三、冻土与冻土地貌

（一）冻土

凡处于零温或负温，并含有冰的各种土（或岩），称为冻土。温度状况相同但不含冰的，则称为寒土。冻土按其处于冻结状态的时间长短，可以分为季节冻土和多年冻土两类。一两年之内不融化的土层称为隔年冻土，是上述两类冻土之间的过渡类型。

多年冻土可分为上下两层，上层为夏融冬冻的活动层，下层为多年冻结层。活动层在冬季冻结时，能和下部的多年冻结层完全连接起来的，称为衔接多年冻土。在这种情况下，活动层又称季节融化层。活动层在冬季冻结时不与下部多年冻结层衔接，中间隔着一层融土的，则称为不衔接多年冻土。在这种情况下，活动层又称季节冻结层。多年冻结层距地表的深度，称为多年冻土的上限。

多年冻土在地球上的分布表现出明显的纬度地带性和垂直地带性规律。无论在水平方向或垂直方向上，多年冻土带都可以分出连续冻土带和不连续冻土带。

在北半球，多年冻土从中纬向极地厚度不断增加，上限逐渐缩小。北纬48°附近的多年冻土南界，地温接近 0℃，冻土层厚度仅 1—2 米。连续多年冻土带南部，年平均地温约为-3—5℃，冻土厚度可达 100 米。北极附近岛

屿的年平均地温降至-15℃，冻土厚度达到 1000 米以上，上限趋近地面（图6－38）。中低纬高山高原区冻土的分布，则表现为随海拔高度而变化。海拔愈高，地温愈低，则冻土愈厚，而上限深度愈小。

地下冰的存在是冻土的最基本特征。冻土中的地下冰，根据成因和埋藏形式可以分为组织冰、洞脉冰、埋藏冰等类型。土层中的水分冻结所形成的组织冰是分布最广、含量最多、但冰的聚合体最小的一类地下冰。

洞脉冰是地表水注入土、岩垂直裂隙和洞穴冻结形成的，可分为脉冰和洞穴冰两种。由于地表水周期性注入，因而在裂隙中多次重复冻结，这样形

成的脉冰叫做复脉冰。它具有垂直条带状构造，每一条带代表一个年层，常伸入到多年冻土层内，年代愈长，裂隙愈扩大，所以复脉冰也被称为冰楔。埋藏冰是地表冰体（冰椎、河冰、湖冰、冰川冰等）被堆积物掩埋后形

成的，通常呈透镜体。

我国多年冻土区地下冰分布很广泛，有的地方地下冰厚度很大，如青藏公路风火山最厚单层地下冰可达 5 米，昆仑山垭口夹于沉积层中的冰透镜

体，最厚可达 10 余米。地下冰的数量、分布及其与土中其他组成要素的位置关系不同，形成不同的冻土构造类型。

除地下冰外，冻土中还有一部分液态的地下水。根据地下水与冻土层的位置关系，多年冻土区的地下水可以分为冻结层上水、冻结层间水和冻结层下水三类。地下水与整个冻土层有密切的关系，一方面冻土影响着地下水的运动，另方面地下水的存在对冻土的温度、厚度变化也产生明显影响。

（二）冻土地貌

由于温度周期性地发生正负变化，冻土层中的地下冰和地下水不断发生相变和位移，使土层产生冻胀、融沉、流变等一系列应力变形，这一复杂过程称为冻融作用。冻融作用是寒冷气候条件下特有的地貌营力，它使岩石遭受破坏，松散堆积物受到分选和干扰，冻土层发生变形，从而塑造出各种类型的冻土地貌。冻土地貌也可称为冰缘地貌。冰缘原指冰川边缘地区，现已泛指所有不被冰川覆盖的气候严寒地区，大致与多年冻土区相当。

石海与石河基岩经过剧烈的冻融风化，岩石崩解，产生大片巨砾岩屑，堆积在平缓的地面上，形成石海。石海线与雪线有密切的关系，这是因为雪线附近气温在 0℃上下波动频繁，有利于岩石的冻融崩解。

