冻土特征范文

冻土特征范文（精选6篇）

冻土特征 第1篇

新疆地广人稀, 公路里程长, 地质单元众多, 随着公路建设的持续发展, 越来越多的偏远地区交通条件得到了很大改善, 同时沿线遇到的工程地质问题也越来越多, 多年冻土、季节性冻土是我院近几年公路工程地质勘察中常遇到的问题。冻土是一种对温度十分敏感且性质不稳定特殊土类, 一方面它具有一般土、石的共性;另一方面在土体结构上, 它是一种多相复杂体系, 并被冰所胶结。冻土区的工程常遇到许多由于土中冰的增长或消失而引起的冻胀和融沉现象, 从而导致工程建筑的破坏。

2 冻土定义及分类

根据《冻土工程地质勘察规范》 (GB50324-2001) , 冻土是指具有负温或零温度并含有冰的岩、土 (该定义为狭义的冻土定义, 广义冻土既包括温度在0℃或<0℃并含有冰的岩土, 还包括温度在0℃或<0℃但并不含冰的岩土) 。冻土根据冻结状态保持时间的长短可分为季节冻土、隔年冻土和多年冻土。季节冻土指地壳表层冬季结冰而在夏季全部融化的岩、土, 冻融特点为季节冻结。隔年冻土指冬季冻结, 而翌年夏季并不融化的那部分冻土, 冻融特点为季节冻结。多年冻土指持续冻结时间在2年或2年以上的岩、土, 冻融特点为季节融化。多年冻土按形成和存在的自然条件不同, 可分为高纬度多年冻土和高海拔多年冻土。天然条件下多年冻土层顶面的埋藏深度即多年冻土的上限, 多年冻土层底面的埋藏深度上限即多年冻土的下限。在多年冻土区中的某些地段, 应具有特殊的水热条件而不能发育多年冻土, 这些地段称为融区。

3 工程概况

新疆S212线位于克孜勒苏柯尔克孜自治州乌恰县境内, 连接中国与吉尔吉斯斯坦共和国交界处的吐尔尕特山口与乌恰县, 为口岸公路。

该项目起点段 (K0+000~K29+000) 位于托云山间盆地高原丘陵区, 海拔3300~3800m, 相对高差50~100m, 丘陵多为小矮丘, 地势略起伏, 地形相对平缓。本段为高山半干旱寒温带气候区, 夏季温凉多雨, 冬季寒冷干燥, 年平均气温-3.4℃, 最热月平均气温7.7℃, 最冷月平均气温-15.3℃, 极端最高气温23.8℃, 极端最低气温-34.1℃, 年平均降水量240mm, 年最大蒸发量328.5mm。

根据铁一院中吉乌铁路冻土勘察的有关资料及《中国冻土区划及类型图》 (《中国冻土》附图) , 该段位于天山高寒带山地多年冻土区。

现有道路局部有路堑边坡热融滑坍现象和路面变形翻浆现象。

4 沿线冻土特征

勘察中在K0+000~K18+000段钻孔、探坑中揭示有冻土, 岩芯中可见细小冰晶, 均为少冰冻土 (S) 和多冰冻土 (D) , 未见含土冰层 (H) 和纯冰层 (ICE) , 冻土顶面埋深为1.2~2.8m, 厚度多为0.4~1.0m, 个别达到1.6m。

由于缺少当地气象台站多年观测资料, 在勘察中采用《冻土工程地质勘察规范》 (GB50324-2001) 附录E中的融化进程图 (图1) , 多年冻土上限可用下式计算:

式中Z——多年冻土上限深度 (cm) ;

ΔZ——勘探时所得的融化深度 (cm)

n——查图1所得勘探时所对应的融化深度系数, 以小数计。

图中Ⅰ线的应用条件为地表植被不太发育 (包括无植被和植被稀疏) 、浅层土中含少量草碳。Ⅱ线的应用条件为地表沼泽化, 植被茂盛, 浅层土中含量及厚度大。

本次勘察在6月中上旬进行, 地表条件适合图中Ⅰ线, 由图查得n≈0.26。将n值带入E..0.4式计算后, 所得的多年冻土上限均超过勘察中冻土的下限。

在沿线踏勘调查中发现, 冻土地区特有的冷生地貌及多年冻土地区不良冻土现象在沿线地表基本上没有反映, 仅在局部地段有热融滑坍及路面翻浆现象。

由此得出结论, 该段路线主要位于多年冻土区的融区, 公路地基土内的冻土为均为深季节性冻土和零星多年冻土, 本段路线范围内地基土未见连续多年冻土, 路线位于良好的冻土工程地质段。

分析沿线路线冻土不发育、形成融区的原因, 主要有以下几点:

4.1 地表水的影响

地表水对冻土的影响主要表现在升高土层温度, 加大季节融化深度。本段公路位于吐尔尕特河的源头, 有多条季节性支流穿越路线汇入吐尔尕特河, 在暖季, 大气降水形成的地表水使河床附近土层温度身高, 冻土融化深度加大, 穿透冻土层形成融区。

4.2 地形影响

地形坡向的影响使山地冻土特征具有明显的非对称性。坡向控制到达地面的直接太阳辐射, 南坡接受热量多, 北坡少, 南坡季节性积雪比北坡早融完, 南坡一般较陡, 土层较干燥, 而北坡往往较缓, 有植被蔽荫, 土层较潮湿。这些因素使南坡比北坡有较高的年平均地温, 冻土分布下界海拔较高。而该项目海拔最高 (海拔3500m~3800m) 的部分 (K0~K6段) 位于低山丘陵区, 路线所在位置坡向主要为东南方向, 不利于多年冻土的发育。

