地質(zhì)地貌第十章-凍土地貌的形成及特征

第十章凍土地貌的形成及特征第一節(jié)凍土的形成第二節(jié)凍土地貌的形成及特征第三節(jié)融凍堆積與凍土地貌的發(fā)育特點在高緯度的極地、亞極地及中低緯度的高山高原地區(qū)，如果處于較強的大陸性氣候條件下，地溫常處于零溫或負溫，降水少，大部分又滲入土層中，不能積雪成冰，而土層的上部常發(fā)生周期性（年、日）的凍融，下部則長期處于凍結(jié)狀態(tài)，這樣的土層就是多年凍土層。由多年凍土層中的凍融作用而產(chǎn)生的地貌稱為凍土地貌。凍融過程是寒冷氣候條件下特有的地貌過程。凍土地區(qū)發(fā)生的一系列特殊的地貌作用，如冰劈、凍脹、融陷、融凍泥流等，都是凍融過程的不同表現(xiàn)形式。凍土地貌也稱冰緣地貌。冰緣原指冰川邊緣地區(qū)，現(xiàn)已泛指所有不被冰川覆蓋的氣候嚴寒地區(qū)，大致與多年凍土區(qū)相當。第一節(jié)凍土的形成一、凍土概述（一）凍土的基本特征凡處于零溫或負溫，并含有冰的各種土（巖），統(tǒng)稱為凍土。凍土按其凍結(jié)時間的長短，可分為季節(jié)凍土和多年凍土兩類。前者指冬季凍結(jié)、夏季全部融化的土層；后者指凍結(jié)持續(xù)多年，甚至可達數(shù)萬年的土層。冬季凍結(jié)，一二年不融化的土層稱為隔年凍土。它是上述兩類凍土之間的過渡類型。多年凍土可分為上下兩層，上層為夏融冬凍的活動層，下層為多年凍結(jié)層?；顒訉釉诙緝鼋Y(jié)時與多年凍結(jié)層能完全連接起來，稱為銜接多年凍土?；顒訉釉诙緝鼋Y(jié)時不與多年凍結(jié)層銜接，其間隔有一層未凍結(jié)的土層，稱為不銜接多年凍土。如今夏融化深度小于去冬凍結(jié)深度，結(jié)果便在活動層與多年凍結(jié)層之間出現(xiàn)一薄層（一般厚10~20cm），稱為隔年凍結(jié)層（簡稱隔年層）。隔年層可以保留一年或數(shù)年。

（二）凍土的分布規(guī)律凍土在地球上的分布具有明顯的緯度地帶性和高度地帶性。在水平方向和垂直方向上，多年凍土帶都可分出連續(xù)多年凍土帶和不連續(xù)多年凍土帶。后者又可分為具有島伏融區(qū)的多年凍土亞帶和具有大面積融區(qū)的島狀凍土亞帶。所謂融區(qū)是指多年凍土帶內(nèi)的融土分布地區(qū)。融區(qū)可分為兩類：一類是融土從地表向下穿透整個凍土層，稱為貫通融區(qū)；另一類是融土未穿透整個凍土層，其下仍有多年凍土存在，叫做非貫通融區(qū)。在多年凍土區(qū)的大河河床、湖泊底部及溫泉的周圍往往形成貫通融區(qū)，而小河河床、部分河漫灘及階地、湖泊四周可能形成非貫通融區(qū)。多年凍土區(qū)與非多年凍土區(qū)之間的界線，在水平方向上稱為多年凍土南界（北半球），在垂直方向上稱為多年凍土下界。隨著多年凍土動態(tài)變化，南界和下界亦不斷發(fā)生變化，并且在各種非地帶性因素影響下，分界線也往往不是一條直線。自極地向低緯度方向，多年凍土分布的特征是上限逐漸加大，厚度不斷減小，年平均地溫相應升高。在北極諸島，上限趨近地面，凍土厚度達1000m以上，年平均地溫低達-15℃；在連續(xù)凍土帶南部，厚度減至100m以內(nèi)，地溫增至-3~-5℃左右，在南界附近（約北緯48度），凍土層厚度僅1~2m，池溫接近0℃。我國東北北部大興安嶺一帶屬北半球多年凍土帶南緣，大約每向北移110km，多年凍土年平均地溫下降1~1.5℃，厚度增加20m左右。中低緯度高山高原地區(qū)的凍土分布，主要受海拔高程的控制。一般來說，海拔愈高，凍土上限深度愈小，厚度愈大，地溫愈低。例如在我國境內(nèi)，海拔每升高100~150m，凍土上限深度減小0.2~0.3m，厚度增加30m，年平均地溫降低1℃。此外，高山高原凍土帶亦受緯度變化的影響，如青藏高原地區(qū)大約南移100~200km，地溫升高0.5~1℃，凍土厚度減小10~20m。由此看來，由高度控制的凍土動態(tài)變化遠較由緯度控制的為劇烈，這是和自然地帶總的分布狀況相一致的。多年凍土分布防有明顯的地帶性規(guī)律外，還受具體的地質(zhì)地貌等自然因素影響，而具有一定的非地帶性規(guī)律。這些因素有：（1）海陸分布（2）巖性和含水量（3）坡向和坡度（4）植被與雪蓋（1）海陸分布。溫暖溫潤的海洋性氣候不利于凍土的發(fā)育，所以北半球亞歐大陸凍土帶自西向東，南界不斷南移，在蒙古和我國東北達到最南界限（北緯47度）。到前蘇聯(lián)遠東部分，又受太平洋影響，南界北移。