(四)我国多年冻土的主要特征

1、四、我国多年冻土的主要特征1.冻土的温度及厚度冻土温度和厚度反映着冻土的发育程度，其值大小对评价建筑地基稳定性有着重要意义。多年冻土的温度和厚度是进行各类型建筑地基基础设计不可缺少的依据。在介绍我国冻土的温度和厚度之前，先说明一下冻土温度和厚度的函义。一定深度内的冻土温度，是随气温的变化而变化的。我们将某一深度处的地温在一年中变化幅度的一半称为地温年较差。随深度增加，地温年较差减小，到某一深度其值等于零。地温年较差等于零的深度，称地温年变化深度（图7）。此深度以上的地温一年中是变化的；此深度以下的地温进行着多年变化，它受长周期气候波动和来自地下深处的地中热流控制。地温年变化深处的地温值称为冻土

2、年平均地温。其值愈低，表明冻土稳定性愈大，冻土愈厚；相反，则冻土稳定性愈小，并且冻土厚度也薄。前边介绍过，多年冻土地区，地表以下一定深度由每年夏季融化，冬天冻结，称季节融化层。季节融化层底板以下，终年处于冻结状态。季节融化层底板的埋藏深度，也称多年冻土上限。多年冻土层的底部称作多年冻土下限，下限处的地温值为零度。下限以上为多年冻土；以下为融土。冻土上限和下限之间的距离为多年冻土厚度（见图7）。冻土层的产生是大气圈与岩石圈热交换作用的结果。而影响二者之间热交换过程的自然因素，诸如地理纬度、海拔高度、气候、地表状况、植被、坡向、岩性、地质构造等，在整个自然中千变万化。因而冻土层的温度和厚度在整个冻

3、土地区的变化也非常之大，可以说，找不到冻土温度和厚度完全相同的地方。但也不是说冻土温度和厚度完全杂乱无章，无规律可循。高纬度冻土及高海拔多年冻土，由于所在地理纬度不同，以及冻土形成过程中受控的主要因素不同，因而冻土在温度和厚度上反映的规律也不一样。我国东北大小兴安岭多年冻土区，地处欧亚大陆冻土南缘，与苏联、北美冻土相比，这里的冻土温度高得多，厚度也薄得多。但它和苏联、北美多年冻土一样，其温度及厚度受纬度地带性制约。由冻土南界往北，冻土温度降低，厚度增大。冻土南界附近，年平均地温为01.0，冻土厚度为520米；往北到我国北部边疆一带，冻土温度降低到-1.0-4.2，冻土厚度增厚到50120米（表

4、7）。有人作过粗略计算，大约每向北推进100公里（约1个纬度），冻土温度下降0.5，冻土厚度增加1015米（表7）。表7 东北大小兴安岭高纬度冻土的温度和厚度冻土分区年平均气温（）年平均地温（）冻土厚度（米）大块连续冻土岛状融区冻土岛状冻土由南界向北-5.0-5.0-3.0-3.00-1.5-4.2-0.5-1.50-1.0501202050520上面所谈的，是东北大小兴安岭高纬度冻土的温度和厚度，随着纬度增高而变化的总规律。但对一个具体地方来说，冻土温度和厚度又表现出另外一种规律。不论是冻土南界附近，还是北部边锤地区，都是低处的冻土比高处发育，冻土温度低处低于高处，冻土厚度低处大于高处。在同

5、一谷地里，一般是谷底冻土温度最低，厚度最大，往上到山坡，冻土温度升高厚度变薄，到了山顶，冻土温度最高，厚度最薄甚至有时冻土消失，图8是大兴安岭北部满归的一个冻土实测剖面，由图上可以看出，谷底地温低达3.8，冻土厚度为120米；阴坡冻土温度1.9，阳坡为零度，冻土厚度阴坡比谷底减薄了40米，阳坡上冻土已近消退。为什么大小兴安岭多年冻土区的地温低处普遍比高处低，并冻土厚度大呢？这是由于一系列地质地理因素综合影响的结果。其中具有普遍意义的因素，这是逆温层广泛分布。逆温的存在使得低处比高处气温低。大约每升高100米，气温升高0.51.0。我们知道，现在存在的多年冻土，是地质历史时代寒冷气候时期而产生的

