二、冻融作用与冻土地貌

（一）冻融作用

冻土地区气温低，土层冻结，降水少，流水、风力和溶蚀等外力作用都不显著，冻融作用则成为冻土地貌发育的最活跃因素。随着冻土区温度周期性地发生正负变化，冻土层中水分相应地出现相变与迁移，导致岩石的破坏，沉积物受到分选和干扰，冻土层发生变形，产生冻胀、融陷和流变等一系列复杂过程，称为冻融作用。它包括融冻风化、融冻扰动和融冻泥流作用。

在冻土地区的岩层或土层中，存在着大小不等的裂隙和孔隙，它们常被水分充填，随着冬季和夜晚气温的下降，水分逐渐冻结、膨胀，对围岩起着很大的破坏，使裂隙不断扩大。至夏季或白昼因温度上升，冰体融化，地表水可再度乘隙注入。这种固温度周期性变化而引起的冻结与融化过程交替出现，造成地面土（岩）层破碎松解，这种作用称为冻融风化。冻融风化不仅造成地面物质的松动崩解，形成了冻土地区大量的碎屑物质，而且在沉积物

或岩体中还能产生冰楔、土楔等冰缘现象。由于地表水周期性地注入到裂隙中再冻结，使裂隙不断扩大并为冰体填充，形成了上宽下窄的楔形脉冰，称为冰楔（图 6－19）。冰楔的规模大小不一，小的楔宽只有数十厘米，深不足 1 米；大的楔宽可达 5～8 米，最大深度可达 40 米以上。当冰楔内的脉冰融化后，裂隙周围的沙土充填于楔内，形成沙楔。沙楔也可能是地面冻裂以后，没有形成脉冰，砂土就直接填充在裂隙中。

融冻扰动一般发生在多年冻土的活动层内。当活动层于每年冬季自地表向下冻结时，由于底部永冻层起阻挡作用，结果使其中间尚未冻结的融土层

（含水土层），在上下方冻结层的挤压作用下，发生塑性变形，形成各种大小不一，形状各异的融冻褶皱，又称冰卷泥（图 6－20）。

融冻泥流是冻土地区最重要的物质运移和地貌作用过程之一。一般发生在数度至十余度的斜坡上。当冻土层上部解冻时，融水使主要由细粒土组成的表层物质，达到饱和或过饱和状态，从而使上层土层具有一定的可塑性，在重力的作用下，沿着融冻界面向下缓慢移动，形成融冻泥流，年平均流速一般不足 1 米。由于泥流顺坡蠕动时，各层流速不一，表层流速大于下层，所以有时可把泥炭、草皮等卷进活动层剖面中，产生褶皱和圆柱体等构造形态。

可见，冻融作用一方面对地表物质进行融冻风化，另一方面又将风化碎屑搬运、堆积，致使冻土地区地表日趋和缓，向冻融夷平面方向演化。

（二）冻土地貌1.石海与石河。

在平坦的基岩山顶或和缓的山坡上，铺满了冻融风化作用而崩解的巨大砾石，形成了由砾石组成的地面，称为石海。组成石海的砾石，多原地直接覆盖于基岩面之上，其下很少碎屑，这是因为巨砾层透水性好，水分不易保存，减慢了冻融作用对巨砾进一步分解的速度，即使有少量细粒物质也多被融水带走，因此，砾石层下很少碎屑物。

石海多形成于富有节理的花岗岩、玄武岩和石英岩等坚硬岩性地区；而在片麻岩、页岩等软弱岩性区则很难发育石海。形成石海的地形要较平坦，地面坡度小于 10°，即可使寒冻崩解的岩块不易移动而能长期得到保存，如山西五台山 3000 米的平坦山顶，仍保留着晚更新世石海。

石河发育在多年冻土区具有一定坡度的凹地或谷地里。它是由充填谷地的冻融风化碎屑物，在重力作用下，石块沿着湿润的碎屑下垫面或多年冻结层顶面，徐徐向下运动而成。大型的石河，又称石冰川。阿拉斯加最大的石冰川长达 3 千米，末端堤高 60 米。石河的运动速度缓慢，多呈蠕动状态，如瑞士的石河流速为每年 1.35～1.55 米，我国昆仑山石冰川年平均流速最多不超过 20～30 厘米。

多边形土和石环。

饱含水分、由细粒土组成的冻土地区，当冻土活动层冻结后，若温度继续下降或土层干缩，因冻裂作用而产生裂隙，形成了被裂隙所围绕的、中间略有突起的多边形土。其规模大小不等，目前发育于青藏高原的多边形土直径一般小于 2～3 米，但在唐古拉山南麓风火山北麓发现有晚更新世巨型多边形土，直径达 130 米，与高纬地区现代多边形土的发育规模相当。