在北美，海洋的影響較亞歐大陸更強，南界在北緯52度附近。在阿拉斯加西海岸．由于強烈的海洋性氣候影響，即使緯度很高也無多年凍土。（2）巖性和含水量。土顆粒粗細及含水量多少直接決定著土的熱物理性質(zhì)，從而影響到凍土地溫和厚度。粗顆粒土導熱率高，透水性大，含水量小，不利于凍土發(fā)育，細顆粒土則相反。所以在連續(xù)凍土帶，往往在潮濕的細粒土地段較沙礫石地段凍土上限埋深小，凍土厚度大，地溫低；在不連續(xù)凍土帶，由泥炭、粘土等細土組成的沼澤化地段一般也有凍土島存在。在基巖地區(qū)，一般小孔性巖石較大孔性巖石凍結(jié)深度大，差值可達幾十米。（3）坡向和坡度。坡向和坡度直接影響地表接受太陽輻射的程度。陽坡日照時間長，受熱多于陰坡，上限深度兩者可差0.3~0.75m左右。昆侖山西大灘南北兩側(cè)山坡同一高度與同一深度處地溫相差2~3℃，北坡凍土下界較南坡低100m。坡向?qū)鐾恋挠绊戨S坡度增大而增加，如在大興安嶺，當坡度為20度~30度時，南北坡地溫可相差2~3℃，隨著坡度減小，坡向影響減弱?，F(xiàn)有觀測資料證明，陡坡的凍土上限深度比緩坡深0.2~0.25m左右，這主要是因為陡坡物質(zhì)較粗，含水量少的緣故。（4）植被與雪蓋。植被能減小地表的溫度較差，并有效地阻礙太陽輻射到達土層，從而使凍土上限深度減小。如大興安嶺落葉松樺樹林和青藏高原的高山草甸都能使地表溫度年較差減小4~5℃。特別是沼澤化地表，由于水分充足，草類茂盛，泥炭發(fā)育，因而凍土上限一般都只有0.3~0.4m，年平均地溫低于一般地段1~1.5℃。雪蓋的作用隨著積雪厚度和形成時間而不同。薄層雪蓋和夏季積雪對地表起冷卻作用，因前者對太陽輻射起反射作用，后者阻礙地表從大氣吸收熱量，因而有利于凍土的發(fā)育；相反，厚層雪蓋和冬季積雪對地表起保溫作用，對凍土生成不利。二、地下冰與凍土構(gòu)造的特征地下冰的存在是凍土的最基本特征，也是構(gòu)成凍土的主要成分。據(jù)成因及埋藏形式可以分為組織冰、洞脈冰和埋藏冰三類。（一）組織冰土層中原有的水分凍結(jié)生成的地下冰稱為組織冰，是地下冰中分布最少、總量最多、冰的聚合體最小的一種?？煞譃橄铝兴姆N：（1）膠結(jié)冰。含水量較少、顆粒較粗的松散沉積物中的水分在快速凍結(jié)條件下形成膠結(jié)冰，即水分在原地凍結(jié)，基本上沒有水分遷移作用參與，因而土粒幾乎不發(fā)生位移，僅被冰膠結(jié)在一起。在含水量較大的沙礫石土層中，膠結(jié)冰可包裹在沙礫表面，使凍土具有礫巖狀構(gòu)造。但一般說來，膠結(jié)冰的冰晶細微，肉眼不易觀察到單個冰晶。（2）分凝冰。含水量較多、顆粒較細的松散沉積物中的水分在緩慢凍結(jié)過程中形成的地下冰叫做分凝冰，其最主要特點是在凍結(jié)過程中有水分遷移作用參與。凍土中這種水分遷移作用稱為聚冰作用，對凍土物理力學性質(zhì)的形成具有重要意義。因為在凍土中，水與冰處于不同的溫度和不同的蒸氣壓之下，這就必然會發(fā)生水分子和蒸氣分子的移動。飽和蒸氣壓較大的液相上的蒸氣分子不斷地轉(zhuǎn)移到飽和蒸氣壓較小的固相冰體上凝結(jié)起來，使冰體不斷增大，在土中形成肉眼可見的冰聚合體。在緩慢凍結(jié)的條件下，土粒之間的水分就以這種毛細管作用的形式被曳引至凍結(jié)面上。在過濕的細粒土孔隙中，分凝冰往往垂直于凍結(jié)面而伸長，形成冰針。隨著冰針不斷向上增長，能將其上的沙子或小石托起，這種上舉力可以很大，因為冰晶體增長時可以產(chǎn)生很大的壓力，當白天冰針融化時，被其頂托的礫石就會失去平衡而向一側(cè)傾倒。這個過程反復進行，沙石就逐漸被抬升和傾移。這是凍土表面物質(zhì)進行自然分選和緩慢遷移的一種方式，對寒冷環(huán)境下地貌形成過程有一定意義。分凝冰的晶體顆粒較膠結(jié)冰大，一般為5~10mm。冰層厚度不等，大者可達20~30mm，冰體較純，具有結(jié)晶方位定向性。其分布不如膠結(jié)冰廣泛，往往見于較低洼的河漫灘、低階地及盆地和平緩山坡的坡麓等地貌部位。（3）侵入冰。重力水在壓力作用下遷移時凍結(jié)形成侵入冰。如果活動層厚度大，而且與下伏巖層間膠結(jié)較弱時，則常在層狀巖石的薄弱帶，或強風化基巖與上覆松散沉積物的接觸帶形成一層平整的侵入冰。在相反的情況下，則形成地下冰核（冰透鏡體），表層凍土被抬升，產(chǎn)生不均勻凍脹，地表形成冰丘。這種情況多出現(xiàn)在第四紀松散堆積層中，特別是在充水的粗粒上中更易產(chǎn)生。