中國凍土主要特征

中國凍土主要特征

20世紀50年代初，由于森林、采礦資源的開發(fā)、道路和鐵路的建設(shè)，中國的冷凍土壤調(diào)查始于20世紀50年代初。隨著凍土專門研究機構(gòu)的建立,從六十年代始,對廣大凍土地區(qū)展開了較系統(tǒng)的科學考察。迄今已對大小興安嶺、青藏公路沿線、祁連山進行了較詳細的調(diào)查研究,并對天山、阿爾泰山的部分地區(qū)開展了凍土考察。本文基于以往工作基礎(chǔ),試圖對我國多年凍土的主要特征作一初步總結(jié),敬請讀者指正。一、多年凍土分布我國多年凍土主要分布在東北大、小興安嶺,西部高山及青藏高原等地,總面積約215萬平方公里,占全國領(lǐng)土面積的22.3%,若包括凍結(jié)深度大于0.5米的季節(jié)凍土在內(nèi),則占到68.6%(圖1,表1)。東北凍土區(qū)的地形以丘陵山地為主,雖然海拔不高,但由于緯度高,又受西伯利亞高壓影響,成為我國最寒冷的自然區(qū)。西部凍土區(qū),雖大部緯度較低,但均屬高山高原地區(qū),地勢高亢,深居內(nèi)陸,具高寒氣候。其共同的特點是年平均氣溫低,凍結(jié)期長,降水集中在暖季,年蒸發(fā)量很大,雪蓋一般不厚,這些為地表散熱和凍土的發(fā)育創(chuàng)造了極為有利的條件。但是,東北高緯區(qū)與西部高山高原區(qū)在氣候上也有很大的差異:東北年平均氣溫較差和年降水量比西部大,而日照時數(shù)和太陽輻射年總量又比西部小,尤其是青藏高原的輻射平衡年總值是全國最大的,這些又給東北高緯區(qū)和西部高山高原區(qū)凍土特征帶來差異(表2)。我國東北凍土區(qū)為歐亞大陸高緯度凍土區(qū)的南部地帶,其凍土分布明顯地受緯度地帶性控制。凍土層的年平均地溫自北而南升高(表3,圖2),大約緯度每降低1°,氣溫升高1℃,年平均地溫升高0.5℃。凍土分布的連續(xù)性隨緯度降低而變差,由大片連分布至島狀分布,凍土在區(qū)域中所占的面積也由70—80%縮小至5%以下,厚度由50—100米降至5—20米。島狀凍土區(qū)的分布范圍南北寬達200—400公里,這是在緯度地帶性制約下又受局部巖性、植被、地表水等影響的結(jié)果。近百年來,中外學者畫過八條不同的歐亞大陸凍土區(qū)南界,最南端變化在我國境內(nèi)45—53°N間。通過近幾年的實際調(diào)查,南界輪廓基本查清:其變化在46.6—49.4°N之間,這是一條以年平均氣溫0℃等值線為軸線而南北擺動的線,即中段(五叉溝一北安溝)大致與0℃等值線吻合;西段(呼倫貝爾高原)偏向0℃等值線以北,在0--1℃間通過;東段則環(huán)繞小興安嶺南端向南彎曲,在0—+1℃間通過。這種南北擺動的特征,顯然與阿爾山的海拔高、大小興安嶺及嫩江流域的走向和南部地帶地面的沼澤化及泥炭層發(fā)育有密切關(guān)系。在東北凍土區(qū)南界以南的一些高山,如黃崗梁山地、長白山、五臺山、太白山等,也有多年凍土,其分布下界隨著所在緯度的降低而升高(見表4)。我國西部高山地區(qū),如祁連山、天山、阿爾泰等山地的多年凍土分布,具有明顯的垂直帶性,同時也具有水平分布上的不完整性和經(jīng)向的差異性。這是由于,這些高山是由許多平行斷塊山和山間斷陷盆地及谷地組成,其走向分別為北西西、東西和北西,地勢由西向東降低,山地垂直分帶明顯,一般上部為現(xiàn)代冰川和冰緣帶;中部為深切侵蝕帶;下部及山間盆地邊緣為干燥剝蝕帶。