中国冻土主要特征

中国冻土主要特征

20世纪50年代初，由于森林、采矿资源的开发、道路和铁路的建设，中国的冷冻土壤调查始于20世纪50年代初。随着冻土专门研究机构的建立,从六十年代始,对广大冻土地区展开了较系统的科学考察。迄今已对大小兴安岭、青藏公路沿线、祁连山进行了较详细的调查研究,并对天山、阿尔泰山的部分地区开展了冻土考察。本文基于以往工作基础,试图对我国多年冻土的主要特征作一初步总结,敬请读者指正。一、多年冻土分布我国多年冻土主要分布在东北大、小兴安岭,西部高山及青藏高原等地,总面积约215万平方公里,占全国领土面积的22.3%,若包括冻结深度大于0.5米的季节冻土在内,则占到68.6%(图1,表1)。东北冻土区的地形以丘陵山地为主,虽然海拔不高,但由于纬度高,又受西伯利亚高压影响,成为我国最寒冷的自然区。西部冻土区,虽大部纬度较低,但均属高山高原地区,地势高亢,深居内陆,具高寒气候。其共同的特点是年平均气温低,冻结期长,降水集中在暖季,年蒸发量很大,雪盖一般不厚,这些为地表散热和冻土的发育创造了极为有利的条件。但是,东北高纬区与西部高山高原区在气候上也有很大的差异:东北年平均气温较差和年降水量比西部大,而日照时数和太阳辐射年总量又比西部小,尤其是青藏高原的辐射平衡年总值是全国最大的,这些又给东北高纬区和西部高山高原区冻土特征带来差异(表2)。我国东北冻土区为欧亚大陆高纬度冻土区的南部地带,其冻土分布明显地受纬度地带性控制。冻土层的年平均地温自北而南升高(表3,图2),大约纬度每降低1°,气温升高1℃,年平均地温升高0.5℃。冻土分布的连续性随纬度降低而变差,由大片连分布至岛状分布,冻土在区域中所占的面积也由70—80%缩小至5%以下,厚度由50—100米降至5—20米。岛状冻土区的分布范围南北宽达200—400公里,这是在纬度地带性制约下又受局部岩性、植被、地表水等影响的结果。近百年来,中外学者画过八条不同的欧亚大陆冻土区南界,最南端变化在我国境内45—53°N间。通过近几年的实际调查,南界轮廓基本查清:其变化在46.6—49.4°N之间,这是一条以年平均气温0℃等值线为轴线而南北摆动的线,即中段(五叉沟一北安沟)大致与0℃等值线吻合;西段(呼伦贝尔高原)偏向0℃等值线以北,在0--1℃间通过;东段则环绕小兴安岭南端向南弯曲,在0—+1℃间通过。这种南北摆动的特征,显然与阿尔山的海拔高、大小兴安岭及嫩江流域的走向和南部地带地面的沼泽化及泥炭层发育有密切关系。在东北冻土区南界以南的一些高山,如黄岗梁山地、长白山、五台山、太白山等,也有多年冻土,其分布下界随着所在纬度的降低而升高(见表4)。我国西部高山地区,如祁连山、天山、阿尔泰等山地的多年冻土分布,具有明显的垂直带性,同时也具有水平分布上的不完整性和经向的差异性。这是由于,这些高山是由许多平行断块山和山间断陷盆地及谷地组成,其走向分别为北西西、东西和北西,地势由西向东降低,山地垂直分带明显,一般上部为现代冰川和冰缘带;中部为深切侵蚀带;下部及山间盆地边缘为干燥剥蚀带。此外,也表现出一定的纬向差异性。这些山地,多年冻土的年平均温度一般-0.1—-2.5℃,最低可达-4—-5℃;厚度由几米、十几米、几十米至一、二百米不等,随着海拔增高,温度降低,厚度增大(表5,图3)。例如,在祁连山热水地区,海拔每升高100米,冻土温度降低0.6℃,厚度增加14—21米。