地貌学08冻土地貌

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1、地貌学主讲人：林叶彬forrestbin@gmail.com冻土冻土地貌冻土地貌的发育地貌学—冻土地貌第八章冻土地貌极地、亚极地地区和中低纬的高山、高原地区，在较强的大陆性气候条件下，气温极低，降水量很少，地表没有积雪，地面裸露。在这样条件下，将0℃或0℃以下并含有冰的地表冻结土层，称为冻土(Frozenground)。冻土随季节变化或昼夜变化而发生周期性的融冻，如果冬季土层冻结，夏季全部融化，叫季节冻土。如多年处于冻结状态土层，仅在夏季冻土表层融化，下部仍处于冻结状态，称为多年冻土(Permafrost)。在

2、多年冻土区，地下土层常年冻结，地表发生季节性的冻融作用，形成一些特殊的地貌，称为冻土地貌。在冰川边缘地区也能形成一些冻融作用的地貌，所以冻土地貌也称冰缘地貌(Periglaciallandforms)。地貌学—冻土地貌一、冻土（一）冻土的分布世界上冻土总面积约为3500万平方公里，占地球全部大陆面积的25%。俄罗斯和加拿大是冻土分布最广的国家。我国多年冻土分布在东北北部地区、西北高山区及青藏高原地区。冻土面积约215万平方公里，占全国总面积的22.3%。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌（二）冻土的厚度多年冻土分

3、上下两层，上层每年夏季融化，冬季冻结，叫活动层（Activelayer)；下层常年处在冻结状态，叫永冻层(Permafrost)。多年冻土的厚度从高纬到低纬逐渐减薄，以至完全消失。多年冻土从高纬到低纬不仅厚度变薄，而且由连续的冻土带过渡到不连续的冻土带。多年冻土不连续带是由许多分散的冻土块体组成，这些分散的冻土块体称为岛状冻土（Permafrostislands)。中、低纬度的高山高原地区，多年冻土的厚度主要受海拔控制。一般来说，海拔愈高，地温愈低，冻土层愈厚，永冻层顶面埋藏深度也较浅。海拔每升高100～150

4、m，年平均地温约降低1℃，永冻层顶面埋藏深度减小0.2～0.3m。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌冻土的厚度虽然受纬度和海拔高度的控制，但在同一纬度和同一高度处的冻土厚度还有差别，这和其它自然地理条件有关。1．气候的影响大陆性半干旱气候较有利于冻土的形成，而温暖湿润的海洋性气候不利于冻土的发育，因而在地处欧亚大陆内部的半干旱气候区的冻土南界（北纬47°）比受海洋性气候影响较大的北美冻土南界（北纬52°）要更南一些。另外，在纬度和高度相同的条件下，大陆性半干旱气候区的冻土厚度比海洋性气候区的要大。

5、地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌2．岩性的影响砂土导热率较高，易透水，不利于冻土的形成，泥炭的导热率最低，最有利于冻土的发育。在连续冻土带，往往在潮湿粘土区的永冻层顶面埋深比砂砾石区的要浅，厚度比砂砾石区的也要大。在不连续冻土带，泥炭粘土组成的地区往往发育许多岛状冻土。3．植被和雪盖的影响冬季，植被和雪盖阻碍土壤热量散失；夏季，植被和雪盖减少地面受热。因此，在有雪盖和植被的地区，地面年温差减小。地貌学—冻土地貌例如大兴安岭落叶松、桦树林区和青藏高原的高山草甸地区，能使地表年温差比附近裸露地面降低4°～5℃，永冻

6、层顶面深度变浅，永冻层厚度相对增大，活动层厚度相对减小。4．坡向和坡度的影响坡向和坡度直接影响地表接受太阳辐射的热量。阳坡日照时间长，受热多于阴坡，因而在同一高度、不同坡向冻土的深度、分布高度和地温状况都不同，冻土的厚度也不同。地貌学—冻土地貌根据观测，昆仑山西大滩不同坡向的山坡，在同一高度和同一深度的阴坡地温比阳坡地温要低2°～3℃，阴坡冻土的厚度也要大一些，冻土分布下界高度较阳坡低100m。坡向对冻土发育的影响还随坡度减小而减弱，如大兴安岭当坡度为20°～30°时，南北坡同一高度处的地温相差2°～3℃。随着

7、坡度减小，不同坡向的同一高度地温差减小，冻土厚度的差别也要小一些。（三）冻土的结构活动层的厚度随纬度和高度的增大而减小，它的冻融深度与每年冬夏季节的温度有关，多年冻土层中常出现隔年冻结层和融区的多层的结构特征。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌多年冻土中的地下冰(Groundice)有多种形式，有充填在土壤颗粒孔隙中的小冰针(Needleice)，也有填充在裂隙中的脉冰(Veinice)和冰楔(Icewedges)，还有成为泥炭核心的巨大冰透镜体(Lenseice)。地貌学—冻土地貌此外，多年冻土

8、中还有地下水。它们分布在冻土层的上部、中间或下部。在多年冻土层中，冻土、地下冰和地下水三者之间的互相影响和互为消长是通过热量交换过程进行的。在这一过程中将形成许多冻土地貌。地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌地貌学—冻土地貌（四）冻土的热状态多年冻土的热状态是由地热自然增温和气温的影响而变化的。从地表往下地温逐渐增高，地热自然增温率平均约3℃