平滑,，小的局部差异己不太显著，坡地发育逐渐成为整体，在坡地中、下部形成均一的碎屑覆盖层。,至,后期阶段,，坡地的起伏已完全消失，并形成具有,稳定角的平滑坡,，然而坡地的发育并,未停止,，坡角随着坡面上碎肩物粒径变小而减小。当河流不能搬走坡脚处的融冻泥流堆积物时，碎屑物则填满凹地、而其上方的坡地仍然朝着稳定坡发展，平行后退，最后坡面上完全被粒径相似的碎屑所覆盖，出现,15,度坡面,，表现为一种,准平原状态,。,冻土区另一类坡地叫,高夷平台地坡,。其特征是有一个基岩构成的平坦台状山顶，叫做,秃裸台地,，四周被一系列冻融台地所围绕。台地面的宽度变化在几十米与几百米之间，长度可达,1km,。通常围绕秃裸台地的最上面一级冻融台地是连续的，而下面各级台地是断续的。台地面边缘较陡，在,20,度,50,度之间，高度一般为,57m,，有时可达几十米。,高夷平台地坡的,大部分区域被冻融风化碎屑所覆盖，台坎则基岩裸露,。它的形成是在寒冷气候下，差异冻融风化作用的结果，使台坎向上逐渐后退，碎石物质下移，细粒土则被融冻泥流带定，并且把坡地夷平。这种演化总的结果是整个坡地的降低，顶上的秃裸台地首先消失，台地级数减少，最后台坎消失，地形又趋向和缓一致。,从冻土区坡地演化可以看出、,在地壳相对稳定的条件下，冻融作用可以使地表日趋和缓，最后达到准平原化。,所以在寒冷气候条件下，冻融作用是一种强有力的夷平作用，一方面风化搬运，一方面堆积，最后可以造成,冻融夷平面,，其上保留着孤立的残丘。其演化所需要的时间，随原始地形、岩石抗冻融作用的能力，以及融冻泥流过程的强度等而异。,思考与复习题,1,、冻土是怎样形成的,?,其分布有哪些特点？,2,、试述冻土构造特征。,3,、什么是洞脉冰,?,4,、地下水在冻土中是怎样分布的,?,5,、冻土地区有哪些地貌类型,?,其特点是什么？,6,、什么叫热融地貌,?,