此外,也表現(xiàn)出一定的緯向差異性。這些山地,多年凍土的年平均溫度一般-0.1—-2.5℃,最低可達-4—-5℃;厚度由幾米、十幾米、幾十米至一、二百米不等,隨著海拔增高,溫度降低,厚度增大(表5,圖3)。例如,在祁連山熱水地區(qū),海拔每升高100米,凍土溫度降低0.6℃,厚度增加14—21米。而在天山,海拔2700—3000米間,與熱水地區(qū)有同樣的地溫遞減率,但厚度變化較大,為31米/100米;海拔3000—3400米間凍土的溫度、厚度,隨著海拔的升高變化較緩。阿爾泰山、天山和祁連山凍土分布的下界,變化在2200—3700米間,自北而南和自西北向東南方向升高(表4),比蘇聯(lián)阿爾泰山和天山[12,13,14,15,16,17]偏高400—500米。青藏高原凍土區(qū)是世界中、低緯度地帶海拔最高、面積最大的凍土區(qū),其范圍北起昆侖山,南至喜馬拉雅山,西抵國界,東緣橫斷山脈西部、巴顏喀拉山和阿尼馬卿山東南部。青藏高原既高又大的特點決定著高原凍土的存在和廣泛發(fā)育。其西北高、東南低的地勢結(jié)構(gòu)和氣溫與降水西北低、東南高的分布,制約著高原凍土發(fā)育的差異性。西北部和北部為高原凍土最發(fā)育的地區(qū),隨著地勢向周圍地區(qū)傾斜,凍土發(fā)育程度相應(yīng)變差。表5我國西部多年凍土的溫度和厚度0窮;量1O-5冰含造,構(gòu)狀層土,粘亞.4米:4.2-7青藏公路自北而南穿過高原凍土區(qū),沿線有許多凍土隊先后做過工作。根據(jù)以往報道,昆侖山區(qū)凍土分布的垂直帶性特別明顯。在西大灘由海拔4150—4200米的高度,季節(jié)凍土區(qū)過渡到島狀凍士區(qū),并隨著海拔增高,地溫迅速降低,大約每上升100米,地溫降低0.6—1.0℃,到昆侖山北麓4350米處即進入連續(xù)凍土區(qū)。由此往南一直到唐古拉山以南的安多,連續(xù)550公里區(qū)段基本上為高原凍土連續(xù)分布區(qū)。參考高原氣候資料,此界線可沿緯度方向向西和西北延長直至國境(見圖1)。從凍士連續(xù)分布的安多附近向南至喜馬拉雅山,除海拔大多不到4000米的藏南谷地為季節(jié)凍土區(qū)和喜馬拉雅山東段南坡地區(qū)出現(xiàn)瞬時凍結(jié)或無凍結(jié)外,其余皆為島狀凍土區(qū)。島狀凍士區(qū)下界海拔高度,自北而南升高(見表4),大致與年平均氣溫-2—-3℃相當。在海拔4500—4900米高度的連續(xù)凍土區(qū)內(nèi),目前實測到凍土年平均溫度為0—-3.5℃,凍土層最大厚度為128.1米。估計4900—5000米以上地區(qū),凍土溫度還要更低,厚度更大。在海拔4780米以下的島狀凍土區(qū),凍土溫度一般0—-0.5℃,厚度小于25米,隨著高度增加凍土溫度降低,厚度增大(表5,圖4)。在喜馬拉雅山區(qū),目前尚無多年凍土分布的實測資料,但根據(jù)念青唐古拉山區(qū)和喜馬拉雅山南坡凍土分布下界4900—5000米處年平均氣溫資料,可以取喜馬拉雅山北坡多年凍土分布下界相當于年平均氣溫-2.5—-3.0℃的高度。根據(jù)珠穆朗瑪峰地區(qū)氣溫和冰川溫度資料推算,北坡多年凍土分布下界大約在5100—5300米的高度。珠穆朗瑪峰北坡的氣候比南坡干燥,相應(yīng)雪線比南坡高200—500米。