6、。与冻土形成时期相比，今日气温大约高10左右，因而目前现存冻土正处在退化之中。自然，气温低的地方比气温高的地方冻土退化要慢些。经历漫长的地质历史过程，现存冻土表现出低处温度低，厚度大。其次，低洼地段及谷底，一般都有不同程度的沼泽化，同时植被茂密，泥炭苔藓层发育（与高处相比）。这些因素均有利于冻土保存，因此形成低处及谷底冻土退化慢于别处。年复一年，其结果表现出谷底冻土温度低，厚度大。就是同一谷地，因底部植被多少、苔藓泥炭层的发育及沼泽化程度的不同，冻土的温度和厚度在不同地段也有差异。前面第二部分已经讲了，我国西部高山、高原的多年冻土，由于受海拔高度控制，其分布有明显的垂直地带性规律；反映多年冻土

7、特征及发育程度的主要标志冻土温度及厚度也同样表现出上述规律，即随海拔升高，冻土温度降低，厚度增大。对于高海拔多年冻土来说，上述规律是普遍存在的。但由于不同山地的具体地质地理条件不同，随海拔升高，冻土温度及厚度变化幅度也并非到处一样。祁连山地区，在多年冻土下界附近（海拔35003800米）的岛状冻土厚度一般为2535米，个别515米；当海拔升高到连续冻土区时（海拔38004000米以上），冻土厚度增加到5090米。目前已知，祁连山地最大冻土厚度为140米，该山地热水煤矿地区，结合矿区开发，作了大量冻土地质勘探工作，取得了表8中的数据。根据表8资料，大致可以求出，海拔每上升100米，冻土厚度可增加

8、1213米，冻土温度下降0.3。表8 祁连山热水煤矿地区冻土温度、厚度、海拔关系海拔（米）3500370038504050冻土厚度（米）20306090冻土温度（）0-1.5在天山，海拔大约每升高100米，冻土厚度可增加20米左右。天山莫托萨拉煤矿取得冻土厚度171米，是目前天山已知冻土厚度的最大值。其它山地，如阿尔泰山、横断山、喜马拉雅山等，目前还没有冻土测温资料，随海拔升高，冻土温度及厚度如何变化还不得而知，但上述规律是肯定存在的。大家知道，我国西部各山脉的走向基本上是近东西或北西南东方向。如阿尔泰山、天山、祁连山、喜马拉雅山，以及青藏高原上的昆仑山、唐古拉山、念青唐古拉山等。由于山地接收

9、太阳辐射热量南坡大于北坡，随纬度偏北，差异增大。由此产生了山地南、北坡冻土温度和厚度的不对称性。同一山地相同海拔高度上，北坡比南坡的冻土温度低，厚度大。据已有资料表明，祁连山地区在相同海拔高度上南北坡冻土厚度相差30米左右；天山地区南坡冻土温度比北坡高2.0左右，冻土厚度相差80米；青藏高原南北坡冻土温度相差1.72.4，冻土厚度相差达到5070米。说到这里，读者可能要提出一个问题，即大小兴安岭高纬度冻土地区，地貌形态也是由大大小小的许多山地、谷地而组成的，是否南北坡冻土的分布、温度和厚度也表现出不对称呢？图8中满归的冻土地质剖面已经作出了肯定的回答。由冻土实测断面图看出，南北坡冻土的温度和厚

10、度是有差别的，其差值与西部山地大体相当。正如前边说的那样，大兴安岭地处纬度较高，南北坡冻土的温度和厚度差异理应比西部山地更大些。可是，事实并非如此。大兴安岭素有林海之称，地表几乎全被森林覆盖，太阳光均不能直射地面，从一定程度上减小了南北坡之间吸收太阳辐射的差别。自然，南北坡冻土的温度和厚度的差异也就不那么突出了。青藏高原的冻土与西部高山的冻土，虽然同属高海拔多年冻土类型，但青藏高原多年冻土的温度和厚度的分布规律与西部高山的冻土还不完全一样。青藏高原既高又大，其高，与邻区海拔高度相差15002500米；其大、方圆200余平方公里，南北跨越67个纬度。这就决定了高原多年冻土的温度和厚度，不仅具有高

11、度地带性规律，而且又展现了水平方向的变化。高原冻土的温度和厚度的高度地带性规律，在高原边缘地带表现明显，水平方向变化展现在高原内部。表9中所列的青藏高原冻土的温度和厚度数据，是我国冻土科学工作者在青藏公路沿线辛勤劳动而取得的，它反映了由南而北高原多年冻土的温度和厚度的平面变化。由表9可大致看出，随纬度增加，冻土温度下降、厚度增大的趋势。在大体相同条件下大约自南而北每推进100200公里，冻土温度降低0.51.0，冻土厚度增大1020米。高原南北跨越几个纬度，按理来说，冻土的温度和厚度在水平方向上的变化，应当非常明显。表9中的数据似乎反映了上述变化趋势，但又不十分明显，其原因何在呢？表9 青藏公

