1樓：慶真熊俊語
凍土是一種對溫度極為敏感的土體介質，含有豐富的地下冰。因此，凍土具有流變性，其長期強度遠低於瞬時強度特徵。正由於這些特徵，在凍土區修築工程構築物就必須面臨兩大危險：
凍脹和融沉。凍融作用 凍土地區氣溫低，土層凍結，降水少，流水、風力和溶蝕等外力作用都不顯著，凍融作用則成為凍土地貌發育的最活躍因素。隨著凍土區溫度週期性地發生正負變化，凍土層中水分相應地出現相變與遷移，導致岩石的破壞，沉積物受到分選和干擾，凍土層發生變形，產生凍脹、融陷和流變等一系列複雜過程，稱為凍融作用。
它包括融凍風化、融凍擾動和融凍泥流作用。 在凍土地區的岩層或土層中，存在著大小不等的裂隙和孔隙，它們常被水分充填，隨著冬季和夜晚氣溫的下降，水分逐漸凍結、膨脹，對圍巖起著很大的破壞，使裂隙不斷擴大。至夏季或白晝因溫度上升，冰體融化，地表水可再度乘隙注入。
這種固溫度週期性變化而引起的凍結與融化過程交替出現，造成地面土（巖）層破碎鬆解，這種作用稱為凍融風化。凍融風化不僅造成地面物質的鬆動崩解，形成了凍土地區大量的碎屑物質，而且在沉積物或巖體中還能產生冰楔、土楔等冰緣現象。由於地表水週期性地注入到裂隙中再凍結，使裂隙不斷擴大併為冰體填充，形成了上寬下窄的楔形脈冰，稱為冰楔。
冰楔的規模大小不一，小的楔寬只有數十釐米，深不足1米；大的楔寬可達5～8米，最大深度可達40米以上。當冰楔內的脈冰融化後，裂隙周圍的沙土充填於楔內，形成沙楔。沙楔也可能是地面凍裂以後，沒有形成脈冰，砂土就直接填充在裂隙中。
融凍擾動一般發生在多年凍土的活動層內。當活動層於每年冬季自地表向下凍結時，由於底部永凍層起阻擋作用，結果使其中間尚未凍結的融土層（含水土層），在上下方凍結層的擠壓作用下，發生塑性變形，形成各種大小不一，形狀各異的融凍褶皺，又稱冰卷泥。 融凍泥流是凍土地區最重要的物質運移和地貌作用過程之一。
一般發生在數度至十餘度的斜坡上。當凍土層上部解凍時，融水使主要由細粒土組成的表層物質，達到飽和或過飽和狀態，從而使上層土層具有一定的可塑性，在重力的作用下，沿著融凍介面向下緩慢移動，形成融凍泥流，年平均流速一般不足1米。由於泥流順坡蠕動時，各層流速不一，表層流速大於下層，所以有時可把泥炭、草皮等捲進活動層剖面中，產生褶皺和圓柱體等構造形態。
凍土分佈區氣候嚴寒或幹寒，且有永凍層，土壤自然肥力很低，不經改造不宜於農用，冰沼土上生長有鹿的主要飼料——地衣，所以發展養鹿業乃是利用冰沼土的重要途徑之一。
2樓：柏捷徭芳潔
可以美觀，可以彌補地質空隙，可以做低寒建築原料
3樓：
中國凍土分佈
我國多年凍土分為高緯度和高海拔多年凍土。高緯度多年凍土主要集中分佈在大小興安嶺，面積為38-39萬平方公里。高緯度的多年凍土是歐亞大陸多年凍土南緣，平面分佈服從緯度地帶性規律，即往約往海拔高的地方凍土面積約達，厚度越厚。
高海拔多年凍土分佈在青藏高原、阿爾泰山、天山、祁連山、橫斷山、喜馬拉雅山，以及東部某些山地，如長白山、黃崗梁山、五臺山、太白山等。高海拔多年凍土形成與存在，受當地海拔高度的控制。
4樓：倫歆欒曉絲
裡面的成分比較多，對農業有些好處
凍土有什麼好處
5樓：匿名使用者
凍土是一種對溫度極為敏感的土體介質，含有豐富的地下冰。因此，凍土具有流變性，其長期強度遠低於瞬時強度特徵。正由於這些特徵，在凍土區修築工程構築物就必須面臨兩大危險：
凍脹和融沉。凍融作用 凍土地區氣溫低，土層凍結，降水少，流水、風力和溶蝕等外力作用都不顯著，凍融作用則成為凍土地貌發育的最活躍因素。隨著凍土區溫度週期性地發生正負變化，凍土層中水分相應地出現相變與遷移，導致岩石的破壞，沉積物受到分選和干擾，凍土層發生變形，產生凍脹、融陷和流變等一系列複雜過程，稱為凍融作用。