在我國境內(nèi),珠穆朗瑪峰北翼垂直自然帶的高山寒凍草甸墊狀植被帶、冰磧地衣帶和冰雪帶的下限高程均比南翼高300—400米。由此,珠穆朗瑪峰北坡多年凍土下界也應(yīng)比南坡高。同樣,青藏高原東側(cè)橫斷山地,由于印度洋季風影響,降水較多,形成濕度較高、熱量較低的水熱結(jié)合狀況,多年凍土下界也應(yīng)有所降低。如上所述,西部高山高原區(qū)海拔高度對凍土的保存和發(fā)育起決定性的作用;但是,緯度也起明顯的作用,使高山高原凍土亦具緯向變化規(guī)律。如圖5所示,凍土分布下界隨緯度降低而升高,南北相差3000米。如此大的差別,主要是由于西部高山高原地域廣大,跨越21個緯度;此外,也是由于高原擁有巨大高度,太陽輻射強烈。如果做西部高山凍土下界的延長線,則發(fā)現(xiàn)后一個原因可以使凍土下界升高400—600米。圖5還未包括受印度洋季風影響的念青唐古拉山脈和喜馬拉雅山東端及橫斷山脈,這里的雪線可分別低達4200、4300和4600米,在這些地區(qū)多年凍土下界可能高于雪線。從圖5還可以看出:(1)我國東部山地和西部高山地區(qū)的凍土下界是兩條相互平行的線,東部比西部的下界一般低800—1100米;(2)凍土下界變化的幅度,在我國東部和西部高山地區(qū)均為150—200米/1°緯度,而在高原上為100—150米/1°緯度,比前者要小;(3)西部高山地區(qū)凍土下界比雪線低1000—1300米,高原凍土區(qū)下界比雪線低800—1100米。比較同一高度凍土狀況,高原上大約自北而南每推進100—200公里,凍土溫度升高0.5—1.0℃,厚度減薄10—20米,變化幾乎與東北凍土區(qū)相當。高原面上丘陵起伏,垂直地帶變化與緯向變化的相互交織,使凍土情況更加復雜。(下界值取自本文中表4,相同地區(qū)的雪線據(jù)施雅風等1981年資料)二、凍土分布的區(qū)域差異多年凍土發(fā)育的上述緯度和垂直地帶性規(guī)律,往往被一系列區(qū)域因素所打破。這些因素主要有地質(zhì)構(gòu)造和新構(gòu)造運動以及它所引起的地熱、水系分布等的影響,其次還有巖性、地形、植被以及局部氣候等條件都對凍土發(fā)育產(chǎn)生非地帶性影響。青藏高原的主干地質(zhì)構(gòu)造線呈近東西向或北西西向,此外尚有一系列次一級的近南北向或北北東向的構(gòu)造線和若干旋回層或褶斷帶,其間以壓扭性斷裂相接1)。這種構(gòu)造特征加上新構(gòu)造運動,對高原凍土有很大的影響。首先,表現(xiàn)在構(gòu)造體系復合部位及兩組斷裂交匯處,有冷泉、溫泉、噴氣泉等多種地熱顯示,形成構(gòu)造融區(qū)(道)或地熱異常帶。冷泉沿活動斷裂帶成群出露,雖然水溫不高(一般1一4℃,有時7℃),但可以提高鄰近凍土層的溫度,減小厚度,甚至形成條帶狀融道,如西大灘、不凍泉、風火山南坡、烏麗山等處即是。由開心嶺至安多長260公里地段內(nèi),由于活動斷裂的控制,溫泉多處出露,水溫很高(20—30℃,有時70—80℃),形成構(gòu)造地熱融區(qū)。據(jù)調(diào)查2),在青藏公路沿線凍土區(qū)內(nèi)構(gòu)造地熱融區(qū)竟達13處之多。其次,表現(xiàn)在使高原呈現(xiàn)山脈與盆地、谷地相間的地形格局,控制著水文網(wǎng)的發(fā)育。較高的地熱背景,加上河水的熱作用,使布曲河河谷融區(qū)寬度可達1.5—2.0公里(圖6)。