12、路沿线多年冻土的温度和厚度地点地理纬度（N）海拔高度（米）年均气温（）年均地温（）冻土厚度（米）西大滩354441504500-2.0-3.50-1.0550昆仑山垭口354048005000-4.0以下-2.8-3.575120楚玛尔河352044804500-6.2-1.240五道梁35154620-6.5-1.43560北麓河34274610-6.60-0.51030风火山342047505100-6.5-2.0-4.560120沱沱河335045004700-4.40-1.0550开心岭3340480050002575通天河333045004600-4.4-0.3-1.0525布曲河3

13、3104800-4.10-1.0020唐古拉山325749005300-6.410120土门格拉32474950-5.6-1.0-1.77090唐泉沟32405000128桃儿九山324048005000113115道班3210-30478050000-1.0150116道班32104780-3.50-0.520申克里公山324800-3.5125两道河31504790-3.4-1.1-1.7四道梁31204900120念青唐古拉山31005000-4.3-1.0-2.020青藏高原形成过程中，由于差异抬升，使高原呈现出山地、谷地、盆地相间的地形格局。彼此之间多以深大断裂相接。沿断裂常有地下水

14、出露或温泉、热泉、喷汽泉、热水沼泽等多种多样的地热显示。现已知道，在青藏高原上沿青藏公路线，由断裂构造和地热原因所造成的地热异常区达13处之多。无疑，像这些地段及其邻近地方，冻土自然就不能存在了，被称为构造地热融区；或者地温升高近接零度，冻土厚度很薄。另外，由于各山地、盆地、谷地的抬升幅度、堆积物粗细、形成时代、地质结构以及地下水活动情况等的不同。它们都从不同的方面参与大气和岩石圈之间的热交换，并影响着冻土的发育程度。青藏公路自北而南纵贯青藏高原，沿线冻土温度和厚度的变化，在一定程度上反映了高原冻土温度和厚度的平面分布状况。公路线穿过的主要地质构造有西大滩、温泉谷地、北麓河、通天河、沱沱河、楚

15、马尔河四个盆地。表10给出了各谷地、盆地多年冻土的温度和厚度。由表10可见，谷地、盆地的冻土温度和厚度与其形成时期早晚有一定的联系，也就是谷地、盆地形成时期愈早，冻土温度就愈低，而厚度就愈大。表10 青藏公路沿线各盆地、谷地的冻土温度和厚度谷地、盆地名称项目地理纬度谷地、盆地形成时期冻土温度（）冻土厚度（）西大滩断陷谷地354036中更新世初期00.5025温泉断陷谷地33203330中更新世初期00.5020北麓河断陷盆地344035上新世未至早更新初期-0.4-1.0530通天河断陷盆地33303350上新世未至早更新世初期-0.4-1.0525沱沱河断陷盆地33503410上新世初期-0

16、.5-1.51060楚马尔河断陷盆地35203530上新世初期-0.5-1.52560形成上述关系的原因比较复杂。谷地、盆地形成的早晚、岩性、水文地质条件等都不同程度的起了作用。但其中谷地、盆地发育时期及稳定程度可能是主导因素。因为除西大滩、温泉谷地外，北麓河、楚马尔河、通天河、沱沱河四个盆地的岩性大体相同。以岩性和水文地质条件等，远不能完全解释各谷地、盆地冻土温度和厚度的巨大差别。一般情况下，地质构造愈是古老稳定的地区，地壳的分异程度愈高，放射性元素愈集中于地壳表层，这样一来，一是地壳表层散热条件好，二是长期的剥蚀作用使地壳放射性元素含量日益减少，产生的热量愈来愈小，地中热流值愈来愈低，深部

17、地温也随之降低，因此便出现了形成早的谷地和盆地的冻土温度低，厚度大；形成晚的谷地和盆地的冻土温度比较高，厚度薄。如上所述，青藏高原南北跨越几个纬度，冻土的温度和厚度在水平方向上的变化应当更明显。但表10说明，冻土的温度和厚度与地质构造的关系恰恰相反，和地理纬度度毫无联系。正是像地质构造这样一些因素，破坏及干扰了冻土温度和厚度的水平分带性，使其在水平方向上变化不那么明显。在高度上冻土的温度和厚度更多地表现为区域性差异规律，而这种区域性变化主要受控于地质构造及地貌条件等。2.冻土组构及地下冰凡具有负温并含有冰的土（岩）层称为冻土。因此当开挖冻土时，在断面上可以看到各种形态的冰，与土颗粒或冻土层在空