而在天山,海拔2700—3000米间,与热水地区有同样的地温递减率,但厚度变化较大,为31米/100米;海拔3000—3400米间冻土的温度、厚度,随着海拔的升高变化较缓。阿尔泰山、天山和祁连山冻土分布的下界,变化在2200—3700米间,自北而南和自西北向东南方向升高(表4),比苏联阿尔泰山和天山[12,13,14,15,16,17]偏高400—500米。青藏高原冻土区是世界中、低纬度地带海拔最高、面积最大的冻土区,其范围北起昆仑山,南至喜马拉雅山,西抵国界,东缘横断山脉西部、巴颜喀拉山和阿尼马卿山东南部。青藏高原既高又大的特点决定着高原冻土的存在和广泛发育。其西北高、东南低的地势结构和气温与降水西北低、东南高的分布,制约着高原冻土发育的差异性。西北部和北部为高原冻土最发育的地区,随着地势向周围地区倾斜,冻土发育程度相应变差。表5我国西部多年冻土的温度和厚度0穷;量1O-5冰含造,构状层土,粘亚.4米:4.2-7青藏公路自北而南穿过高原冻土区,沿线有许多冻土队先后做过工作。根据以往报道,昆仑山区冻土分布的垂直带性特别明显。在西大滩由海拔4150—4200米的高度,季节冻土区过渡到岛状冻士区,并随着海拔增高,地温迅速降低,大约每上升100米,地温降低0.6—1.0℃,到昆仑山北麓4350米处即进入连续冻土区。由此往南一直到唐古拉山以南的安多,连续550公里区段基本上为高原冻土连续分布区。参考高原气候资料,此界线可沿纬度方向向西和西北延长直至国境(见图1)。从冻士连续分布的安多附近向南至喜马拉雅山,除海拔大多不到4000米的藏南谷地为季节冻土区和喜马拉雅山东段南坡地区出现瞬时冻结或无冻结外,其余皆为岛状冻土区。岛状冻士区下界海拔高度,自北而南升高(见表4),大致与年平均气温-2—-3℃相当。在海拔4500—4900米高度的连续冻土区内,目前实测到冻土年平均温度为0—-3.5℃,冻土层最大厚度为128.1米。估计4900—5000米以上地区,冻土温度还要更低,厚度更大。在海拔4780米以下的岛状冻土区,冻土温度一般0—-0.5℃,厚度小于25米,随着高度增加冻土温度降低,厚度增大(表5,图4)。在喜马拉雅山区,目前尚无多年冻土分布的实测资料,但根据念青唐古拉山区和喜马拉雅山南坡冻土分布下界4900—5000米处年平均气温资料,可以取喜马拉雅山北坡多年冻土分布下界相当于年平均气温-2.5—-3.0℃的高度。根据珠穆朗玛峰地区气温和冰川温度资料推算,北坡多年冻土分布下界大约在5100—5300米的高度。珠穆朗玛峰北坡的气候比南坡干燥,相应雪线比南坡高200—500米。在我国境内,珠穆朗玛峰北翼垂直自然带的高山寒冻草甸垫状植被带、冰碛地衣带和冰雪带的下限高程均比南翼高300—400米。由此,珠穆朗玛峰北坡多年冻土下界也应比南坡高。同样,青藏高原东侧横断山地,由于印度洋季风影响,降水较多,形成湿度较高、热量较低的水热结合状况,多年冻土下界也应有所降低。如上所述,西部高山高原区海拔高度对冻土的保存和发育起决定性的作用;但是,纬度也起明显的作用,使高山高原冻土亦具纬向变化规律。如图5所示,冻土分布下界随纬度降低而升高,南北相差3000米。如此大的差别,主要是由于西部高山高原地域广大,跨越21个纬度;此外,也是由于高原拥有巨大高度,太阳辐射强烈。如果做西部高山冻土下界的延长线,则发现后一个原因可以使冻土下界升高400—600米。