沱沱河、通天河下皆有貫穿融區(qū),其寬度分別達1000米和4000米1)。一些座落在斷裂上的大湖(如雅興錯、巴斯錯湖)底下和周圍,由于地表水和地下水的共同熱力作用,可形成直徑達幾百米至二、三公里的融區(qū)2)。第三,表現(xiàn)在構(gòu)造運動的不同升降幅度所形成的不同堆積物對凍土分布的影響。例如,昆侖山、唐古拉山區(qū)斷裂活動強烈,升降幅度較大,致使西大灘和溫泉斷陷谷地里沉積物質(zhì)粗,而在高平原上斷裂活動性較差,大面積抬升差異性較弱,一系列斷陷盆地(楚馬爾河、北麓河、沱沱河等)中沉積物較細;相應(yīng)地在沉積物質(zhì)粗的地方凍土發(fā)育比細的地方要差。Ⅲ.一級階地后緣;Ⅳ.二級階地后緣巖性、沼澤化、地形坡向等,也與凍士發(fā)育有密切的關(guān)系。在其它條件大致相同時,高原上粘土和亞粘土層中的年平均溫度,往往要比砂礫石層和基巖低1一3℃。煤層的存在一定程度上可以提高凍土層溫度和地熱梯度。根據(jù)目前為數(shù)不多的鉆孔測溫資料,我國西部多年凍土區(qū)凍土層內(nèi)地熱梯度一般只有1.5—2.0℃/100米,但在煤層、河流的影響下可分別增大到4一5℃/100米。沼澤化、泥炭和苔蘚層的發(fā)育可以促進凍土層的形成,尤其對于溫度接近0℃的土層更為明顯。大興安嶺沼澤地比非沼澤地溫度低1一2℃。因此,在凍土分布的南界和下界一帶,幾乎可以根據(jù)地表沼澤輪廓圈出凍土島范圍。相反,由于這種年平均地溫接近0℃,甚至出現(xiàn)零梯度的溫度分布,凍土層極不穩(wěn)定,開墾沼澤地、砍伐森林等,必將導致上部凍土層溫度升高,上限下降,甚至凍土退化。近幾年,由于人為活動的熱作用,甚至在凍土極為發(fā)育的大興安嶺凍土Ⅰ區(qū)(見表3),也觀測到負梯度型的凍土溫度曲線(圖7)。坡向和坡度的差別,往往使山地凍土特征具有明顯的非對稱性。在天山,陰坡和陽坡凍土下界相差400米,年平均地溫相差2℃以上,凍土厚度相差到80米。在祁連山,南北坡凍土分布下界高度相差210米左右1)。在青藏高原上,陰陽坡地溫差1.7—2.4℃,凍土厚度差50—70米,并使地下冰賦存情況迥然不同,如在風火山地區(qū),松散層中的地下冰,以陰坡的中下部位最為發(fā)育,冰層厚達2—5米;在陽坡,地下冰層薄,多呈透鏡狀斷續(xù)分布。此外,冬季逆溫層在我國東北分布廣(北起黑龍江,南至嫩江、海拉爾)、厚度大(幾百米至1000米),控制了大部分凍土區(qū),不僅對黑龍江岸邊溝深坡陡的谷底凍土有明顯的影響,而且對東北廣大多年凍土區(qū)亦有相當大的作用。加之低洼處一般多沼澤化,植被茂密,苔蘚和泥炭層發(fā)育等因素綜合影響,致使低洼處的凍土溫度低、厚度大。例如,阿木爾地區(qū)(Ⅰ區(qū)內(nèi))測溫資料2)表明,溝底洼地生長塔頭草3)、苔蘚的沼澤中,年平均地溫低達-4.2℃;在緩坡中下部的沼澤化濕地中-1.7℃;陡陰坡-0.1℃;陡陽坡坡腳+1.0℃。在大興安嶺,低處凍土溫度比高處一般要低1—2℃,最大到4—5℃。三、季節(jié)熔融特征決定季節(jié)凍結(jié)和融化深度的主要因素是年平均地溫、年平均地表溫度較差、巖性和含水量。前兩者具有緯度和高度地帶性,后兩者屬非地帶性因素。因而,季節(jié)融化層的厚度總的趨勢是隨著緯度和海拔的增高而減小,多年凍土區(qū)內(nèi)的季節(jié)凍結(jié)層卻相反,二者均在年平均地溫等于0℃的地帶(南界和下界附近)達最大值,由南界往南,下界向下,季節(jié)凍結(jié)深度又逐漸減小。