侵入冰冰體較膠結(jié)冰和分凝冰為大，多具有棱柱狀結(jié)構(gòu)。（4）裂隙冰。當水分在松散沉積物和基巖的節(jié)理、裂隙或風化破碎帶、構(gòu)造斷裂帶中凍結(jié)成冰時，便形成裂隙冰，其分布深度較大，形態(tài)規(guī)律不一，一般與土和基巖呈不整合。（二）洞脈冰由地表注入裂隙或洞穴中的水凍結(jié)成冰，形成洞脈冰。其又可分為脈冰和洞穴冰兩種。（1）脈冰。脈冰是由地表水注入土巖垂直裂隙中凍結(jié)而成的。充填冰體的裂隙是在凍融風化作用中不斷擴大形成的。裂隙形成之后，地表水乘隙注人，由于裂隙四壁圍巖的負溫，水很快在其中凍結(jié)起來，形成脈冰。脈冰對圍巖起著極大的破壞作用，使裂隙更加擴大。這種作用叫做冰劈作用。由于地表水周期性的注入，因而在型隙中多次重復凍結(jié)而成的脈冰稱為復脈冰。復脈冰具有垂直條帶狀構(gòu)造，一層條帶代表一個年層（冰年層）。因為脈冰常深入到多年凍結(jié)層內(nèi)，所以在溫暖季節(jié)，只有處于季節(jié)融化層范圍內(nèi)的脈冰上部才被融化消失，而深入到多年凍結(jié)層中的脈冰下部則仍然保存。到了寒冷季節(jié)，整個凍土又發(fā)生體積不均衡變化，重新在地面構(gòu)成型隙，而這些裂隙又往往出現(xiàn)在原來地下保存有脈冰的地方，于是在裂隙中又貫入新的垂直冰年層。這樣，裂隙不斷擴大，冰年層數(shù)目越來越多。這種具有垂直冰年層的復脈冰稱為冰楔。在冰楔中部，冰年層最新，由此向兩側(cè)，冰年層依次變老。由于早期冰年層被逐漸擠向兩測，圍巖層理也受壓而發(fā)生向上彎曲。冰楔的形成是有條件的，除了有深入到多年凍結(jié)層的裂隙，其中為復脈冰所充填外，圍巖巖性也是一個重要的條件。只有當圍巖具有較大可塑性時，水在裂隙中才能反復凍結(jié)，發(fā)生體積膨脹，對其側(cè)面不斷發(fā)生擠壓，當圍巖被擠壓得很緊密時，冰楔也就停止發(fā)展。所以冰楔常發(fā)育在由潮濕的細粒土組成的河涅灘或沼澤化低地。在粗粒土中，只有含冰量特大時才能發(fā)生。所以在鑒別古冰楔時，圍巖巖性和是否有彎曲的層理是個重要的標志。脈冰和冰楔的形成需要嚴寒的氣候條件，現(xiàn)代脈冰一般分布于年平均地溫低于-3度的地方。冰楔可分為后生冰楔和同生冰楔兩類。前者指冰楔形成于寒凍裂隙所分裂的沉積層之后，后者指冰楔與沉積層同時生成。后生冰楔規(guī)模較小，平均寬度約數(shù)十厘米，深度常不足1m；同生冰楔因冰聚合體規(guī)模較大，故冰楔寬可達5~8m，最大深度達40m以上，主要分布在高緯度極地平原地區(qū)，是前蘇聯(lián)境內(nèi)地下大冰體的主要類型。規(guī)模巨大的同生冰楔的形成是由于多年凍土上限隨著堆積物不斷加積而上升，促使冰楔隨之增長，所以這類冰楔多形成于構(gòu)造沉降地區(qū)，發(fā)育歷史較為悠久。

與冰楔形態(tài)相似，但裂隙中充填的不是脈冰，而是松散土類物質(zhì)的，叫做土楔或沙楔。土楔可能是從冰楔演變來的，當裂隙內(nèi)的脈冰完全融化后，沙土代替冰體充填于楔內(nèi)，于是形成土楔，所以可把土楔視作古冰楔。

（2）洞穴冰。凍土區(qū)的洞穴內(nèi)，由地表水注入凍結(jié)形成的冰體，稱為洞穴冰。這種冰只占據(jù)洞穴的一部分，可以是凝華冰、滲入冰及普通的凍結(jié)冰。（三）埋藏冰地表冰體被堆積物掩埋，形成埋藏冰，常為一些透鏡狀冰體。按其成因可分為凍結(jié)冰和冰川冰，前者指冰椎、河冰、湖冰等被堆積物所埋藏的冰體；后者指現(xiàn)代冰川邊緣埋藏在冰磧物下的冰體。地下冰在凍土中的數(shù)量、分布及其與土中其他成分的位置關(guān)系構(gòu)成的各種凍土構(gòu)造可分為三種基本類型。（1）整體構(gòu)造。冰粒均勻分布于土粒之間，冰與土膠結(jié)成整體，稱為整體構(gòu)造或粒狀構(gòu)造。（2）層狀構(gòu)造。土中分凝冰生長時，冰晶可楔進塑性土體形成冰片，冰片大致成水平分布，稱為層狀構(gòu)造。（3）網(wǎng)狀構(gòu)造。由于凍結(jié)面下的土層水分向上遷移，土層發(fā)生干縮，形成一組垂直于凍結(jié)面的裂隙。這些裂隙中的水分在遷移過程中凍結(jié)成細脈冰后，與水平冰層共同組成網(wǎng)狀構(gòu)造。多數(shù)多年凍土是在沉積作用完成之后自上而下凍結(jié)而成的，這種凍土叫做后生凍土。