冻土层厚度的测定文档格式.docx
《冻土层厚度的测定文档格式.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《冻土层厚度的测定文档格式.docx（10页珍藏版）》请在冰点文库上搜索。
自高纬度向中纬度，多年冻土埋深逐渐增加，厚度不断减小，年平均地温相应升高，由连续多年冻土带过渡为不连续多年冻土带、季节冻土带。
极地区域冻土出露地表，厚达千米以上，年平均地温-15℃；
到北纬60°
附近，冻土厚度百米左右，地温升至-3℃～-5℃；
至北纬约48°
（冻土分布南界），冻土厚仅数米，地温接近0℃（图6－18）。
在我国东北和青藏高原地区，纬度相距一度，冻土厚度相差10～20米，年平均地温差0.5℃～1.5℃。
冻土是指地表至100厘米范围内有永冻土壤温度状况，地表具多边形土或石环等冻融蠕动形态特征的土壤。
本土纲相当于美国土壤系统分类的新成土纲（Entisol）、始成土纲（Inceptisol）、有机土纲（Histosol），联合国土壤分类的始成土（Cambisols）、潜育土（Gleysols）、粗骨土（Regosols）、有机土。
它包括的土类有冰沼土（冰潜育土）和冻漠土。
冰沼土相当于美国系统分类中新成土纲的永冻性的冷冻正常新成土（PergelicCryorthent）和始成土纲的冷冻潮湿始成土（Cryaquepts），有机土纲中部分冷冻有机土。
联合国土壤分类中始成土的冰冻始成土（Geliccambisols）、潜育土中的冰冻潜育土（Gelicgleysols）、粗骨土纲中的冰冻粗骨土（Gelicregosols）、有机土纲（Histosols）中的冰冻有机土（Gelichistosols），所不同的是联合国分类是指在2米深度内有永冻层。
而冻漠土在美国、联合国分类中还没有相应的土类。
而与美国分类的干旱土和联合国分类的钙质土或石膏土有某些近似。
成土条件
（一）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。
（二）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。
（三）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。
成土过程
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，虽然有机质形成数量不多，但在低温嫌气条件下分解缓慢，表层常有泥炭化或半泥炭化的有机质积累。
矿物质也处于还原状态，铁、锰多被还原为低价状态，形成一个黑蓝灰色的潜育层，在高山冻漠土分布区，降水较少，土壤淋溶弱，剖面中往往有石膏、易溶盐和碳酸钙累积，致使土体呈碱性，表土结皮和龟裂等。
总的来说，冻土成土年龄短，处处呈现出原始土壤形成阶段的特征。
冻融作用
冻土地区气温低，土层冻结，降水少，流水、风力和溶蚀等外力作用都不显著，冻融作用则成为冻土地貌发育的最活跃因素。
随着冻土区温度周期性地发生正负变化，冻土层中水分相应地出现相变与迁移，导致岩石的破坏，沉积物受到分选和干扰，冻土层发生变形，产生冻胀、融陷和流变等一系列复杂过程，称为冻融作用。
它包括融冻风化、融冻扰动和融冻泥流作用。
融冻扰动一般发生在多年冻土的活动层内。
当活动层于每年冬季自地表向下冻结时，由于底部永冻层起阻挡作用，结果使其中间尚未冻结的融土层（含水土层），在上下方冻结层的挤压作用下，发生塑性变形，形成各种大小不一，形状各异的融冻褶皱，又称冰卷泥。
融冻泥流是冻土地区最重要的物质运移和地貌作用过程之一。
一般发生在数度至十余度的斜坡上。
