冻土地貌在我国的分布及其特征类型成因初探.docx

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冻土地貌在我国的分布及其特征类型成因初探

《地貌学及第四纪地质学》结课报告

——冻土地貌在我国的分布及其特征，类型，成因初探.

班级学号：

1803100130

姓名：

岳佳明

任课教师：

隋志龙

二○一一年十二月廿五日

冻土地貌在我国的分布及其特征，类型，成因初探.

一、引言

冻土，一般指温度在0℃或0℃以下，并含有冰的各种岩土和土壤。

按土的冻结状态保持的时间长短，冻土一般又可分为短时冻土（数小时、数日以至半月）、季节冻土（半月至数月）以及多年冻土（数年至数万年以上）三种类型。

冻土是地球五大圈层之一，冰冻圈的重要组成部分，它覆盖全球陆地表面的很大面积，地球上多年冻土，季节冻土和短时冻土区的面积约占陆地面积的50%，其中，多年冻土面积占陆地面积的25%。

在北半球，多年冻土约占陆地表面的24%，季节冻土约占30%。

在全球各大洲均有季节冻土发生,在欧亚大陆,系统冻结区（每年发生）南界一般可到30°N,在南半球季节冻土冻结面积比北半球小得多。

由于冻土分布广泛且具有独特的水热特性,这使它成为地球陆地表面过程中的一个非常重要的因子。

一方面,冻土是气候变化的灵敏感应器,气候变化将引起冻土地区环境和冻土工程特性的显著变化,这一点正在被冰冻圈检测所证实。

另一方面,冻土的变化也反作用于气候系统,因为冻土影响到陆地表面的热平衡,当土壤冻结或消融时,会释放或消耗大量的融化潜热,土壤的热特性也随之改变。

同时,冻土的变化也会对建立在其上的生态环境造成很大的影响。

冻土研究目前主要集中在北半球。

过去数十年的研究表明,多年冻土在普遍的融化,季节冻土的范围在缩小,在西伯利亚地区、北美的加拿大、阿拉斯加地区都观测到了地温升高,冻土退化的事实,科学家们认为过去数十年永久冻土和季节冻土区的变化是气候增暖的结果。

全球变暖导致了多年冻土的退化和消融,从而导致存储在冻土中的碳的释放,这又进一步加剧了全球变暖。

在我国,冻土也有广泛的分布,季节性冻土和多年冻土影响的面积约占中国陆地总面积的70%,如果算上短时冻土其面积则要占到90%左右,其中多年冻土约占22.3%,冻土对我国人民生活和经济建设有着举足轻重的影响。

对我国冻土的研究目前主要集中在青藏高原地区,对高原以外地区的冻土时空分布特征、变化趋势以及年代际变化了解得不多。

在全球变暖的背景下,中国的冻土是否也随之出现了显著的退化现象,而由此带来的一系列的生态退化问题将会引起更多的社会、经济问题和更为广泛的社会关注。

由于我国的冻土研究主要利用样本较少的野外勘探资料,因此观测资料成为首先要解决的问题,本文通过对中国气象台站冻土观测资料的整理和分析,揭示了中国冻土的时空变化特征,以及在全球变暖背景下中国冻土的变化趋势。

二、我国冻土的分布和类型

1.冻土的类型

前面提到，冻土分为多年冻土，季节冻土和短时冻土三个类型。

处在不同气候带的地方，冷半年（月平均气温低于零度）及热半年（月平均气温高于零度）延续的时间长短不同。

自南而北，由低往高，冷半年延续时间增长。

由此而产生了多种类型的冻土。

冻结状态持续三年或三年以上的土（岩）层为多年冻土。

根据我国具体情况，决定多年冻土形成与存在的自然条件不同，又分为高纬度多年冻土和高海拔多年冻土两种。

高纬度多年冻土的形成与存在是与纬度有密切的关系；高海拔多年冻土是由海拔高度所决定的。

冬季冻结，夏天完全融化的土（岩）层称季节冻土。

根据季节冻土的下垫土（岩）层及其关系又分为两种，即季节冻结层——夏季融化，冬季冻结（存在时间大于个月）时不与多年冻土衔接或其下垫融土的土（岩）层；季节融化层——夏季融化，冬季冻结并下垫多年冻土的土（岩）层