其構(gòu)造特征是冰少，多為整體構(gòu)造及層狀構(gòu)造；在含冰較多時，層狀構(gòu)造之冰片自上而下變移，使冰片加厚；基巖凍結(jié)時，僅在裂隙中形成裂隙冰，但在現(xiàn)代堆積地區(qū)，如沖積平原、發(fā)展中的三角洲和洪積扇、干枯的湖沼等地區(qū)，有時可見到在沉積過程中發(fā)生凍結(jié)，因而產(chǎn)生自下而上生長的多年凍土，這種凍土叫做同生凍土。其構(gòu)造特征是含冰量大，多為層狀及網(wǎng)狀構(gòu)造，冰片在垂直剖面上的分布較均勻。在自然界中常見后生凍土與同生凍土共同混合形成的凍土，如多年凍土的下層是后生的，而上層是同生的，這種凍土稱為多生凍土。三、凍土中的地下水的特征凍土層中的水分，不僅有固態(tài)的，還有一部分液態(tài)的。地下水與整個凍土層有密切的聯(lián)系，一方面凍土影響并控制地下水的運行與循環(huán)，另一方面地下水也對凍土溫度和厚度產(chǎn)生明顯的影響。同時，地下水與地下冰也不時發(fā)生熱量交換與相態(tài)轉(zhuǎn)變，其消失的依賴關(guān)系尤為顯著。可見凍土、地下冰和地下水三者通過熱量交換過程構(gòu)成一個不可分割的整體。根據(jù)多年凍土區(qū)地下水與凍土層的位置關(guān)系，凍土中的地下水可以劃分為凍結(jié)層上水、凍結(jié)層間水和凍結(jié)層下水三類。（一）凍結(jié)層上水該類地下水埋藏于季節(jié)融化層中，以多年凍結(jié)層為隔水底板，具有自由水面，相當于非凍土區(qū)潛水。凍結(jié)層上水由于距離地表近，易受氣候變化影響，故動態(tài)不穩(wěn)定。冬季，上部土層凍結(jié)時，其下未凍結(jié)的水具有承壓性。銜接凍土中的層上水，在寒季處于固態(tài)，其他時間為液態(tài)；不銜接凍土中的層上水，其下部終年處于液態(tài)。層上水的主要補給來源是大氣降水和冰雪融水，有時還要受到通過融區(qū)上升的凍結(jié)層下水補給。凍結(jié)層上水在多年凍土區(qū)有廣泛的分布，它對土層的水分狀況影響很大，因而也影響土的熱物理性質(zhì)。并且因為它主要受大氣降水的補給，水分由地表下滲，攜帶熱量沿凍結(jié)面流動，所以往往加大了季融層的深度和融化速度。然而當凍結(jié)層上水停滯而形成沼澤時，卻可以起降低地溫的作用。（二）凍結(jié)層間水當多年凍結(jié)層中夾有融土層時，在融土層中的地下水便成為凍結(jié)層間水。層間水有時孤立地埋藏著，但一般多成為凍結(jié)層上水和層下水之間的通道，形成垂直的或水平的運動。與凍結(jié)層上水不同，層間水沒有季節(jié)相變過程。其原因在于它處于不停的運動狀態(tài)中，所以雖處于周圍皆為負溫的上層中，而仍能始終保持其液態(tài)。層間水與凍結(jié)層隨多年凍土層的動態(tài)變化，也能產(chǎn)生多年的變化，即當多年凍土退化時，能使層間水活動范圍擴大，水量增加；當多年凍土發(fā)展時，層間水范圍縮窄，水量相應減少。（三）凍結(jié)層下水凍結(jié)層下水是深埋于多年凍結(jié)層下的地下水，通常是承壓水，具有正溫，并隨深度增加而增溫，相當于非凍土區(qū)的深層水。層下水是凍土區(qū)大型建設的主要供水水源。凍結(jié)層下水常以上升泉形式出露于地表，對凍土層影響很大。特別是沿構(gòu)造斷裂帶出露的溫泉，往往形成貫通整個凍土層的融區(qū)。如唐古拉山北坡沿西北向和近南北向兩組斷裂交匯處出露的溫泉，水溫終年高達40-72℃，使當?shù)氐亩嗄陜鐾料Ф纬梢坏責崛趨^(qū)。第二節(jié)凍土地貌的形成及特征多年凍土地區(qū)的主要地貌作用是凍融作用。凍土層中的地下冰和地下水，由于溫度周期性的正負變化，不斷發(fā)生相變和遷移，于是土層經(jīng)受反復的凍融并發(fā)生應力變形，產(chǎn)生凍脹、融陷、流變等一系列不同于非凍土區(qū)的力學表現(xiàn)。凍融反復交替及由之引起的一系列復雜過程稱為凍融作用。凍融作用是寒冷氣候條件下特有的地貌過程，它使巖石遭受破壞，松散沉積物受到分選和干擾，凍土層發(fā)生變形，從而塑造出各種類型的凍土地貌。一、石海與石河的形成（一）石海的特點基巖經(jīng)劇烈的凍融風化破壞產(chǎn)生一大片巨石角礫，角礫就地堆積在平坦地面上，形成石海。在多年凍土地區(qū)的平坦山頂或緩坡上，這種以不同厚度堆積的崩解物往往沒有明顯的運動，或沿地面稍有移動。石海形成后，一方面很少運動，一方面又因缺少細粒物質(zhì)，凍融分選難于進行，這樣石海能長期保存下來。