4.3 人类活动影响

人类经济活动破坏了冻土存在的平衡状态, 上限处形成热量积累而造成冻土消失或上限下降的结果, 该工程主要表现在两个方面:一方面, 由于公路和居民区的的修建, 破坏了原始地表的草被, 使地表覆盖条件发生改变, 而草被能减少地面较差和降低地面温度;另一方面, 由于口岸的开通, 大量重载车辆行驶在公路上, 不断的碾压, 对地基土造成扰动。

4.4 岩性影响

岩性成分和性质主要通过其热物理性质及含水量来影响冻土发育, 在多年冻土区下界附近最为显著, 一般在低洼潮湿的沼泽化地段及粗碎块石中有冻土岛发育。该项目海拔较低的段落 (海拔3300~3500m) 位于洪积扇上, 地层岩性主要为中密的圆砾, 含水量小, 不利于冻土发育。

结语

冻土的形成、发展、退化、消亡是由许多因素综合作用的复杂过程, 冻土特殊的工程特性对公路的修建维护费用及安全运营影响巨大, 工程技术人员应总结经验教训, 加深对冻土发育规律的进一步了解和认识, 为地方经济建设提供准确的基础性资料。

摘要：冻土是一种对温度敏感和易变的特殊地质体, 由于具有冻涨、融陷的特性, 给公路带来很多病害。在工程地质勘察工作的基础上对新疆维吾尔自治区省道320线吐尔尕特至乌恰段冻土的特征进行了简要分析。

关键词：冻土,公路病害,工程勘察

参考文献

[1]新疆公路规划勘察设计研究院, S212线吐尔尕特至乌恰段勘察设计资料, 2006.

冻土特征 第2篇

一、冻土变化特征

冻土环境是青海湖流域草甸生长和发育至关重要的条件，也是影响建筑工程的关键因素。1984～2013年青海湖流域观测的季节冻土层温度显著升高，其冬半年（12月至次年5月）平均地面温度增温速率达到每10年0.7℃，其中2013年冬半年地面温度达到-0.1℃，较常年偏高2.2℃，突破近30年极值（图1a）。受其影响，1984～2014年季节冻土的冻结深度显著变浅，季节冻土厚度变薄，其中年最大冻土深度以每10年22.8cm的速度减小（图1b）。此外，0cm日平均地温≥0℃的日数增多，积温增加，热量条件变暖，季节冻土融化期显著延长，而冻土冻结时间明显缩短，2013年冻土冻结时间较历年平均减少了27.2天（图1c，d）。

图1 1984～2013年青海湖流域冻土环境变化趋势

二、气候成因分析

影响冻土的因子很多，诸如气候、地形、植被、水体、岩性和含水量等等。这些因子都积极参与大气与地面间的热交换，影响地面和地中温度状况，从而决定冻土的冻结和融化过程。从气候因子来看，冻土的形成与地表面的辐射-热量交换密切相关，土壤热交换量是连接空气与冻土层上部土层热状况的纽带。气温和地温作为影响冻土最主要的气候因子对地表面的辐射和热量交换产生影响，从而影响到冻土的变化。1984～2013年青海湖流域冬半年平均气温明显升高，升温速率为0.55℃/10年（图2a），气温的升高主要是由于最低气温的升高所引起的，最低气温的升温幅度达0.6℃/10年（图2b）。地表温度对气温变化的响应最为显著，近30年，除了0厘米地表温度上升外，青海湖流域冬半年浅层地温（5-40厘米）和深层地温（80-320厘米）都有显著的升温趋势（图2c，d），幅度介于0.24～0.59℃/10年之间，地温的升高加速了冻土层的融化，减弱了对冻土的直接冷却作用，从而导致冻土厚度下降。因此，气候变暖是冻土退化最主要的原因之一。此外，工程建设对冻土的反馈作用也不容忽视。由于工程活動对原冻土区地貌、植被及表土层结构等的干扰破坏，致使工程区及其影响区局地水热条件发生改变，促使冻土上限下降速度加快，冻结层水位下降，从而不利于土层的冻结。

图2 1984～2013年青海湖流域冬半年平均气温、最低气温及地温变化趋势

三、未来可能变化趋势及影响

在未来温室气体中排放情景下，2016～2035年间青海湖流域年平均气温在0.95～1.5℃之间。预估在中排放情景下，未来20年青海湖流域年平均地表面温度在4.3～6.4℃之间，较1984～2013年平均升高2.0℃，受地温上升影响，冻土退化趋势趋于加重，冻土冻结期较1984～2013年平均缩短12天，最大冻土深度减少至150～168.6厘米之间，与前30年平均相比减小46厘米。在未来气候变暖的背景下，青海湖流域冻土将继续出现冻土温度上升、冻结时间缩短、冻土深度变浅等退化问题，可能使冻土控制植被适应寒旱生境的能力、冻土中的大厚度区域性隔水层及其活动层对水资源的调节作用等特殊生态环境功能减弱；影响工程建筑稳定性的冻胀、融沉地质功能将增强，从而可能加速高寒草场的退化和地表水资源的减少，引发出更多的冻土区工程地质问题。同时，冻土持续退化可能使赋存于高寒草地和维系高寒草地生长发育的多年冻土表部的冻结层地下水水位能下降或消失，从而引发并加剧高寒草地的草地退化、沙漠化和盐渍化和水环境的变异。

参考文献：

[1]王绍武.现代气候学研究进展.气象出版社

大连地区冻土特征及影响因素 第3篇

目前, 国内外关于冻土的研究主要集中在冻土力学、道路膨胀、水分迁移、冻土退化、植被调查、群落特征、冰川冻土等方面。在人类活动、气候及积雪对冻土的影响方面也做了大量研究[7,8,9]。但是, 对滨海地区冻土的研究不是很多, 大连地区濒临黄海和渤海, 是滨海地区的典型代表, 冻土的冻结和融化常常会引起一些地质灾害, 如道路的变形和毁坏、水泥结构的鼓胀冻裂等。因此, 研究大连地区的冻土特征, 对大连地区的建设及大连地区人们的生产及生活具有重要的意义。