短时冻土——冬季冻结持续时间小于一个月，其余时间处于融化状态的土（岩）层。

2.冻土的分布

中国多年冻土又可分为高纬度多年冻土和高海拔多年冻土，前者分布在东北地区，后者分布在西部高山高原及东部一些较高山地（如大兴安岭南端的黄岗梁山地白山、五台山等）。

1.东北冻土区为欧亚大陆冻土区的南部地带，冻土分布具有明显的纬度地带性规律，自北而南，分布的面积减少。

本区有宽阔的岛状冻土区（南北宽200～400公里），其中国冻土类型分布图热状态很不稳定，对外界环境因素改变极为敏感。

东北冻土区的自然地理南界变化在北纬46°36'～49°24'，是以年均温0℃等值线为轴线摆动于0℃和±1℃等值线之间的一条线。

东北多年冻土分布的特点表现在：

①主要受纬度地带性制约，自北而南，随年平均气温升高（-5℃至0℃）、年平均气温较差减小（50℃至40℃），多年冻土所占面积的百分比由80%减至5%以下，由大片分布至岛状和稀疏岛状甚至零星分布；年平均地温升高，由北部-4℃到南部的0～-1℃，而融土的温度由1℃至3～4℃；多年冻土的厚度由上百米减至几米。

②海拔高度影响的叠加使东北多年冻土分布更具特色。

一是表现在大兴安岭地区的多年冻土比小兴安岭地区更为发育，大片、大片-岛状分布的多年冻土集中在大兴安岭，而在小兴安岭只有岛状和稀疏岛状冻土分布；冻土层的温度由西向东升高；东北多年冻土区的自然地理南界，在西部可到46°30′N，东部知道47°48′N。

二是与俄罗斯境内的多年冻土相比，我国东北多年冻土区与西伯利亚南部的三个冻土亚区（多年冻土南区）的特征相似（下表）；我国东北冻土的年平均温度，甚至还与西伯利亚多年北区的一部分相当，就是说，我国东北多年冻土（主要是大兴安岭）较邻近的西伯利亚南部地区更为发育。

此现象早已引起国内外学者关注。

咋看起来似不好理解，但对比地形条件则可看出，大兴安岭北部海拔高度在1000m左右，而西邻额尔古纳河的东外贝加尔地区的海拔高度一般在350～400m，为地形和缓的中山区，北邻黑龙江的低山区海拔仅200～400m（局部到700～800m），该低山区东部则为阿穆尔—结雅平原。

可见，在我国东北多年冻土的发育中，尤其是大片多年冻土的出现，海拔高度起了重要的作用。

三是东北多年冻土区的自然地理南界呈“W”字形，正是在纬度地带性制约下，同时又受到东西方向上两高（大兴安岭和小兴安岭）夹一低（松嫩平原）的地形影响所致。

在南界以南，只在一些高山（如长白山、黄冈梁山等）上才有多年冻土出现。

③低洼处冻土条件更为严酷。

在我国东北大片冻土区，山间洼地和河谷阶地有苔藓生长和泥碳层的沼泽化地段，冻土温度最低（-3～-4℃），地下冰最发育，冻土厚度也最大（100m及其以上）。

这一现象发生于土的岩性和含水量具体相关。

但冬季逆温层的存在实为决定因素，而且在地形切割的地区尤为突出。

在与我国东北冻土区毗邻的冻土区，这也是显著的特点。

④东北岛状、稀疏岛状和零星分布冻土区南北宽达200～400km，其面积比大片和大片-岛状冻土两个区的面积大得多。

这一广阔地带，实际上是多年冻土与季节冻土相互过度的地带，对地表热交换条件变化反应敏感的地带，也是生产实践中经常遇到的冻胀，融沉等不良冻土工程地质现象的地带。

2.在西部高山高原和东部一些山地，一定的海拔高度以上（即多年冻土分布下界）方有多年冻土出现。

冻土分布具有垂直分带规律，如祁连山热水地区海拔3480米出现岛状冻土带，3780米以上出现连续冻土带；前者在青藏公路上的昆仑山上分布于海拔4200米左右，后者则分布于4350米左右。