所以在第四紀冰期嚴寒氣候下形成的古石海常可保留至今，目前在許多地點已有發(fā)現(xiàn)。（二）石河的特點長當山坡上凍融崩解產(chǎn)生的大量碎屑充塞凹槽或溝谷時，由于厚度加大，可在重力作用下發(fā)生整體運動，形成石河。和石海一樣，山地基巖巖性對石河的形成具有重要意義。局部地形條件的差異，也可引起石河發(fā)育程度的不同，如凍融風化強烈的坡向就有利于石河的形成。對于石河的運動方式，一般認為巖塊沿著濕潤的碎屑墊面或多年凍結(jié)層頂面在重力作用下移動，這里溫度變化可能也起著一定的作用，它會引起碎屑空隙中水分的反復凍結(jié)和融解，導致石河體積的膨脹和收縮，因而更有助于向下運動。石河的運動速率較低，多呈蠕動狀態(tài)。流速在中央和邊緣部分有差別。正因流速的差異，使石河的橫斷面形態(tài)呈微凸形，因此山坡水流在兩側(cè)集中，起一定淘洗作用。在夏融季節(jié)，石河底部有水流，可以把底部少量細粒物質(zhì)帶走，并產(chǎn)生一定的下切作用，使石河規(guī)模得以擴展。巖塊經(jīng)過長期運動，可以被搬運至山麓停積下來，形成石流扇。在比較濕潤的氣候條件下，發(fā)育于高山苔原帶的石河甚至能伸到高山森林帶的上部，如在貢噶山、念青唐古拉山東段，都能見到石河。石河停止運動是氣候轉(zhuǎn)暖的標志之一。當石河不再移動時，角礫表面開始生長地衣苔解，并產(chǎn)生次生風化現(xiàn)象，甚至可以在石河上生長樹木或推積有產(chǎn)狀未變動的更晚的第四紀沉積。這些古石河一船多分布在多年凍土南界和下界附近。石冰川是一種大型的石河。當冰川退縮后，聚集在冰斗和冰槽谷中的冰饋物順谷地下移，可以形成石冰川、其內(nèi)部?？蓭в斜ū?。由凍融崩解產(chǎn)生的倒石堆巖塊循冰川谷移動，也可形成石川冰。近年來還發(fā)現(xiàn)，山麓帶上的早期冰饋物后被構(gòu)造運動拾升，在近期寒冷氣候下受到凍融作用，又把它們搬運到山谷中形成巨大石冰川。石冰川的運動較慢，呈蠕動狀態(tài)，據(jù)對阿拉斯加某石冰川測量，末端表面速率為1~1.5m/a，末端底部只有0.3~1m/a，原因是該石冰川上層2~3m是凍結(jié)的，凍脹作用對運動速率有一定影響。二、構(gòu)造土的特征構(gòu)造土是多年凍土地區(qū)廣泛分布的一種微地貌形態(tài)。由松散沉積物組成的地表因凍裂作用和凍融分選作用而形成網(wǎng)格式地面，單個網(wǎng)眼呈近于對稱的幾何形態(tài)，如環(huán)形、多邊形或帶狀。根據(jù)組成成分和作用性質(zhì)的差別，可分為泥質(zhì)構(gòu)造土和石質(zhì)構(gòu)造土兩類。（一）泥質(zhì)構(gòu)造土土層凍結(jié)之后，如溫度繼續(xù)降低，可引起地面收縮，產(chǎn)生裂隙；或者土層干縮，也能形成裂隙。這些裂隙在平面上組成多邊形，裂隙所圍繞的中間地面略有突起，這種形態(tài)稱為泥質(zhì)構(gòu)造土，通稱多邊形土。（二）石質(zhì)構(gòu)造土在飽和水分、顆粒大小混雜的松散土層中，當活動層上部凍結(jié)時，地面和其中的礫石一起被抬高、在礫石底部出現(xiàn)空隙的同時，空隙就會被尚未凍結(jié)的松散土層所填塞；當夏季融化時地面下陷，但礫石由于底部空隙已被填充，不能再回到原來位置。凍融過程反復進行，礫石就一次一次地被擠向地面，最后被分選到地面上來。除垂直方向的凍融分選作用外．還有水平方向的分選。由于地表首先被網(wǎng)狀裂隙所分割，又由于含水較多的細粒往往集中在網(wǎng)眼的中心，所以凍結(jié)時產(chǎn)生不均勻凍脹，已移近地表的礫石逐漸向邊緣的裂隙方向移動，結(jié)果大的礫石就被集中分布到邊緣裂隙附近，細粒土和細小碎石集中在中心，最后在平面上形成一個以粗礫為外緣的石環(huán)或石多邊形。這是最典型的石質(zhì)構(gòu)造土。在凍融分選過程中，大礫石較小礫石上升得快，向邊緣移動得也快。因此，有時在大石環(huán)內(nèi)部還可見到次一級的、由小礫石組成的小石環(huán)。由于形成石環(huán)必須要有一定比例的細粒土（一般不少于總體積的25％~35％），而且土層要有充足的水分，所以石環(huán)多發(fā)育在平坦?jié)駶櫟牡匦尾课?，如河漫灘、洪積扇邊緣等地。石環(huán)的規(guī)模相差懸殊，在極地高緯度地區(qū)徑長可達數(shù)十米、而在中低緯度高山高原地區(qū)，一般從數(shù)十厘米到數(shù)米。這種大小的差異主要反映氣候條件決定的凍脹和凍融分選強度上的差別。