图5还未包括受印度洋季风影响的念青唐古拉山脉和喜马拉雅山东端及横断山脉,这里的雪线可分别低达4200、4300和4600米,在这些地区多年冻土下界可能高于雪线。从图5还可以看出:(1)我国东部山地和西部高山地区的冻土下界是两条相互平行的线,东部比西部的下界一般低800—1100米;(2)冻土下界变化的幅度,在我国东部和西部高山地区均为150—200米/1°纬度,而在高原上为100—150米/1°纬度,比前者要小;(3)西部高山地区冻土下界比雪线低1000—1300米,高原冻土区下界比雪线低800—1100米。比较同一高度冻土状况,高原上大约自北而南每推进100—200公里,冻土温度升高0.5—1.0℃,厚度减薄10—20米,变化几乎与东北冻土区相当。高原面上丘陵起伏,垂直地带变化与纬向变化的相互交织,使冻土情况更加复杂。(下界值取自本文中表4,相同地区的雪线据施雅风等1981年资料)二、冻土分布的区域差异多年冻土发育的上述纬度和垂直地带性规律,往往被一系列区域因素所打破。这些因素主要有地质构造和新构造运动以及它所引起的地热、水系分布等的影响,其次还有岩性、地形、植被以及局部气候等条件都对冻土发育产生非地带性影响。青藏高原的主干地质构造线呈近东西向或北西西向,此外尚有一系列次一级的近南北向或北北东向的构造线和若干旋回层或褶断带,其间以压扭性断裂相接1)。这种构造特征加上新构造运动,对高原冻土有很大的影响。首先,表现在构造体系复合部位及两组断裂交汇处,有冷泉、温泉、喷气泉等多种地热显示,形成构造融区(道)或地热异常带。冷泉沿活动断裂带成群出露,虽然水温不高(一般1一4℃,有时7℃),但可以提高邻近冻土层的温度,减小厚度,甚至形成条带状融道,如西大滩、不冻泉、风火山南坡、乌丽山等处即是。由开心岭至安多长260公里地段内,由于活动断裂的控制,温泉多处出露,水温很高(20—30℃,有时70—80℃),形成构造地热融区。据调查2),在青藏公路沿线冻土区内构造地热融区竟达13处之多。其次,表现在使高原呈现山脉与盆地、谷地相间的地形格局,控制着水文网的发育。较高的地热背景,加上河水的热作用,使布曲河河谷融区宽度可达1.5—2.0公里(图6)。沱沱河、通天河下皆有贯穿融区,其宽度分别达1000米和4000米1)。一些座落在断裂上的大湖(如雅兴错、巴斯错湖)底下和周围,由于地表水和地下水的共同热力作用,可形成直径达几百米至二、三公里的融区2)。第三,表现在构造运动的不同升降幅度所形成的不同堆积物对冻土分布的影响。例如,昆仑山、唐古拉山区断裂活动强烈,升降幅度较大,致使西大滩和温泉断陷谷地里沉积物质粗,而在高平原上断裂活动性较差,大面积抬升差异性较弱,一系列断陷盆地(楚马尔河、北麓河、沱沱河等)中沉积物较细;相应地在沉积物质粗的地方冻土发育比细的地方要差。Ⅲ.一级阶地后缘;Ⅳ.二级阶地后缘岩性、沼泽化、地形坡向等,也与冻士发育有密切的关系。在其它条件大致相同时,高原上粘土和亚粘土层中的年平均温度,往往要比砂砾石层和基岩低1一3℃。煤层的存在一定程度上可以提高冻土层温度和地热梯度。根据目前为数不多的钻孔测温资料,我国西部多年冻土区冻土层内地热梯度一般只有1.5—2.0℃/100米,但在煤层、河流的影响下可分别增大到4一5℃/100米。沼泽化、泥炭和苔藓层的发育可以促进冻土层的形成,尤其对于温度接近0℃的土层更为明显。大兴安岭沼泽地比非沼泽地温度低1一2℃。