1 研究资料与研究区概况

本文采用大连地区的金州、旅顺、瓦房店、普兰店、大连以及庄河6个台站的2001年1月至2012年12月的冻土深度资料和2003年1月至2012年12月的地面温度资料。利用统计分析方法对资料进行处理, 对大连地区的最大冻土深度、开始冻结日期、完全解冻日期及冻土的持续时间等进行分析。

大连位于中国辽东半岛最南端, 东濒黄海, 西临渤海, 位于东经120°58′~123°31′, 北纬38°43′~40°10′之间。山地丘陵多, 平原低地少, 整个地形为北高南低, 北宽南窄;地势由中央轴部向东南和西北两侧的黄、渤海倾斜, 面向黄海一侧长而缓。大连地区处于北温带, 是东北地区最温暖的地方, 属季风性大陆性气候, 但具有海洋性特点。

2 近10年冻土变化特征分析

2.1 最大冻土深度年变化

最大冻土深度是地表土壤所能冻结到的最大深度, 它的变化可以较好地反映冻土的变化情况[10]。大连地区各站点2001—2012年的最大冻土深度的逐年变化如图1所示, 可以看出, 2001—2012年大连地区最大冻土深度的平均值为50 cm, 近10年来, 大连地区土壤的冻结深度具有波动性的变化特点。2002年和2007年大连地区土壤冻结深度很浅, 最大冻土深度平均值在30 cm左右;而2001年土壤的冻结深度很深, 其平均值在70 cm左右。由此可以看出, 近10年来大连地区的土壤冻结深度具有厚、薄、厚的变化特点。

2.2 土壤开始冻结日期年变化

大连地区各站点2001—2012年土壤开始冻结日期的年变化如图2所示。可以看出, 整体上大连地区的土壤冻结日期呈推迟的趋势, 并且具有波动性和区域性。2004年大连地区土壤冻结日期出现的较晚, 而2008年大连地区土壤冻结日期出现的较早, 所以说大连地区土壤开始冻结日期具有明显的年变化特征, 即具有波动起伏的变化特点。总体上看, 金州和大连土壤冻结现象发生的较晚, 大约在12月;瓦房店和普兰店土壤冻结现象发生的相对较早, 大约在11月, 所以说大连地区各站点间的土壤冻结日期的变化趋势存在其区域性。

2.3 土壤完全解冻日期年变化

大连地区各站点2001—2012年土壤完全解冻日期的年变化如图3所示。可以看出, 整体上大连地区的土壤完全解冻日期呈推迟的趋势, 并且也具有波动性和区域性。2005年大连地区土壤解冻日期出现的较晚, 而2009年大连地区土壤冻结日期出现的较早, 大连地区土壤完全解冻期具有明显波动性。总体上看, 瓦房店和庄河土壤解冻现象发生的较晚, 大约在3月中下旬;旅顺和大连土壤解冻现象发生的相对较早, 大约在2月和3月上旬, 大连地区土壤完全解冻日期具有区域性。结合图2可以看出, 总体上土壤完全解冻日期的变化斜率大于冻结日期的斜率, 土壤完全解冻日期的推迟幅度大于冻结日期的推迟幅度。

2.4 冻土持续时间年变化

总体上, 大连地区冻土的持续时间呈增加的趋势。大连市各站点2001—2012年冻土持续时间的逐年变化如图4所示。可以看出, 2003—2005年、2006—2009年大连地区冻土持续时间逐渐增加, 其他年份大连地区冻土持续时间波动变化没有明显规律。大连地区冻土的持续时间年变化幅度很大。2005年大连地区冻土的持续时间较长, 持续时间均在90 d以上;而2006年大连地区冻土的持续时间则比较短。

2.5 冻土持续时间的分布特点

大连地区各站点间的冻土持续时间存在显著的差异。大连地区各站点2001—2012年冻土持续时间的年平均值如图5所示。可以看出, 大连地区西南部的旅顺、大连及金州3个台站的平均冻土持续时间较短, 分别为102、75、82 d。大连地区中部及北部地区的普兰店、瓦房店及庄河3个站点的平均最大冻土深度的持续时间较长, 分别为125、113、120 d。大连地区平均冻土持续时间的最小值与最大值相差50 d, 这说明大连地区冻土的持续时间具有区域性的特点。总体上看, 大连地区的平均冻土持续时间的分布从西南至东北呈增加的趋势。

3 冻土变化影响因素

3.1 地面温度

大连地区2003—2012年的最大冻土深度与冬季地面温度年变化曲线图如图6所示。可以看出, 大连地区最大冻土深度与大连地区冬季的地面温度两者间的变化趋势完全相反, 也就是说冬季地面温度越高, 最大冻土冻结的深度则越小;反之土壤冻结的深度则越大。总体上, 2003—2007年大连地区土壤的冻结深度呈逐渐变浅的趋势, 与之相对应的冬季的地面温度在同一时间段里呈逐渐增加的趋势;而2007—2012年大连地区土壤的冻结深度呈逐渐加深的趋势, 冬季的地面温度在对应的时间又呈逐渐降低的趋势。所以说冬季的地面温度是土壤的冻结深度以及冻土的形成具有重要的影响因素。

