[拼音]：Zhongguo de dongtu

[外文]：frozen ground of China

我国冻土可分为季节冻土和多年冻土。季节冻土占我国领土面积一半以上，其南界西从云南章凤，向东经昆明、贵阳，绕四川盆地北缘，到长沙、安庆、杭州一带。季节冻结深度在黑龙江省南部、内蒙古东北部、吉林省西北部可超过3米，往南随纬度降低而减少。多年冻土分布在东北大、小兴安岭，西部阿尔泰山、天山、祁连山及青藏高原等地， 总面积为全国领土面积的1/5强。有人提出我国冻土分为多年冻土（2年以上）、 季节冻土（1月以上）、瞬时冻土（小于1月），其区划前提分别为年均地面温度、较低月均地面温度、极端较低地面温度等于或低于0℃。 瞬时冻土南界大致与北回归线一致。多年冻土主要特征如下。

我国多年冻土又可分为高纬度多年冻土和高海拔多年冻土，前者分布在东北地区，后者分布在西部高山高原及东部一些较高山地（如大兴安岭南端的黄岗梁山地、长白山、五台山、太白山）。

（1）东北冻土区为欧亚大陆冻土区的南部地带，冻土分布具有明显的纬度地带性规律，自北而南，分布的面积减少。本区有宽阔的岛状冻土区(南北宽200～400公里)，其热状态很不稳定，对外界环境因素改变极为敏感。东北冻土区的自然地理南界变化在北纬46°36′～49°24′，是以年均温0℃等值线为轴线摆动于0℃和 ±1℃等值线之间的一条线。

（2）在西部高山高原和东部一些山地，一定的海拔高度以上（即多年冻土分布下界）方有多年冻土出现。冻土分布具有垂直分带规律，如祁连山热水地区海拔3480米出现岛状冻土带，3780米以上出现连续冻土带；前者在青藏公路上的昆仑山上分布于海拔4200米左右，后者则分布于4350米左右。青藏高原冻土区是世界中、低纬度地带海拔很高（平均4000米以上）、面积较大（超过100万平方公里）的冻土区，其分布范围北起昆仑山，南至喜马拉雅山，西抵国界，东缘至横断山脉西部、巴颜喀拉山和阿尼马卿山东南部。在上述范围内有大片连续的多年冻土和岛状多年冻土。在青藏高原地势西北高、东南低，年均温和降水分布西、北低、东、南高的总格局影响下，冻土分布面积由北和西北向南和东南方向减少。高原冻土最发育的地区在昆仑山至唐古拉山南区间，本区除大河湖融区和构造地热融区外，多年冻土基本呈连续分布。往南到喜马拉雅山为岛状冻土区，仅藏南谷地出现季节冻土区。

我国高海拔多年冻土分布也表现出一定的纬向和经向的变化规律。冻土分布下界值随纬度降低而升高。二者呈直线相关。冻土分布下界值我国境内南北较大相差达3000米，除阿尔泰山和天山西部积雪很厚的地区外，下界处年均温由北而南逐渐降低(由－3～－2℃以下)。西部冻土下界比雪线低1000～1100米，其差值随纬度降低而减小。东部山地冻土下界比同纬度的西部高山一般低1150～1300米。

影响冻土分布的区域性因素很多。青藏高原沿活动断裂常形成融区（道），这些融区将连续冻土切割成片状分布。坡向和坡度的差别，往往使山地冻土具有明显的非对称性，如在西部高山高原，南北坡冻土下界相差200～400米。

我国多年冻土属于温度较高、厚度不大的多年冻土。东北地区多年冻土的年均温度（指地温年变化层底部的温度）大多在－1.5～0℃，较低－4.2℃；纬度降低1度，年均地温升高0.5℃左右；地温年变化深度12～16米。冻土厚度亦随纬度降低而减小，最厚达百米，大多在50米以下。低洼处冻土比高处温度低、厚度大，有别于一般随地势增高冻土温度降低和厚度增大的特点，这是东北冻土的典型特征。在西部高山、高原冻土区，海拔每升高100米，冻土温度降低0.6～1.0℃，厚度增加十几米至30米不等；地温的纬向变化与东北大致相同；年均温度较低－5～－4℃，厚度达一二百米；地温年变化深度由6～7米至17米不等；南北坡年均地温差2℃左右，冻土厚度50～80米，细颗粒冻土层温度比粗颗粒土低，在高原上要差1～3℃。