当冻土层上部解冻时，融水使主要由细粒土组成的表层物质，达到饱和或过饱和状态，从而使上层土层具有一定的可塑性，在重力的作用下，沿着融冻界面向下缓慢移动，形成融冻泥流，年平均流速一般不足1米。
由于泥流顺坡蠕动时，各层流速不一，表层流速大于下层，所以有时可把泥炭、草皮等卷进活动层剖面中，产生褶皱和圆柱体等构造形态。
冻土地貌
地表层在不同状况下，具有不同的小气候、地形、地质和水分条件，在反复交替的冻融过程中，表现出不同的冰缘作用营力。
（1）与寒冻风化、重力作用有关的冰缘地貌形态
由于节理裂隙中的水分冻结膨胀，致使岩石破裂成岩块，或者因温度变化，使组成岩石的矿物不均一地热胀冷缩，并在内部产生不均匀应力，从而造成岩石破裂和岩块崩落。
这一过程被称为寒冻风化作用。
经寒冻风化作用破碎崩落的岩块、岩屑，有的停留原处，有的经重力作用再搬运而形成不同地貌形态。
石海：
寒冻风化作用产生的大量大小不等的棱角状岩块及岩屑，在地形平缓条件下，大多在原地残留下来，形成碎石覆盖地面，这就是石海。
石海是我国青藏高原、高原西部高山及大兴安岭北部冻土区均有分布。
发育石海不仅要岩石坚脆、节理发育，如花岗岩、石英岩、玄武岩、石灰岩、硬砂岩、板岩等，而且还要有一定的水热条件，既要有一定的水分，同时温度为0℃上下持续波动的时间要长。
显然，年平均气温为0℃的等温线附近具备上述温度条件。
我们知道，年平均气温为0℃的等温线出现的海拔高度，随纬度降低而增高。
因此，石海出现的海拔高度随纬度降低而增高。
如青藏高原北部的昆仑山，现代石海发育在海拔4900～5000米以上的花岗片麻岩山地；
而南部喜马拉雅山地区，现代石海出现在5300～5400米的山顶上。
石流坡（也称岩屑坡）：
石流坡的物质来源及产生与石海大体相似，但二者出现的地貌部位不同。
石海多见于平缓的山顶；
石流坡出现在山坡。
石流坡的岩状、碎屑，除斜坡上经寒冻风化在原地产生外，还有在策略作用下来自山顶的。
这样就决定了石流坡的组成物质是上细下粗，坡上方多是岩屑；
坡下方主要是粗大岩块。
其岩性取决于山顶母岩。
石流坡的休止角一般在25～35度，坡面比较平直。
石流坡是多年冻土地区常见的一种冰缘地貌形态，在大兴安岭和我国西部高山、高原冻土区有广泛分布，几乎到处可见。
石河：
由寒冻风化产生的岩块、岩屑，在重力作用下汇集到斜坡沟槽内，碎石沿沟槽徐徐向下移动，故取名石河。
（2）与冻融分选作用有关的冰缘地貌形态
天然条件下，地表物质常常是粗细混杂的。
由于石块和土的导热性能不同，因此冻结速度也各不一样。
碎石导热率大，则先冻结，水分就先向碎石附近迁移，并于碎石周围形成冰。
水变成冰后体积膨胀，则使碎石产生位移，这样就产生了粗细物质的分异。
久而久之，粗细物质相对集中，呈现出各种形态。
这一过程被称为冻融分选作用，它可以形成下述冰缘地貌形态。
石环：
平缓而又粗细混杂的地表层，经冻融分选作用，使泥土岩屑集中在中间，岩块被排挤到周边，呈多边形或近圆形，形成所谓的石环。
形成石环地段地松散层一定是岩块和泥土粗细混杂；
要有充足的水分条件，含水量一般要在30%以上；
气温在0℃上下波动的持续时间要比较长。
石环常见于河漫滩、洪积扇前缘及山前缓坡地带，因为这些地貌部位常常具备石环形成的条件。
但也有例外，在中天山海拔3850～3950米的古冰斗底部，曾发现直径1～4米的石环群。
为什么石环会在这里出现呢？
据考察，这是因为陡峻的冰斗壁，经长期寒冻风化和雪融作用，在冰斗底部堆积了比较丰富的粗细粒物质。
同时冰斗内存在积雪，就是夏天也有断续积雪。
积雪融化，给石环发育提供了水分条件。
斑土：
形成机制和过程与石环十分近似，地表呈现出岩块、岩屑遍布，泥土呈斑装嵌在碎石之间，格外引人注目。
有人比喻石环与斑土，是一母双胎，同族姐妹；