18、间上呈各式各样的配置。有的冰呈细小粒状冰晶与土颗粒均匀的混成一体，宏观上不见冰晶体集中出现，这样的冻土称正体状冻土组构；有的冰呈不同厚度的层状，称层状冻土组构。按冰层厚度又分为薄层状（冰层厚度小于0.3mm）、中厚层状（冰层厚度0.30.1cm）、厚度状（冰层厚度大于1.0cm）冻土组构；有的冻土中两组不同方向的冰层彼此斜交，构成网状或类似树枝状，称为网状冻土组构；有的冰晶充满砾石、碎石间的孔隙，或呈冰壳将石块包起来，这样的冻土组构称砾岩状或包裹状；有的冰体充填在岩石裂隙里，称裂隙状冻土组构（图9）。还有一种特殊的冰体，就是脉冰，也称冰楔。冰体呈楔状埋于冻土上限以下，楔体上宽0.22.5米，长

19、0.523米。在苏联西西伯利亚及北美可以见0到10至20米长的巨大冰楔。最近在东北大兴安岭及西昆仑山也发现了冰楔，冰楔上宽0.21.0米，剖面上可见长度为1.0米多。这是目前北半球多年冻土地区发现的最南的冰楔。在冰川前缘，由于冰川进退变化，有时部分冰川体被冰碛物埋于地下，这样的冰体称为埋藏冰。上述冻土中各种形态的冰，小到冰晶体，大到埋藏冰或冰楔，统称为地下冰。当你在多年冻土地区进行挖探时，你会发现，冻土组构及其地下冰含量，在平面及剖面上的变化是相当大的，它取决于多种因素和条件。概括起来，可大致分为地质、水文地质及热物理因素。前者包括岩石（土）的成分、粒度大小、成因类型、初始含水量、融水层与含水

20、层之间的关系等；后者指的是岩石（土）层冻结条件及地热梯度等。上述地质、水文地质因素及条件中，粒度大小对冻土组构及地下冰含量的影响起重要作用。一定粒度往往与一定的矿物和化学成分相应，同时也决定了土的含水程度。可见，冻土中地下冰含量的多少与土岩）粒度大小有密切联系。实际资料表明，土的粒径为0.0020.05毫米是地下冰形成的最佳粒度范围。在此粒度范围内，冻土组构多呈层状和厚层状。也就是说，细粒土地下冰含量的多少是按下列顺序递减的：粉质亚粘土、亚粘土、粉质亚砂土、粘土、亚砂土、粉砂。对粗粒土（碎石土、砂砾土）而言，主要决定于其中小于0.005毫米颗粒含量的多少，一般来看，小于0.005毫米颗粒的含量

21、超过15%时，若在水分充足条件下，地下冰含量也会比较高，并且多出现砾岩状或包裹状冻土组构。冻土年平均地温可近似反映土层的冻结条件。一般来说，在其它条件大致相同时，年平均地温愈低，则愈有利于产生地下冰。因年平均地温是随纬度和海拔高度的增高而降低。这样，冻土中的地下冰含量也呈现出一定的地带性规律。即由南而北，自低而高，随冻土地温下降，地下冰含量表现出增多的趋势。也正是因为这样，并且多为层状冻土组构；而在南界附近的岛状冻土区，常见为正体状冻土，仅在沼泽地及细粒土中才可能见到层状冻土组构。上面介绍的是地下冰及冻土组构分布的总趋势。但对某一具体地区来说，冻土组构的类型及地下冰含量的多少，更多的依据地质、

22、水文地质因素等条件而呈现出地域差别。地貌类型和地形部位往往能综合反映土的成分、含水量、粒度大小等条件。由此看来，冻土组构类型及地下冰多寡的地域差别，常常表现为随地貌类型及地形部位的不同而有规律地变化。例如，在低山丘陵和山间盆地地区，斜坡下部分盆地底部多出现层状冻土组构，并富含地下冰，含量达3070%（地下冰占冻土体积），有时可见到数层厚度不等的纯冰层。这些地段，其地表呈现为潮湿、沼泽化、植被发育，植被下常见腐植质土或泥炭土。这些都可作为层状地下冰存在的识别标志。冻土科学工作者就是依据这些标志，在野外初步判断某处地下冰是否发育，是否存在厚层纯冰层等。据统计资料表明，在坡度小于10度的山坡上，地下

