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多年冻土的形成

发布人:admin   发布时间:2019-06-11   作者:   资料来源:

    目前,我国已知的最大冻土厚度为150~200米,“冰冻三尺非一日之寒”,这么厚的冻土层,显然不是一年或几年的产物,需经过相当漫长的地质年代。
    大家知道,大气和地球内部,通过地表岩层,以辐射、传导、对流的方式进行着复杂的热交换过程。
    地表面白天吸收太阳辐射,夜间又不断地向大气辐射热能;而大气又以逆辐射形式将部分热量返回地壳。另外,地表面与大气间还通过蒸发耗热、水汽凝结、近地面乱流热交换和大气环流形式,进行着垂直及水平方面的热交换及热调整。这是岩层与大气间的热交换。除此之外,地球内部的温度高达5000~6000℃,因此,不断地有热流传到地表,参加与大气间的热交换过程。
    地表与大气间发生的热交换过程十分复杂,但最终结果无非是地表吸热或散热。
    冷半年时,地表散失热量,使近地表土层逐渐冷却。当土层温度降至0℃以下时,土中的水分冻结而形成冻土,如果冻土存在的时间大于一个月时,就称为季节冻土;小于一个月时称为瞬时冻土。如果一个地方一年中的地表吸热量大于散热量,则冷半年形成的季节冻土,在热半年时就会全部能化完;相反,如果该处一年中的地表散热量大于吸热量,那么冷半年形成的冻土,在热半年时就会残留一部分,人们称它为融年层。如果长期保持每年地表散热大于吸热的条件,天长日久,年复一年,就会使融年冻土层逐渐增厚,而形成多年冻土。
    那么,如何知道地表面每年吸收和散发出的热量呢?通常是以地表年平均温度来衡量的。地表年平均温度低于零度,表明每年地表散热大于吸热;相反,则地表吸热大于散热。就是说,当年平均地表温度等于或低于零度时,即可能保存或者生成多年冻土。
    在同一个地区,由于不同地表面的土壤成分、含水量、雪盖、植被、坡向、坡度不同,可使地表面温度相差好几度。就以雪盖来说吧,冬天,雪盖的地表面要比裸露的地表面的温度高5~15℃;春天,太阳辐射值逐渐增大,而雪盖反射了80~90%的太阳辐射,阻碍地表增热,对地表又起了降温作用。但是,因北方地区冬长春短,雪盖的保温效应大于降温效应,对地表总的来说是起到了保温使用。当雪盖相当厚时,保温效应尤为显著。例如,苏联叶尼塞河流域,冬季的稳定雪盖厚达80厘米以上,这里北纬62度以南没有多年冻土;而外贝加尔地区的纬度比叶尼塞河流域偏南4度左右,气温也偏高1~2℃,可是这里却保存有岛状多年冻土,很大程度上与这里的雪盖只有10~20厘米厚有关。
    植被对地表温度的影响更加复杂,植被能遮挡大部分的太阳辐射,同时还能减小地表向大气的散热强度。其影响程度取决于植被的类型、特征和稠密程度。由表13和表14可以看出,植被愈稠密,地表温度愈低,同时,植被根系有保持水分的能力,如苔藓层极为潮湿,夏天蒸发水分,消耗大量热量,阻碍太阳辐射热往下传递。与无苔藓及植被层的地段相比,可使地表温度降低1~10℃,对保存冻土层极为有利。
 
表13    不同类型植被下的地表温度℃
植被类型
五月
六月
七月
八月
九月
杂草
2.1
12.9
16.8
12.0
1.7
灌木丛
2.6
12.0
17.5
13.9
1.7
稠密落叶松
0.3
10.3
13.5
9.3
1.9
林中空地
1.5
11.6
15.8
12.0
1.3
 
表14    苔藓层对地表温度的影响
时间
度(℃)
六月
七月
八月
九月
苔藓表面
11.8
13.5
9.3
0.1
苔藓层下地表面
2.1
3.6
2.5
0.3
 
     除了上述因素外,坡向、坡度、地形高度等,也决定着地表获得太阳辐射热量的多少,对地表温度有着重要的影响。关于这方面的知识前边已有介绍,这里不再赘述。
     一般说来,地表温度愈低,则形成的冻土层就愈厚,而温度也愈低。
     上面介绍了各种自然地理因素对冻土层形成的作用。大家知道,冻土层是大气通过地表面与岩层进行热量交换的产物,其热源来自两个方面,一是太阳辐射的热能;一是来自地壳深处的热量。上述只是说了事情的一半,即地表面性质、状况及覆盖特点等对太阳辐射热在地表面分布的影响。接下来介绍地下深处热能传至地表过程中,又受哪些主要因素的影响呢?
     由岩石热物理研究得知,随地质年龄的增大,岩石的变质程度也就愈大,其导热性能也将增大;相反,疏松或密集较小的后成岩石,导热性是最小的。这样,就是来自地下深处的较均一热量,在古老岩层地段比较新岩层地段就散失得快,因而,古老岩层的热流则小于较新岩层。因此,当寒冷期来临时,地质年龄古老的岩层就冻结得厚一些;而较新岩层则冻结得薄些。
     对于来自地壳深处的热流来说,地球表面可视作一个等温面,而热流方向总是垂直地表面的。实际上地表面是凸凹不平的,有的地段突起成为高山,而有的地方呈现为谷地。这样,就使来自地壳深处的热流在地表重新分布,造成谷地下热流密度增大,地表突起的山地部分的热流密度减小(图23),结果在热流密度较大的谷地,由于热量聚积多而冻土层比较薄,热流稀疏的山地,因热量聚积少而冻土层厚度大于谷地。
     组成地壳的岩层和结构是不均匀的,因此地壳不同位置处的温度状态也不相同。下面让我们讨论自然界中一种最常见的,即两种导热性能差别较大的岩层相接触的情况。导热系数较小的水平岩层,覆盖在古老基层的隆起或凹陷之上(图24)。在这种情况下,由于古老基底岩层导热系数大,易于传导热,使来自地壳深处均匀热流,在基底与上覆岩层接触面处重新分布。当热流到达隆起两侧,也就是基底相对凹下部位时,由于上覆岩层热阻较大,不利于热量通过,因此热流沿基底隆起两翼向顶部集中。隆起顶部得到附加热流,并使该处热流密度增大。与此同时,在隆起顶部上覆盖的岩层积蓄了更多的热量,其温度也高于两翼,等温线突向地表重现隆起形状。这样,当寒冷期到来气温下降时,基底隆起上方岩层形成的冻土自然就薄些,而两翼及凹陷上方岩层形成的冻土就厚些。
     至此,概略介绍了各种地质、地理因素在冻土形成中的作用及影响。通过分析得知,多年冻土冻并不仅是寒冷气候的产物,多年冻土的形成、存在及消亡,不仅和气候因素有关,而且与各种地质地理环境因素也有密切关系。气候条件只决定能否产生多年冻土,而生成怎样的冻土,是厚的还是薄的,是温度接近零度,还是温度更低的,……,则主要取决于地质地理环境因素。