也人有认为，斑土是石环发育的初级阶段，因此岩块环形显示还不完全。
石条：
常常与岩屑坡同时存在，碎石与细粒物质呈条形相间顺坡排列，登高俯视，宛如田野沟。
它是由于岩屑坡上的碎石经反复冻融及冻融分选使碎石汇集于低处，又经策略作用碎屑顺坡向下延伸而形成的。
冻胀草环：
在地表面构成草皮的多边形或近似圆形，其间裸露，布满岩屑碎石。
中间赤黄，周边碧绿，异彩夺目，是冻土区少见的一种冰缘地貌形态。
目前对它的形成机制和过程还不十分清楚。
人们认为，在草皮破裂处或老鼠洞地点，草皮下部泥土碎石经反复冻融拥出地表形成斑土，斑土继续发展扩大，多个相邻斑土如此发展扩大，最后草皮呈环状排列成草环。
（3）与冻胀作用有关的冰缘地貌形态
土层冻结，其中水分向冻结锋面迁移，产生重分布并变成冰，使原土层体积增大，或使地面抬升的过程，称冻胀作用。
冻胀是造成各类建筑物冻害的主要原因。
当地基土层冻结，体积膨胀，建筑物和外部荷载不能克服地基土层冻结的膨胀力时，基础便被抬起。
由于各侧基础受力不同，建筑物就要产生裂缝、倾斜，严重者甚至倒塌。
与冻胀过程有联系的冰缘地貌形态有冰椎、冰丘（冻胀丘）、冻胀拔石、泥炭丘、冻胀草丘等。
冰丘（也称冻胀丘）：
冬天季节融化层，由上而下和由下而上冻结，因过水断面缩小，冻结层上水处于承压状态；
同时，冻结过程中水向冻结面迁移而产生聚冰层。
随冻结面向下发展，当冻结层上水的压力和冰层膨胀力大于上覆土层强度时，地表就发生隆起，便形成了冰丘。
冻胀丘是我国多年冻土地区经常可以见到的一种冰缘地貌类型。
它常出现于河漫滩、阶地后缘和山麓地带，以及地形转折地段，冻胀丘底部的直径由几米到几十米，高1～2米，有的可达3～5米。
冻胀丘表面经常存在纵横交错的裂缝。
开裂后往往有地下水溢出，这是地下水的压力得到释放，冻胀丘也就不再继续发展。
冻胀丘按存在时间，可分为一年生和多年生。
由冻结层上水补给水的，一般形成一年生冻胀丘；
由深部冻结层下水补给的形成多年生冻胀丘。
一年生冻胀丘，初冬开始隆起，待季节融化层回冻结束，冻胀丘发育成熟，隆起达到顶峰，春天以后逐渐消失，一年生冻胀丘在我国冻土区分布比较普遍，多年生冻胀丘也有出现。
青藏公路62道班的冻胀丘，是多年生冻胀丘的典型代表，也是目前我国已知最大的冰丘。
底部直径为40～50米，高达20米，似座小山。
它高大罕见，在学术界享有盛名。
泥炭丘：
形成机制与冻胀丘相似，不同的是，泥炭丘在形成过程中，水分对聚冰层补给不那么充分，因此泥炭丘冰层较薄而且分散，同时个体也没有冻胀丘那样高大宏伟。
泥炭丘常出现在地表植被茂密的山间谷地、低洼地和扇间洼地等湖沼地带。
冰椎：
在多年冻土地区，有时老远就可以看到银光闪闪的冰体，这就是冰椎。
它的形状、大小变化很大，有的直径2～3米，有的呈现冰坡、冰幔延伸几十米乃至数百米，有时带有几个溢水口。
冰椎在冰土地区分布非常普遍，它们常出现于河漫滩、阶地后缘、洪积扇前缘及山麓地带。
原因是这些地段常有地下水出露。
冬季融化层回冻，地下水压力增大，冲破上覆土层溢出地表，溢出口冰体逐渐增大升高，并呈锥形。
溢水边流边冻，并沿原地下水流路延伸，这样就形成了冰椎。
冰椎对各种建筑物危害很大。
有时，由于路堑边坡截断地下水流，地下水从堑坡上流出，随流随冻，形成堑坡挂冰，甚至冰漫轨道，严重阻塞行车。
有时，人们喜欢将房屋修在坡脚下。
由于房屋基础切断地下水去路，冬天来临大地封冻，而房屋下因取暖而形成融化盘，致使斜坡地下水在此溢出，导致屋内地板冒水。
人们说，这是“水上人家”。
（4）与热融作用有关的冰缘地貌形态
由于天然或人为的因素改变了地表状况，引起季节融化深度加深，导致层状地下冰或高含冰冻土融化，而使地面下陷或改变地表形态的过程被称热融作用。