按年均地温分类，我国多年冻土区的季节冻结和融化应属过渡、半过渡及长期稳定类型，对于东北区以前两者为主，对于西部冻土区以后两者为主。

季节融化层大多与多年冻土层相衔接，在多年冻土南界和下界附近及冻结层上水冻不透的地段会出现不衔接。较大季节融化深度在细颗粒土中为0.5～2.5米，东北和西部冻土区相差无几，但在基岩 的山坡和山顶，东北达8～10米，高原上只有3～4米。季节冻结层主要分布在融区内，较大冻结深度2～8米不等。季节冻结和融化层与冻结层上水之间有密切的、特殊的动力联系，是冻土区各种冻土现象的发育、工程建筑物冻害及北方许多农田春涝产生的直接原因。

我国多年冻土层中地下冰分布广泛。其分布也呈现一定的地带性规律，随年均地温降低，土的含冰量和地下冰厚度有增加的趋势。但其地域分异规律却受地形、岩性和含水量等区域因素制约。在植被茂密、地表潮湿的缓阴坡（青藏公路沿线坡度小于10°）和山间洼地，含水量很大的湖相沉积和坡积(包括泥流堆积)粉、粘粒为主的细颗粒土或泥炭层中，常发育有厚度几十厘米至6～7米的厚冰层，顶面大多平行地面，埋深与较大季节融化深度几乎一致（几十厘米至1～2米）。水平厚冰层主要发育在地温年变化层之内，往下迅速变薄。成因类型有分凝冰、胶结—分凝冰，前者发育在后生型冰土层中，后者形成于后生、共生兼有的复式冻土层中。在冻胀丘中发育有侵入冰和分凝冰。在砂卵砾石层及碎屑层中，地下冰多为胶结或胶结—分凝类型，常构成砾岩状构造冻土，间有层状、网状、包裹状构造冻土。在天山冰碛层中发育有厚达百米、含冰量很大且垂向分布均匀的共生冻土层。此外，天山的冰碛层里发现有埋藏冰，大兴安岭古石海中在苔藓层下即见块石间有地下冰。在基岩中地下冰常沿裂隙呈脉状分布，大兴安岭冰脉宽达15～20厘米，延伸至地下50余米。我国冻土区至今尚未发现如西伯利亚和北美所见到的大型冰楔和冰脉。

我国冻土现象种类繁多， 有热融滑塌、热融沉陷、热融湖、融冻泥流、冻胀丘、冰椎、多边形土、石海和石流、石冰川等等，以热融滑塌、暖季时发生的隆胀丘更具特色。

冻土现象的分布和组合具有一定的纬度和垂直地带性规律，如以寒冻风化为主要营力而产生的冻土现象石海、石流等，随海拔、纬度增高而发育；热融沉陷作用随海拔、纬度降低有所增强；冻胀丘、冰椎普遍发育在山麓、沟地和河谷地带。

我国多年冻土在晚更新世冰期时分布广泛，且规模较现代大。但对晚更新世以来的冻土存在不同意见。对于青藏高原，一种意见认为晚更新世冻土在全新世高温期消融殆尽，现代冻土形成于新冰川期（距今3000年）；另一意见认为在高温期仅上部有过消融，新冰川期时冻土又有新的增长。对于东北区冻土，目前认识较倾向于高温期时上部冻土局部有过消融，局部地方可能融透，小冰期时又有增长。新老冻土叠加的冻土层与单一新冻土层（距今3000年以来形成的）的界线，大致与现今大片连续冻土区南界相当。

我国东北地区多年冻土退化尤为显著，已影响到林区生态平衡，但并不排除在现代气候条件下，适宜的地方仍会有新冻土生成。对于青藏高原的冻土除退化的看法外，尚有认为青藏高原冻土正处在新的形成与发展阶段。

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