在我國,季節(jié)融化層多數(shù)情況下與多年凍士層相銜接,但在多年凍土南界和下界附近,以及凍結(jié)層上水冬季凍不透的地方,可以出現(xiàn)不銜接情況。巖性和含水量對季節(jié)凍結(jié)、融化深度起很大的制約作用,可以使范圍很小的地段內(nèi)最大季節(jié)凍結(jié)和融化深度變化很大。最大季節(jié)凍結(jié)深度隨巖性、含水量而異,一般變化在2—8米不等。最大季節(jié)融化深度在第四紀松散層內(nèi)一般變化在1一4米間,基巖中達8—10米。高原凍土區(qū)年平均氣溫較差只有東北的一半,但最大季節(jié)融化深度卻相差無幾。例如,在細顆粒土中,最大季節(jié)融化深度東北為0.5—2.6米,青藏高原為0.8—2.5米。這與東北細顆粒土表面往往植被覆蓋度高、地表更加潮濕密切有關(guān)。在基巖裸露的山頂、山坡,季節(jié)融化深度一般東北為8--10米,在高原上3—4米。可見,植被的影響是明顯的。植被降低年平均地表溫度較差值,在高原草被1.5—4.0℃,在東北密林4一5℃;相應(yīng)地減小融化深度,在高原上為0.3—0.5米,在東北0.4—0.9米。此外,最大季節(jié)融化深度南北坡可相差0.1—1.0米。地表水和地下水均可加大季節(jié)融化深度。雪蓋的作用視降雪季節(jié)和厚度而異,在東北降雪主要在冬季,對地表起保溫作用,減小年平均地表溫度較差,因而減小季節(jié)凍結(jié)深度;積雪深度在天山可達1.3米1),阿爾泰山1.5米(中低山帶)至2—3米(高山帶)2),其對地溫的影響比東北更大;高原上雪蓋薄,保存時間也短,而且在暖季也降雪,對地表起到一定的降溫作用和減小溫度較差作用,相應(yīng)也會減小季節(jié)融化深度,但作用不大。季節(jié)凍結(jié)、融化層與凍結(jié)層上水(沖積層水、坡積洪積層水等)之間有著密切的動力聯(lián)系。表現(xiàn)在:(1)凍結(jié)層上水的凍融過程緩慢,較長時間停留在一定深度上,大大拖延上覆土層的季節(jié)凍融過程;(2)地下潛水位隨季節(jié)凍結(jié)層凍融過程而波動,地表凍結(jié)時,水位因受凍結(jié)層承壓作用,隨凍深加大而升高,最高水位出現(xiàn)在最大凍結(jié)深度到來時。隨凍結(jié)層融化,水位又略有降低,直至凍結(jié)層全部融透,潛水位才隨雨季到來而升高。土層季節(jié)凍融過程與凍結(jié)層上水、潛水之間這一特殊的動力關(guān)系,是豐富多彩的凍土現(xiàn)象(季節(jié)性凍脹丘、地下水冰椎、有名的“水上人家”3)等)產(chǎn)生的直接原因,甚至在春融季節(jié)也能形成隆脹丘。值得注意的是,季節(jié)凍結(jié)作用會促使沙丘前沿農(nóng)田里的地下水位強烈上升,甚至高出地面(3月下旬至4月中旬),導致春融時土地泥濘,春播推遲,影響農(nóng)業(yè)產(chǎn)量。四、地下冰地下冰在我國多年凍土層中廣泛發(fā)育,其性狀、成因類型與地形、巖性、水分等條件關(guān)系極為密切,現(xiàn)從以下三方面來看。1.陰坡下厚冰層厚度的形成條件根據(jù)大量勘探資料,水平冰層的頂面大多與地面平行,其埋藏深度與多年凍土上限深度基本一致,在青藏高原為0.9—3.0米,以1一2米居多;大興安嶺為0.3—1.5米。水平冰層就其厚度又可分為三種。