大小興安嶺多年凍土及其工程地質(zhì)條件

第一章大小興安嶺多年凍土及其工程地質(zhì)條件第一節(jié) 自然地理概況大小興安嶺位于我國東北部，約在東經(jīng)115°?130°、北緯45°?53°之間，G、北、西三面與前蘇聯(lián)、蒙古接壤。大興安嶺主山脈呈北北東?南南西走向，長約1400km。其主要支脈伊勒呼里山自北部向東南方向呈”S”形狀延伸約230km與小興安嶺相連。大小興安嶺山地海拔高度一般在300?1300m,南端最高可達(dá)1700m以上。山地相對高差在分水嶺地段約200?400m；在河谷地段約100一250m。大小興安嶺屬于興安海西褶皺帶。其基本巖性是以巖漿巖類侵人巖和噴出巖為主，其次是變質(zhì)沉積巖。自第三紀(jì)以來，地面長期遭受剝蝕作用，致使地形比較緩和。新構(gòu)造運(yùn)動以緩慢翹起上升運(yùn)動為主。大小興安嶺山地河流發(fā)育，各河支流密集。除呼倫貝爾高原的烏爾遜河、克魯倫河屬于呼倫湖內(nèi)陸河外，全區(qū)較大河流有額爾古納河、嫩江、松花江等，均屬于黑龍江水系。額爾古納河是大興安嶺的西部邊界，全長約900km，其主要支流有海拉爾河、貝爾茨河、根河等。嫩江是大小興安嶺之間的主要河流，大興安嶺東坡或東南坡和小興安嶺南坡或西南坡之所有河流均流人該河水域，如桃兒河、諾敏河、吶漠爾河等。黑龍江為中俄商國界河，是大小興安嶺北部最大河流，上游呼瑪河、額木爾河、盤古河為其最大支流，下游庫爾賓河、遜河、沾河等支流均匯大黑龍江。小興安嶺南坡或東南坡的呼蘭河、湯旺河等則匯入松花江。全區(qū)河流4月中旬至5月中旬解凍，流冰期較短(7—10d)每年10月下旬至11月上旬開始結(jié)冰，并隨之封凍。封凍期達(dá)5一6個(gè)月，冰凍較厚(0?8—3?0m)。組成大小興安嶺的地貌為大小興安嶺山地、呼倫貝爾高原和松嫩平原。大小興安嶺山地的主要特點(diǎn)是山地地形比較發(fā)育。廣泛分布第四紀(jì)沉積物，并有酸性侵入巖和噴出巖存在。殘積層分布在山頂與山坡地帶，厚約2m。主要物質(zhì)成分為碎石夾黏砂土、碎石、礫石等。殘坡積層分布在山麓和山間洼地較多，厚約2一3m，由沼澤土、角礫砂黏土、碎礫石土等物質(zhì)組成。沖積層多分布在河谷地帶，洪積層多分布在山前溝口地帶。其主要物質(zhì)成分為卵石、砂礫石以及砂層或砂黏土的透鏡體等。大/興安嶺山地的植被多為原始森林、喬木及部分次生林等。呼倫貝爾高原上丘陵平原地形發(fā)育。它的周圍為丘陵山地，中部海拉爾臺地構(gòu)成了呼倫貝爾高原的主體。第四紀(jì)松軟巖層分布廠泛。在伊敏河右岸為廣闊的大草原。松嫩沖積平原河網(wǎng)密集，其地層主要為第四紀(jì)沖積、洪積物。植被除次生林外主要是農(nóng)作物。大小興安嶺多年凍土地區(qū)水文地質(zhì)條件比較復(fù)雜，地下水的分布、埋藏和循環(huán)，主要受地質(zhì)構(gòu)造、地貌、氣候和巖性等因素的影響。同時(shí)由于本區(qū)地處多年凍土區(qū)的南緣，凍土的分布對水文地質(zhì)條件的變化影響也很大。大小興安嶺屬于高緯度大陸性氣候。北受西伯利亞寒流控制，西受蒙古高壓氣流影響，東部小興安嶺在一定程度上阻礙著海洋氣候的對流作用。所以，本區(qū)具有氣候嚴(yán)寒、冬季特長、夏季極短的特點(diǎn)。若以候溫高于22C為夏季則夏季只有6一30d;低于10C為冬季其冬季長達(dá)210一250d。全年氣溫1月最低，7月最高。氣溫從南向北逐漸降低，充分體現(xiàn)了氣溫的緯度分帶性。但是，海拔高度又使某些地區(qū)的氣溫帶有垂直分帶的特點(diǎn)。如興安（海拔982-1m）和博克圖（海拔738?7m）緯度相近，相距僅2Okm，但由于海拔高度相差250m，其年平均氣溫相差甚多（分別為-3?3C與-1?1C）。