此外，巖性條件也有一定關(guān)系，因為它影響到崩解碎屑粒徑的大小。當石環(huán)的形態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)檫吘壜∑鸲醒氲拖?，石塊表面布滿地衣苔蘚，細粒土部分生長茂密草類時，表示石環(huán)已停止發(fā)育。這種古石環(huán)是古礫土存在的重要標志之一。在斜坡上，凍融分選在重力作用和融凍泥流作用參與下可以形成另一種石質(zhì)構(gòu)造土——石圈。石圈呈橢圓形，前端有由石塊構(gòu)成的石堤。在比較陡峻的山坡上，由凍融崩解產(chǎn)生的碎屑，再經(jīng)凍融分選，將其中較大的巖塊集中在縱長延伸的裂隙中，形成石帶。石帶與石河不同，它成一細窄的條帶，寬度往往只有幾十厘米；而且地形上不形成凹地，巖塊只是垂直鑲嵌在裂隙中順坡伸延、一列列直立的石帶被細粒土所分開。在極地山坡上，隨著地形坡度的加大，可以由石環(huán)過渡到石圈，再過渡到石帶。三、冰丘與冰錐的形成及其特征（一）冰丘的形成地下水受凍結(jié)地面和下部多年凍結(jié)層的遏阻起成為土丘，稱為冰丘或凍脹丘。冰丘可分為一年生冰丘和多年生冰丘。在冬季，土層由上而下凍結(jié)時，縮小了凍結(jié)層上水的過水斷面，使地下水承壓；同時在凍結(jié)過程中，水向凍結(jié)面轉(zhuǎn)移（水分遷移），形成地下冰層。當水凍結(jié)成冰時，體積增大，產(chǎn)生很大膨脹力。隨著凍結(jié)深度的增加，當冰的膨脹力和水的壓力增加到超過上覆土層的強度時，地表就會發(fā)生隆起，形成冰丘。融化季節(jié)，冰丘消失，地而又回復原位、這種冰丘稱為一年生冰丘。多年生冰丘是由凍結(jié)層間水和層下水補給而形成的，位于多年凍結(jié)層中，只有上部才處于活動層中。這種冰丘可保持幾十年，甚至上百年，在一年內(nèi)隨著季節(jié)變化只有少量的起落。（二）冰錐的形成在冬季流出封凍地表的地下水和流出冰面的河水凍結(jié)后形成丘狀隆起的冰體稱為冰錐。地下水冰錐的成因與冰丘相似，冰丘的地下水凍結(jié)后，以冰核形式埋于地表以下。形成冰錐的地下水，在土層強度較小的地方噴出地面，隨溫度的降低和壓力的減小而逐漸凍結(jié)，形成覆蓋于地表的冰體。地下水冰錐往往沿著凍結(jié)層上水的流路，呈串珠狀分布，多出現(xiàn)在山麓洪積扇邊緣、洼地和山坡坡腳等處。河冰錐的形成是當冬季河水上層結(jié)冰以后，過水斷面收縮，河水流動受限制而漸具承壓性。上部冰層越厚，其下流水承壓越大，當壓力達到一定程度時，河水就能沖破河冰的裂隙溢出冰面，凍結(jié)形成冰錐。絕大部分冰錐是一年生的，每年冬未初春為冰錐的主要發(fā)展時期。此期出現(xiàn)的噴泉成間歇噴發(fā)，即當水噴出地面后，內(nèi)部壓力降低，但經(jīng)過一個時期承壓水壓力又增大，水又從新的突破口噴出。這樣就使冰錐不斷向上發(fā)展，形成錐形冰體。春末以后，冰錐停止增長，然后逐漸消融，一般至夏未融完消失。但如果冰錐的補給地下水是凍結(jié)層間水或?qū)酉滤?，則可保留較長時間，冰錐的規(guī)模也比較巨大。四、雪蝕洼地與凍融巖屑錐雪蝕作用是由積雪場頻繁的晝夜凍融作用所產(chǎn)生的一種侵蝕作用。在山坡洼地中，由于雪的聚積而形成坡地雪場。雪場的邊緣和底部凍融作用強烈，基巖被破壞成大小不等的巖屑，巖屑在重力和融雪水的作用下被搬運到坡麓，并使雪場四周及底部逐漸蝕退和蝕低，形成一種規(guī)模不大的洼地，稱為雪蝕洼地。洼地的分布高度往往是不規(guī)則的。步變冷的情況下，雪線附近的雪蝕掛地也可發(fā)育成為冰斗。出口處無高起的陡坎，這但是雪蝕洼地在氣候進一步變冷的情況下，雪線附近的雪蝕洼地也可發(fā)育為冰斗。在雪蝕洼地形成過程中，凍融風化碎屑物堆積在坡麓，呈錐狀，稱為凍融巖屑錐。隨著碎屑的不斷堆積，錐體互相連接而成裙或帶。五、熱融地貌的特點熱融地貌是指由于熱融作用而產(chǎn)生的地貌現(xiàn)象。由于氣候轉(zhuǎn)暖或人類活動，破壞了多年凍土的熱平衡狀態(tài)，引起季節(jié)融化層深度加大，上限降低，多年凍土上部地下冰發(fā)生融化。冰融化以后土體體積縮小，使上覆土層自行下沉；同時冰變成水后，沿土粒之間的孔隙排出，并使融化后的細粒土成為稀釋體，從而進一步使土層壓縮下沉。這種過程稱為熱融作用。對各種不同構(gòu)造的凍土而言，經(jīng)熱融作用后的壓縮下沉情況也各不相同。