第一種為厚僅幾毫米和幾厘米的薄冰層,與細顆粒土互層,構(gòu)成含冰量極大的凍土層(照片1)。第二種為厚度十幾至幾十厘米的厚冰層,以高原上湖相沉積里的冰層為代表(照片2),其冰層質(zhì)地較純,最厚達40—50厘米,常具有脈狀、斜層狀、網(wǎng)狀等凍土構(gòu)造。顯然與湖相沉積具有韻律顯著的細粒互層沉積結(jié)構(gòu)有關(guān)。第三種為巨厚水平冰層,以青藏高原山岳丘陵地帶,如風火山地區(qū)為代表(照片3、4),厚度幾十厘米至6—7米,在陰坡中下部位最大,往山坡上部變薄以至尖滅。冰層主要發(fā)育在年變化層之內(nèi)(多在8米左右),往下冰層迅速減薄。冰層中含有亞粘土和碎石塊等雜質(zhì)。水平冰層主要處于后生凍土層中,且屬分凝冰成因類型。但在后生凍士形成以后,地表水、季節(jié)融化層水分又可以向多年凍土上限處入滲、轉(zhuǎn)移和凍結(jié),在適宜的條件下冰層由原上限面自下而上逐年加厚,形成膠結(jié)-分凝類型冰。這種自下而上形成的多年凍土層為共生凍土類型。在我國廣大凍土區(qū)存在這種共生凍土形成的必要條件。第一,季節(jié)融化層底部有自下而上的凍結(jié)作用,不僅年平均地溫為-3.5℃的地方有,溫度更高的地方也有(表6)。這對曾提出的溫度條件應(yīng)是一個補充。表4還表明,這種自下而上的凍結(jié)速度和凍結(jié)層厚度是可觀的。第二,存在地表沉積物逐年加厚、凍土上限隨加積而上升的條件。山前緩坡地帶廣泛發(fā)育且逐年加積的泥流、滑塌堆積,沼澤地里逐年增長的泥炭層,都是形成共生凍土和厚冰層的有利場所。勘探和觀測資料,1)證明,即使在年平均地溫-0.5—1.5℃的凍土區(qū),在地表不被破壞和排除地表水影響的情況下,各種高度的人工堆土下面,凍土上限也會有不同輻度的上升。無論在高原上抑或大興安嶺,這種厚冰層的礦化度都較低,化學類型接近地表水和凍結(jié)層上水,2),這在一定程度上也可說明地下冰的水分補給來源。除分凝、分凝-膠結(jié)類型冰層外,在凍脹丘中發(fā)育有侵入和分凝兩種類型的厚冰層。著名的昆侖山埡口盆地大凍脹丘頂鉆探3)揭示,1.3—43.0米深度內(nèi)有四層厚冰層,其埋藏深度分別為1.3—14.6米、26.3—29.1米、30.0—34.9米、42.1—43.0米,第一層冰含少量黃色粘泥(照片5),往下的冰層越來越純,冰層之間為脈狀構(gòu)造凍土,由亞粘土、亞砂土及砂組成,體積含冰量達50—70%。唐古拉山南瓦里百里塘大凍脹丘,曾揭露有兩層純冰層,其埋藏深度分別為7.4—7.6米、8.4—16.6米。至于這兩個多年生大凍脹丘里的多層厚冰層成因類型,尚難定論。2.凍土層與冰高天山奎先達坂冰磧壟由于經(jīng)歷過冰川若干次進退,在冰磧物加積過程中形成了上百米厚的、含冰量很大且垂向分布均勻的共生凍土層,以礫巖狀構(gòu)造的凍土為主,并與層狀、網(wǎng)狀、包裹狀構(gòu)造凍土相間。在現(xiàn)代大陸型冰川的側(cè)磧和終磧里,如果冰磧物逐年加厚,現(xiàn)代氣候條件下多年凍土層上限以上有可能形成新的共生凍土。在冰川退縮遺留下的冰磧里可能有埋藏冰川冰存在。在大興安嶺古石海中,發(fā)育有一種“高山冰”,由春季雪融水滲入石海體內(nèi)形成。7月底,揭開苔蘚層即見塊碎石間被冰充填。3.晚更新世冰形成凍土后出現(xiàn)大量砂碎在大興安嶺的嘎拉牙,裂隙地下冰最寬達15—20厘米,延伸到54米深處。