大连地区土壤冻结深度与地面温度、地面最低温度的逐月变化情况如图7所示。可以看出, 从10月开始地面最低温度下降到0℃以下, 大连地区土壤开始出现冻结现象, 直到第2年的1月地面温度降到最低, 土壤的冻结深度也在逐渐加深, 之后地面温度开始上升, 土壤开始出现解冻现象, 到4月地面最低温度稳定在0℃以上, 土壤完全融化冻结现象消失。2月土壤冻结深度达到最大值, 而地面温度的最小值则出现在1月, 这说明土壤冻结的最大深度要比地面温度的最低值出现的月份推迟1个月左右的时间。每年的4—10月大连地区的土壤的冻结深度为0, 即没有冻土出现。

3.2 纬度

大连地区各站点的纬度与该站土壤冻结的最大深度如表1所示。可以看出, 大连地区土壤的最大冻结深度随着纬度的增加而逐渐加深。总体上看, 大连地区的土壤冻结深度与纬度呈线性关系, 但庄河的偏差较大。

3.3 海拔高度

土壤冻结深度不仅与地面温度和纬度有关, 海拔高度也对其有影响。大连地区各站点的海拔高度与该站土壤冻结的最大深度如表2所示, 可以看出, 在同一纬度带上, 大连地区土壤的最大冻结深度随着海拔高度的增加而加深。

4 结论

近10年来, 大连地区的土壤冻结深度具有厚、薄、厚的年变化特点, 大连地区的平均最大冻土深度分布从西南至东北呈加深的趋势;大连地区的冻土具有明显的季节性变化特点;从整体上来看, 大连地区的土壤冻结日期呈推迟的趋势, 大连地区的土壤完全解冻日期呈推迟的趋势, 且土壤完全解冻日期的推迟幅度大于冻结日期的推迟幅度;大连地区冻土的持续时间呈增加的趋势, 且大连地区冻土的持续时间年变化幅度很大。

影响大连地区冻土最大深度的因素主要有地面温度、纬度和海拔高度。大连地区最大冻土深度与大连地区冬季的地面温度两者间的变化趋势完全相反;大连地区土壤的最大冻结深度随着纬度的增加而逐渐加深, 且在同一纬度带上, 大连地区土壤的最大冻结深度随着海拔高度的增加而逐渐加深[10]。

摘要：利用大连地区近10年的冻土观测资料和地面温度资料, 分析了大连地区最大冻土深度、冻结日期、解冻日期及冻土持续时间的变化特征和空间分布特征, 并讨论大连地区冻土的影响因素。结果表明:近10年来, 大连地区的土壤冻结深度具有厚、薄、厚的变化特点;大连地区的冻土具有明显的季节性变化特点;从整体上来看, 大连地区的土壤冻结日期及完全解冻日期呈推迟的趋势, 且土壤完全解冻日期的推迟幅度大于冻结日期的推迟幅度;大连地区冻土的持续时间呈增加的趋势且大连地区冻土的持续时间年变化幅度很大。大连地区最大冻土深度与大连地区冬季的地面温度两者间的变化趋势完全相反, 大连地区土壤的最大冻结深度随着纬度的增加而逐渐加深。

关键词：冻土特征,变化特点,影响因素,辽宁大连

参考文献

[1]吕久俊, 李秀珍, 胡远满, 等.寒区生态系统中多年冻土研究进展[J].生态学杂志, 2007, 26 (3) :435-442.

[2]ZHANG T, BARRY R G, KNOWLES K, et al.Statistics and characteristics of permafrost and ground ice distribution in the Northern Hemisphere[J].Polar Geography, 1999, 23 (2) :147-149.

[3]ANISIMOV O A, NELSON F E.Permafrost distribution in the Northern Hemisphere under scenarios of climatic change[J].Global Planetary Change, 1996 (14) :59-72.

[4]ANISIMOV O A, NELSON F E.Permafrost zo nation and climate change in the northern hem sphere:Results from transient general circulation models[J].Climatic Change, 1997 (35) :241-258.

[5]LAWRENCE D M, SLATER A G.A projection of severe near-surface permafrost degradation during the 21st century[J].Geophys Res Lett, 2005, 32 (2) :148-155.

[6]王澄海, 董文杰, 韦志刚.青藏高原季节性冻土年级变化的异常特征[J].地理学报, 2001, 56 (5) :523-531.

[7]王一薄, 王根绪, 常娟, 等.人类活动对青藏高原冻土环境的影响[J].冰川冻土, 2004, 26 (5) :517-522.

[8]高荣, 韦志刚, 董文杰, 等.青藏高原西部冬春积雪和季节冻土年际变化[J].冰川冻土, 2004, 26 (2) :153-159.

[9]李述训, 吴通华.冻土温度状况研究方法和应用分析[J].冰川冻土, 2004, 26 (4) :377-383.

与冻土“零度接触” 第4篇

冻土是何物?

冻土是指0摄氏度以下，含有冰的各种岩石和土壤。

根据冻土的地理分布等方面因素，可把冻土分为冰沼土和冻漠土两个土壤类型。冰沼土又称苔原土，分布于极地苔原气候区和我国黑龙江省北部，经常处于潮湿状态，土层浅薄。冻漠土包括高山荒漠土、高山寒冻土，土壤较为干旱，表层有淡淡的土色，表面有许多砾石。

冻土区的工程建筑和施工中，还常根据冻土含冰量的不同，将冻土分为：富冰冻土(含冰量大于50％)，多冰冻土(含冰量为25％～50％)，少冰冻土(含冰量小于25％)；或按其物理状态，将冻土分为：坚硬冻土(或称低温冻土)和塑性冻土。

目前常见的冻土分类还有一种是根据土、石冻结状态延续的时间进行划分的。一般将其划分为短时冻土、季节冻土和多年冻土。冻结状态只延续几小时或数日的冻土称为短时冻土或瞬时冻土；冻结状态持续数月，冬季冻结，夏季融化的土层称为季节冻土；冻结状态持续两年或两年以上的冻土层称为多年冻土。多年冻土可分为上下两层，下层终年不化的土层被称为永冻层，上层随季节变化而发生冻融变化的土层被称为季节融化层。