因此,在冻土分布的南界和下界一带,几乎可以根据地表沼泽轮廓圈出冻土岛范围。相反,由于这种年平均地温接近0℃,甚至出现零梯度的温度分布,冻土层极不稳定,开垦沼泽地、砍伐森林等,必将导致上部冻土层温度升高,上限下降,甚至冻土退化。近几年,由于人为活动的热作用,甚至在冻土极为发育的大兴安岭冻土Ⅰ区(见表3),也观测到负梯度型的冻土温度曲线(图7)。坡向和坡度的差别,往往使山地冻土特征具有明显的非对称性。在天山,阴坡和阳坡冻土下界相差400米,年平均地温相差2℃以上,冻土厚度相差到80米。在祁连山,南北坡冻土分布下界高度相差210米左右1)。在青藏高原上,阴阳坡地温差1.7—2.4℃,冻土厚度差50—70米,并使地下冰赋存情况迥然不同,如在风火山地区,松散层中的地下冰,以阴坡的中下部位最为发育,冰层厚达2—5米;在阳坡,地下冰层薄,多呈透镜状断续分布。此外,冬季逆温层在我国东北分布广(北起黑龙江,南至嫩江、海拉尔)、厚度大(几百米至1000米),控制了大部分冻土区,不仅对黑龙江岸边沟深坡陡的谷底冻土有明显的影响,而且对东北广大多年冻土区亦有相当大的作用。加之低洼处一般多沼泽化,植被茂密,苔藓和泥炭层发育等因素综合影响,致使低洼处的冻土温度低、厚度大。例如,阿木尔地区(Ⅰ区内)测温资料2)表明,沟底洼地生长塔头草3)、苔藓的沼泽中,年平均地温低达-4.2℃;在缓坡中下部的沼泽化湿地中-1.7℃;陡阴坡-0.1℃;陡阳坡坡脚+1.0℃。在大兴安岭,低处冻土温度比高处一般要低1—2℃,最大到4—5℃。三、季节熔融特征决定季节冻结和融化深度的主要因素是年平均地温、年平均地表温度较差、岩性和含水量。前两者具有纬度和高度地带性,后两者属非地带性因素。因而,季节融化层的厚度总的趋势是随着纬度和海拔的增高而减小,多年冻土区内的季节冻结层却相反,二者均在年平均地温等于0℃的地带(南界和下界附近)达最大值,由南界往南,下界向下,季节冻结深度又逐渐减小。在我国,季节融化层多数情况下与多年冻士层相衔接,但在多年冻土南界和下界附近,以及冻结层上水冬季冻不透的地方,可以出现不衔接情况。岩性和含水量对季节冻结、融化深度起很大的制约作用,可以使范围很小的地段内最大季节冻结和融化深度变化很大。最大季节冻结深度随岩性、含水量而异,一般变化在2—8米不等。最大季节融化深度在第四纪松散层内一般变化在1一4米间,基岩中达8—10米。高原冻土区年平均气温较差只有东北的一半,但最大季节融化深度却相差无几。例如,在细颗粒土中,最大季节融化深度东北为0.5—2.6米,青藏高原为0.8—2.5米。这与东北细颗粒土表面往往植被覆盖度高、地表更加潮湿密切有关。在基岩裸露的山顶、山坡,季节融化深度一般东北为8--10米,在高原上3—4米。可见,植被的影响是明显的。植被降低年平均地表温度较差值,在高原草被1.5—4.0℃,在东北密林4一5℃;相应地减小融化深度,在高原上为0.3—0.5米,在东北0.4—0.9米。此外,最大季节融化深度南北坡可相差0.1—1.0米。地表水和地下水均可加大季节融化深度。雪盖的作用视降雪季节和厚度而异,在东北降雪主要在冬季,对地表起保温作用,减小年平均地表温度较差,因而减小季节冻结深度;积雪深度在天山可达1.3米1),阿尔泰山1.5米(中低山带)至2—3米(高山带)2),其对地温的影响比东北更大;高原上雪盖薄,保存时间也短,而且在暖季也降雪,对地表起到一定的降温作用和减小温度较差作用,相应也会减小季节融化深度,但作用不大。