此外,冰層常沿原生層理或風化裂隙分布,形成網(wǎng)狀構(gòu)造凍土。有時冰呈團粒狀粘附于裂隙壁上,為汽態(tài)水轉(zhuǎn)移凍結(jié)而成。我國凍土區(qū)至今尚未發(fā)現(xiàn)象西伯利亞和北美所見到的大型冰楔和冰脈。但青藏高原上的北麓河、沱沱河、通天河、布曲河等一些河流二級階地上均有砂楔(寬、高幾十厘米至2—4米不等)分布,據(jù)C14測定,為晚更新世形成之冰禊,以后融化被砂充填所致。其大小與西伯利亞現(xiàn)代后生型冰脈相近。五、不同地形條件下的凍土作用凍土現(xiàn)象是一定氣候、地形、巖性、水分等自然因素綜合作用的產(chǎn)物。復雜多樣的自然條件決定了我國凍土區(qū)存在種類繁多的凍土現(xiàn)象,除少數(shù)發(fā)育于極地區(qū)的類型(冰楔多邊形)外,一般均有廣泛分布。凍土現(xiàn)象的分布及其組合,與多年凍土分布的高度和緯度地帶性相呼應(yīng),表現(xiàn)出明顯差別。在高山、高原凍土區(qū),凍土現(xiàn)象具有明顯的垂直分帶。一般情況下可分出四個帶譜:(1)山地上部發(fā)育石海、石流、巖屑坡、凍裂石林、山原階地等。在阿爾泰山,石海的厚度可達5米,坡頂發(fā)育有多級山原階地,臺階一般高20—30米。(2)在山坡中部,陡坡上草皮蠕流形成魚鱗狀草皮;地面較平坦的山頂、山間洼地及緩坡上,可形成斑土、石環(huán)、多邊形土(照片6)和多邊形裂縫網(wǎng)等。隨高度增加,寒凍分選作用有增強趨勢。例如,在阿爾泰山海拔1800米處,石多邊形的寬度僅30—50厘米,到3000米處達1.5米;在天山中部直徑20—30厘米的小型石環(huán)分布高程是3600—4000米,而直徑一般1一3米的大型石環(huán)分布在3850—4300米高度上。(3)在山坡下部為融凍泥流和熱融滑塌作用帶。融凍泥流主要發(fā)育在表土潮濕富含粉土顆粒的山間溝地和小于15°的緩坡上。青藏高原上目前正在活動的為規(guī)模較小(長寬幾米至幾十米)的泥流舌、帶,已趨于穩(wěn)定的為規(guī)模較大的多級泥流階地(風火山多至14級)。青藏高原的熱融滑塌以風火山地區(qū)最為多見(照片7、8),活動也最強烈,已有不少報道[10,19,21,36,37,38]。熱融滑塌經(jīng)常發(fā)育在厚層地下冰埋藏淺、坡度一般小于25°的陰坡上,其表土是含有大量粉土顆粒的亞砂、亞粘土。由于人工開挖或流水沖蝕等原因,山坡土體平衡一旦遭受破壞,季節(jié)融化層濕潤的土體在重力作用下順地下冰層面或凍結(jié)層面往下滑動和崩塌,并不斷沿坡而向坡頂溯源蠶蝕,發(fā)展速度很快,一年就有數(shù)十米,兩、三年內(nèi)即可由坡腳發(fā)展到坡頂,直達新的平衡為止。滑塌體一般長30—250米、寬20—100米不等。在風火山還可以見到早已穩(wěn)定的、規(guī)模更大(長500米、寬100—150米)的熱融滑塌。融凍泥流、熱融滑塌堆積物又是形成新的共生凍土層和厚層地下冰極為有利的場所。在厚層地下冰發(fā)育地段,經(jīng)常有熱融凹陷產(chǎn)生(照片9),進一步可發(fā)展成熱融湖。(4)在山麓、山間溝地和河谷地帶,凍脹、凍融分選作用頻繁,小型石環(huán)、斑土、多邊形裂縫網(wǎng)格常見,凍脹丘、冰椎普遍。凍脹丘種類繁多,季節(jié)性的一般最大隆起時間在2—3月份,其中有的在融化季節(jié)的6—8月份發(fā)生“爆炸”,噴出土(石)塊、水和氣體。