我国冻土分布



我国冻土分布

我国疆域辽阔，由南边雷州半岛至北疆边陲——北极村，跨越35个纬度，东西穿过61个经度。自南而北经过热带、亚热带、暖温带、温带、寒温带等多个气候带。

由下表可以看出，高纬度多年冻土集中分布在大小兴安岭，面积约38～39万平方公里。

　表1  我国各地区多年冻土分布面积

地区	多年冻土面积（104km2）
大小兴安岭	38～39
青藏高原	150.0
阿尔泰山（中国境内）	1.10
天山	6.30
祁连山	9.50
横断山	0.7～0.8
喜马拉雅山（中国境内）	8.5
东部诸山地（长白山、黄岗、 梁山、五台山、太白山）	0.7
总计	215

从分布图可以看出，这里的高纬度多年冻土是欧亚多年冻土南缘，在平面上的分布服从纬度分带规律。由南界往北，冻土分布面积由5～20%到60～70%，由岛状分布过渡为大片连续分布，至祖国北部城镇西林吉、满归一带这类冻土最发育。这是高纬度多年冻土分布的总规律。但是，由于受植被、岩性、地表沉泽化、坡向等地质地理因素的作用，使得同一地方的不同地形部位，冻土分布及发育程度明显不同。南界附近，冻土岛多年分布在河漫滩和低级阶地，往往与沼泽湿地同为一体。大兴安岭北部地区，植被茂密的山间谷底、沼泽化洼地的冻土比阴坡发育；阴坡比半阳、半阴坡冻土分布面积大；阳坡及山顶常常没有冻土存在。

冻土分布图

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（长白山、黄岗梁山、五台山、太白山等），其中青藏高原多年冻土面积为150万平方公里，其它山地的冻土面积约为27万平方公里。

高海拔多年冻土的形成及存在，受当地海拔高度控制，它存在于一定海拔高度以上。把一个山地开始出现多年冻土的高度的联线称为多年冻土下界。同一山地不同坡向，或不同纬度线上的山地，多年冻土下界值是不同的。

冻土科学工作者通过大量野外实地考察，获取了青藏高原及主要山地多年冻土下界值。现在，我们将不同纬度线上各山地的多年冻土下界值，按纬度、冻土下界值点绘在直角坐标图上（图5），由图可以明显看出，随纬度升高，除受海拔高度的控制外，纬度分带也同时起作用，反映了明显的纬度分带规律。喜马拉雅山（N28℃）的冻土下界为5200米，阿尔泰山（N48℃）的冻土下界为2200米。南北相差20度，冻土下界值随纬度升降而增加大约为150米/1°纬度。

从图5还可以看出，东部山地和西部山地的冻土下界是两条相互平行的线，东部比西部冻土下界一般低800～1000米。

纬度大致相同，冻土下界的经向变化不仅在东、西部山地有明显差别，就是在延续较长、走向近东西的山脉，也有显著反映。祁连山、天山的多年冻土下界都反映了经向变化（表5、6）。

表2  祁连山脉南北坡冻土下界经向变化

经度	E96°	E100°	E103°
北坡冻土下界	3750 （野马山）	3650 （走廊南山）	3500 （冷龙岭东头）
南坡冻土下界	3950 （柴达木山）	3800～3850 （托来山）	3670 （拉脊）

表3  天山多年冻土下界经向变化

经度	E80°16′ N42°	E86°63′ N42°56′	E87° N43°07′
多年冻土下界值（米）	3000 （图拉苏）	2700 （奎先大板）	2900 （乌鲁木齐河源）
坡向	阴坡	阴坡	阴坡

冻土下界除经向、纬向变化外，坡向对冻土下界分布高度也有很大影响。表2给出了祁连山在其它条件大致相同情况下，南、北坡的冻土下界值。从表2看出，南坡冻土下界值高于北坡，二者相差150～200米。因为向阳坡（南坡）日照时间长，近地面空气吸收太阳辐射多，而气温高；阴坡（北坡）恰好相反，气温低于阳坡。这样一来，相同海拔高度的阳坡（南坡）气温高于阴坡（北坡）。随海拔升高，气温下降到能够使冻土保存的气温值时，自然南坡比北坡需要上升更高的海拔高度。因则产生南坡冻土下界高于北坡的普遍规律。东、西及其它坡向，日照时数、吸收太阳辐射均少于南坡，但多于北坡，因此，它们的冻土下界高度介于南坡及北坡之间。

季节冻结层分布于大小兴安岭多年冻土南界以南、西部高山高原冻土下界以下的广大地区，以及多年冻土地区的融化地带。我国长江以北各省区都有季节冻结层分布，面积约514万平方公里（未包括冻土地区融区地带的季节冻土），占我国领土的54%左右。季节冻结层分布具有明显的纬度及垂直分带规律。随着纬度和海拔的（同一地区）增高，季节冻结层厚度增加，由0.1～0.2米增厚到2.0～3.0米或更厚，在冻土南界或下界达到最大值（图6）。季节冻结层每年10月中、下旬至12月，由北而南接续产生；次年2月下旬至6月初，由南往北逐渐融化消失。

季节融化层分布在多年冻土地区，其下覆伏多年冻土，因此，它的分布面积应该说与多年冻土是一致的。季节融化层厚度在冻土南界或下界地带达到最大值（图6）。由南界往北，下界往上，季节融化层逐渐减薄，由2.0～3.0米或更大减小到0.1～0.2米。每年4月初，季节融化层开始产生，至9月底或10月中旬达到最大厚度。

在同一地区，依据岩性、含水量、植被、雪盖、地表沼泽化、坡向等自然条件不同，季节冻结与融化深度有较大差别。当地下水埋藏比较深时，岩性的粗细决定着土层的含水程度。随粉土、粘土成分增加，土层含水量增大。因此，在其它条件近似情况下，依粘土、亚砂土、砂砾土顺序，季节冻结与融化深度增大。

植被及雪盖处在地表面与大气之间，阻碍着二者的热交换。夏天，植被能遮挡和反射太阳辐射，减少进入土层的热量，起着降温作用，使季节融化深度减小。植被的这种作用在大兴安岭北部表现非常突出。一般苔藓层厚0.2米的地方，季节融化深度仅为0.3～0.5米；而无苔鲜层的林间地带，季节融化深度可达1.5～2.5米。冬天，植被像被子一样起着保温作用，阻碍土层向大气散热，使季节冻结深度减小。

雪盖对土层的季节冻结及融化深度有同样的作用。在青藏高原及西部山地，夏天时常降冰雹、霜及雪，对季节融化层起着降温作用，使季节融化深度明显减小。冬天，雪盖对土层起保温作用。10厘米厚的积雪地面温度比无雪盖的地方高5℃～8℃。可见雪盖可以减小季节冻结深度。东北的三江平原、松嫩平原北部，雪盖的这种作用表现得十分明显。

坡向、坡度决定着太阳入射角度，影响地面吸收辐射热量的不同。在其它条件近似的情况下，依南坡、西南坡、东北坡、北坡顺序，地面吸收辐射热量减少，季节融化深度依此顺序变小；而季节冻结深度增大。

瞬时冻土主要分布在长江以南，珠江流域以北地区，其面积大约为230万平方公里。冬天，强大的西伯利亚寒潮南下，抵达东南沿海，江南地区气温大幅度下降，有时气温降至零度以下，这时有些地方便产生了瞬时冻土。寒潮过后，气温回升，短命的瞬时冻土随之消失。