一般整體構(gòu)造凍土融化后，結(jié)構(gòu)變化較小，因此其物理力學性質(zhì)與凍結(jié)時相比變化不大；層狀和網(wǎng)狀構(gòu)造凍土，特別是其中含有厚層或透鏡體地下冰時，解凍后結(jié)構(gòu)變化很大，往往造成大幅度的陣陷和滑塌，在地面上可造成各種類型的熱融地貌。熱融地貌可分為兩種：熱融滑塌和熱融沉陷。兩者成因基本相同，但前者主要發(fā)生在斜坡地面，而后者則主要產(chǎn)生在平坦地面。（一）熱融滑塌斜坡上的地下冰融化．土體沿融凍界面移動而造成熱融滑塌。熱融滑塌開始形成時呈新月型，以后逐漸溯源發(fā)展，形成長條形、支叉形等，在3~5度的山坡上，常形成圍椅形沉陷式滑塌；大于5度的山坡，可形成長條形牽引式滑塌的山坡，大于16度的山坡，熱融滑塌現(xiàn)象比較少見。發(fā)育完善的熱融滑塌可以分為三個區(qū)：上部為流動區(qū)，斜坡坡度越大，流動區(qū)越長；中部為塑性變形區(qū)，形成一個或若干個舌形階地（一般一年形成一個）；下部為穩(wěn)定區(qū)。由于滑塌體年復一年地發(fā)展，上述三個區(qū)的位置也會發(fā)生變化。熱融滑塌與一般滑坡的區(qū)別是：無大面積土體同時滑動，且厚度不大，呈牽引式逐步滑塌。其厚度只稍大于該地季節(jié)融化深度，因此一般不超過3m。一般大型熱融滑塌體長200余米，寬達數(shù)十米，滑塌后壁高1.5~2.5m。熱融滑塌自發(fā)生到消亡大約歷時3~5年，每年青季開始滑塌，至夏季達到高潮，夏末以后逐漸停息。在開始發(fā)展時速度較快，每年可溯源數(shù)十米，當土坡中所埋藏的冰層完全融化后，滑塌便告終止。一般是厚層地下冰越發(fā)育，山坡坡度越大，熱融滑塌發(fā)展也越快。（二）熱融沉陷平坦地表地下冰的融化，可導致地表產(chǎn)生各種負地形。由熱融沉陷形成的地貌有沉陷漏斗（直徑數(shù)米）、淺洼地（深數(shù)十厘米至數(shù)米，徑長可達數(shù)百米）、沉陷盆地（規(guī)模大者可達數(shù)平方公里）等。當這些凹地積水時，就形成熱融湖。多年凍土發(fā)育的平原或高原地區(qū)，大大小小的熱融湖星羅棋布。在熱融湖下部，多年凍土上限下降或甚至轉(zhuǎn)變成融區(qū)的現(xiàn)象說明湖水對凍土有傳熱作用，因此隨著湖水深度的加大，必將引起熱融沉陷過程的進一步發(fā)展。熱融湖的發(fā)展過程：①雛形階段，多呈弧形陷裂或碟形凹地；②幼年階段，季節(jié)性積水，水熱作用較大；②成年階段，隨著熱融面積和深度的增大，匯水面積增加，變成常年性湖，熱融速度加快；④衰老階段，因湖底的地下冰已經(jīng)融完或基本融完，停止繼續(xù)下沉擴大，地表徑流卻加強了堆積，使湖底逐漸淤積而變淺。第三節(jié)融凍堆積與凍土地貌的發(fā)育特點一、融凍堆積的特點融凍堆積物是寒冷氣候條件下一種特殊類型的堆積物，其中分布最廣泛的是融凍泥流堆積物。坡地上由凍融風化產(chǎn)生的碎屑物，在一定水分參與下，受重力作用和反復凍融交替作用，順坡向下緩慢移動，堆積于坡麓或洼地中，形成融凍泥流堆積物。融凍泥流可分為表層泥流和深層泥流。表層泥流發(fā)生在多年凍土區(qū)的活動層上部，或在凍結(jié)深度大而融化緩慢的季節(jié)凍土層上，具有分布廣、規(guī)模小、流動較快的特點。在高山草甸帶表現(xiàn)為草皮蠕動。深層泥流常分布在排水不良的緩坡，以地下冰或多年凍結(jié)層為滑動面，緩慢移動，長可達幾百米，寬幾十米。融凍泥流的產(chǎn)生，除氣候條件外，地表必須有一定數(shù)量的持水性好的細粒土和一定的坡度。如果地表物質(zhì)粗大，水分可以自由下滲，土層不能浸濕，就不能形成泥流。如果地表坡度大于30度，則細粒土不易聚集，水分條件也差，也不利于泥流發(fā)生，故融凍泥流一般發(fā)生在二三度至十余度的斜坡上。在坡度較大地段，泥流常呈舌狀下移，形成泥流坡坎。在坡度很緩的地方則成片狀攤開，停積后成為平臺狀的泥流階地。融凍泥流堆積物沉積特征：1．無層理和無分選性融凍泥流常由大小碎石與泥沙混雜組成，即使泥質(zhì)成分高達50％只見帶棱角的石塊雜亂穿插其中，這和冰饋泥礫有相似之處。2．碎石排列規(guī)則如泥流堆積物中有許多扁平碎石（與山地基巖巖性有關(guān)，沉積巖風化后易產(chǎn)生扁平碎石），它們在蠕動過程中，都沿阻力最小的方向順坡排列，石塊扁平面和地面一致，長軸多平行干運動方向。3．碎屑成分單純由于泥流堆積物搬運距離短4．