多年生凍脹丘多發(fā)育在構(gòu)造斷裂帶附近,如昆侖山埡口大凍脹丘(照片10),其長180米、寬80米、高15米,座落在坡麓更新世湖相亞粘土層中,凍結(jié)層(75米厚,年平均地溫-3℃)下水沿斷裂固定補給凍脹丘。冰椎分布非常廣泛,有地表水的,也有各種地下水的;規(guī)模有幾十平方米的,也有大至幾萬平方米的;形態(tài)多樣,決定于地形條件、水流量和水溫等因素。據(jù)調(diào)查1),青藏公路西大灘至唐古拉山北的溫泉間,具一定規(guī)模的冰椎有80個之多。凍土現(xiàn)象垂直帶譜出現(xiàn)的高度,也具有一定的緯度地帶規(guī)律。例如,現(xiàn)代石海分布高度在珠穆朗瑪峰地區(qū)為5800—6000米,可可西里一風火山地區(qū)為5100—5300米,昆侖山北山西段4950—5000米。又如,大型石環(huán)分布高度在唐古拉山口現(xiàn)西大灘代冰川邊緣山坡上為5300—5400米,西大灘南側(cè)山坡上4700—4900米,到天山中部降至3850一4300米?？梢?石海、石環(huán)分布高度均自南而北降低。在東北多年凍土區(qū),由于氣候、自然帶及凍土本身均具有明顯的緯度地帶性規(guī)律,凍土現(xiàn)象相應(yīng)地均有明顯的地帶性反映。該區(qū)自南而北,隨氣溫降低、年平均氣溫較差增大,寒凍風化作用愈加強烈,石海、石流等愈發(fā)育;相反,由北而南融凍泥流、熱融沉陷作用有所增強,發(fā)育有泥流階地、舌、裙和熱融洼地、湖等。凍脹丘、冰椎在全區(qū)內(nèi)均較發(fā)育,是鐵路、公路經(jīng)常遇到的主要病害。六、凍土基本類型的多年凍土區(qū)可減少凍土,凍土厚度及種類少,區(qū)域內(nèi)大陸性氣候因素總的來看,根據(jù)多年凍土形成和發(fā)育的地帶性規(guī)律,我國多年凍土可分為高緯度多年凍土和高海拔多年凍土。前者分布在我國東北部,主要受緯度地帶性規(guī)律控制;后者分布在我國西部高山和青藏高原及東部一些高山,主要服從垂直地帶性規(guī)律。緯度和高度因素對于二者都有表現(xiàn),只是主導作用不同。一系列非地帶性因素對形成凍土特征起了重要作用。冬季逆溫,低洼處沼澤化,苔蘚和泥炭層,致使低洼處凍土最發(fā)育,是我國高緯度凍土的典型特征。地質(zhì)構(gòu)造活動強烈,地下水活動頻繁,形成許多構(gòu)造融區(qū)(道),成為年輕的青藏高原上對凍土分布作用突出的非地帶性因素。我國高海拔多年凍土分布下界,絕大多數(shù)情況低于雪線高度800—1300米。按二者相互關(guān)系來分類,應(yīng)屬大陸型多年凍土(包括喜馬拉雅山北坡在內(nèi));只是在喜馬拉雅山東段南坡、西藏東南部和橫斷山地,多年凍土分布下界接近雪線高度,有些地點,可能高于雪線,屬海洋型多年凍土。它們所包括的區(qū)域與大陸型、海洋型冰川相對應(yīng),似乎可以推斷大陸型凍土的溫度較低,穩(wěn)定性較高。關(guān)于我國這兩種類型凍土的特征,尚有待今后工作。東北凍土區(qū)南界相當年平均氣溫等值線0—±1℃,而青藏高原凍土下界卻相當年平均氣溫-2—-3℃等值線。東北凍土區(qū)南界最南端可達46.6°N,而在北美,南端只到51°N?？梢?東北凍土存在的條件比青藏高原、北美更優(yōu)越。這與東北凍土區(qū)緯度高、氣候嚴寒