石环是指以细粒土或碎石为中心，边缘为粗粒所围绕的石质多边形土。石质多边形土的形成，主要是松散堆积物在冻融作用的反复进行下发生垂直分选所致。过程如下：由粗细物质组成的冻土层，冬季地表冻结时，因为颗粒之间的孔隙水结冰而使整个地面上升，即冻胀作用，其中的砾石也被抬高。到了春天解冻时，砾石以外的部分都解冻了，地面又下沉，唯独砾石以下的粘土尚未解冻，故砾石仍然高起；以后，砾石下细土部分也解冻，缩小了体积，留出了空隙，但这空隙很快被周围融化的细土所充填，结果砾石再不能回到原来的位置。这样的过程经过反复多次，砾石就被挤到土层的表面上来。到达地面的砾石，再一步作水平方向的分选。这种水平分选主要是在活动层上部和表面进行，它使粗大的砾石被挤压向边缘的裂隙移动、集中，从而形成了网格状的石质多边形土。如果要石质多边形彼此不接融，石边就会加宽，整个多边形趋向圆形转化，而形成石环（图 6－21）。石环的规模差别很大，极地高纬地区直径可达数十米，而在中低纬高山高原地区，一般为 0.5～2 米。

由于石质多边形土和石环的形成必须要有一定比例的细粒土（一般不少于总体积的 25％～35％），而且土层要有充足的水分，所以石环多发育在平坦湿润的地形部位，如河漫滩、洪积扇边缘地带。随着地表坡度的增大，融冻分选在重力和融冻泥流作用参与下，可使石环变形，转化为石圈、石带。

冻胀丘与冰丘。

在冻土地区，由于冻结膨胀作用使土层局部隆起而产生的丘状地形，称为冻胀丘或冰核丘。在冬季，活动层由上而下冻结时，缩小了冻结层上水的过水断面，使地下水承压；但由于水分在土层中分布不均，在水分多的地方冻结速度快，冻结深度大，地下水承受压力也大；在水分少的地方，则出现相反的现象。因此，随着活动层的冻结逐渐加深，地下水承压性不断增强，含水层会从压力大的向压力小的地方迁移、集中，并挤压上升；同时，地下水分逐渐冻结成冰透镜体，又产生了很大的膨胀力，当它们超过上覆土层的强度时，地表将鼓起呈丘状，形成冻胀丘。

冻胀丘一般发育于冻土地区的湖积或冲积层中，大小不等，一年生冻胀丘分布在活动层内，高数十厘米至数米，夏季消失，地面下沉，常引起地面变形、道路翻浆等工程地质病害；多年生冻胀丘深入到多年冻结层中，则规模较大，常可高达 10～20 米，基部直径 150～200 米。目前我国已知最大多年生冻胀丘位于青藏公路所经的昆仑山垭口，高 20 米，长 75 米，宽 35 米，

地下冰透镜体厚 14 米，现在尚在扩展中。它高大罕见，享有盛名。

冻胀丘根据其形成过程中，水分来源的不同可分两种成因类型：封闭型冻胀丘和开放型冻胀丘（图 6－22）。在冻结过程中，没有外来水补给的为封闭型冻胀丘，冰层薄，冻胀率小。许多封闭型冻胀丘常成于干枯湖泊的底部。开放型冻胀丘在形成过程中，有外来水分补给，冰层厚，冻胀率大。开放型冻胀丘较常见，多发育在斜坡地面上。

冰丘是在寒冷季溢出封冻地表的地下水和流出冰面的河湖水，经冻结后形成的丘状冰体，又称冰锥。冰丘的成因与冻胀丘相似。它主要由冻结产生的承压水，在土层强度较小的地方或从裂隙冒出地表和冰面，再冻结而形成。

每年冬末春初为冰丘的主要发育时期，由于地下水或河水的喷发是间歇性的，即一次喷出后，内部压力降低，但过一个时期承压水压力又增大，水又从新的突破口喷出；这样，一个冬天可以多次喷发，从而使形成的冰丘具有层状的结构。春末以后，冰丘停止发展，并转向消融，直至消失。地下水冰丘往往沿着冻结层上水的流路，呈串珠状分布，多出现在山麓洪积扇边缘、洼地和山坡坡脚等处。

泥流阶地。

泥流阶地是融冻泥流在向下蠕动途中，遇到障碍或坡度变缓时而产生的台阶状堆积地貌。阶地面平缓，略向下倾，有时凸出呈舌状，前缘有一坡坎，其高度一般为 0.3～6 米。

热溶地貌。

热溶地貌是指永冻层上部的地下冰因融化而产生的各种负地貌。

在冻土地区由于气候转暖或人类活动的影响，如砍伐森林、开垦荒地、修筑水库等等，都会引起土层温度的变化，使土温升高，从而破坏了冻土的热平衡，引起上部活动层深度加大，永冻层上部的地下冰发生融化，融水沿着土粒之间的孔隙排出，土体体积缩小，同时上覆土层因重力压缩而产生沉陷，从而形成各种热溶地貌。常见的热溶地貌有融陷漏斗（直径数米）、融陷浅洼地（深数十厘米至数米，直径数百米）、融陷盆地（可大至数平方千米）。当它们积水以后，形成热融湖，常广泛分布于多年冻土发育的平原或高原地区。

此外，在山坡上，由于地下冰的融化，土体沿融冻界面滑动，产生热融滑坡。如青藏高原唐古拉山、祁连山东部和大兴安岭北部等地，永冻层上部一般均分布有厚层地下冰（数十厘米至数米不等），而且埋藏较浅，因此，很易融化，并引起热溶滑坡。

上述各类冻土地貌，如果按照它们产生的地形位置或垂直分带性，可以用图 6－23 来加以概括。