青藏高原冻土区是世界中、低纬度地带海拔最高（平均4000米以上）、面积最大（超过100万平方公里）的冻土区，其分布范围北起昆仑山，南至喜马拉雅山，西抵国界，东缘至横断山脉西部、巴颜喀拉山和阿尼马卿山东南部。

在上述范围内有大片连续的多年冻土和岛状多年冻土。

在青藏高原地势西北高、东南低，年均温和降水分布西、北低，东、南高的总格局影响下，冻土分布面积由北和西北向南和东南方向减少。

高原冻土最发育的地区在昆仑山至唐古拉山南区间，本区除大河湖融区和构造地热融区外，多年冻土基本呈连续分布。

往南到喜马拉雅山为岛状冻土区，仅藏南谷地出现季节冻土区。

中国高海拔多年冻土分布也表现出一定的纬向和经向的变化规律。

冻土分布下界值随纬度降低而升高。

二者呈直线相关。

冻土分布下界值中国境内南北最大相差达3000米，除阿尔泰山和天山西部积雪很厚的地区外，下界处年均温由北而南逐渐降低（由-3～-2℃以下）。

西部冻土下界比雪线低1000~1100米，其差值随纬度降低而减小。

东部山地冻土下界比同纬度的西部高山一般低1150～1300米。

三、各冻土区特征

1.东部冻土大区

①．寒冷是该区气候的主要特征，尤其是冬季因受西伯利亚、蒙古高压控制，较强的冷空气流长驱直入，气温大幅下降。

夏季，本区受太平洋高压影响，东南季风增强，南来的暖湿空气与贝莱的冷空气在本区交汇，形成多雨天气。

这样在一定程度上抑制了气温增高。

因此年平均气温低是该去能保存和发育多年冻土的基本条件也是欧亚大陆多年冻土南界于本区明显向南突出的主要原因之一。

大小兴安岭多年冻土的厚度及温度一般规律：

众所周知，随着纬度增加而年辐射量逐渐减少，在赤道附近达最大值，为220kcal/（cm²·a），到极圈以内出现最小值。

正因如此，该区多年冻土温度厚度与其分布及发育程度相一致，由南界往北，随年平均气温降低，冻土温度由0℃降到-3.0℃，最低可达-4.2℃；厚度由几米增加到50～80m，最大计算值达140m。

由下图可以看出，冻土温度厚度点并非成斜线，而是有一定的离散度，表明冻土温度厚度总体格局受纬度控制的同时，还受其他自然地理地质条件影响。

此外，该区气温和年均地温具有明显的纬度地带性规律，冻土冷生组构及含冰量分布也展现出一定地带性规律。

据多年观察和资料表明，该区自南而北，随气温及年均地温降低，冻土总含冰量有明显增加趋势，而冻土冷生组构类型多是整体状、微博层状，总含冰量一般10%～30%，很少大于40%。