相反，阿爾山與牙克石雖然相距甚遠(yuǎn)，可是海拔高度和緯度相近，因而其年平均氣溫卻非常接近（分別為-3-3C與-2?8C），足見海拔高度對氣溫的影響不容忽視。大小興安嶺年降水量一般不超過500mm，主要集中在6、7、8三個(gè)月，占全年降水量的60%一80%;9月末至翌年5月上旬為降雪期，自南向北積雪逐漸增厚（5—3Scm）。該區(qū)年蒸發(fā)量遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于降水量，全年總蒸發(fā)量一般都大于1000mm，5一7三個(gè)月蒸發(fā)量最大，約占全年總蒸發(fā)量的50%左右。全年日照總時(shí)數(shù)為2400—2900h，5、6、7、8四個(gè)月日照最強(qiáng)，11、12、1三個(gè)月日照最弱。以上各種自然條件影響著大小興安嶺多年凍土的穩(wěn)定與發(fā)展。在多年凍土南界如嫩江至加格達(dá)奇一帶，由于人類活動頻繁導(dǎo)致多年凍土的上限下降，厚度減薄，多年凍土逐年退化。第二節(jié)大小興安嶺多年凍土的基本特征一、多年凍土的定義及其平面分布（一）多年凍土的定義凡溫度為負(fù)溫或零溫，并含有冰的各種土均稱為凍土。如果土中只有負(fù)溫度而不含冰時(shí)則稱為寒土。冬季凍結(jié)、夏季全部融化的土層稱為季節(jié)凍土，季節(jié)凍結(jié)層又稱季節(jié)作用層、活動層。凍結(jié)狀態(tài)持續(xù)2年以上的土層稱為多年凍土。多年凍土地區(qū)的表層土夏季融化，冬季凍結(jié)，所以是季節(jié)凍土。根據(jù)其與下伏多年凍土的關(guān)系又可分為:季節(jié)凍結(jié)層一一夏季融化，冬季凍結(jié)時(shí)不與多年凍土層銜接或其下為融土層;季節(jié)融化層一一夏季融化，冬季凍結(jié)時(shí)與多年凍土完全銜接的土層。不銜接多年凍土屬于前者;銜接多年凍土屬于后者。多年凍土的分布一般是受地理緯度和海拔高度控制的，前者稱為高緯度多年凍土，后者稱為高海拔多年凍土。東北大小興安嶺地區(qū)的多年凍土屬于高緯度多年凍土，這里一年內(nèi)有8—9個(gè)月冰凍期，隨著緯度的增高多年凍土的分布面積也逐步增大。20世紀(jì)70年代后期，由中國科學(xué)院冰川凍土沙漠研究所、牙克石林業(yè)設(shè)計(jì)院、鐵道部第三勘測設(shè)計(jì)院（以下簡稱鐵三院）共同組建調(diào)查組，在多年工程地質(zhì)勘察和長期觀測的基礎(chǔ)上，對大小興安嶺多年凍土地區(qū)進(jìn)行了大面積的調(diào)查，并首次編制了《東北大小興安嶺多年凍土分區(qū)圖》，填補(bǔ)大小興安嶺多年凍土分區(qū)圖的空白。如圖1一1及表1一1。原圖中的三個(gè)凍土分帶為大片連續(xù)多年凍土帶、島狀融區(qū)多年凍土帶和島狀多年凍土帶，分別相當(dāng)于圖1一1及表1一1中的不連續(xù)多年凍土帶、大片島狀多年凍土帶及零星島狀多年凍土帶。據(jù)調(diào)查統(tǒng)計(jì)，大小興安嶺80%以上隧道無多年凍土，大中橋河床下也多無多年凍土，小橋涵溝床半數(shù)以上為非多年凍土，這證明大小興安嶺不存在大片連續(xù)多年凍土。多年來的勘察與20世紀(jì)50年代大小興安嶺3個(gè)觀測區(qū)的觀測資料表明，自北向南多年凍土由大興安嶺西北部（包括牙林線）的不連續(xù)多年凍土帶過渡到大興安嶺東南部及整個(gè)小興安嶺大片島狀多年凍土帶（包括嫩林線）以致最南端的零星島狀多年凍土帶，其多年凍土面積逐漸減少，充分體現(xiàn)了多年凍土的緯度分帶性。