第八篇冻土地貌
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在此深度以下地温不发生年变化，而在地热影响下，随着 深度的增大而地温又不断地增加。
地温年变化深度 h0处的地温称年平均地温，用t p 表示。在 多年冻土区，t p 为负值，其值越低，冻土越厚。
由图6-2知，地表以下某一深度地温为零度处（a点所在的 深度h1 ），该深度以上的土层夏季融化，冬季冻结；该深 度以下的土层终年处于冻结状态，这一深度称为多年冻土 的上限。从地表到这一深度的距离 h1 为多年冻土上限的埋 深。多年冻土底部又达零度（c点所在的深度 hs ），这一深 度称为多年冻土的下限，其上为多年冻土层，其下为在地 球内部热能影响下的非冻层。多年冻土上下限之间的距离 为多年冻土的厚度(H)。
从高山到平原，多年冻土的上限也是逐渐加深，厚度不断减小。年平均地温不断升高。在 我国，海拔每升高100-150米，冻土上限深度减小0.2—0.3米，厚度增加30米。年平均地 温降低1℃.
在多年冻土区的大河河床，湖泊底部、及温泉的周围，往往形成从地表往下切穿整个冻土 层的贯通融区；在小河河床、部分河漫滩及阶地、湖泊周围，常形成部分切穿冻土层的非 贯通融区，它们将连续的多年冻土带分割成具有岛状融区的多年冻土带和具有大面积融区 的岛状冻土亚带。统称不连续多年冻土带。
形成机制和过程与石环十分近似，地表呈现出岩块、岩屑遍布，泥土呈斑装嵌在碎石之 间。
五 冻胀丘
地下水受冻结地面和下部多年冻结层的阻遏，在薄弱地带冻结膨胀，使地表变形，隆起成 为土丘，叫冻胀丘。
冻胀丘按存在时间，可分为一年生和多年生。由冻结层上水补给水的，一般形成一年生冻 胀丘；由深部冻结层下水补给的形成多年生冻胀丘。一年生冻胀丘，初冬开始隆起，待季 节融化层回冻结束，冻胀丘发育成熟，隆起达到顶峰，春天以后逐渐消失，一年生冻胀丘 在我国冻土区分布比较普遍，多年生冻胀丘也有出现。青藏公路62道班的冻胀丘，是多年 生冻胀丘的典型代表，也是目前我国已知最大的冰丘。底部直径为40～50米，高达20米， 似座小山（照片11）。它高大罕见，在学术界享有盛名。
隙，对围岩起着绝大的破坏作用。 二 冻胀 1.松散岩土层中的重力水（自由水）常冻结成透镜体或在不透水层上冻结为层冰，产生不
均匀冻胀，地表形成冰丘。 2. 松散层中的水分通过毛管作用，在土层孔隙中吸附冻结，形成冰针，随着冰针不断向上
增长，能将其上的沙粒和小石块托起，融化时又被摔下，使地面物质发生分异。 三 融陷 主要指冻结层上限下降引起的热融滑塌和沉陷。由于气候变化或人类活动引起， 四 融冻泥流 坡地上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，顺坡向下
六 冰锥 冬季融化层回冻，地下水压力增大，冲破上覆土层溢出地表，溢出口冰体逐渐增大升高， 并呈锥形。溢水边流边冻，并沿原地下水流路延伸，这样就形成了冰椎。
七 热融滑塌 斜坡上的地下冰融化，土体岩融冻界面移动造成热融滑塌。这种现象最早发现于青藏高原 风火山。养路工人取土修路，使路边斜坡的地下冰层暴露，夏天暴露的冰层融化，使上覆 草皮和土层失去支承而塌落下来。冰层融水稀释塌落物质呈流塑状态，在重力作用下缓缓 下滑。地下冰层继续融化，上边土层再次塌落，并使新的冰层继续露出。如此往复，经过 几个夏天的滑塌，就滑塌到坡顶 。
北半球冻土分布
多年冻土还受非地带性因素的影响： 1）海陆分布 2）岩性和含水量 3）坡向和坡度 4）植被与雪盖
三 冻土形成的原因
第二节 冻融作用 冻土中冰的存在，是冻土的最基本的特征，也是构成冻土的主要成分。冻土地貌的发育，