极端天气与冻土

近代是人类推动历史文明的辉煌时期，也是气候变化最为显著的时期。自工业革命以来，由于人类的种种活动，不仅导致全球气候变暖，同时也导致全球生物多样性锐减。根据全球气候模型的预测，未来100年全球气温将升高1.4～5.8摄氏度，而且高纬度地区增温幅度更大，同时降水将增加11％～17％，全球，特别是北半球中高纬度地区的降水量将增加，许多地区还将出现干旱等极端气候。在全球变暖的背景之下，近50年来，中国气候主要极端天气事件的频率和强度出现了明显变化。从起初是华北和东北地区干旱趋重，长江中下游流域和东南地区洪涝加剧，到最近的西南严重干旱少雨。有预计，与2000年比较，2020年中国年平均气温将增加1.3～2.1摄氏度。

在北半球广大中、高纬度地区，现代多年冻土分布面积占北半球陆地表面的24％。中国多年冻土面积215万平方千米，占国土面积22.4％，居世界第三位。广泛分布的多年冻土对当地的植被覆盖、土地利用和工程建设具有重要影响，同时对气候变化的响应也非常敏感。

冻土和气候系统之间的作用是相互的：一方面，冻土是气候变化的灵敏指示器，气候作为冻土发生的重要驱动因素，其变化将引起冻土地区环境和冻土工程特性的显著变化；另一方面，冻土的变化也通过一系列的水分与热量交换过程反作用于气候系统。当土壤冻结或消融时，会释放或消耗大量融化潜热，进而影响到气候的变化。

目前，全球大多数多年冻土面临着变暖或融化，与100年前相比，中国北部地区现代多年冻土南界已北移20～30千米，出现了自南向北的区域性退化趋势。假如若干年之后，气温比现在升高3℃，多年冻土南界将继续北退，现今的岛状冻土带将完全消失，多年冻土区将仅剩下13.6万平方千米。冻土温度变化的时间约为非冻土的10倍，也就是说，现今温度年变化深度(10～20米)处的温度还是30年前地表温度变化的结果。因此，在自然情况下，冻土带的退化将滞后更长一段时间。冻土对温度变化的自我调节作用还将表现在：当较大面积冰冻土消融时，将吸收大量的热量用于冰的融化，从而部分地影响气温的升高；冻土消融和增温过程，伴随着气温变暖过程中大气降水的增加，植被将得到发展，而这又将抑制冻土的消融。因此在自然状态下，由于气候变暖而造成的冻土退化过程是相当缓慢的，只是在冻土带边缘的高温薄层多年冻土会首先融化。

高原生态系统难以割舍的一部分

冻土在它的水分和热量交换过程中与寒冷地区生态环境发生着密切的关系，不仅控制着地表状态的变化，而且影响着植被的发育程度，同时二者之间还存在着强烈的相互作用，地表条件一旦被破坏，干扰了冻土与地表植被生长间的平衡关系，生态环境将会退化，从而出现荒漠化，甚至沙漠化现象。

冻土对高原生态系统来说，最突出的一个作用是促进湿地的形成。由于永冻层形成天然的“隔水板”，使得降水和径流无法渗入地下，如此一来，地表集水，土壤过湿，土壤上层会低温缺氧，限制好氧细菌的活动：同时，由于冻土中缺少对有机质分解作用强的细菌，植物残留体在燃气条件下难以分解而残存在泥炭之中，形成的泥炭层进一步滞水，就逐渐形成了各种类型的湿地。

而湿地对于冻土区来说，主要起冷却作用。夏季，湿地水体的太阳辐射反射率高于其他物质，水体的蒸发也消耗了大量的热能，另外处于水分饱和状态的苔藓层、泥炭层的热容量大，导热系数小，这些均导致下层冻土的融化深度很小。茂密的森林还会降低到达地面的太阳辐射，并减少地表辐射强度，导致夏季林内温度明显低于空旷地的气温，温差也较小。可见，严寒的气候、茂密的植被、林间的湿地等因素是形成大面积多年冻土地带的根本原因。

由于冻土的存在，高原上的植物长期依靠冻结滞水来维持生长，并与冻土共同储存了大量淡水资源，形成典型而独特的冻土森林。这种冷湿环境，既维持了冻土的继续存在，又保证了森林的生存与发展。

冻土特征 第5篇

人工冻结法广泛应用在建筑物深基坑、地铁隧道及矿井井筒建设等领域。利用人工冻结法冻结的土体称为人工冻土。冻土作为一种既包含冰又包含未冻水的集合体, 使得其重要的特性关系, 即应力-应变关系便显出鲜明的时间效应。这使得冻土的强度表现出复杂的蠕变性[1,2,3,4,5]。

单轴应力条件下, 人工冻土的蠕变一般, 发生在衰减蠕变和稳定蠕变阶段[6]。因此, 人工冻土的蠕变本构方程可以用式 (1) 表示:

式中ζ—应变;

σ—应力, MPa;

E0 (T) —冻土的单轴弹性模量, MPa;

K、B、C—试验确定的温度、应力、时间影响系数;

A0—冻土的蠕变常数, 由试验确定, (MPa) -Bh-C (℃) K;

T—冻土温度, ℃;

t—冻土蠕变时间, h。

1 试验研究

1.1 常规土工试验

试样取自阿城矿井主井井筒的二层黏土层, 取样深度分别为:D10:499.3~530.6 m;D11:552.6~562.5 m, 试验土样见图1。试验按GB/T50123-1999《土工试验方法标准》进行。试件规格为50×100 mm圆柱体, 加工好的试件需要放在恒温箱中养护24 h, 常规土工试验试验结果见表1所示。