而在大兴安岭北部，含冰量变化到80%～90%。

对于地下冰的矿化度及化学成分，取决于形成并的水分来源、围岩性质及冰的成因等。

由于冻结析盐作用使生成的地下冰的矿化度小于原来补给水源矿化度的结果。

同时，地表水、冻结层上水、降水与地下冰的水化学类型极为相近，给出下表。

②.东北、华北温带-暖温带季节冻土区

本区北自东北多年冻土区南界，南至“秦淮线”，处于东北、华北中温带-暖温带内。

由北而南，年平均气温1～14℃，年平均气温较差45～27℃。

在北部，10月下旬地面开始稳定冻结，3月中达最大季节冻结深度；在南部，12月中旬开始稳定冻结，1月中下旬即达最大冻结深度。

季节冻结层地面的平均温度自北而南，由3～4℃升高至15℃。

按季节冻结层地面的平均温度，发育长期稳定型（2～5℃）、稳定性（5～10℃）、南方型（10～15℃）的季节冻结。

按地面年平均温度较差，发育增强大陆型和大陆型的季节冻结。

现参照《中国自然地理》给出下表来表示一部分本区的地貌冻土情况。

③.华中及华东亚热带短时冻土区

本区位于我国东部温带-暖温带季节冻土区以南，即北以秦岭-淮河线为界，由三门峡往东，经开封北，商丘直抵连云港。

南界东起福州北，向西南方向经韶关，然后答题沿北纬25°线向西至中缅国境线。

在本区北部，地面开始冻结的时间在12月下旬至1月上旬，最大冻深在1月中旬即可到达，保存时间约5天左右（如开封，商丘）至20天（如三门峡），即为短时冻土。

④.华南亚热带-热带为非冻土区。

2.西北冻土大区

我国西北的冻土大区位于贺兰山以西（含贺兰山）、祁连山-阿尔金山-昆仑山以北的广大地区，包括新疆全境、甘肃河西走廊及内蒙古阿拉善。

主要由高大山系和沉陷盆地组成。

该地区的高海拔确定了不同高度气候不同的先决条件，这对与该区的冻土特征和分布有重大的影响。

第一，气候条件随高度的变化显得最为突出。

随着海拔增高，气温在降低，降水量增加，使得高山区才成为在温带-暖温带干旱大陆性气候背景下的冷岛和湿岛，有利于高山冰川和高山冻土的形成。

每一个地方能否发育和保存多年冻土，主要取决于它的海拔高度是否高于多年冻土下界。

每一个地方的季节冻结和季节融化类型，也首先决定于海拔高度。

第二，高山与盆地相间分布的地貌轮廓，决定了新生界松散-半胶结沉物的分布特征。

高山为大盆地提供水源和固体的物质来源，在盆地内形成了巨厚的新生界松散-半胶结沉积物。

在冻结季节内，冷波虽可波及较大的深度，但因为土的冻结温度低，它具有迟冻结，早融化的特点。

反之，对潮湿细颗粒土，当它的含盐量较低时，它具有较高的冻结温度，所以一般冻结较早，但冷波传导深度一般较小，并且土的融化过程较缓慢。

在高山冰缘环境下形成的沉积物，同样有其冻结-融化特点。

大孔隙的大块崩积物易于储存冷空气，因而在年平均气温为正值的地方也可能形成多年冻土或隔年冻土。

缓坡及山间洼地中形成富含粉粒或腐殖质的沉积物，有利于形成富冰冻土。

沙漠边缘的山坡，在一定条件下能接受和形成黄土或黄土状土。

在干燥时黄土或黄土状土要在较低温度下才能冻结，而在潮湿时，它的冻结温度略低于0℃，并具有强冻胀性。

在地形、气候及其他因素的共同作用下，形成了本大区冻土分布的总格局。

归纳起来有如下几个方面：

①由于气温在三度空间变化中，海拔高度是主要的控制因素，因而，冻土的分布就显示出明显的随高度变化的规律。

也就是说，从盆地到高山，随着海拔高度的增加，气温、地面温度、年平均地温等均趋于降低。

在盆地内及低、中山，一般只发育季节冻土，季节冻结深度随海拔高度上升而加大。

到了一定海拔高度上便出现多年冻土。

多年冻土年平均温度也随海拔上升而下降，其厚度也随海拔高度的增高而加大，由季节冻土转为多年冻土的最低地点的海拔高度，称为多年冻土下界。

一般说来，年平均地表温度≤0℃可以是多年冻土形成与保存的必要条件。

具备了必要条件，还要具备充分条件，例如，土质、植被、低温梯度、雪盖……都比较合适，才能形成和保存多年冻土。

②气温在三度空间变化中，纬度是居第二位的控制因素，因而，冻土的分布也是呈现纬度变化。

在各盆地中，位于北部的准格尔盆地年平均气温和地温均低于塔里木盆地，前者季节冻结深度一般大于1m，而后者一般小于1m。

在河西走廊-阿拉善地区，也有类似情况：

在阿拉善地区北部，季节冻结深度为1.5～2m，阿拉善地区南部及河西走廊的大部分1～1.5m.也反应出南北差异，河西走廊处于祁连山山前，地势自北而南升高，这种情况使得南北温度差别缩小。