季节冻结、融化层与冻结层上水(冲积层水、坡积洪积层水等)之间有着密切的动力联系。表现在:(1)冻结层上水的冻融过程缓慢,较长时间停留在一定深度上,大大拖延上覆土层的季节冻融过程;(2)地下潜水位随季节冻结层冻融过程而波动,地表冻结时,水位因受冻结层承压作用,随冻深加大而升高,最高水位出现在最大冻结深度到来时。随冻结层融化,水位又略有降低,直至冻结层全部融透,潜水位才随雨季到来而升高。土层季节冻融过程与冻结层上水、潜水之间这一特殊的动力关系,是丰富多彩的冻土现象(季节性冻胀丘、地下水冰椎、有名的“水上人家”3)等)产生的直接原因,甚至在春融季节也能形成隆胀丘。值得注意的是,季节冻结作用会促使沙丘前沿农田里的地下水位强烈上升,甚至高出地面(3月下旬至4月中旬),导致春融时土地泥泞,春播推迟,影响农业产量。四、地下冰地下冰在我国多年冻土层中广泛发育,其性状、成因类型与地形、岩性、水分等条件关系极为密切,现从以下三方面来看。1.阴坡下厚冰层厚度的形成条件根据大量勘探资料,水平冰层的顶面大多与地面平行,其埋藏深度与多年冻土上限深度基本一致,在青藏高原为0.9—3.0米,以1一2米居多;大兴安岭为0.3—1.5米。水平冰层就其厚度又可分为三种。第一种为厚仅几毫米和几厘米的薄冰层,与细颗粒土互层,构成含冰量极大的冻土层(照片1)。第二种为厚度十几至几十厘米的厚冰层,以高原上湖相沉积里的冰层为代表(照片2),其冰层质地较纯,最厚达40—50厘米,常具有脉状、斜层状、网状等冻土构造。显然与湖相沉积具有韵律显著的细粒互层沉积结构有关。第三种为巨厚水平冰层,以青藏高原山岳丘陵地带,如风火山地区为代表(照片3、4),厚度几十厘米至6—7米,在阴坡中下部位最大,往山坡上部变薄以至尖灭。冰层主要发育在年变化层之内(多在8米左右),往下冰层迅速减薄。冰层中含有亚粘土和碎石块等杂质。水平冰层主要处于后生冻土层中,且属分凝冰成因类型。但在后生冻士形成以后,地表水、季节融化层水分又可以向多年冻土上限处入渗、转移和冻结,在适宜的条件下冰层由原上限面自下而上逐年加厚,形成胶结-分凝类型冰。这种自下而上形成的多年冻土层为共生冻土类型。在我国广大冻土区存在这种共生冻土形成的必要条件。第一,季节融化层底部有自下而上的冻结作用,不仅年平均地温为-3.5℃的地方有,温度更高的地方也有(表6)。这对曾提出的温度条件应是一个补充。表4还表明,这种自下而上的冻结速度和冻结层厚度是可观的。第二,存在地表沉积物逐年加厚、冻土上限随加积而上升的条件。山前缓坡地带广泛发育且逐年加积的泥流、滑塌堆积,沼泽地里逐年增长的泥炭层,都是形成共生冻土和厚冰层的有利场所。勘探和观测资料,1)证明,即使在年平均地温-0.5—1.5℃的冻土区,在地表不被破坏和排除地表水影响的情况下,各种高度的人工堆土下面,冻土上限也会有不同辐度的上升。无论在高原上抑或大兴安岭,这种厚冰层的矿化度都较低,化学类型接近地表水和冻结层上水,2),这在一定程度上也可说明地下冰的水分补给来源。除分凝、分凝-胶结类型冰层外,在冻胀丘中发育有侵入和分凝两种类型的厚冰层。著名的昆仑山垭口盆地大冻胀丘顶钻探3)揭示,1.3—43.0米深度内有四层厚冰层,其埋藏深度分别为1.3—14.6米、26.3—29.1米、30.0—34.9米、42.1—43.0米,第一层冰含少量黄色粘泥(照片5),往下的冰层越来越纯,冰层之间为脉状构造冻土,由亚粘土、亚砂土及砂组成,体积含冰量达50—70%。