土的冻结与融化，是人们熟悉的自然现象，古文献中多有记载，但研究冻土的冻土学却是一门年轻的学科，并不为许多人所了解。现对冻土学作一简述。

    温度在0℃或0℃以下并含有冰的土和岩石称为冻土。通常按土岩处于冻结状态的持续时间来划分冻土：冻结状态持续几小时到几昼夜者为短期冻土，不到一年者为季节冻土，两年或两年以上者为多年冻土。

    地球上多年冻土的面积约占陆地的26％，主要分布在欧亚大陆的北部、北美洲、北极海洋浅大陆架，以及中、低纬度的高山和高原，例如，落基山、安第斯山、乞力马札罗山及我国的青藏高原等。

    季节冻土的分布更为广泛。例如在我国，它遍布长江流域以北的10多个省份。冻结深度大于0.5m的季节冻土区占全国总面积的68.5％。

    多年冻土埋藏于地下一定深度之处，其表面至地表是冬季冻结、夏季融化的活动层。当这一层直接与多年冻土相衔接时称季节融化层；与多年冻土间存在融化间层或其下全部为0℃以上的土层时称季节冻结层。季节融化层与季节冻结层均属于季节冻土（图2）。

    季节融化层底板的埋藏深度称多年冻土上限，多年冻土层的底部称多年冻土下限，下限处的地温为0℃。上、下限之间的垂直距离称多年冻土的厚度（图3）。

    分布在极地、亚极地地区的多年冻土称高纬度多年冻土。我国东北地区的多年冻土为欧亚大陆高纬度多年冻土的南缘部分。分布在中、低纬度一定海拔高度以上的多年冻土称高海拔多年冻土。我国西部高山和高原的多年冻土都属于这一类多年冻土，其中青藏高原多年冻土区是世界上海拔最高、面积最大的高海拔多年冻土区。

    多年冻土发育于寒冷环境。随着纬度和高度的降低，环境逐渐变暖，多年冻土的温度逐渐升高，厚度逐渐变薄，平面分布的连续性逐渐减小，这就是多年冻土的纬度地带性与高度地带性规律。此外，多年冻土的发育还受到许多局部因素的影响，如地质构造、水、雪、植被、岩性、坡度和坡向等。（季节冻土的发育同样受到上述因素的制约。）因此，即使在最严寒的环境中，在大河、大湖之下及构造断裂附近都可能形成融区——一种存在于多年冻土区内的非多年冻结的地质体。

    融区是多年冻土区联系地表水与地下水的通道。深部地下水通过融区得到补给和排泄，对冻土环境有着重要影响。同时，融区往往是工程建筑物的选址。因此，在多年冻土区，融区与人类的关系十分密切。

    冻土由矿物颗粒、水、未冻水、气体组成。正是冰和未冻水的存在，使得冻土具有特殊的性质。

    未冻水指冻土中的液态水。土中结合水、毛细水均受到土粒表面分子引力的作用，因而冰点降低。强结合水在-78℃仍不冻结，弱结合水在-20～-30℃才全部冻结。毛细水的冰点也稍低于0℃。这样，在负温条件下，冻土中仍有一部分水不冻结而形成未冻水。此外，土中水溶液的成分与浓度、压力、土粒接触面上的应力、土粒粗细等也都影响未冻水的形成。

    土中的未冻水含量主要取决于温度条件（图4）。就粘性土而言，当温度为0～3.0℃时，未冻水含量变化极大，这一温度范围称强相变区；在-3.0℃到-7～-9℃，变化相对较小，称缓慢相变区；温度低于-7～-9℃时，变化很小，称弱相变区。

    土冻结时，水的相态平衡遭到破坏，在温度、压力、含水量、矿物颗粒表面能、水膜中分子活动性等的梯度的作用下，未冻水会向冻结面迁移。这是冻土中主要的物理化学过程之一。解释水分迁移的理论很多，其中获得普遍承认的是薄膜迁移、抽吸力和吸附—薄膜理论。水分迁移的主要结果是发生聚冰作用，使土粒与冰层分异，形成冰夹层，并产生冻胀。
　　本文标题：冻土学的基础知识
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