③气温在三度空间变化，还包括气温自西而东的降低。

虽然经度对气温的影响不如海拔和纬度那样显著，也对冻土的分布产生影响。

例如，大致处在相同纬度的范围并且海拔也大致相当的塔里木盆地和河西走廊0阿拉善地区，前者季节冻结深度一般小于1m，后者则加大到1m以上。

天山多年冻土下界亦有向东下降的趋势。

统计表明，在纬度、海拔相同的情况下，经度增加1°，多年冻土下界下降10.6m。

④降水-积雪对冻土的形成和分布有很大的影响。

一般来说，冬季降雪与积雪是一个保温因素，它阻碍土的冻结；夏季降雪，雪的反射作用和融雪时消耗热量，是一个冷却的因素，它有利于冻土的保存。

众多的观测资料证明了冬季积雪对土壤的保温作用。

例如在哈萨克斯坦外伊犁阿拉套山的大阿尔玛钦卡冻土站，在海拔2579m处，根据14年观测资料的平均值，朝北坡和朝南坡的积雪深度分别为65m和15m，其土的冻结深度分别为60m和113m，基本上无雪的阳坡，其土的冻结深度比阴坡大一倍。

⑤其他局地条件对冻土的发育的影响。

云杉林是降温因素，在浓密云杉林中得苔藓被之下，在8～9月间仍能保存东曾。

例如在外伊犁阿拉套山，这样的冻层出现在海拔1840m处。

在中国天山冰川站，它出现在海拔2200m处，尽管这里林外年平均气温为正值，因而是处在高山多年冻土下界之下。

此外，处在高山冻土下界之下的大孔隙倒石滩，也可因为冷空气下沉而处于多年负温中。

在该区划分中，地貌条件是主要的依据，因为它对冻土的形成与分布起着决定性的作用。

各区划分如下：

⑴阿尔泰山-北塔山高寒带-温带山地多年冻土区

⑵准噶尔西部盆地以西高寒带-温带山地多年冻土区

⑶准噶尔盆地温带季节冻土区

⑷天山高寒带多年冻土区

⑸塔里木盆地暖温带季节冻土区

河西走廊-阿拉善高原温带季节冻土区

3西南（青藏高原）冻土大区

该区包括的范围大致为39°40′～28°N，72°～103°E，实际上此范围包容了青藏高原全部及其边缘山地，因此也称青藏高原冻土大区。

青藏高原地貌总的特征是：

①地势高耸，高原腹部地区海拔高度达4500m以上，其边缘地区也多在3000m以上；②地势总趋势是西北高，东南低；③高原周边有高大山脉环绕，峡谷深切；其内部基本上沿NW-SW或近EW方向相间排列的山脉、高平原、盆地、宽谷组合、青藏高原自北而南有如下地貌组合。