唐古拉山南瓦里百里塘大冻胀丘,曾揭露有两层纯冰层,其埋藏深度分别为7.4—7.6米、8.4—16.6米。至于这两个多年生大冻胀丘里的多层厚冰层成因类型,尚难定论。2.冻土层与冰高天山奎先达坂冰碛垄由于经历过冰川若干次进退,在冰碛物加积过程中形成了上百米厚的、含冰量很大且垂向分布均匀的共生冻土层,以砾岩状构造的冻土为主,并与层状、网状、包裹状构造冻土相间。在现代大陆型冰川的侧碛和终碛里,如果冰碛物逐年加厚,现代气候条件下多年冻土层上限以上有可能形成新的共生冻土。在冰川退缩遗留下的冰碛里可能有埋藏冰川冰存在。在大兴安岭古石海中,发育有一种“高山冰”,由春季雪融水渗入石海体内形成。7月底,揭开苔藓层即见块碎石间被冰充填。3.晚更新世冰形成冻土后出现大量砂碎在大兴安岭的嘎拉牙,裂隙地下冰最宽达15—20厘米,延伸到54米深处。此外,冰层常沿原生层理或风化裂隙分布,形成网状构造冻土。有时冰呈团粒状粘附于裂隙壁上,为汽态水转移冻结而成。我国冻土区至今尚未发现象西伯利亚和北美所见到的大型冰楔和冰脉。但青藏高原上的北麓河、沱沱河、通天河、布曲河等一些河流二级阶地上均有砂楔(宽、高几十厘米至2—4米不等)分布,据C14测定,为晚更新世形成之冰禊,以后融化被砂充填所致。其大小与西伯利亚现代后生型冰脉相近。五、不同地形条件下的冻土作用冻土现象是一定气候、地形、岩性、水分等自然因素综合作用的产物。复杂多样的自然条件决定了我国冻土区存在种类繁多的冻土现象,除少数发育于极地区的类型(冰楔多边形)外,一般均有广泛分布。冻土现象的分布及其组合,与多年冻土分布的高度和纬度地带性相呼应,表现出明显差别。在高山、高原冻土区,冻土现象具有明显的垂直分带。一般情况下可分出四个带谱:(1)山地上部发育石海、石流、岩屑坡、冻裂石林、山原阶地等。在阿尔泰山,石海的厚度可达5米,坡顶发育有多级山原阶地,台阶一般高20—30米。(2)在山坡中部,陡坡上草皮蠕流形成鱼鳞状草皮;地面较平坦的山顶、山间洼地及缓坡上,可形成斑土、石环、多边形土(照片6)和多边形裂缝网等。随高度增加,寒冻分选作用有增强趋势。例如,在阿尔泰山海拔1800米处,石多边形的宽度仅30—50厘米,到3000米处达1.5米;在天山中部直径20—30厘米的小型石环分布高程是3600—4000米,而直径一般1一3米的大型石环分布在3850—4300米高度上。(3)在山坡下部为融冻泥流和热融滑塌作用带。融冻泥流主要发育在表土潮湿富含粉土颗粒的山间沟地和小于15°的缓坡上。青藏高原上目前正在活动的为规模较小(长宽几米至几十米)的泥流舌、带,已趋于稳定的为规模较大的多级泥流阶地(风火山多至14级)。青藏高原的热融滑塌以风火山地区最为多见(照片7、8),活动也最强烈,已有不少报道[10,19,21,36,37,38]。热融滑塌经常发育在厚层地下冰埋藏浅、坡度一般小于25°的阴坡上,其表土是含有大量粉土颗粒的亚砂、亚粘土。由于人工开挖或流水冲蚀等原因,山坡土体平衡一旦遭受破坏,季节融化层湿润的土体在重力作用下顺地下冰层面或冻结层面往下滑动和崩塌,并不断沿坡而向坡顶溯源蚕蚀,发展速度很快,一年就有数十米,两、三年内即可由坡脚发展到坡顶,直达新的平衡为止。滑塌体一般长30—250米、宽20—100米不等。