23、冰更为发育；坡度为1016度时，地下冰发育条件变差；坡度大于16度时一般很少见到厚层地下冰；当坡度大于2530度时，因基岩裸露，松散土层极不发育，缺泛层状地下冰的形成条件，这样的山坡有时只能在岩石裂缝里见到少量的裂隙冰。另外，坡向对冻土中的地下冰分布也有一定的影响。在其它条件相同时，一般阴坡比阳坡松散土层厚，植被发育，同时地温也低，因而阴坡的地下冰比阳坡发育。大兴安岭北部及青藏高原的风火山、可可西里、昆仑山垭口盆地等处，这一现象表现得更为突出。青藏高原除山地、丘陵以外的高平原上，多是湖相地层，以粘土岩为主，冻土组构多为层状，地下冰不如缓坡地段发育，体积含冰量一般在3050%之间。在河流阶地上，

24、由于组成物质较粗，不利地下冰富聚，因而地下冰不如其它地貌单元发育。但也不是千篇一律，阶地上也存在地下冰比较多的地段它就是牛轭湖。阶地上曾经发育过牛轭湖的地段，冻土中可以见到层状冻土组构和厚层状地下冰，体积含冰量有时可达到7080%。古牛轭湖遗迹在阶地上往往呈现为蛇曲状湿地，时断时续；每当夏天到来，这里绿草茵茵，牛羊成群，野生动物也常到此寻食找水，它可以启示人们，这里可能有层状地下冰。上面介绍了冻土组构和地下冰随地貌类型不同而产生的地域分异规律。那么，它在垂直剖面上又是怎样变化呢？当你在多年冻土地区进行钻探时，会从钻孔岩心中发现，在岩心比较均一的松散土层中，地下冰含量随深度而逐渐减少，并冰层之间

25、距离增大，冰层变薄，延续深度可达到3040米。如青藏高原清水河203号孔的40米深处，还见有层状地下冰。通常在最大季节融化深度附近，层状地下冰最厚，单层厚度有时可达0.20.5米；往下则冰层变薄。当剖面上粗、细土层交替出现时，地下冰随深度分布则是另一种样子。在粗细土层分界线以上的细粒土层中，可见到层状冻土组构；粗粒土层（砂砾石）中多为正体状或砾岩状冻土组构，地下冰在剖面上的分布往往与深度无关，更多的取决于粗粒土层的含水程度和冻土层形成时的冻结条件。在冻结基岩上，常为正体状和裂隙状冻土组构。裂隙冰在剖面上的延续深度决定于岩石裂隙的发育深度。一般来说，构造裂隙发育较深，风化裂隙延续较浅，同时裂隙宽

26、度也小。东北大兴安岭金河地区打井时，曾在50多米深处的花岗岩中发现了裂隙冰；西藏土门格拉、青海热水煤矿井巷掘进过程中，都见到了大量的裂隙冰。时常由于裂隙冰融化而造成井壁塌落或冒顶。还有一种地下冰是埋藏冰，顾名思义，埋藏冰是由各种地表冰体被掩埋在地下的产物。地表冰体可以是河冰、海冰、冰椎冰、冰川冰和多年积雪等。埋藏冰距地表深度不一，形状多种多样，一般多呈大块冰体存在；埋藏深度取决于掩埋土（岩）体的厚度。同一埋藏冰体，因掩埋土体厚度不均，其各部位距地表的深度也不一样。埋藏冰常见于我国西部山地，如阿尔泰山、天山、祁连山、昆仑山、横断山和喜马拉雅山。在狭窄的河谷中，由于构造运动，地震或坡壁崩塌，致使河

27、冰、湖冰、冰椎冰、多年积雪等被掩埋在岩屑之下，形成了埋藏冰。在冰川发育地区，冰川冰体被冰川搬运来的石块、岩屑或两侧山坡塌落物理藏在地下。这类埋藏冰多出现在冰川前缘。3.冻土区奇特的地貌形态大家知道，地壳表层的组成物质是很不均匀的。不同的物质具有不同的热胀冷缩性能，因而也就导致了含水程度和冻胀性质的不同。这样，地表层在反复冻融作用下而产生物质分异，并重新组合，或者使大的岩体崩解破碎，或者是土中的水分冻结集中成冰使地表隆起，融化时又使地表沉陷、滑塌等等，人们把上述过程统称冰缘作用，也有称冷生作用的。可见，反复冻融作用是塑造冻土地区地表形态的主要营力。在反复冻融作用下，冻土地区的地表形成许多特有的地