热融可以形成热融滑塌、热融洼地、热融湖、热融沟等。
热融地貌类型多出现在地下冰发育或含冰量较高的平缓坡地、山间谷地、高平原地带。
热融滑塌：
这种现象最早发现于青藏高原风火山。
养路工人取土修路，使路边斜坡的地下冰层暴露，夏天暴露的冰层融化，使上覆草皮和土层失去支承而塌落下来。
冰层融水稀释塌落物质呈流塑状态，在重力作用下缓缓下滑。
地下冰层继续融化，上边土层再次塌落，并使新的冰层继续露出。
如此往复，经过几个夏天的滑塌，就滑塌到坡顶。
本世纪六十年代初，我国曾有人在风火山一带目睹过热融滑塌发育过程的片断。
7～8月间的十来天，就有一块土层塌落下来，一个夏天塌落了6～7次。
这一过程是由于冰层融化，上覆土层一块一块地塌落的，故取名热融滑塌。
青藏公路其它地段、天山，以及大兴安岭冻土区也曾见过上述现象，但由于地下冰层厚度不大，其规模还不及风火山地区。
热融滑塌垮落的土体呈流塑状态，顺坡向下蠕动，土流常常覆盖路面，阻塞行车，严重地段需采取工程措施进行拦截片。
热融洼地、热融湖：
由于天然或人为因素（铲除草皮、砍伐森林等）的影响，地下冰层融化，使地表沉陷成的负地形，被称为热融洼地；
地下冰层融化，融水渗浸进入或地表水汇聚于洼地，便形成了热融湖。
热融洼地和热融湖在我国多年冻土区有广泛分布，特别是青藏公路沿线的楚马尔河高平原上更为多见。
有人认为，高平原上热融湖的形成，可能与几千年前全球气候转暖，造成冻土上限下降，地下冰层融化有关。
（5）与融冻蠕流作用有关的冰缘地貌形态
由高含冰量细粒土构成的缓坡，在融化季节冻土融化使土层呈流塑状态，并在重力作用下，沿冻土层面顺坡向下缓缓蠕动下滑，这种过程称为冻融蠕作用。
沿坡徐徐蠕动下滑的融土层，依坡度、坡形可形成融冻蠕流阶地、泥石舌、泥流扇等。
融冻蠕流阶地（融冻泥流阶地）：
它常出现在地下冰发育的缓坡上，地面坡度一般为15～20度。
顺直坡面对融冻泥流阶地形成最为有利。
青藏高原风火山地区，这里地表以下是厚2～4米的亚粘土，含冰量大，并且层状地下冰发育，为泥流阶地和泥流舌形成提供了有利的条件。
风火山垭口盆地发育有12级大型融冻泥流阶地，阶面宽5～12米，总长达150多米。
如此多级的大型泥流阶地，在其它冻土区还未见过。
泥流舌、泥流坡坎：
形成过程和产生机制与融冻泥流阶地大致相同。
不同的是泥流舌、泥流坡坎形成的坡度要更大一些，一般在25～30度。
同时，泥流舌及泥流坡坎的发生，除本身在策略作用下徐徐蠕动以外，来自上方坡面的降水表流衡释融土层，也促使它向下流动。
因此，泥流舌的发育过程比融冻蠕流阶地要快，具有一定的突发性，同时分布也比较广泛。
不过，在大兴安岭冻土区，森林植被根系使融化层增强了正体性，对融冻蠕流起了相当的抑制作用。
因此，这里泥流阶地和泥流舌比较少见。
融冻褶皱（冰卷泥）：
在融冻泥流阶地、泥流舌及泥流坡坎的形成过程中，当融化层向下滑动时，靠近冻土界面的融土受到冻土面的粘连，而滑动速度小；
相反，融化层上部受阻力小向下滑动速度较大。
这样，在下滑体速度出现了上快下慢现象，因此下滑融化层产生褶皱变形，故此取各融冻褶皱。
融冻褶皱是融冻蠕流过程中，融化层滑动时结构变形的结果，因此地表面一般不易发现。
只有在融冻泥流阶地、泥流舌及泥流坡坎的剖面上才能看到这种现象。
（6）与寒冻劈裂有关的冰缘地貌形态
冬天，在我国北方，人们经常会看到地面出现一些宽度不等的裂缝，有时纵横交叉，这些裂缝就是由寒冻劈裂作用形成的。
土层在负温条件下体积发生收缩，由于土层在不同深度处的温度不同，而体积变化也不同，因此便产生收缩应力。
在这种应力作用下，土体便会开裂，这一开裂过程被称为寒冻劈裂，也有人称它为冻裂。
寒冻劈裂所产生的裂缝宽度和延长深度和土层的温度梯度、水分状况和成岩程度等有着密切的关系。
