冻土地貌dongtu dimao

在高纬和极地地区、中低纬高山、高原地区及冰川前缘地带，地温在0℃或0℃以下，降水量较少的地区极易形成多年冻土。多年冻土区，地下具有一定深度和一定厚度的冻土层，地表发生周期性冻融作用，使地表形成一系列特殊的地貌形态，称为冻土地貌。冻土地貌发育与所在的纬度、高度和地势有密切关系。在基岩裸露的山顶斜坡上，受冻裂作用，形成石海、石河、石冰川和寒冻岩柱等。在地势平坦以松散碎屑堆积物为主的地区，如有地下水的作用，可以形成冰冻丘、多边形土、石环、冰楔等。在斜坡上受重力作用和冻融分选形成石带和土溜阶坎等地貌形态。

冻土地貌Dongtu dimao

在极地、亚极地高纬和中低纬的高山、高原地区，地下具有一定厚度的冻土层，其地表在周期性冻融作用的影响下，形成一些特殊的地貌，称为冻土地貌。在冰川边缘地区气候也很寒冷，而且也有冻土分布，所以冰缘地貌也属冻土地貌。全世界冻土总面积约为3 500万平方公里，占全球大陆面积的25%。原苏联和加拿大是冻土分布最广的国家，原苏联有一半以上的领土为冻土分布区。我国冻土主要分布在东北北部山区，青藏高原及西北高山地区，冻土面积约215万平方公里，占全国总面积的22.3%。冻土可分为两类：冬季冻结，夏季全部融化，叫季节冻土；地表上部土层随季节变化或昼夜变化而发生周期性的冻融，下部土层则长期冻结，称为多年冻土。多年冻土上层随季节变化的部分叫活动层，常年处于冻结状态的下层称为永冻层。多年冻土的厚度从高纬向低纬逐渐减薄，以至完全消失。中、低纬度的高山高原地区，多年冻土主要受海拔高度控制。一般情况下，海拔愈高，冻土层愈厚。除受纬度和海拔高度的影响外，多年冻土的厚度和分布还与海陆分布状况、地形的坡向和坡度、岩性变化、植被和冰雪覆盖度等因素有一定关系。冻土是气候的产物，现在世界上的多年冻土绝大部分是第四纪冰期时遗留下来的。苏联学者认为西伯利亚北部的多年冻土自更新世以来就已经存在，在那里发现的披毛犀和猛犸象尸体，是现在已经灭绝了的更新世时期的哺乳动物。
在多年冻土地区，冻土层中的地下水和地下冰在周期性的气温正负变化影响下，使土层反复冻融，不断地发生相变和迁移，使土体或岩体遭到破坏或被扰动或产生移动等现象，称为冻融作用。冻融作用能形成各种冻土地貌。冻土地貌的发育与所在的纬度、高度和地势有密切的关系。在基岩裸露的山顶斜坡上，受寒冻风化作用影响，可形成石海、石河、石冰川和寒冻岩柱等地貌形态。在地势平坦以松散碎屑堆积物为主的地区，如有地下水的作用，可形成冰丘、冰楔、多边形土和石环等，在斜坡上可形成石带和土溜阶坎等地貌形态(图1)。
❶石海：在基岩裸露，平坦的山顶或缓坡处，受强烈的寒冻风化作用影响，使富节理、裂隙的坚硬岩石崩解破碎，形成巨砾，大面积堆积，称为石海。如山西省五台山顶的石海极为发育。石海形成后，组成石海的大石块很少移动，第四纪冰期时寒冷气候条件下形成的古石海常可保留至今。古石海是古气候的产物，它常发育在一定高度的山坡上，它的下限在一定地区有一定的高度，称为石海线。古石海线一般比同期古雪线要低200—300米。研究古石海线也是一条重要的气候地貌界线，由古石海线可以大致推断古雪线的高度。
❷石河：在寒冷气候条件下山坡上的基岩受寒冻风化作用影响，产生大量岩块碎屑，滚落到谷中堆积起来，在重力作用下沿着冻土层顶面，发生整体移动，形成石河。石河的运动速度较低，如瑞士山区的石河中央部分流速为1.35—1.55米/年，边缘部分为0.23—0.25米/年。石河中的岩块，经长期运动，搬运到山麓停积下来，形成石流扇。在冰川发育的地区，当冰川退缩后，聚集在冰斗和U形谷中的冰碛物或由寒冻风化产生的倒石堆，在冻融作用下顺谷地向下移动，叫作石冰川。它的长度可达300—400米，宽度与冰槽谷宽度有关。如阿拉斯加最大的石冰川长达3公里，末端高达60米。石冰川一般流速为1.0—1.5米/年。瑞士测到的石冰川最大流速为5米/年。