28、貌形态。按照外表形态，冻土地貌学家给它们分别取了名子，如石海、石河、石冰川、石流坡、石环、石条、冻融蠕流、热融滑塌、热融湖、泥流阶地、泥流舌、冻胀丘、冰椎等几十种。到目前为止，经多次考察，在我国的多年冻土区，已发现4050种冰缘类型。地表层在不同状况下，具有不同的小气候、地形、地质和水分条件，在反复交替的冻融过程中，表现出不同的冰缘作用营力。下面按冰缘作用类型，介绍一些与冻土关系密切的冰缘地貌形态。（1）与寒冻风化、重力作用有关的冰缘地貌形态由于节理裂隙中的水分冻结膨胀，致使岩石破裂成岩块，或者因温度变化，使组成岩石的矿物不均一地热胀冷缩，并在内部产生不均匀应力，从而造成岩石破裂和岩块崩落。这

29、一过程被称为寒冻风化作用。经寒冻风化作用破碎崩落的岩块、岩屑，有的停留原处，有的经重力作用再搬运而形成不同地貌形态。石海：寒冻风化作用产生的大量大小不等的棱角状岩块及岩屑，在地形平缓条件下，大多在原地残留下来，形成碎石覆盖地面，这就是石海（照片1、2）。石海是我国青藏高原、高原西部高山及大兴安岭北部冻土区均有分布。发育石海不仅要岩石坚脆、节理发育，如花岗岩、石英岩、玄武岩、石灰岩、硬砂岩、板岩等，而且还要有一定的水热条件，既要有一定的水分，同时温度为0上下持续波动的时间要长。显然，年平均气温为0的等温线附近具备上述温度条件。我们知道，年平均气温为0的等温线出现的海拔高度，随纬度降低而增高。因此

30、，石海出现的海拔高度随纬度降低而增高。如青藏高原北部的昆仑山，现代石海发育在海拔49005000米以上的花岗片麻岩山地；而南部喜马拉雅山地区，现代石海出现在53005400米的山顶上。石流坡（也称岩屑坡）：石流坡的物质来源及产生与石海大体相似，但二者出现的地貌部位不同。石海多见于平缓的山顶；石流坡出现在山坡。石流坡的岩状、碎屑，除斜坡上经寒冻风化在原地产生外，还有在策略作用下来自山顶的。这样就决定了石流坡的组成物质是上细下粗，坡上方多是岩屑；坡下方主要是粗大岩块。其岩性取决于山顶母岩。石流坡的休止角一般在2535度，坡面比较平直。石流坡是多年冻土地区常见的一种冰缘地貌形态，在大兴安岭和我国西部

31、高山、高原冻土区有广泛分布，几乎到处可见（照片3、4）。石河：由寒冻风化产生的岩块、岩屑，在重力作用下汇集到斜坡沟槽内，碎石沿沟槽徐徐向下移动，故取名石河。石海、石流坡、石河乃是同族兄弟，彼此存在着有机地联系，往往在同一山地同时出现。常常是山上巨石铺地，山坡碎石遍布，山麓碎石成流。（2）与冻融分选作用有关的冰缘地貌形态天然条件下，地表物质常常是粗细混杂的。由于石块和土的导热性能不同，因此冻结速度也各不一样。碎石导热率大，则先冻结，水分就先向碎石附近迁移，并于碎石周围形成冰。水变成冰后体积膨胀，则使碎石产生位移，这样就产生了粗细物质的分异。久而久之，粗细物质相对集中，呈现出各种形态。这一过程被称

32、为冻融分选作用，它可以形成下述冰缘地貌形态。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（照片5）。形成石环地段地松散层一定是岩块和泥土粗细混杂；要有充足的水分条件，含水量一般要在30%以上；气温在0上下波动的持续时间要比较长。石环常见于河漫滩、洪积扇前缘及山前缓坡地带，因为这些地貌部位常常具备石环形成的条件。但也有例外，在中天山海拔38503950米的古冰斗底部，曾发现直径14米的石环群。为什么石环会在这里出现呢？据考察，这是因为陡峻的冰斗壁，经长期寒冻风化和雪融作用，在冰斗底部堆积了比较丰富的粗细粒物质。同时冰斗内