以寒冻劈裂为基础，再经反复冻结与融化，便可形成土脉、砂楔、冰楔（脉冰）及冰楔假型。
它们的共同特征是在地面形成多边形裂缝，因此统称多边形构造。
多边形构造的直径大小不等，小者4～5米，大者20～30米，还有更大的。
土脉和砂楔延续深度一般不超过季节融化层；
冰楔和冰楔假型可穿过季节融化层延深到多年冻土层内。
在苏联西伯利亚北部，可以见到长达20～30米的脉体。
土脉和砂楔：
土脉和砂楔是在寒冻劈裂基础上，经反复冻融或者风的堆积作用而形成的，但二者形成的环境有较大的差别。
土脉多在湿冷环境条件下形成。
地表潮湿，季节融化层的含冰量较大；
砂楔多产生在干冷环境条件下，风的作用比较强，季节融化后的含冰量很少。
寒冻劈裂夏天若被水充填，冬天水冻结成冰，便形成了季节性冰楔。
由于水变成冰后体积增大，因此使寒冻劈裂扩宽加深。
春夏季裂缝内冰体融化，部分裂缝空腔被围岩充填，次年冬天，裂缝聚积水又冻结成冰楔，裂缝再次扩宽并往下延深。
如此多年，便形成了土脉。
如地表温度条件无大的波动，土脉延深到季节融化层底部停止了发展。
到目前为止，在我国多年冻土地区正在发展的土脉还没有发现。
不过，已经停止生长的土脉还是很多的。
不仅在多年冻土地区有，而且在广大季节冻土地区也有分布。
例如，近几年通过野外调查，在黄土高原的定边、神池，大同，以及东北的吉林、辽宁北部等地都曾发现过土脉和砂楔。
砂楔的发育过程与土脉不同。
由于它形成在干冷气候环境，风的作用强烈，裂缝内没有水而被砂子育填。
冬天来了，裂缝在收缩应力的作用下，再次开裂，之后又被砂充填，如此反复，便形成了砂楔。
青藏高原近几年发现许多砂楔，有的已停止发展；
有的砂楔中间还存在着裂缝，说明它还在发育成长。
据国外研究，不同的土质在寒冻劈裂时对温度条件要求各不相同。
土质愈粗，含水愈少，则开裂所需的温度愈低。
一般情况下，泥炭土、亚粘土及淤泥质亚砂土，开裂所需的年均地温为-1～-2℃；
粉质亚砂土、粉砂及细砂，开裂所需的年均地温为-2～-4℃；
中粗砂及砂砾，则要在-5～-8℃开裂。
脉冰（冰楔）及冰楔假型：
脉冰是土脉的进一步发展。
当地表温度很低，寒冻劈裂贯入季节融化层以下时，夏天上部季节融化层融水浸入冻土上限以下裂劈，继后冻结成冰。
次年夏天，季节融化层融化，并有融水浸入，经如此反复冻结与融化，脉冰逐渐增宽和向下发展。
在地表温度比较稳定的情况下，脉冰侵入到一定深度时就不再往下发展，此时脉冰发育进入成熟阶段。
有地表松散层逐年堆积的条件下，随土层加积，冻土上限逐渐抬升，脉冰随之向上增长。
在这种情况下，就是地表温度较稳定时，脉冰长度仍要逐年增大。
苏联西伯利亚西部20～30米长的脉块，大多是在地表土层加积条件下形成的。
近年来，曾先后在大兴安岭伊图里河及西昆仑山发现脉块。
它们的个体不大，脉冰上宽0.1～0.3米，延续深度到冻土上限以下1.0米左右。
主要性状
（一）诊断层和诊断特性：
冻土具有永冻土壤温度状况，具有暗色或淡色表层，地表具有多边形土或石环状、条纹状等冻融蠕动形态特征。
（二）形态特征：
土体浅薄，厚度一般不超过50厘米，由于冻土中土壤水分状况差异，反映在具常潮湿土壤水分状况的湿冻土和具干旱土壤水分状况的干冻土两个亚纲的剖面构型上有着明显差异，湿冻土剖面构型为O—Oi—Cg或Oi—Cg型，干冻土为J—Ah—Bz—Ck型，
（三）理化性质：
冻土有机质含量不高，腐殖质含量为10—20克每千克，腐殖质结构简单，70%以上是富里酸，呈酸性或碱性反应，阳离子代换量低，一般为10厘摩尔（+）每千克土左右，土壤粘粒含量少，而且淋失非常微弱，营养元素贫乏。
冻土分类
根据冻土的地理分布，成土过程的差异和诊断特征，可分为冰沼土和冻漠土两个土类。
升级会员 