当山坡上冻融崩解产生的大量碎屑物充填凹槽或沟谷，而岩块在重力作用下顺着湿润的碎屑垫面或多年冻土层表面发生整体运动时，就形成石河。大型的石河称石冰川（图 6－39）。有的石冰川，其内部具有冰川冰。石河运动多呈蠕动状态，在湿润气候条件下移动较快，干燥环境下移动较慢。

构造土构造土是多年冻土区广泛分布的一种微地貌形态。由松散堆积物组成的地表，因冻裂作用和冻融分选作用而形成网格式地面，单个网眼近于对称的几何形态，如呈环形、多边形。根据组成物质和作用性质的差别，构造土可分为泥质构造土和石质构造土两类。

泥质构造土也称多边形土，是土层冻结之后，温度继续降低，引起地面收缩，或土层干缩，产生裂隙而成。多边形径长从 1 米左右到 200 米。通常规模愈大，反映形成时的气温愈寒冷。

石质构造土中最典型的是石环（图 6－40）。在颗粒大小混杂而又饱含水分的松散土层中，冻融作用产生的垂直分选和水平分选，使砾石由地下被抬升到地面，再集中到边缘，并呈环状分布，而细粒土或碎石则位于中间。石环直径可达数十米。我国祁连山、唐古拉山常见的石环仅数米。随着地面

坡度的加大，冻融分选在重力和融冻泥流作用的参与下，石环过渡到椭圆形的石圈，石圈再过渡到狭长形的石带。

冰丘与冰椎地下冰的冻胀而使地面形成丘状的冰丘。冰丘内部有冰透镜体的称冰核丘（图 6－41）。冰丘多分布在地下水位较高、地形较平缓、土层较厚、土质较细的地区。

冰椎是在寒冷季节流出封冻地表和冰面的地下水或河水冻结后形成的丘状或椎状冰体。

热融地貌热融地貌是指由热融作用产生的地貌。热融地貌分为热融滑塌和热融沉陷两种。

由于斜坡上的地下冰融化，土体在重力作用下沿冻融界面移动，就形成热融滑塌。大型的热融滑塌体长达 200 米左右，宽数十米。

平坦地表因地下冰的融化而产生各种负地貌，称热融沉陷。由热融沉陷形成的地貌有沉陷漏斗（直径数米）、浅洼地（径长数百米）、沉陷盆地等。当这些负地貌积水时，就形成热融湖。我国西藏高原多年冻土地区，热融湖分布很广泛。

融冻泥流地貌融冻泥流是指坡地上土屑物质在解冻时似泥浆状沿着融冻界面向下蠕动的现象。融冻泥流多发生在 10°—30°的坡地上。在坡度较大的斜坡上，常形成泥流坡坎；坡度较缓的地方，则形成泥流阶地。

山坡在长期的融冻泥流作用下，形成平缓均匀、覆盖着碎屑物质的融冻泥流坡。

融冻泥流堆积物无分选性，缺乏层理，堆积物中常见草皮和泥炭夹层，以及揉褶现象。

上述冻土地貌从山岭到平原，有一定的分布规律和地貌组合（图 6－ 42）。在山岭平缓的顶部和山坡凹槽中，以冻融风化为主，形成石海和石河；在松散碎屑物覆盖的山坡和山麓，融冻泥流形成泥流阶地、泥流坡坎，冻裂作用形成多边形土，冻胀、冻融分选作用形成石质构造土；在松散堆积较厚的平原，冻胀作用形成冰丘、冰椎，热融作用形成各种洼地等。

冻土地貌对生产建设有一定的破坏作用和不良影响，常称为“冻害”。冻胀融陷能改变地面形态，使铁路路基变形；公路和城市建设中道路“翻浆”，也是冻融的结果；热融滑塌危及交通和工程建筑。另外，冻土地貌也不利于农林业生产的发展。