多年冻土是青藏高原自然生态系统重要的组成部分，因此高原隆升对青藏高原多年冻土形成，地域分异规律，以及历史演变亦有重要作用。

主要表现如下几方面：

由于高原巨大的海拔高度，使其具备了成形和保存多年冻土的低温条件，与同纬度的我国东部地区相比，现今年均气温低18～24℃，具有-3.0～-7.0℃的年均气温。

晚更新世末期受全球气候波动控制，气温普遍下降。

晚更新世冰盛期降临青藏高原，形成了现今存在的高原多年冻土的主体。

可见，现今青藏高原具有的低温条件，为高原晚更新世以来及现存多年冻土的形成与保存提供了必要的气候环境。

青藏高原的抬升对高原多年冻土发生、发展及保存起了决定性作用。

青藏高原既是我国地貌的第三阶段，有时欧亚大陆上最高最大的地貌台阶，南北跨越10～11个纬度，东西穿越了30多个经度。

青藏公路可视为纵贯青藏高原南北的剖面，其上冻土分布及南，北冻土下界变化亦反映了上述规律。

青藏公路由格尔木至拉萨1150m，由西大滩的60～61道班之间至两道河以南的124～125道班之间，长约650km左右为高原冻土区。

其中由昆仑山垭口至安多北山为大片多年冻土，长约550～650km。

由于60～61道班之间至昆仑山垭口和安多北山至124～125道班之间，分别为青藏公路北、南段岛状冻土区，北段冻土分布下界为海拔4150～4250m；南段冻土分布下界为海拔4640～4680m，自南而北大致纬度升高1°N、冻土下界降低80～100m。

此外，巨大的高原及其东西部地势和气候的差异，也会带来多年冻土在经向上的变化。

随着频繁的构造运动，沿构造线有多期岩浆侵入、火山喷发及水热汽活动，使高原成为我国最强烈的地热异常区，具有较高的地热背景值。

较高的地热背景，决定了后期青藏高原多年冻土形成具有地温高、厚度薄，构造-地热融区发育的特点。

青藏高原上山地、盆地、谷地、高平原相间的地貌格局，由于各地理区域地质，地理条件组合不同，而使后期多年冻土的发生、发展形成明显的地域差别。

在同一气候波动下，山地因其海拔高于盆地、谷地、高平原，而具有温度更底的气候环境，再加上地势高耸有利于热量散失，以及基岩裸露具有较大导热率等原因，因此形成的多年冻土温度较低，厚度较大；高平原、盆地、谷地由于地势较低，气温相对较高，加上形成时间较晚，以及地表水、地下水影响等，故而高平原、盆地、谷地形成了温度高、厚度薄的多年冻土层。

在青藏高原的主体，以纬度展布的构造单元为基础，自北而南划分出五个水热条件完全不同的冻土区。

即：

⑴阿尔金山-祁连山高寒带山地多年冻土区。

冻土类型以山地多年冻土为主，山谷、山麓中分布中-深季节冻土。

⑵柴达木盆地温带季节冻土区，因其海拔较低，未能达到多年冻土分布下界位置，一般只发育中-深季节冻土。

⑶青南-藏北高原北部高寒带大片多年冻土区，以大片多年冻土为主，也有较发育的山地多年冻土。

在长江河源高平原上，由于第三系-早第四系泥岩发育，有利于地下冰的形成。

由于水流作用，局部发育融区。

⑷藏北高原南部高寒带大片-岛状多年冻土区。

主要由于地热背景较高，只在沼泽化湿地及高山发育大片、岛状多年冻土及中-深季节冻土。

部分河谷发育浅季节冻土或短时冻土。

⑸喜马拉雅山高寒带山地多年冻土区，以山地多年冻土为主，并有种-深季节冻土，山南谷地有浅季节冻土及短时冻土。

⑥青藏高原东缘高寒带岛状山地多年冻土区。

此处南北向的高山峡谷相间，越往南部割切深度越大，受南部季风影响，河谷湿润与温暖，只有山峰上在雪线附近能发育山地多年冻土，多数地段以中-深季节冻土为主，南部深谷下有浅季节冻土及短时冻土。

就青藏高原上的多年冻土，给出祁连山和青藏公路沿线多年冻土的数据。

四、冻土成因

气候

冻土分布区的环境条件存在差异。

冰沼土分布区属苔原气候，大部分地面被雪原和冰川所覆盖，年平均温在0℃以下，一般都在-10℃至-17℃，冬季气温可低至-40℃，甚至-55℃，夏季温度也很低，7月份平均温度不超过10℃，全年结冰日长达240天以上。

