| 词条 | 冻土 |
| 释义 | § 定义 冻土 冻土是指地表至地表100厘米范围内有永冻土壤温度状况，地表具多边形土或石环等冻融蠕动形态特征的土壤。包括的土类有冰沼土（冰潜育土）和冻漠土。[1] 因为土壤里面或多或少的都含有水分，但温度降到零度或零度以下，土壤里的水分就会凝结成冰将土壤冻结，这样就产生了冻土。在冻土表面温度是随深度的增加而降低的，但是到了一定深度它的温度就不再降低，而是常年保持一个基本恒定的温度，科学家将这个层称为恒温层，在往下因为越来越接近地心，温度反而逐渐升高。 冻土是一种低于零摄氏度并且含有冰的特殊土体。冻土不同于黄土、黑土、红土，它是一种冻结土，可以是冻结黑土，也可以是冻结黄土，当然冻结红土少一些，因为红土大多发育在南方，而南方温度低于零度的时候不多。冻土分布区气候严寒或干寒，且有永冻层，土壤自然肥力很低，不经改造不宜于农用，冰沼土上生长有鹿的主要饲料——地衣，所以发展养鹿业乃是利用冰沼土的重要途径之一。 § 成土条件 （一）气候 冻土分布区的环境条件存在差异。冰沼土分布区属苔原气候，大部分地面被雪原和冰川所覆盖，年平均温在0℃以下，一般都在-10℃至-17℃，冬季气温可低至-40℃，甚至-55℃，夏季温度也很低，7月份平均温度不超过10℃，全年结冰日长达240天以上。高山冻漠土年均温也很低，一般为-4℃至-12℃。冻土区降水很少，欧洲部分为200—300毫米，亚洲和北美洲北部在100毫米以下，西藏冻漠土区因地势高、远离海洋，降水更稀少，一般为60～80毫米，其北部更少，为20～50毫米，其中90%集中于5—9月。降水虽然少，但气温低，蒸发量小，长期冰冻，土壤湿度很大，经常处于水分饱和状态，夏季土壤—母质融化，砂土可达1～1.5米，壤土70～100厘米，泥炭土35～40厘米，以下即为永冻层，高山冻漠土在宽谷、湖盆永冻层深度80厘米，山坡上可达150厘米。冻土 （二）植被 由于冻土区气候严寒，植被是以苔藓、地衣为主组成的苔原植被，草本植物和灌木很少，常见的植物有：石楠属、北极兰浆果、金凤花等开花植物，南缘有云杉、落叶松、桦、白杨、柳、山梣等，生长缓慢，矮小且畸形，各种植物的年生长量均不大，苔原地带每年有机质的增长量为400公斤/公顷，是世界各自然地带中最少的。高山冻漠土区植被为多年生和中旱生的草本植物、垫状植物和地衣，常见的有凤毛菊属、葶苈属、桂竹香属、虎耳草属、点地梅属、银莲花属、金莲花属、红景天属等，一簇簇地生长在石隙之间，或在冰雪融水灌润的地方局部呈小片分布。五颜六色的粗糙碟衣、地图黄绿衣、岩表黄绿衣等则着生于石块上面。 （三）地形、母质 冻土发育的地区，因刚脱离冰川覆盖不久，冰川地形保持得相当完整。冻漠土分布区的地形主要是陡峭的山坡，角锋、刃脊、第四纪和近代冰川所形成的冰斗和冰碛垅堤，宽谷，湖盆的湖积平原等。成土母质的差异较大，加拿大、西伯利亚地盾区是前寒武系基岩。其他地区有古生代各种灰岩、石英砂岩、板岩、中生代的灰岩、红色钙质砂泥岩及近代泥砾和冲积物，残积物，冰碛物，冰水沉积物等。 § 主要性状 （一）诊断层和诊断特性：冻土具有永冻土壤温度状况，具有暗色或淡色表层，地表具有多边形土或石环状、条纹状等冻融蠕动形态特征。 （二）形态特征：土体浅薄，厚度一般不超过50厘米，由于冻土中土壤水分状况差异，反映在具常潮湿土壤水分状况的湿冻土和具干旱土壤水分状况的干冻土两个亚纲的剖面构型上有着明显差异，湿冻土剖面构型为O—Oi—Cg或Oi—Cg型，干冻土为J—Ah—Bz—Ck型， （三）理化性质：冻土有机质含量不高，腐殖质含量为10—20克每千克，腐殖质结构简单，70%以上是富里酸，呈酸性或碱性反应，阳离子代换量低，一般为10厘摩尔（+）每千克土左右，土壤粘粒含量少，而且淋失非常微弱，营养元素贫乏。 § 成土过程 冻土形成以物理风化为主，而且进行得很缓慢，只有冻融交替时稍为显著，生物、化学风化作用亦非常微弱，元素迁移不明显，粘粒含量少，普遍存在着粗骨性。高山冻漠土粘粒的K2O含量很高，可达50克每千克，说明脱钾不深，矿物处于初期风化阶段。中国冻土类型分布图 冻土区普遍存在不同深度的永冻层。在湿冻土分布区，夏季，永冻层以上解冻，由于永冻层阻隔，融水渗透不深，致使永冻层以上土层水分呈过饱和状态，而形成活动层，活动层厚度为0.6米至4米，若永冻层倾斜，则形成泥流；冬季地表先冻，对下面未冻泥流产生压力，使泥流在地表薄弱处喷出而成泥喷泉，泥流积于地表成为沼泽，因其下渗较弱，泥流、泥喷泉又混和上下层物质，使土壤剖面分化不明显，而在南缘永冻层处于较深部位，水分下渗较强处，剖面层次分化较好。 