1.2 冻土单轴抗压强度试验

冻土单轴抗压强度试验, 按MT/T593.6-1996《人工冻土物理力学性能试验》要求, 在自行研制的WDT-100冻土试验机进行了-10、-15、-20、-25℃温度下冻土单轴抗压强度试验。试验荷载和试验数据由计算机程序控制和采集, 冻土单轴抗压试验结果见表2所示。

MPa

1.3 冻土单轴蠕变试验

冻土单轴蠕变试验荷载取4级, 分别为σ=0.2σS, 0.3σS, 0.5σS, 0.7σS (σS为冻土瞬时抗压强度, 可由表2平均值代替) 。不同温度下冻土轴向蠕变应变与时间的关系曲线如图2所示。

2 试验结果分析

2.1 冻土单轴抗压强度、弹性模量E与冻结温度的关系

试验结果表明:冻土的单轴抗压强度与温度具有良好的线性关系, 随着冻土冻结温度的降低, 冻土强度呈线性增加, 温度每下降1℃, 冻土强度平均增大0.102~0.486MPa。冻土单轴抗压强度与冻结温度的关系见图3所示。

在工程实际计算中, 冻土弹性模量确定方法是取其抗压强度一半与其所对应的应变值的比值, 即:

式中E—试样弹性模量, MPa;

σs—试样极限抗压强度, MPa;

ε1/2—试样极限抗压强度值一半所对应的应变值。

利用表2中单轴抗压强度计算出冻土的弹性模量E的值, 见表3。冻土的弹性模量随着温度的降低而呈增加趋势且关系 (图5所示) 。因此在试验温度区间内可以用插值的方法计算冻土弹性模量。

MPa

2.2 冻土单轴蠕变特性

人工冻土的蠕变本构方程可采用式 (1) 来描述, 考虑到实际工程中的精度温度, 式 (1) 中右边的第一项冻土的瞬时蠕变变形往往会被忽略掉, 这样式 (1) 又可以写为:

式中ζ—应变;

K、B、C—试验确定的温度、应力、时间影响系数;

A0—冻土的蠕变常数, 由试验确定, (MPa) -Bh-C (℃) ;

T—冻土温度, ℃;

t—冻土蠕变时间, h。

然后再采用多元回归方法进行拟合。试验拟合曲线采用公式ε=atb实现, 得出冻土的单轴蠕变回归方程:

由上述蠕变试验表明:在应力水平较低条件下 (0.2σs、0.3σs和0.5σs) , 冻土蠕变基本上属于衰减型蠕变;当应力水平较高时 (0.7σs) , 试验结果属于非衰减型蠕变。

3 结论

冻土的抗压强度是指冻土所能承受的最大压应力。与非冻土相比, 其抗压强度不仅高而且还具有力学优势。关于冻土在荷载作用下的强度研究对实际工程中计算矿井井筒和建筑物基坑的冻土壁强度有着重要意义。同时, 对于不复杂应力状态下冻土的蠕变特性的研究, 在冻结壁的稳定性设计中也有不可分割的密切关系。

参考文献

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冻土特征 第6篇

就目前木里冻土区天然气水合物勘查及研究手段主要包括钻探、地质、地球物理、遥感等方面［6，7］。 针对祁连山木里地区烃源岩地球化学特征鲜有具体全面的研究,有关该地区烃源岩生物标志化合物的特征以及分子地球化学意义的研究也局限于石炭系的烃源岩［8］。在木里天然气水合物钻探区周边露头进行系统取样,对可能的烃源岩样品进行常规地球化学分析如有机碳含量、镜质体反射率等测试。 在此基础上,选取部分源岩进行抽提物地球化学特征研究,针对烃源岩抽提物的饱和烃进行系统剖析, 对木里地区烃源岩进行详细的研究与评价,进一步清晰认识木里地区烃源岩饱和烃地球化学特征,为该区水合物气源对比打下基础。

1区域地质背景

祁连山地处于青藏高原北部,如图1,构造上一般划分为南祁连构造带、中祁连陆块( 托莱山) 和北祁连构造带( 河西走廊、走廊南山) 三大构造单元［9，10］。研究地区自元古宙以来,区域构造频繁,元古宙以造陆运动为主,运动间隙时间长,地壳形变不强烈。早古生代和晚古生代晚期是地裂运动最活跃的时期,地壳支离破碎,结构复杂化。中生代则以造山运动为主,是褶皱构造和区域性逆冲断裂的主要形成时期。新生代地壳运动以陆内冲断推覆和强烈抬升为主［11］。

木里地区区域性沉积中三叠系、侏罗系地层保存完整,且分布广泛。下古生界为碳酸盐岩和碎屑岩建造; 石炭系为海相和海陆交互相沉积建造; 二叠系为海盆边缘相紫红色碎屑岩建造; 三叠系遍布中祁连地区,中下三叠统为海相海陆交互相沉积建造, 上三叠统以陆相碎屑岩建造为主,夹有海相石灰岩薄层; 侏罗系中下统为陆相山间盆地以湖相为主的含煤建造,中上统主要为湖相细碎屑岩建造; 古近系和新近系多为干旱内陆盆地碎屑岩建造; 第四系遍布全区为冰川冰水堆积及现代冲积物［11，12］。

2样品与实验

本次研究主要围绕中祁连分区的木里天然气水合物钻探区周边祁连盆地、木里盆地、刚察盆地三个盆地露头取样,其采样路线图如图2所示,所取样品涉及层位较广,从老到新依次为石炭系、二叠系、三叠系和侏罗系,共采集16个样品,其中包括12个煤系泥岩、1个炭质泥岩、3个煤岩。