它包括融凍風化、融凍擾動和融凍泥流作用。 在凍土地區的岩層或土層中，存在著大小不等的裂隙和孔隙，它們常被水分充填，隨著冬季和夜晚氣溫的下降，水分逐漸凍結、膨脹，對圍巖起著很大的破壞，使裂隙不斷擴大。至夏季或白晝因溫度上升，冰體融化，地表水可再度乘隙注入。
這種固溫度週期性變化而引起的凍結與融化過程交替出現，造成地面土（巖）層破碎鬆解，這種作用稱為凍融風化。凍融風化不僅造成地面物質的鬆動崩解，形成了凍土地區大量的碎屑物質，而且在沉積物或巖體中還能產生冰楔、土楔等冰緣現象。由於地表水週期性地注入到裂隙中再凍結，使裂隙不斷擴大併為冰體填充，形成了上寬下窄的楔形脈冰，稱為冰楔。
冰楔的規模大小不一，小的楔寬只有數十釐米，深不足1米；大的楔寬可達5～8米，最大深度可達40米以上。當冰楔內的脈冰融化後，裂隙周圍的沙土充填於楔內，形成沙楔。沙楔也可能是地面凍裂以後，沒有形成脈冰，砂土就直接填充在裂隙中。
融凍擾動一般發生在多年凍土的活動層內。當活動層於每年冬季自地表向下凍結時，由於底部永凍層起阻擋作用，結果使其中間尚未凍結的融土層（含水土層），在上下方凍結層的擠壓作用下，發生塑性變形，形成各種大小不一，形狀各異的融凍褶皺，又稱冰卷泥。 融凍泥流是凍土地區最重要的物質運移和地貌作用過程之一。
一般發生在數度至十餘度的斜坡上。當凍土層上部解凍時，融水使主要由細粒土組成的表層物質，達到飽和或過飽和狀態，從而使上層土層具有一定的可塑性，在重力的作用下，沿著融凍介面向下緩慢移動，形成融凍泥流，年平均流速一般不足1米。由於泥流順坡蠕動時，各層流速不一，表層流速大於下層，所以有時可把泥炭、草皮等捲進活動層剖面中，產生褶皺和圓柱體等構造形態。
凍土分佈區氣候嚴寒或幹寒，且有永凍層，土壤自然肥力很低，不經改造不宜於農用，冰沼土上生長有鹿的主要飼料——地衣，所以發展養鹿業乃是利用冰沼土的重要途徑之一。
凍土的一般特徵
6樓：中地數媒
1. 凍土的概念
凍土(frozen ground)是指在氣溫寒冷的地區，含有冰的土層或岩層。如果土層的溫度很低，但不含冰，這種土層稱為寒土(cold earth)。在高山和高緯度地區，氣候寒冷，但降水少，在地表不能形成冰川，由於土層或岩層的年散熱量大於年吸熱量，使土層或岩層的溫度降低，其內部的水就結冰，將土層中的碎屑顆粒凍結在一起，或岩層中的水凍結，形成凍土。
因此，凍土並不只是凍結的粘土層，還包括凍結的砂層、礫石層以及基岩表層中裂隙水凍結層等。
按照凍土在不同季節中的變化，可分為多年凍土(permafrost)、季節凍土(seasonal frozenground)和瞬(短)時凍土(instantaneous frozen ground)。多年凍土也稱永久凍土，就是凍土層多年都不被融化掉，它們主要分佈在高緯度和高山地區，如青藏高原的多年凍土(圖6-20)。季節凍土是指在冬季時土層中的水凍結，形成凍土，而在夏季凍土中的冰又融化掉，它主要分佈在中緯度地區，如我國長江以北到東北地區(圖6-20)。
瞬時凍土只是在短暫時間存在，如冬季的夜間土層表層形成凍土層，而到了白天土層中的冰就融化掉，凍土消失，在我國分佈在長江以南地區。在多年凍土中，按照凍土的連續性，又可分為連續多年凍土(continuous permafrost)和不連續多年凍土(discontinuous permafrost)。連續多年凍土的凍結層厚且連續分佈，而不連續多年凍土的凍結層較薄且不連續，凍結層之間為融區，所以這類凍土又稱島狀凍土(permafrost island)或片狀凍土。
圖 6-20 中國凍土型別及其分佈(據童伯良、周幼吾等，1975; 轉引自曹伯勳等，1995)
