冰川冻土投稿经验

（一）冰缘、冻土作用

在地球表面，除去复盖在陆地基岩和松散堆积物表面之上的冰川外，还有一种分布在这些岩层近地表的冰缘和冻土现象。这是一种与土壤中水和地下水有联系的冰冻或结冰现象。

在地质、地貌文献中，常常把冻土现象与冰缘现象当做同义语。实际上这两种现象不尽是一致的。冰缘现象最初被理解为发生于冰期和分布在冰缘地区的冰冻和其他有关现象的综合体。这种现象是在冰川直接影响下形成的。由于接近冰川，所以叫做冰缘带。

冰川的出现，进一步使当地的气候变冷，这种变冷波及离冰川很远的广大地区。在一些地区，气候寒冷而干燥，虽然不能发生冰川，但却可以产生冻土。因此，冻土不仅可以分布在冰川边缘，而且也可以分布在远离冰川的广大寒冷地区。此外，冻土不仅形成于冰期，而且也可以形成于冰川消失以后的寒冷气候环境中。冰缘和冻土都是气候变冷造成的，是一种同族现象，但其形成环境、时间和分布地区却不尽相同。冰川对于冰川底部和冰缘地带的冻土是直接原因，但对于离冰川很远的地区，却是一种间接的条件。冻土是一种比冰川分布面积较广的现象。

现时是一个既不属于冰期也不属于间冰期的时期，叫做冰后期。现时冰川和冻土面积占陆地面积的23.24%，或51,000000km2，其中既是冰川区又是冻土区的面积为16200000km2。冰川以外的多年冻土面积为35,000,000km2左右。冻土分布在两极和高山地带及中纬地带的土壤等温线低于0℃的地区。

冻土作用是充于岩石中的游离水、毛细水和微粘着的薄膜水的一种结冰和融解过程。这种过程改造着岩石和地形。在这种过程中形成的地形和堆积物，叫做冻土（冻岩）地形和堆积物（或冻土）。

根据冻土作用的时间，将其分做季节冻土作用和长年（永久）冻土作用两类。第一类出现在由地表至季节冻结深度以上的范围内。这个范围叫做季节冻结带或活动层。这是一个冬季冻结、夏季融解的层（带）。永久（多年）冰冻作用出现在季节冻融深度以下。多年冻结层的深度也是各个地区不同的。季节冻土和多年冻土的厚度取决于当地的和区域的地形、气候条件，以及冻结岩的成分、结构、湿度和地下水的类型等。气候越冷，季节性冻土层越浅。在冰川以下和近冰川边缘气候剧冷的地带，季节冻土层很浅或没有季节冻土层，而永久冻土层的深度却很大；反之，气候稍暖，季节性冻土较深，永久冻土却较浅或甚至没有永冻层。永冻层的厚度变化很大，由数米至数百米。地形的高度和坡度位置，影响着气温并从而影响着季节和永久冻土层的厚度。冻结岩石的裂隙和孔隙度高、湿度大，也有利于冻土的发展。

冻土作用和冰冻风化作用不是同义语。后者只是冻土作用的一部分。冻土作用包括冰冻风化作用、冰冻剥蚀作用和堆积作用。冰冻风化作用是在岩石冻结和融解的影响下所产生的岩石崩解过程。这种崩解所产生的松散堆积物，是一种物理风化残积物，即石质残积物（风化壳）。冰冻风化产物在冻土作用的进一步作用下，发生迁移并形成新的冻土地形。其中包括冻土剥蚀地形和堆积地形。

（二）冻土地形和堆积物

1.裂隙多角土

（1）粘土表面结冰形成的裂隙网多角土这是一种平缓的和微凸的微型地形。裂隙中的冰冻结所产生的压力，使界于裂隙间的粘土产生向上的凸起（图7-7）。

图7-7各种小同类型的冻结裂隙

图A为裂隙的发展：a—裂隙发展于活动层中，示达到永冻层；b—裂隙发展于永冻层中，开始穿透水冻层，c—裂隙发展于低温冻结地中。图B为在活动层中的裂隙：a—初始阶段；b、c—后期阶段；d—在砾石层中

（2）大裂隙多角土（时常为四角形）这种裂隙沿一个方向的长度可达数十米。不同方向的裂隙，形成沟纹，将近地表冻结层切成块段。沿裂隙时常出现泥炭或含有大量冰的其他松散堆积物。这些堆积物是在裂隙形成后的气候温暖季节，冰融水沉积作用的结果。当气温明显下降时，裂隙中的水或含大量水的堆积物冻结成为冰楔。冰楔由于体积膨大而高凸。冰楔有时高达1m以外，宽可及数米。

2.冻土丘或冻结丘

（1）小冻土丘这是一种微型的冻上鼓起。通常高达1m左右，直径数米，顶部平缓，呈馒头状。这种小丘通常成群地出现在平缓的冻土地带，形成“冻丘海”这种小丘是由于在近地表土层中，部分地下水集中并冻结的结果。冰冻结后体积增大并使地表鼓起。有时小丘鼓起后，由于产生冰裂隙或由于底部冰的融解，从而导致被鼓起的表层复原陷落，形成凹陷，并由凹陷向外围流出底部融解所产生的泥浆。这样的冰冻丘，叫做泥冻丘。