33、存在积雪，就是夏天也有断续积雪。积雪融化，给石环发育提供了水分条件。斑土：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（照片6），格外引人注目。有人比喻石环与斑土，是一母双胎，同族姐妹；也人有认为，斑土是石环发育的初级阶段，因此岩块环形显示还不完全。石条：常常与岩屑坡同时存在，碎石与细粒物质呈条形相间顺坡排列，登高俯视，宛如田野沟（照片4）。它是由于岩屑坡上的碎石经反复冻融及冻融分选使碎石汇集于低处，又经策略作用碎屑顺坡向下延伸而形成的。冻胀草环：在地表面构成草皮的多边形或近似圆形，其间裸露，布满岩屑碎石（照片7）。中间赤黄，周边碧绿，异彩夺目，是冻土区少见的

34、一种冰缘地貌形态。目前对它的形成机制和过程还不十分清楚。人们认为，在草皮破裂处或老鼠洞地点，草皮下部泥土碎石经反复冻融拥出地表形成斑土，斑土继续发展扩大，多个相邻斑土如此发展扩大，最后草皮呈环状排列成草环。（3）与冻胀作用有关的冰缘地貌形态土层冻结，其中水分向冻结锋面迁移，产生重分布并变成冰，使原土层体积增大，或使地面抬升的过程，称冻胀作用。冻胀是造成各类建筑物冻害的主要原因。当地基土层冻结，体积膨胀，建筑物和外部荷载不能克服地基土层冻结的膨胀力时，基础便被抬起。由于各侧基础受力不同，建筑物就要产生裂缝、倾斜，严重者甚至倒塌（照片8）。与冻胀过程有联系的冰缘地貌形态有冰椎、冰丘（冻胀丘）、冻胀

35、拔石、泥炭丘、冻胀草丘等。冰丘（也称冻胀丘）：冬天季节融化层，由上而下和由下而上冻结，因过水断面缩小，冻结层上水处于承压状态；同时，冻结过程中水向冻结面迁移而产生聚冰层（照片9）。随冻结面向下发展，当冻结层上水的压力和冰层膨胀力大于上覆土层强度时，地表就发生隆起，便形成了冰丘。冻胀丘是我国多年冻土地区经常可以见到的一种冰缘地貌类型。它常出现于河漫滩、阶地后缘和山麓地带，以及地形转折地段，冻胀丘底部的直径由几米到几十米，高12米，有的可达35米。冻胀丘表面经常存在纵横交错的裂缝（照片10）。开裂后往往有地下水溢出，这是地下水的压力得到释放，冻胀丘也就不再继续发展。冻胀丘按存在时间，可分为一年生和

36、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4050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。泥炭丘：形成机制与冻胀丘相似，不同的是，泥炭丘在形成过程中，水分对聚冰层补给不那么充分，因此泥炭丘冰层较薄而且分散，同时个体也没有冻胀丘那样高大宏伟。泥炭丘常出现在地表植被茂密的山间谷

37、地、低洼地和扇间洼地等湖沼地带。冰椎：在多年冻土地区，有时老远就可以看到银光闪闪的冰体，这就是冰椎。它的形状、大小变化很大，有的直径23米，有的呈现冰坡、冰幔延伸几十米乃至数百米，有时带有几个溢水口。冰椎在冰土地区分布非常普遍，它们常出现于河漫滩、阶地后缘、洪积扇前缘及山麓地带。原因是这些地段常有地下水出露。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。冰椎对各种建筑物危害很大。有时，由于路堑边坡截断地下水流，地下水从堑坡上流出，随流随冻，形成堑坡挂冰，甚至冰漫轨道，严重阻塞行车（照片12）。有时，

38、人们喜欢将房屋修在坡脚下。由于房屋基础切断地下水去路，冬天来临大地封冻，而房屋下因取暖而形成融化盘，致使斜坡地下水在此溢出，导致屋内地板冒水。人们说，这是“水上人家”。（4）与热融作用有关的冰缘地貌形态由于天然或人为的因素改变了地表状况，引起季节融化深度加深，导致层状地下冰或高含冰冻土融化，而使地面下陷或改变地表形态的过程被称热融作用。热融可以形成热融滑塌、热融洼地、热融湖、热融沟（照片13）等。热融地貌类型多出现在地下冰发育或含冰量较高的平缓坡地、山间谷地、高平原地带。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