凍土的形成受氣候、巖性、地層、含水性、地形、植被、地下水運動等因素影響。對於多年凍土而言，年均氣溫要低於0℃，而季節凍土則是凍結季節氣溫低於 0℃。土層的隔熱效能越好，越利於凍土的形成，因此土層越細、有機質含量越高、含水越多，越容易形成凍土。
陰坡比陽坡，緩坡比陡坡，平地比山坡，都容易形成凍土。植被覆蓋能起到保溫作用，因此有植被覆蓋的地區比沒有植被覆蓋的地區凍土發育，所以在高原或高寒地區，草原和草甸的破壞都會影響到凍土厚度的變化。地表流動的水體對凍土的形成也有影響，常會在河床的下面形成融區(talik)。
圖 6-21 凍土的兩層結構及其變化(據楊景春，1985)
2. 凍土的結構與分佈
多年凍土在剖面上可劃分為兩層結構，上面為活動層(active layer)，下面為永凍層(permafrost layer)(圖6-21a)，也稱多年凍層(ever-frozen layer)。活動層隨季節而變化，冬季凍結，而夏季融化。活動層的厚度取決於凍土區的夏季氣溫、土層巖性、植被覆蓋、透水性等。
活動層厚度的變化對工程影響非常大，在冬季由於凍結而膨脹，地面鼓起，而在夏季因融化地面下陷，這將導致地面構築物的變形或破壞。永凍層終年不融化，其厚度從數米到數百米。如果今年是一個暖冬，活動層再凍結時深度達不到永凍層的頂部，那麼在永凍層與冬季凍結層之間存在一層未凍結的融區(圖6-21b); 如果翌年的夏季涼爽，融化深度又小於頭年冬季的凍結深度，那麼在活動層中的下部留下一層凍結的隔年層(pereletok)(圖6-21b)。
凍土的分佈具明顯的緯向性和垂向性，緯度和海拔越高，凍土越發育。從凍土厚度來看，從低緯度到高緯度，從低海拔到高海拔，它是增厚的(圖 6-22 及圖 6-23)。如祁連山北坡海拔4000m 處凍土厚100m，到海拔3500m 處厚度減到22m。
中國西部各山地隨著緯度的增加，凍土發育的下限降低(圖 6-23)，在崑崙山為 4400 ～4300m，祁連山為 3800 ～3500m，到天山降到 2500m，而阿爾泰山只有 1100 ～1000m。在凍土型別上，由南向北，從低到高，依次出現瞬時凍土、季節凍土、不連續多年凍土、連續多年凍土。
圖 6-22 北半球多年凍土型別及厚度分佈圖(據 b. j. skinner and s. c. porter，1994，修改補充)
圖 6-23 中國多年凍土發育下限海拔高度和厚度分佈圖圖中數字為凍土厚度
凍土中的冰可分為三種型別: 一是膠結冰，主要在凍土的表層，是碎屑顆粒間的吸著水、薄膜水凍結而成; 二是分凝冰，一般位於膠結冰的下面，是由於凍土層中的一些小冰粒或冰塊，使其周圍的水汽壓減小，水分子就向冰粒或冰塊聚集，造成冰粒或冰塊長大而形成的冰; 三是構造冰，它是由於凍土層的凍裂，水充填到裂隙中形成的冰，這種冰也會不斷地生長並擠壓凍土層，造成凍土層的變形，形成一些凍土地貌。
3. 凍融作用
凍融作用(freeze-thaw action)是凍土區一種比較特殊的作用，也是凍土地貌形成最主要的動力。凍融作用是指在氣溫週期性(有年內和年際)變化的影響下，土層中的水反覆凍結和融化，造成土層的膨脹、開裂、變形、擾動、流動等複雜變化，形成一系列的凍土地貌和次生構造的過程。凍融作用有兩個過程，開始是土層中的水凍結而產生膨脹的擠壓作用，可使地表和地下土層發生變形; 其次是凍土層的融化過程，由於在凍結過程中造成凍土層中水分增加，所以在融化時，土層含水量高而變得溼軟，容易塑性流動。
凍融作用的強弱與活動層的厚度、氣溫變化的幅度、土層中的含水量有關，在土層中含水量高、溫度變化幅度大的地區，凍融作用強。
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