（2）大冻土丘高可达数十米，直径达100m乃至数百米。这是一种较大规模的富水层（多为呈透镜状的富水层）冻结所产生向上膨胀作用的结果。含水较多的透镜体或夹层，冻结形成地下冰的透镜体或冰层（冰基、冰盘、冰株等）。其表面覆盖的含水性较小的岩层，被抬高所形成的，冻土丘的高度和规模，取决于地下水层的厚度和面积。大冻土丘的顶部一般都较平缓，并常被冰冻裂隙和鼓胀的张裂隙所分割（图7-8）

3.永冻构造土永冻构造土是一种受过构造变动的冻岩（冻土）层。构造土中的断层和褶皱不是通常所说的构造运动形成的，而是在冰冻点周围的岩层或松散堆积物的温度多次变化所引起的。冻结层各部分体积膨胀不平衡，引起断层错动和褶皱，改变了岩层的结构。构造土形成的地形分为格状和带状的，分别叫做格状构造土和带状构造土。

图7-8冻结丘发展示意图（a、b据Müller,1959）

a—格林兰型冻结丘；b—马金花型冻结丘；1-4示明被永久冻土所覆盖的为水所饱和的未冻结的沉积物的发展阶段；1为湖泊及下伏的有关未冻结层；2为由于湖泊变浅和湖积物的冻结而使永冻土扩散；3为深部饱和的未冻结的沉积物中的水静压力引起地面膨胀；4图的冰完全被永冻土所覆盖；c—由于局部分结冰的出现而形成的丘陵；d—为水所饱和的阶地砂的季节性冻结形成的丘陵（砂土覆有不透水层，箭头示永冻土侵入方向和由于水压力而向上侵位的方向）

石环是一种格状构造土。环的横剖面宽度一般为0.5—3m，由一些较粗的岩块和岩屑组成。被石环圈着的是一个种由微粒碎屑物质构成的微凸的微型地形（图7-9）。所有组成石环及被其包围的微地形的物质都叫做构造土。石环也像多角土一样，多分布在较平缓的冻结地带。成群分布的石环构成石环海（图7-10）。但与多角土不同的是粗粒物质多。石环的产生也是冻结和融解多次交替的结果。这种交替过程使岩石崩解并产生碎屑物质。被吸收到碎屑物质中的水分，由于冻结而使其体积膨胀。如碎屑的颗粒是不均匀的，则细粒物质吸收水分较多，体积膨胀得也较大。这样就对被其包围的粗粒物质产生压力。如组成粗粒物质的岩石孔度较大，完全可以容纳这种膨胀的体积，则虽受到来自周围细粒物质的压力，也可以使岩石没有多少变化（例如在气孔状玄武岩或孔度较大的砂岩中）。但如果组成粗粒物质的岩石的孔度较小，则在冻结过程中，将由于受到来自周围的细粒物质的膨胀压力而产生破碎和崩解，并产生变位。在多次这样的作用下，粗粒碎块被推移、滑动或挤压到冰冻裂隙中，沿着多角裂隙形成石环。细粒物质也产生变形，形成断层和褶皱。

图7-9在松散堆积物中形成的中、小型冻土地形示意图块

a—山上阶地；b—石流；c—石河d—石瓣；e—泥流阶地；f—泥流坝；g—蠕动流；h—多角土

石带是一种带状的石块，带宽一般为0.5—1.5m。石带与其间的细粒物质的条带互相交替。石带产生于斜坡上，带的方向随斜坡而变化。石带是上述冰冻作用与冰缘泥流作用相结合的产物。石质条带的产生过程与上述石环类似，只是由于产生在斜坡上，除细粒物质所产生的膨胀压力而外，尚有沿斜坡向下滑动力量的作用。因此，产生顺斜坡方向延长的条带，而不产生石环。石带及其间的泥流中，也都有冰冻作用所产生的断层和褶皱的痕迹。

图7-10石环图块

图7-11泥流阶地

4.冻土阶地冻土阶地（图7-11）是由于冰冻风化和泥流作用产生的。冻土阶地发生在冻结的山岳和丘陵顶部或上部，具有一个陡坡和平缓的表面。陡坡高几米至数十米，表面宽可达数百米，并被崩积物和泥流所覆盖。

山上冻土阶地的形成主要是冰冻风化对山坡上较陡峭地段的下部破坏的结果。由于陡坡段的下部含水较多，冰冻风化也较剧烈。陡坡下部剧烈崩解引起上部的崩落和地滑。在融解水较多时，细粒物质过饱和形成泥流，覆盖在缓坡上形成阶地表面。

5.热岩溶热岩溶是由气候转暖和地下冰融解形成的一种土质沉陷作用。也可以由于垦殖、放牧或其他原因引起植被破坏导致地下冰的融解，形成热岩溶。热岩溶可使土质沉陷形成凹陷。凹陷中可集水成为湖沼。热岩溶凹陷或盆地的形态和规模是多种多样的，可呈圆形、多角形、格状或半月形。最大的热岩溶凹陷盆地直径可达数公里。在热岩溶凹陷之间，隔着高凸的窄梁。热岩溶盆地中的充水，大都是季节性的，多发生在融解量较大的夏季。但在一些地下冰量较大的地区，热岩溶凹陷中的充水现象也可以是常年的。

在热岩溶的沉陷过程中，有时形成边缘裂隙。在剧烈冰冻的岩石中，由于大量地下冰的融解，有时形成倒置地形，即在冰冻丘陵上产生热岩溶盆地。因为丘陵的底部，地下冰层较厚，融解后所产生的沉陷也较大。

在冰冻裂隙被侵蚀和热岩溶沉陷过程中，裂隙圈界着的地形突出来，形成一种孤立的高凸的或锥形的小丘叫做热岩溶丘或冻土残丘。