与地下冰的活动有关。 一 冰劈 由地表水注入岩土垂直裂隙中冻结而成的脉冰，形成冰楔，在冬冻夏融过程中不断扩大裂
第一节 冻土的结构和分布 一冻土的结构 1.冻土层的分化结构 凡处于零温或负温，并含有冰的各种岩土，统称冻土。 冻土按冻结时间的长短，可分为季节冻土和多年冻土。 多年冻土分为上下两层，上层为冬冻夏融的活动层，下层为多年冻结层。
2. 冻土层的温度结构
冻土层的温度是随气温而变化的。地温变化的幅度以地表为最大，随着深度加大而减小， 至某一深度，地温变幅等于零。这个深度称地温年变化深度（图6-2中的b点所在的深 度 h0 ）。
第八章 冻土地貌
在高纬的极地、亚极地及中地位的高山高原地区，其中处于较强的大陆性气候条件下的部 分，地温常处于零度或负温，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所形成的地貌，称为冻土地貌。 冻土地貌也称冰缘地貌。冰缘原指冰川边缘地区，现泛指所有不被冰川覆盖的气候严寒地 区。大致与多年冻土去相当。 多年冻土在地球上的分布面积3500万平方公里，约占陆地面积1／4，主要分布在俄罗斯 和加拿大。我国多年冻土面积215万平方公里，占全国面积的22.3％，主要分布于东北北 部山地、西北高山和青藏高原地区。
八 热融沉陷
平坦地表地下水融wenku.baidu.com，土体缩小，上覆土层自行下沉，形成沉陷漏斗、浅洼地、沉陷盆地， 积水时形成热融湖。
缓慢移动，形成融冻泥流。
第三节 冻土地貌
一 石海与石河 1. 石海 基岩经剧烈的冻融风化破坏，产生一大片巨石角砾，就地堆积在平坦地面上，形成石海。 平缓的岗地，缓坡 花岗岩、玄武岩、石英岩等富节理、硬度大的块状岩石。 2. 石河 当山坡上冻融崩解的产生的大量碎屑充塞槽谷，由于重力加大，发生整体移动，形成石河。
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。碎屑空隙中的水分的反复冻融，导致整个体积的膨胀和收缩，有助于向下移 动。 蠕移
三 石环 平缓而又粗细混杂的地表层，经冻融分选作用，使泥土岩屑集中在中间，岩块被排挤到周 边，呈多边形或近圆形，形成所谓的石环
四 泥质构造土
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：自极地向低纬方向，多年冻土 分布的特征是上限逐渐加深，厚度不断减小。在北极诸岛，上限趋近地面，冻土厚度达 1000米以上，年平均地温达-15℃；至60°左右，厚度减至100米以内，年平均地温增至 －3--－5℃左右；在南界（约北纬48°）冻土厚度仅1—2米，年平均地温接近0℃。我国 东北北部大兴安岭一带属北半球多年冻土带的南缘，大约每向北移110公里，多年冻土年 平均地温下降1—1.5℃，厚度增加20米左右。
地温年变化深度 h0处的地温称年平均地温，用t p 表示。在 多年冻土区，t p 为负值，其值越低，冻土越厚。
由图6-2知，地表以下某一深度地温为零度处（a点所在的 深度h1 ），该深度以上的土层夏季融化，冬季冻结；该深 度以下的土层终年处于冻结状态，这一深度称为多年冻土 的上限。从地表到这一深度的距离 h1 为多年冻土上限的埋 深。多年冻土底部又达零度（c点所在的深度 hs ），这一深 度称为多年冻土的下限，其上为多年冻土层，其下为在地 球内部热能影响下的非冻层。多年冻土上下限之间的距离 为多年冻土的厚度(H)。
从高山到平原，多年冻土的上限也是逐渐加深，厚度不断减小。年平均地温不断升高。在 我国，海拔每升高100-150米，冻土上限深度减小0.2—0.3米，厚度增加30米。年平均地 温降低1℃.