高山冻漠土年均温也很低，一般为-4℃至-12℃。

冻土区降水很少，欧洲部分为200—300毫米，亚洲和北美洲北部在100毫米以下，西藏冻漠土区因地势高、远离海洋，降水更稀少，一般为60～80毫米，其北部更少，为20～50毫米，其中90%集中于5—9月。

降水虽然少，但气温低，蒸发量小，长期冰冻，土壤湿度很大，经常处于水分饱和状态，夏季土壤—母质融化，砂土可达1～1.5米，壤土70～100厘米，泥炭土35～40厘米，以下即为永冻层，高山冻漠土在宽谷、湖盆永冻层深度80厘米，山坡上可达150厘米。

[5]

植被

由于冻土区气候严寒，植被是以苔藓、地衣为主组成的苔原植被，草本植物和灌木很少，常见的植物有：

石楠属、北极兰浆果、金凤花等开花植物，南缘有云杉、落叶松、桦、白杨、柳、山梣等，生长缓慢，矮小且畸形，各种植物的年生长量均不大，苔原地带每年有机质的增长量为400公斤/公顷，是世界各自然地带中最少的。

高山冻漠土区植被为多年生和中旱生的草本植物、垫状植物和地衣，常见的有凤毛菊属、葶苈属、桂竹香属、虎耳草属、点地梅属、银莲花属、金莲花属、红景天属等，一簇簇地生长在石隙之间，或在冰雪融水灌润的地方局部呈小片分布。

五颜六色的粗糙碟衣、地图黄绿衣、岩表黄绿衣等则着生于石块上面。

[5]

地形、母质

冻土发育的地区，因刚脱离冰川覆盖不久，冰川地形保持得相当完整。

冻漠土分布区的地形主要是陡峭的山坡，角锋、刃脊、第四纪和近代冰川所形成的冰斗和冰碛垅堤，宽谷，湖盆的湖积平原等。

成土母质的差异较大，加拿大、西伯利亚地盾区是前寒武系基岩。

其他地区有古生代各种灰岩、石英砂岩、板岩、中生代的灰岩、红色钙质砂泥岩及近代泥砾和冲积物，残积物，冰碛物，冰水沉积物等。

[5]

冻土成土过程

　　冻土冻土形成以物理风化为主，而且进行得很缓慢，只有冻融交替时稍为显著，生物、化学风化作用亦非常微弱，元素迁移不明显，粘粒含量少，普遍存在着粗骨性。

高山冻漠土粘粒的K2O含量很高，可达50克每千克，说明脱钾不深，矿物处于初期风化阶段。

冻土区普遍存在不同深度的永冻层。

在湿冻土分布区，夏季，永冻层以上解冻，由于永冻层阻隔，融水渗透不深，致使永冻层以上土层水分呈过饱和状态，而形成活动层，活动层厚度为0.6米至4米，若永冻层倾斜，则形成泥流；冬季地表先冻，对下面未冻泥流产生压力，使泥流在地表薄弱处喷出而成泥喷泉，泥流积于地表成为沼泽，因其下渗较弱，泥流、泥喷泉又混和上下层物质，使土壤剖面分化不明显，而在南缘永冻层处于较深部位，水分下渗较强处，剖面层次分化较好。

在干旱冻土分布区，白天由于太阳辐射强烈，地面迅速增温，表土融化，水分蒸发；夜间表土冻结，下层的水汽向表面移动并凝结，增加了表土含水量，反复进行着融冻和湿干交替作用，促进了表土海绵状多孔结皮层的形成。

此外，暖季，白天表土融化，夜间冻结，都是由于由地表开始逐渐向下增温或减温总是大致平行于地表水平层次变化着的，所以，在干旱的表土上，强烈的冻结作用往往形成表土的龟裂。

在极地冰沼土区，由于低温，蒸发量小，地势低平处排水不畅，土壤水分经常处于饱和状态，致使土壤有机质和矿物质处于嫌气条件下，虽然有机质形成数