经过对样品初步常规地球化学分析,研究区样品Ro值大于1. 0% ,主体在1. 4% 以上,热演化程度较高,大部分已达成熟到高成熟阶段。所采集的泥岩样品中,石炭系泥岩的有机碳含量处于1. 43% ~ 4. 58% 之间、均值为2. 87% ,要高于侏罗系的1. 49% ~ 2. 88% 、均值2. 15% ,三叠系有机质含量最低,有机碳范围为0. 66% ~ 4. 27% ,均值是2. 06% ; 炭质泥岩样品TOC值为10. 2% ; 三个煤样分别为41. 2% 、41. 8% 以及63. 8% 。根据陈建平等提出的煤系烃源岩有机质丰度评价标准［13］,研究区露头样品具备了形成有效烃源岩的物质基础,且成熟度高,为研究区好的气源岩。

依据采样位置选取10个有机碳含量较高的样品,粉碎至100目加铜片去硫索氏抽提72 h,正己烷沉淀沥青质,用氧化铝色层柱进行族组分分离,正己烷、正己烷/二氯甲烷和三氯甲烷/无水已醇为冲洗剂,分别得到饱和烃、芳烃和非烃。用GC-MS对饱和烃进行分析,GC-MS分析条件为: Agilent 6890N/ 5995MSD气相色谱-质谱联用仪。 色谱柱为HP5- MS石英弹性毛细柱( 30 m × 0. 25 mm × 0. 25 μm) 。 升温程序: 初始温度为50 ℃,恒温2 min后,50 ~ 100 ℃ 的升温速率为20 ℃ / min,再以3 ℃ / min的速率升温至310 ℃,维持恒温15 min。以脉冲不分流方式进样,进样器温度300 ℃,载气为氦气,流速为1 m L / min,电离能量为70 e V,检测方式为全扫描( SCAN) /多离子检测( SIN) 。

3结果与讨论

3. 1正构烷烃与类异戊二烯烷烃

正构烷烃是烃源岩抽提物中烃类的重要组分之一,其分布能反映有机质成熟度以及母源输入的差异。研究区样品CPI值介于1. 06 ~ 1. 35之间, ( n C27+ n C29+ n C31+ n C33) /( n C28+ n C30+ n C32+ n C34) 值范围为1. 43 ~ 1. 81,普遍大于1. 4,而( n C13+ n C15+ n C17+ n C19+ n C21+ n C23+ n C25) / ( n C14+ n C16+ n C18+ n C20+ n C22+ n C24+ n C26) 值范围为0. 88 ~ 1. 00,这一现象表明高碳数正构烷烃( n C27~ n C35) 具有明显奇偶优势。而样品实测镜质体反射率较高,大部分处于1. 4% 以上,有机质处于高成熟阶段,说明烃源岩高碳数正构烷烃的奇碳优势并不是成熟度低引起的,有关高成熟源岩中高碳数正构烷烃的奇偶优势这一现象报道较少,前人认为可能由有机质生源特征决定的［14］,其具体成因还有待进一步的研究。

姥鲛烷与植烷是类异戊二烯烷烃中常用表征源岩沉积环境的标志化合物［15，16］,如表1和图3所示,煤系泥岩Pr/Ph分布在0. 14 ~ 0. 95,具有较明显的植烷优势,表明泥岩样品中有机质的形成于还原环境。研究区煤样Pr / Ph比值都大于1 ,但不同层位的煤其值差别较大,处于石炭系的D-03煤样, 其值为1. 02,二叠系的D-10煤样与侏罗系的D-17煤,Pr/Ph分别为2. 29、6. 72,表征石炭系为弱还原- 弱氧化环境,而二叠系、侏罗系煤样为偏氧化条件下沉积,这种层位上的变化趋势初步揭示了研究地区从石炭纪到侏罗纪,烃源岩沉积环境的还原性逐渐减弱,氧化性增强的特征。源岩Pr/n C17范围为0. 25 ~ 0. 87,相比之下Ph / n C18变化范围较大,为0. 12 ~ 1. 37,图4中研究区三个煤中这两个比值分布特征说明陆源有机质的贡献更为丰富。

注: 1. Ro; 2. CPI; 3. ( n C27+ n C29+ n C31+ n C33) /( n C28+ n C30+ n C32+ n C34) ; 4. ( n C13+ n C15+ n C17+ n C19+ n C21+ n C23+ n C25) /( n C14+ n C16+ n C18+ n C20+ n C22+ n C24+ n C26) 5. Pr/Ph; 6. Pr/n C17; 7. Ph /n C18。

3. 2萜烷系列

C19-C20三环萜烷主要来源于高等植物的二萜类先质,而高碳数的三环萜烷可能来源于细菌类或藻类等低等水生生物［17，18］; 源岩四环萜烷的含量同样与母源性质有着密切联系,丰富的四环萜烷表征陆源母质的输入［19］。研究区泥岩三环萜烷表现以C23三环萜烷为主峰的似正态分布,这种分布模式常出现在以藻类为主要成烃母质的地质体样品中［20］,表2中( C19+ C20) /C23三环萜烷与C24四环萜烷/C26三环萜烷值均较低,范围分别为0. 32 ~ 1. 11、0. 61 ~ 1. 28,说明泥岩母质来源中水生藻类较为丰富。研究区煤中三环萜烷主要以C19- C20为主峰,( C19+ C20) /C23三环萜烷变化范围大,以石炭系的煤为最小值2. 11,侏罗系的煤样为最大值高达67. 53,表征煤样中高等植物源占有重要比例,且煤样中C24四环萜烷含量高,表现出煤系烃源岩特有的特征。石炭系C24四环萜烷/C26三环萜烷值大于二叠系,结合沉积相以及前文有关沉积环境的结论,可能与二叠系海陆交互相中海水对陆源高等植物有机质的改造有关［21］( 表2) 。