在干旱冻土分布区，白天由于太阳辐射强烈，地面迅速增温，表土融化，水分蒸发；夜间表土冻结，下层的水汽向表面移动并凝结，增加了表土含水量，反复进行着融冻和湿干交替作用，促进了表土海绵状多孔结皮层的形成。此外，暖季，白天表土融化，夜间冻结，都是由于由地表开始逐渐向下增温或减温总是大致平行于地表水平层次变化着的，所以，在干旱的表土上，强烈的冻结作用往往形成表土的龟裂。 在极地冰沼土区，由于低温，蒸发量小，地势低平处排水不畅，土壤水分经常处于饱和状态，致使土壤有机质和矿物质处于嫌气条件下，虽然有机质形成数量不多，但在低温嫌气条件下分解缓慢，表层常有泥炭化或半泥炭化的有机质积累。矿物质也处于还原状态，铁、锰多被还原为低价状态，形成一个黑蓝灰色的潜育层，在高山冻漠土分布区，降水较少，土壤淋溶弱，剖面中往往有石膏、易溶盐和碳酸钙累积，致使土体呈碱性，表土结皮和龟裂等。总的来说，冻土成土年龄短，处处呈现出原始土壤形成阶段的特征。 § 冻土分类 冻土 按地理分布 根据冻土的地理分布，成土过程的差异和诊断特征，可分为冰沼土和冻漠土两个土类。 （一）冰沼土（Tundrasoils） 又称苔原土，中国把冰沼土这一土壤名称，改为冰潜育土，分布于极地苔原气候区和我国黑龙江北部。冰沼土是冻土中具有常潮湿土壤水分状况，具有碳氮比＞13的潜育暗色表层和pH＜4.0的斑纹AB层的土壤。冰沼土土层浅薄，剖面由泥炭层和潜育层组成，土体构型为O-Oi-Cg或Oi-Cg型。冰沼土的有机质含量低，阳离子代换量低，呈微酸性至酸性反应，营养元素缺乏。 按布里奇斯（E.M.Bridges：WorldSoils）的材料归纳成以下几个亚类： 1.极地荒漠土（Arcticdesertsoils）相当于原始冰沼土。美国分类中的典型冰冻潮湿新成土（Typiccryaquent），联合国分类中的冷冻粗骨土。 分布于北半球最高纬度地带，在北美的北极岛群北端、阿拉斯加和格陵兰北部、亚洲的北地群岛北部等都有分布。土壤粗骨性强，表层有极薄的粗腐殖质层（Ah），其下即为砾石或岩石（R），没有明显潜育化现象，由于岩石风化以冰冻风化为主，表土多裂为多边形，因此，也称多边形冰沼土。 2.极地潜育土（Arcticgleysoils）相当于典型冰沼土，中国分类的典型冰潜育土，美国分类中的冷冻潮湿新成土（Cryaquents），部分冷冻有机土，联合国分类中的冷冻潜育土，冰冻有机土。 广泛分布于前苏联、加拿大北部，系低地永冻层上发育而成。具有泥炭层（Oi），厚约8厘米左右，其下为带有赭色斑点和暗色有机质花纹的浅蓝色潜育层（Bgsh），母质富含粘粒。荷兰格尔岛的极地潜育土的潜育层可厚达44厘米，A层有机质含量达50克每千克。 3.极地棕色土（Arcticbrownsoils）相当于灰化冰沼土。美国分类中的冷冻淡色始成土（Cryochrept），联合国分类中的冰冻始成土。 在地势较高处，发育程度稍高，除了泥炭层和潜育层之外，还有灰化现象，土体构型为Oi（Ah）-E-Bhs-Bg型。阿拉斯加极地棕色土，土色暗棕色，A层细碎屑呈块状结构，B层是暗黄棕色的砂壤土，其下是破碎砂岩。 （二）冻漠土（Frozendesertsoil）包括高山荒漠土（Alpindesertsoil)、高山寒冻土（Alpinefrozensoil）。该土壤主要发育在我国青藏高原等高山区冰雪活动带的下部。一般在海拔4000米以上。冻漠土是冻土中具有干旱土壤水分状况，具有淡色表层，无盐积层和石膏层的土壤。冻漠土的土层浅薄，石多土少，剖面发育弱，地表多砾石，有多边形裂隙，具有0.5～1.5厘米厚的灰白色结皮层，有盐斑，结皮层下有浅灰棕色或棕色微显片状或层片状结构，砾石腹面有石灰薄膜，剖面构型为J—Ah—Bz—Ck型。 冻漠土有机质含量低，一般小于10克每千克，pH8.0～8.5，强石灰反应，CaCO3含量约50克每千克，石膏约5～10克每千克，易溶盐、石膏明显富集在地面结皮内，而碳酸钙则多在剖面的下层，表层的细土多被风吹失，亚表层粘粒含量相对增高。 中国把冻漠土分为三个亚类： 1.典型冻漠土（Typicfrozendesertsoils）具冻漠土类的典型特征。 2.盐化冻漠土（Salinizedfrozendesertsoils）冻漠土中具盐积特性的土壤。 3.