在风火山还可以见到早已稳定的、规模更大(长500米、宽100—150米)的热融滑塌。融冻泥流、热融滑塌堆积物又是形成新的共生冻土层和厚层地下冰极为有利的场所。在厚层地下冰发育地段,经常有热融凹陷产生(照片9),进一步可发展成热融湖。(4)在山麓、山间沟地和河谷地带,冻胀、冻融分选作用频繁,小型石环、斑土、多边形裂缝网格常见,冻胀丘、冰椎普遍。冻胀丘种类繁多,季节性的一般最大隆起时间在2—3月份,其中有的在融化季节的6—8月份发生“爆炸”,喷出土(石)块、水和气体。多年生冻胀丘多发育在构造断裂带附近,如昆仑山垭口大冻胀丘(照片10),其长180米、宽80米、高15米,座落在坡麓更新世湖相亚粘土层中,冻结层(75米厚,年平均地温-3℃)下水沿断裂固定补给冻胀丘。冰椎分布非常广泛,有地表水的,也有各种地下水的;规模有几十平方米的,也有大至几万平方米的;形态多样,决定于地形条件、水流量和水温等因素。据调查1),青藏公路西大滩至唐古拉山北的温泉间,具一定规模的冰椎有80个之多。冻土现象垂直带谱出现的高度,也具有一定的纬度地带规律。例如,现代石海分布高度在珠穆朗玛峰地区为5800—6000米,可可西里一风火山地区为5100—5300米,昆仑山北山西段4950—5000米。又如,大型石环分布高度在唐古拉山口现西大滩代冰川边缘山坡上为5300—5400米,西大滩南侧山坡上4700—4900米,到天山中部降至3850一4300米。可见,石海、石环分布高度均自南而北降低。在东北多年冻土区,由于气候、自然带及冻土本身均具有明显的纬度地带性规律,冻土现象相应地均有明显的地带性反映。该区自南而北,随气温降低、年平均气温较差增大,寒冻风化作用愈加强烈,石海、石流等愈发育;相反,由北而南融冻泥流、热融沉陷作用有所增强,发育有泥流阶地、舌、裙和热融洼地、湖等。冻胀丘、冰椎在全区内均较发育,是铁路、公路经常遇到的主要病害。六、冻土基本类型的多年冻土区可减少冻土,冻土厚度及种类少,区域内大陆性气候因素总的来看,根据多年冻土形成和发育的地带性规律,我国多年冻土可分为高纬度多年冻土和高海拔多年冻土。前者分布在我国东北部,主要受纬度地带性规律控制;后者分布在我国西部高山和青藏高原及东部一些高山,主要服从垂直地带性规律。纬度和高度因素对于二者都有表现,只是主导作用不同。一系列非地带性因素对形成冻土特征起了重要作用。冬季逆温,低洼处沼泽化,苔藓和泥炭层,致使低洼处冻土最发育,是我国高纬度冻土的典型特征。地质构造活动强烈,地下水活动频繁,形成许多构造融区(道),成为年轻的青藏高原上对冻土分布作用突出的非地带性因素。我国高海拔多年冻土分布下界,绝大多数情况低于雪线高度800—1300米。按二者相互关系来分类,应属大陆型多年冻土(包括喜马拉雅山北坡在内);只是在喜马拉雅山东段南坡、西藏东南部和横断山地,多年冻土分布下界接近雪线高度,有些地点,可能高于雪线,属海洋型多年冻土。它们所包括的区域与大陆型、海洋型冰川相对应,似乎可以推断大陆型冻土的温度较低,稳定性较高。关于我国这两种类型冻土的特征,尚有待今后工作。东北冻土区南界相当年平均气温等值线0—±1℃,而青藏高原冻土下界却相当年平均气温-2—-3℃等值线。东北冻土区南界最南端可达46.6°N,而在北美,南端只到51°N。可见,东北冻土存在的条件比青藏高原、北美更优越。这与东北冻土区纬度高、气候严寒