在多年冻土区的大河河床，湖泊底部、及温泉的周围，往往形成从地表往下切穿整个冻土 层的贯通融区；在小河河床、部分河漫滩及阶地、湖泊周围，常形成部分切穿冻土层的非 贯通融区，它们将连续的多年冻土带分割成具有岛状融区的多年冻土带和具有大面积融区 的岛状冻土亚带。统称不连续多年冻土带。
形成机制和过程与石环十分近似，地表呈现出岩块、岩屑遍布，泥土呈斑装嵌在碎石之 间。
五 冻胀丘
地下水受冻结地面和下部多年冻结层的阻遏，在薄弱地带冻结膨胀，使地表变形，隆起成 为土丘，叫冻胀丘。
冻胀丘按存在时间，可分为一年生和多年生。由冻结层上水补给水的，一般形成一年生冻 胀丘；由深部冻结层下水补给的形成多年生冻胀丘。一年生冻胀丘，初冬开始隆起，待季 节融化层回冻结束，冻胀丘发育成熟，隆起达到顶峰，春天以后逐渐消失，一年生冻胀丘 在我国冻土区分布比较普遍，多年生冻胀丘也有出现。青藏公路62道班的冻胀丘，是多年 生冻胀丘的典型代表，也是目前我国已知最大的冰丘。底部直径为40～50米，高达20米， 似座小山（照片11）。它高大罕见，在学术界享有盛名。
隙，对围岩起着绝大的破坏作用。 二 冻胀 1.松散岩土层中的重力水（自由水）常冻结成透镜体或在不透水层上冻结为层冰，产生不
均匀冻胀，地表形成冰丘。 2. 松散层中的水分通过毛管作用，在土层孔隙中吸附冻结，形成冰针，随着冰针不断向上
增长，能将其上的沙粒和小石块托起，融化时又被摔下，使地面物质发生分异。 三 融陷 主要指冻结层上限下降引起的热融滑塌和沉陷。由于气候变化或人类活动引起， 四 融冻泥流 坡地上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，顺坡向下
六 冰锥 冬季融化层回冻，地下水压力增大，冲破上覆土层溢出地表，溢出口冰体逐渐增大升高， 并呈锥形。溢水边流边冻，并沿原地下水流路延伸，这样就形成了冰椎。
七 热融滑塌 斜坡上的地下冰融化，土体岩融冻界面移动造成热融滑塌。这种现象最早发现于青藏高原 风火山。养路工人取土修路，使路边斜坡的地下冰层暴露，夏天暴露的冰层融化，使上覆 草皮和土层失去支承而塌落下来。冰层融水稀释塌落物质呈流塑状态，在重力作用下缓缓 下滑。地下冰层继续融化，上边土层再次塌落，并使新的冰层继续露出。如此往复，经过 几个夏天的滑塌，就滑塌到坡顶 。
北半球冻土分布
多年冻土还受非地带性因素的影响： 1）海陆分布 2）岩性和含水量 3）坡向和坡度 4）植被与雪盖
三 冻土形成的原因
第二节 冻融作用 冻土中冰的存在，是冻土的最基本的特征，也是构成冻土的主要成分。冻土地貌的发育，
与地下冰的活动有关。 一 冰劈 由地表水注入岩土垂直裂隙中冻结而成的脉冰，形成冰楔，在冬冻夏融过程中不断扩大裂
第一节 冻土的结构和分布 一冻土的结构 1.冻土层的分化结构 凡处于零温或负温，并含有冰的各种岩土，统称冻土。 冻土按冻结时间的长短，可分为季节冻土和多年冻土。 多年冻土分为上下两层，上层为冬冻夏融的活动层，下层为多年冻结层。
2. 冻土层的温度结构
冻土层的温度是随气温而变化的。地温变化的幅度以地表为最大，随着深度加大而减小， 至某一深度，地温变幅等于零。这个深度称地温年变化深度（图6-2中的b点所在的深 度 h0 ）。
第八章 冻土地貌
在高纬的极地、亚极地及中地位的高山高原地区，其中处于较强的大陆性气候条件下的部 分，地温常处于零度或负温，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所形成的地貌，称为冻土地貌。 冻土地貌也称冰缘地貌。冰缘原指冰川边缘地区，现泛指所有不被冰川覆盖的气候严寒地 区。大致与多年冻土去相当。 多年冻土在地球上的分布面积3500万平方公里，约占陆地面积1／4，主要分布在俄罗斯 和加拿大。我国多年冻土面积215万平方公里，占全国面积的22.3％，主要分布于东北北 部山地、西北高山和青藏高原地区。
八 热融沉陷
平坦地表地下水融wenku.baidu.com，土体缩小，上覆土层自行下沉，形成沉陷漏斗、浅洼地、沉陷盆地， 积水时形成热融湖。
缓慢移动，形成融冻泥流。
第三节 冻土地貌
一 石海与石河 1. 石海 基岩经剧烈的冻融风化破坏，产生一大片巨石角砾，就地堆积在平坦地面上，形成石海。 平缓的岗地，缓坡 花岗岩、玄武岩、石英岩等富节理、硬度大的块状岩石。 2. 石河 当山坡上冻融崩解的产生的大量碎屑充塞槽谷，由于重力加大，发生整体移动，形成石河。
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。碎屑空隙中的水分的反复冻融，导致整个体积的膨胀和收缩，有助于向下移 动。 蠕移
三 石环 平缓而又粗细混杂的地表层，经冻融分选作用，使泥土岩屑集中在中间，岩块被排挤到周 边，呈多边形或近圆形，形成所谓的石环
四 泥质构造土
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：自极地向低纬方向，多年冻土 分布的特征是上限逐渐加深，厚度不断减小。在北极诸岛，上限趋近地面，冻土厚度达 1000米以上，年平均地温达-15℃；至60°左右，厚度减至100米以内，年平均地温增至 －3--－5℃左右；在南界（约北纬48°）冻土厚度仅1—2米，年平均地温接近0℃。我国 东北北部大兴安岭一带属北半球多年冻土带的南缘，大约每向北移110公里，多年冻土年 平均地温下降1—1.5℃，厚度增加20米左右。