地貌学08 冻土地貌.ppt
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1、地 貌 学,主讲人:林叶彬 ,冻土,冻土地貌,冻土地貌的发育,地貌学冻土地貌,第八章 冻土地貌,极地、亚极地地区和中低纬的高山、高原地区,在较强的大陆性气候条件下,气温极低,降水量很少,地表没有积雪,地面裸露。在这样条件下,将0或0以下并含有冰的地表冻结土层,称为冻土(Frozen ground)。,冻土随季节变化或昼夜变化而发生周期性的融冻,如果冬季土层冻结,夏季全部融化,叫季节冻土。如多年处于冻结状态土层,仅在夏季冻土表层融化,下部仍处于冻结状态,称为多年冻土(Permafrost)。,在多年冻土区,地下土层常年冻结,地表发生季节性的冻融作用,形成一些特殊的地貌,称为冻土地貌。在冰川边缘地
2、区也能形成一些冻融作用的地貌,所以冻土地貌也称冰缘地貌 (Periglacial landforms)。,地貌学冻土地貌,一、冻土,(一)冻土的分布,世界上冻土总面积约为3500万平方公里,占地球全部大陆面积的25%。俄罗斯和加拿大是冻土分布最广的国家。,我国多年冻土分布在东北北部地区、西北高山区及青藏高原地区。冻土面积约215万平方公里,占全国总面积的22.3%。,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,(二)冻土的厚度,多年冻土分上下两层,上层每年夏季融化,冬季冻结,叫活动层(Active layer);下层常年处在冻结状态,叫永冻层(Permafrost)。多年冻土的厚度从高纬到低纬逐渐减薄,以
3、至完全消失。,多年冻土从高纬到低纬不仅厚度变薄,而且由连续的冻土带过渡到不连续的冻土带。多年冻土不连续带是由许多分散的冻土块体组成,这些分散的冻土块体称为岛状冻土(Permafrost islands)。,中、低纬度的高山高原地区,多年冻土的厚度主要受海拔控制。一般来说,海拔愈高,地温愈低,冻土层愈厚,永冻层顶面埋藏深度也较浅。海拔每升高100150 m,年平均地温约降低1,永冻层顶面埋藏深度减小0.20.3 m。,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,冻土的厚度虽然受纬度和海拔高度的控制,但在同一纬度和同一高度处的冻土厚度还有差别,这和其它自然地理条件有关。,1气候的影响,大陆性半
4、干旱气候较有利于冻土的形成,而温暖湿润的海洋性气候不利于冻土的发育,因而在地处欧亚大陆内部的半干旱气候区的冻土南界(北纬47)比受海洋性气候影响较大的北美冻土南界(北纬52)要更南一些。另外,在纬度和高度相同的条件下,大陆性半干旱气候区的冻土厚度比海洋性气候区的要大。,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,2岩性的影响,砂土导热率较高,易透水,不利于冻土的形成,泥炭的导热率最低,最有利于冻土的发育。在连续冻土带,往往在潮湿粘土区的永冻层顶面埋深比砂砾石区的要浅,厚度比砂砾石区的也要大。在不连续冻土带,泥炭粘土组成的地区往往发育许多岛状冻土。,3植被和雪盖的影响,冬季,植被和雪盖阻碍土壤热量散失;夏季
5、,植被和雪盖减少地面受热。因此,在有雪盖和植被的地区,地面年温差减小。,地貌学冻土地貌,例如大兴安岭落叶松、桦树林区和青藏高原的高山草甸地区,能使地表年温差比附近裸露地面降低45,永冻层顶面深度变浅,永冻层厚度相对增大,活动层厚度相对减小。,4坡向和坡度的影响,坡向和坡度直接影响地表接受太阳辐射的热量。阳坡日照时间长,受热多于阴坡,因而在同一高度、不同坡向冻土的深度、分布高度和地温状况都不同,冻土的厚度也不同。,地貌学冻土地貌,根据观测,昆仑山西大滩不同坡向的山坡,在同一高度和同一深度的阴坡地温比阳坡地温要低23,阴坡冻土的厚度也要大一些,冻土分布下界高度较阳坡低100m。坡向对冻土发育的影响