龟裂冻漠土（Takyricfrozendesertsoils）冻漠土中具有龟裂特征的土壤，主要分布于西藏羌塘高原北缘，帕米尔高原及昆仑山内部山脉，一般在海拔4200～4500米之间，成土母质中富含碳酸钙，湖泊周围淀积物中含盐量较高，气候非常干燥寒冷，地表有盐斑，小砾石和薄的龟裂结皮，碳酸盐沿剖面分布比较均一。 按季候 当天气变暖的时候这种冻土就会融化，我们称这种冻土为季节冻土（seasonally frozen ground）。除此之外，两年或者两年以上保持冻结状态的土，那就是多年冻土（permafrost），比如在北极或者青藏高原，因为那里常年温度都在零度以下，所以冻土就会保持常年不化，既使在比较温暖的年份，融化的也仅仅是表面一小层。 冻土的存在主要受温度的影响。越往纬度高的地方温度就越低，因为南半球陆地面积少，所以多年冻土主要分布在亚欧大陆和北美洲的北部。同时我们还知道，越往高处温度就越低，在一些高山上那里的温度常年也低于零度，所以中低纬度的高山和高原上也存在多年冻土，如美洲的安第斯山脉，非洲的乞立马扎罗山以及我国的青藏高原。青藏铁路—向冻土宣战 人类活动大多集中在温暖地区或低海拔平原地带，所以对于冻土的认识不是很多，但是随着人类活动空间的扩大以及对资源需求的增多，人类逐渐将目光投向了太空、海洋和寒冷的极区。如近四、五十年来，美国、英国、加拿大等国为解决能源危机，加紧开发北极和北极近海的石油和天然气。但是包括多年冻土在内的寒区有着自己独特的环境特性，它是一个很脆弱的环境体系，一旦遭到破坏就无法挽回。 中国的多年冻土分为高纬度和高海拔多年冻土。高纬度多年冻土主要集中分布在大小兴安岭，面积为38-39万平方公里。高纬度的多年冻土是欧亚大陆多年冻土南缘，平面分布服从纬度地带性规律，即往约往海拔高的地方冻土面积约达，厚度越厚。 高海拔多年冻土分布在青藏高原、阿尔泰山、天山、祁连山、横断山、喜马拉雅山，以及东部某些山地，如长白山、黄岗梁山、五台山、太白山等。高海拔多年冻土形成与存在，受当地海拔高度的控制。 § 世界冻土分布 全球冻土的分布，具有明显的纬度和垂直地带性规律。自高纬度向中纬度，多年冻土埋深逐渐增加，厚度不断减小，年平均地温相应升高，由连续多年冻土带过渡为不连续多年冻土带、季节冻土带。极地区域冻土出露地表，厚达千米以上，年平均地温-15℃；到北纬60°附近，冻土厚度百米左右，地温升至-3℃～-5℃；至北纬约48°（冻土分布南界），冻土厚仅数米，地温接近0℃（图6－18）。在中国东北和青藏高原地区，纬度相距一度，冻土厚度相差10～20米，年平均地温差0.5℃～1.5℃。 世界冻土分布 冻土是指地表至100厘米范围内有永冻土壤温度状况，地表具多边形土或石环等冻融蠕动形态特征的土壤。本土纲相当于美国土壤系统分类的新成土纲（Entisol）、始成土纲（Inceptisol）、有机土纲（Histosol），联合国土壤分类的始成土（Cambisols）、潜育土（Gleysols）、粗骨土（Regosols）、有机土。它包括的土类有冰沼土（冰潜育土）和冻漠土。 冰沼土相当于美国系统分类中新成土纲的永冻性的冷冻正常新成土（Pergelic Cryorthent）和始成土纲的冷冻潮湿始成土（Cryaquepts），有机土纲中部分冷冻有机土。联合国土壤分类中始成土的冰冻始成土（Geliccambisols）、潜育土中的冰冻潜育土（Gelicgleysols）、粗骨土纲中的冰冻粗骨土（Gelicregosols）、有机土纲（Histosols）中的冰冻有机土（Gelichistosols），所不同的是联合国分类是指在2米深度内有永冻层。而冻漠土在美国、联合国分类中还没有相应的土类。而与美国分类的干旱土和联合国分类的钙质土或石膏土有某些近似。 § 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。冻土 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。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。 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。[2] |
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