堆積物結(jié)構(gòu)的特點細粒土為主的堆積中常有草皮和泥炭夾層，并產(chǎn)生揉皺和斷裂，這是由于泥流順坡蠕動時，各層流速不一，表層流速較快，因而可以把泥炭、淤泥、草皮等卷進剖面中，并產(chǎn)生褶皺和圓柱體結(jié)構(gòu)。5．碎石表面特征以碎石為主的堆積物中，碎石表面可產(chǎn)生磨光面和擦痕，但和冰磧物中的不同一般短而淺，比較雜亂，磨光面包不如冰質(zhì)物顯著。此外，泥流堆積物中一般不合巨礫，但如果是冰磧物再搬運，則可能臺有巨礫。在這種情況下，兩者較難區(qū)分，但經(jīng)融凍泥流再搬運的冰磧物，必然失去原來冰磧物的一些特征，如碎石扁平度增加，冰川堆積物的結(jié)構(gòu)發(fā)生改變等。與上述融凍泥流堆積物中褶皺構(gòu)造形態(tài)類似的還有多年凍土上部活動層的融凍擾動構(gòu)造，但兩者成因完全不同，前者是融凍泥流在運動中造成的，后者是凍土層內(nèi)凍脹揉皺的反映。當活動層于每年秋末自地表向下凍結(jié)時，由于底部的多年凍結(jié)層起著頂托作用，結(jié)果使中間的末凍結(jié)的含水土層受凍脹擠壓而產(chǎn)生塑性變形。這種變形極為普遍，特別是粘土物質(zhì)接近膠體狀態(tài)時的變形更為劇烈，這種現(xiàn)象稱為融凍擾動。融凍擾動常表現(xiàn)為各種不規(guī)則的微褶皺層，如組成物質(zhì)粗粒不等，并相互平行成層，經(jīng)過融凍擾動，可以相互包裹和穿插，產(chǎn)生袋狀構(gòu)造或包裹體。而在均質(zhì)的細粒土中，則可造成均勻的褶皺層。這種融凍變形的特點是，上下地層均未經(jīng)變動，只有插入其中的沉積層發(fā)生變形。由此可以和地殼運動造成的構(gòu)造明確區(qū)別開來。同時融凍變形的深度有一定范圍，一般以多年凍土上限為界，所以與冰川流動造成的擠壓構(gòu)造也不同，后者可以發(fā)生在基巖上，造成較大規(guī)模的形變。二、凍土地貌的發(fā)育特征（一）凍土地貌發(fā)育歷史凍土地貌的發(fā)育與多年凍土的形成與演化密切相關(guān)。目前，比較一致的看法是，地殼表層的多年凍土大部分是從第四紀冰期時發(fā)展起來的。但在全新世期間，也有新生凍土的形成。如以我國青藏高原為例，在昆侖山埡口早更新世湖相地層中有插入其中的融凍擾動，說明高原在第四紀第一次冰期時即有多年凍土產(chǎn)生。但是目前在高原上所見的大量古凍土地貌以晚更新世產(chǎn)生的為主，如沱沱河谷地的古冰楔，唐古拉山南坡的古巨型多邊形土，都是在晚更新世冰期產(chǎn)生的。這就說明青藏高原現(xiàn)存凍土基本上是從晚更新世開始發(fā)育的。北半球高緯度連續(xù)凍土帶發(fā)育有厚達數(shù)百米的多年凍土，其形成時間則更早。如亞洲北部極地區(qū)有兩層凍土層，中間隔以中更新世的海侵地層，說明其下的凍土形成于海侵以前。從凍土厚度與溫度波動周期的關(guān)系也可說明這一點。據(jù)研究，400~450年氣候波動周期只能影響到地下50~70m的深處，所以厚達數(shù)百米的凍土層必然是長周期氣候波動的產(chǎn)物。另一方面，某些地區(qū)確是全新世形成的新生凍土，如冰后期大陸冰蓋退卻后發(fā)育的凍土，全新世地層中產(chǎn)生的凍土，在它們當中形成的凍土地貌都是很年青的。隨著冰后期氣溫的上升，從總的說來，全球多年凍土處于退化趨勢，這時凍土地貌的發(fā)展具有重大影響。首先，凍土地貌的范圍縮窄了，如歐洲古凍土南界曾經(jīng)伸展到北緯42度的法國中部與多璃河中游，而現(xiàn)在已退縮到北緯68度的挪威北部；我國東北古凍土也曾分布到北緯42度附近，而現(xiàn)在南界北移到北緯47度~49度處。山地多年凍土下界也有上升，如阿爾卑斯山下界上升250m以上，我國多數(shù)山地凍土下界亦上升500~1000m。其次，凍土退化引起凍土地貌類型和規(guī)模的顯著變化，如古冰楔在第四紀冰期時曾在我國有廣泛的發(fā)育，但目前即使在青藏高原上也很少見到現(xiàn)代正在發(fā)育的脈冰。巨型多邊形土是極地平原特有的凍土地貌，第四紀冰期時也曾在青藏高原上得到發(fā)育、而現(xiàn)代的高原氣候條件則無法生成。但隨著凍土的退化，上限的降低，熱融作用及其生成的地貌現(xiàn)象則得到日益廣泛的擴展。（三）凍土地貌發(fā)育的地區(qū)分異凍土地貌發(fā)育的地區(qū)分異十分明顯。在海洋性氣候區(qū)，由于雪線溫度接近零度，甚至出現(xiàn)正溫，冰川可以延伸到森林帶內(nèi)，加之降水量又大，形成較厚的雪蓋，所以很難形成多年凍土。這種