❸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—8米，深度可从1米至30—40米。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℃。据南极大陆、加拿大和阿拉斯加等地观测，冰楔的增长率大约为1毫米/年。和冰楔的情况相似，但裂隙中充填的不是冰，而是松散的砂土，称为砂楔。砂楔可从冰楔演变而来，当冰楔内的冰融化后，砂土充填楔内，成为砂楔；砂楔也可能是地表冻裂之后，直接由砂土充填其内而形成。砂楔是寒冷气候的产物，是古气候的重要标志，在我国东北北部和青藏高原的剖面中常可见到，最近几年先后在北纬40°左右的大同盆地和阳原盆地也发现晚更新世晚期的砂楔。如图1、图2所示，冰楔、砂楔在地表平面上呈多边形，故称为多边形构造土。
❹石环：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(图3、4)。石环的直径一般为0.5—2米，在极地可达10余米。如果地表上每个石环彼此相连，就组成石多边形，许多石多边形结合在一起，组成多边形网状土。石环的形成原因是：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(详见杨景春主编地貌学教程第128—130页)。石环一般形成在有一定比例细土地区，并且土中含有充足的水分，所以在河漫滩或洪积扇边缘常见石环发育。石环形成的速度较快。在祁连山某冰川边缘，冰川退缩不到两年，冰碛物中就发育有大量的石环，其直径可达4—5米。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，使大块砾石集中分布在纵长延伸的裂隙中，呈带状分布，称为石带。
❺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。当河流水面封冰后，使其冰面下水流压力增加，一部分水可能沿冰面裂隙溢出冰面，并很快在溢出口处冻结成丘状冰体，称地表水冰丘。湖面结冰后也能形成这种冰丘。在季节性结冻时，使活动层表层冻结，这样在活动层与永冻层之间的未冻结水体具有一定的承压性，压力很大，当承压水冲破表层冻结地面，并在其周围迅速冻结成丘状冰体，称为地下水冰丘。每年冬末春初为冰丘的主要发育时期。
❻冰核丘：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，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。一年生的冰核丘较小，一般高为数十厘米至数米，多年生冰核丘可达十余米至数十米高，直径长达30—70米不等。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。如我国青藏公路经过的昆仑山垭口处的冰核丘是发育在两组断层交叉部位上，有穿越多年冰土层的地下融道，水分来源充分，现已形成14米厚的地下冰透镜体，丘高20多米，长轴直径70—80米，短径30—40米，现在还在发展中。
❼土溜阶坎：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1米/年。
❽热喀斯特洼地：由于气候周期性的转暖，或人为开荒、伐树等原因，使永冻土层上部温度升高，地下冰融化，引起地面塌陷形成的洼地，称为热喀斯特洼地。洼地内常积水成湖。有些大的冰核丘，因气候转暖，冰核融化，也可形成洼地或湖泊。

图1 冻土地貌组合

a，冻融台地 b，石河源 c，石河 d，石环 e，融冻泥流舌与泥流坡坎 f，石带 g，冰丘 h，冰楔 i，多边形土

图2 多边形土

图3 石环

图4 石环的平面图

(a)和断面图 (b)c.细粒土； d.冻土层夏季解冰的深度

冻土地貌

又称“冰缘地貌”。以融冻作用为主，在冻土区所形成的一系列地质、地貌现象总称为冻土地貌。如石海、石川、冰冻结构土、泥流阶地和高原平台地等。