值得注意的是,研究区部分样品中检测到了C25四环萜烷这一化合物,关于四环萜烷的成因机制一般认为是17α( H) ,21β( H) 藿烷( C30) 的17( 21) 键断裂,形成17,21-断藿烷,其形成途径主要有两种: 1成岩早期,经微生物打开藿烷类化合物E环,随后在还原作用下转化为烷烃; 2地质成熟过程中,五环藿烷先驱物的热催化降解作用［22，23］。样品均没有明显“UCM”鼓包,且在泥岩以及煤中均有C25四环萜烷的出现,排除了环境因素的影响。研究地区烃源岩演化程度较高,出现C25四环萜烷的样品其镜质体反射率均在1. 5% 以上,成熟度小于1. 5% 的样品均没有检测到C25四环萜烷,说明C25四环萜烷可能与有机质高演化阶段热降解作用导致的17α( H) ,21β( H) 藿烷( C30) 开环有关,主要受高成熟度的影响,可能是研究区潜在的有机质高演化阶段特征性的标志物。

伽马蜡烷常出现在高盐度的海相和非海相沉积物中,一般认为是高盐度的指标,同时也代表了沉积水体的分层现象［24］。研究地区的伽马蜡烷/C30藿烷值均小于0. 2,范围为0. 03 ~ 0. 19,表征研究区水体盐度较低,为淡水沉积。藿烷分布均以C30藿烷为主峰,但不同岩性的源岩,藿烷的分布存在差异。与泥岩相比,图5中煤的Tm远高于Ts构型,且C29降莫烷、C30莫烷丰度增大,而Tm稳定性比Ts差以及莫烷的稳定性也要低于藿烷,与高成熟样品应表现的低Tm、低莫烷丰度相矛盾。造成Ts/Tm异常低值主要是由于成煤环境的酸性水介质阻碍了C27位 α( H) 的转移［25］。前人观察在巴伦支海中-下三叠统烃源岩中,从海进到高位体系域C30莫烷比值增加,对应陆生植物输入的增加,研究区煤样C30莫烷/ C30藿烷比值的增加,大体表征陆生高等植物输入的增加［19］。研究区源岩除D-10泥岩外,样品C3122S / ( 22S + 22R) 值范围介于0. 57 ~ 0. 59之间,为异构化的平衡点,说明样品至少达到了成熟阶段。高碳数的藿烷化合物( C31~ C35升藿烷系列) 随碳数阶梯状递减,如图4所示,煤中这种变化趋势更为明显, 所含C34、C35升藿烷化合物含量很低,甚至在二叠系煤样中检测不到,高丰度的C31升藿烷特征指示了环境游离氧的存在［19］,反映煤中有机质的偏氧化沉积环境特点。

注: 1. ( C19+ C20) /C23三环萜烷; 2. C24四环萜烷/ C26三环萜烷; 3. G/C30; 4. Ts/Tm5. C30莫烷/C30藿烷6. C3122S / ( 22S + 22R) 。

3. 3甾烷系列

甾烷成熟度参数C29甾烷20S /( 20S + 20R) 其值介于0. 41 ~ 0. 54之间、C29甾烷 αββ /( ααα + αββ) 范围为0. 27 ~ 0. 50,均未达到异构化的平衡点,与样品测得的镜质体反射率所表征的高演化阶段相矛盾。主要是高成熟阶段S构型比R构型、ββ 构型比 αα 构型裂解速率更快的结果［26］,C29甾烷成熟度指标达到平衡值后发生变化,随成熟度增加出现倒转。研究区样品除侏罗系煤样均检出较为丰富的4-甲基甾烷,研究表明4-甲基甾烷起源于甲藻类［27］,岩样中4-甲基甾烷的的检出反映了甲藻类对源岩的形成有一定的贡献。

规则甾烷均以C29甾烷占优势,其相对含量在37% 以上,变化范围为37. 87% ~ 75. 78% ,C27甾烷较少,分布在11. 81% ~ 34. 12% 之间。总体上都具有C29% > C27% > C28% 的特征。泥岩中以C29甾烷占优势,如图6( a) 所示三者呈“V”字形分布,说明生物源中有比例不等的水生生物。而煤中的C29甾烷含量普遍在50% 以上,占绝对优势,形成煤特有的倒“L”型分布。如图6( b) 所示,C24四环萜烷/C26三环萜烷与C29/ C27规则甾烷在双对数图中相关性强,表征了煤样高等植物的输入比泥岩丰富( 表3、 图7) 。

注: 1. C29甾烷20S /( 20S + 20R) ; 2. C29甾烷 αββ /( ααα + αββ) ; 3. C27甾烷/( C27+ C28+ C29) 甾烷 × 100; 4. C28甾烷/( C27+ C28+ C29) 甾烷 × 100; 5. C29甾烷/( C27+ C28+ C29) 甾烷 × 100; 6. C29αααR /C27αααR。

4结论

( 1) 研究区源岩饱和烃有关成熟度参数表明样品为成熟有机质,所测得镜质体反射率均在1. 0% 以上,大部分大于1. 4% ,样品已达有机质演化高成熟阶段,C25四环萜烷可能是研究区潜在的有机质高演化阶段特征性标志物。

( 2) 研究区泥岩中低的( C19+ C20) /C23三环萜烷、C24四环萜烷/C26三环萜烷值以及C27、C28、C29规则甾烷的“V”字形分布,反映陆源高等植物与低等水生生物的双重输入; Pr/Ph值介于0. 14 ~ 0. 95之间、伽马蜡烷/C30藿烷值均小于0. 2,形成于淡水沉积还原环境。