6、还随坡度减小而减弱,如大兴安岭当坡度为2030时,南北坡同一高度处的地温相差23。随着坡度减小,不同坡向的同一高度地温差减小,冻土厚度的差别也要小一些。,(三)冻土的结构,活动层的厚度随纬度和高度的增大而减小,它的冻融深度与每年冬夏季节的温度有关,多年冻土层中常出现隔年冻结层和融区的多层的结构特征。,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,多年冻土中的地下冰(Ground ice)有多种形式,有充填在土壤颗粒孔隙中的小冰针(Needle ice),也有填充在裂隙中的脉冰 (Vein ice)和冰楔(Ice wedges),还有成为泥炭核心的巨大冰透镜体(Lense ice)。,地貌学冻
7、土地貌,此外,多年冻土中还有地下水。它们分布在冻土层的上部、中间或下部。在多年冻土层中,冻土、地下冰和地下水三者之间的互相影响和互为消长是通过热量交换过程进行的。在这一过程中将形成许多冻土地貌。,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,(四)冻土的热状态,多年冻土的热状态是由地热自然增温和气温的影响而变化的。从地表往下地温逐渐增高,地热自然增温率平均约3/100 m。气温对冻土温度变化的影响只限于地面以下一定深度,气温对地温的影响在地表最大,随深度加大而减小,到一定深度,气温对地温没有影响,这里的地温年变化幅度等于零,即气温对冻土影响的最
8、大深度。在此深度以下,冻土温度只受地热增温影响,深度增加,温度增高。,地貌学冻土地貌,(五)冻土的成因,1. 残留冻土,现在世界上所见到的多年冻土绝大部分是第四纪冰期时的遗留物。北极的最老多年冻土大约在60万年前就已形成,西伯利亚的多年冻土的年代距今也有10万年,在一些冻土中发现晚更新世寒冷时期的披毛犀和猛犸象的尸体。在间冰期时,虽然在许多地方的冻土全部或部分融化了,但在高山和高纬的气温很低的大陆性气候地区,仍保留下来大面积冻土,这部分没有融化而保存下来的冻土称为残留冻土。,地貌学冻土地貌,2. 新生冻土,此外,还有一部分冻土是全新世以来形成的,例如在冰后期大陆冰盖退却后发育的冻土和在全新世地
9、层中形成的冻土。西西伯利亚北部,20003000年前寒冷期形成新的多年冻土与残留的多年冻土衔接在一起;在南部,新形成的多年冻土与下部残留多年冻土还没有衔接,中间夹有一层融化层而成双层多年冻土结构。,地貌学冻土地貌,二、冻土地貌,多年冻土区的地貌形成与冻融作用直接相关。冻融作用是指冻土层中的水在气温周期性的正负变化影响下,不断发生相变和迁移,使土层反复冻结融化,导致土体或岩体的破坏、扰动和移动的作用。冻融作用是寒冷气候条件下特有的地貌过程,并能形成各种冻土地貌。,(一)石海、石河、石冰川,1. 石海(Block field),在寒冻风化作用下,岩石遭受崩解破坏,形成大片巨石角砾,就地堆积在平坦的
10、地面上,形成石海。,地貌学冻土地貌,地貌学冻土地貌,石海形成的条件:,(1)气温经常在0上下波动,日温差较大,并有一定湿度,使岩石沿节理反复寒冻崩解; (2)地形较平坦,地面坡度小于10,可使寒冻崩解的岩块不易顺坡移动而保存在原地; (3)坚硬而富有节理的块状岩石,如花岗岩、玄武岩和石英岩等,在寒冻作用下常崩解成大块岩块,得以保留在原地;硬度较小,节理不发育的沉积岩,如砂岩和页岩,经寒冻作用崩解形成粒径较小的碎屑物,它们易被冰雪融水等地表径流冲走,或以融冻泥流方式顺坡下移,不易就地保存。,石海形成后,组成石海的大石块很少移动。同时,石海中又缺少细粒物质,冻融分选难以进行,这样石海能长期保存下来
11、。,地貌学冻土地貌,2. 石河(Block stream),在山坡上寒冻风化产生的大量碎屑滚落到沟谷里,堆积厚度逐渐加大,在重力作用下发生整体运动,形成石河。,石河运动是石块沿着湿润的碎屑下垫面或永冻层的顶面在重力作用下移动,这里温度变化起着重要作用,它会引起碎屑空隙中水分的反复冻结和融解,导致整个体积的膨胀和收缩,促使石河向下运动。,石河中的岩块经长期运动,可以搬运到山麓停积下来,形成石流扇。在较湿润的气候条件下发育于高山苔原带的石河,能伸到高山森林带的上部,贡噶山和念青唐古拉山东段都能见到石流扇。,石河停止运动是气候转暖的标志之一。当石河不再移动时,角砾表面开始生长地衣苔藓,有时在石河上生
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