39、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（照片14）。本世纪六十年代初，我国曾有人在风火山一带目睹过热融滑塌发育过程的片断。78月间的十来天，就有一块土层塌落下来，一个夏天塌落了67次。这一过程是由于冰层融化，上覆土层一块一块地塌落的，故取名热融滑塌。青藏公路其它地段、天山，以及大兴安岭冻土区也曾见过上述现象，但由于地下冰层厚度不大，其规模还不及风火山地区。热融滑塌垮落的土体呈流塑状态，顺坡向下蠕动，土流常常覆盖路面，阻塞行车，严重地段需采取工程措施进行拦截（照

40、片15）。热融洼地、热融湖：由于天然或人为因素（铲除草皮、砍伐森林等）的影响，地下冰层融化，使地表沉陷成的负地形，被称为热融洼地；地下冰层融化，融水渗浸进入或地表水汇聚于洼地，便形成了热融湖。热融洼地和热融湖在我国多年冻土区有广泛分布，特别是青藏公路沿线的楚马尔河高平原上更为多见。有人认为，高平原上热融湖的形成，可能与几千年前全球气候转暖，造成冻土上限下降，地下冰层融化有关。（5）与融冻蠕流作用有关的冰缘地貌形态由高含冰量细粒土构成的缓坡，在融化季节冻土融化使土层呈流塑状态，并在重力作用下，沿冻土层面顺坡向下缓缓蠕动下滑，这种过程称为冻融蠕作用。沿坡徐徐蠕动下滑的融土层，依坡度、坡形可形成融冻

41、蠕流阶地、泥石舌、泥流扇等。融冻蠕流阶地（融冻泥流阶地）：它常出现在地下冰发育的缓坡上，地面坡度一般为1520度。顺直坡面对融冻泥流阶地形成最为有利。青藏高原风火山地区，这里地表以下是厚24米的亚粘土，含冰量大，并且层状地下冰发育，为泥流阶地和泥流舌形成提供了有利的条件。风火山垭口盆地发育有12级大型融冻泥流阶地，阶面宽512米，总长达150多米。如此多级的大型泥流阶地，在其它冻土区还未见过。泥流舌、泥流坡坎（照片16）：形成过程和产生机制与融冻泥流阶地大致相同。不同的是泥流舌、泥流坡坎形成的坡度要更大一些，一般在2530度。同时，泥流舌及泥流坡坎的发生，除本身在策略作用下徐徐蠕动以外，来自上

42、方坡面的降水表流衡释融土层，也促使它向下流动。因此，泥流舌的发育过程比融冻蠕流阶地要快，具有一定的突发性，同时分布也比较广泛。不过，在大兴安岭冻土区，森林植被根系使融化层增强了正体性，对融冻蠕流起了相当的抑制作用。因此，这里泥流阶地和泥流舌比较少见。融冻褶皱（冰卷泥）：在融冻泥流阶地、泥流舌及泥流坡坎的形成过程中，当融化层向下滑动时，靠近冻土界面的融土受到冻土面的粘连，而滑动速度小；相反，融化层上部受阻力小向下滑动速度较大。这样，在下滑体速度出现了上快下慢现象，因此下滑融化层产生褶皱变形，故此取各融冻褶皱。融冻褶皱是融冻蠕流过程中，融化层滑动时结构变形的结果，因此地表面一般不易发现。只有在融冻

43、泥流阶地、泥流舌及泥流坡坎的剖面上才能看到这种现象（图10）。（6）与寒冻劈裂有关的冰缘地貌形态冬天，在我国北方，人们经常会看到地面出现一些宽度不等的裂缝，有时纵横交叉，这些裂缝就是由寒冻劈裂作用形成的。土层在负温条件下体积发生收缩，由于土层在不同深度处的温度不同，而体积变化也不同，因此便产生收缩应力。在这种应力作用下，土体便会开裂，这一开裂过程被称为寒冻劈裂，也有人称它为冻裂。寒冻劈裂所产生的裂缝宽度和延长深度和土层的温度梯度、水分状况和成岩程度等有着密切的关系。以寒冻劈裂为基础，再经反复冻结与融化，便可形成土脉、砂楔、冰楔（脉冰）及冰楔假型。它们的共同特征是在地面形成多边形裂缝，因此统称多边形构造。多边形构造的直径大小不等，小者45米，大者2030米，还有更大的。土脉和砂楔延续深度一般不超过季节融化层；冰楔和冰楔假型可穿过季节融化