二、多年凍土的厚度及其剖面分布（一）多年凍土的厚度在多年凍土地區(qū)，地表以下的一定深度內(nèi)，每年夏季融化，冬季凍結(jié)，諒層稱為季節(jié)融化層。在該深度以下的土則終年處于凍結(jié)狀態(tài)，稱為多年凍土。這一深度稱為季節(jié)融化層底板或多年凍土上限。從地表到這一深度的距離即為季節(jié)融化層厚度或多年凍土上限的埋深。多年凍土層的底部稱作多年凍土下限，下限處的地溫值為OC。下限以上為多年凍土萬以下為融土。上限和下限之間的距離稱為多年凍土厚度。多年凍土厚度是多年凍土的重要標(biāo)志之一，它反映著凍土的發(fā)育程度。凍土層的厚度對評價(jià)建筑物地基穩(wěn)定性有著重要意義，是進(jìn)行各類型建筑地層基礎(chǔ)設(shè)計(jì)不可缺少的依據(jù)。（二）多年凍土的剖面分布在大小興安嶺地區(qū)，多年凍土層的厚度和面積一樣，同樣受緯度地帶性制約。由凍土南界往北，隨著緯度增高，凍土溫度降低，多年凍土平面分布面積增大，其厚度亦逐漸增大。有人作過粗略計(jì)算；大約每向北推進(jìn)100km（約1個(gè)緯度），凍土厚度增加10—l5m。最薄的多年凍土層存在于零星島狀多年凍土帶的南界附近，一般僅幾米至十幾米。以上多年凍土厚度可概括的構(gòu)成了多年凍土在剖面上的分布圖（圖1一2）。表1一2是東北多年凍土地區(qū)臨近南界附近的一些地點(diǎn)的凍土厚度情況。圖1一2大小興安嶺多年凍土剖面分布規(guī)律示意圖最厚的多年凍土層分布于大興安嶺最北部的不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)，一般為40—70m。在背陽的山間谷底生長塔頭草或厚層苔薛的沼澤中和低級階地上，多年凍土厚度可超過100m。在北緯52。27〃一53。03'，東經(jīng)121。52〃一122。04'的漠河縣霍拉河盆地中，實(shí)測到的凍土最大厚度為120m。表1一3是大興安嶺不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)一些地點(diǎn)的多年凍土下限資料：大小興安嶺多年凍土南界附近一些地點(diǎn)凍土厚度表1一2注本表中阿爾山地區(qū)、大楊樹、蔡家崗、烏拉嘎的厚度引自《大小興安嶺多年凍土南界考察報(bào)告》。1974年10月牙克石林業(yè)設(shè)計(jì)院等。大興安嶺不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)一些地點(diǎn)的多年凍土下限資料?表1一3注表中數(shù)據(jù)阿木爾為鐵道部第三勘測設(shè)計(jì)院資料；古蓮為黑龍江林業(yè)設(shè)計(jì)院資料;古蓮煤礦5咱《大興安嶺JE部霍拉河盆地地質(zhì)構(gòu)造在凍土形成+的作用》一文，見《％」1凍土》1989年11卷第三期。其他資料均引自（大興安嶺多年凍土特征探討》一文，見1976年牙克石林業(yè)設(shè)計(jì)院《林業(yè)科研與設(shè)計(jì)》第一期。雖然多年凍土層厚度變化的總規(guī)律是由南界往北隨緯度增高逐漸增大，但由于還受到地質(zhì)地理因素的影響，亦存在著緯度高處的凍土厚度反而較緯度低處薄的現(xiàn)象。即使在同一谷地里，由于地貌、巖性、植被、地質(zhì)構(gòu)造、地表水、地下水、坡向等條件的差異，亦會使多年凍土層的厚度有較大的變化。其另一種規(guī)律是:最厚的多年凍土層均分布在溝谷底部或盆地中心植被覆蓋良好的沼澤中。向邊緣厚度明顯變薄，向陽山坡凍土多已消失。構(gòu)造裂隙發(fā)育、富含地下水的地段凍土厚度薄。例如古蓮煤礦霍拉河盆地內(nèi)，由于三組斷裂構(gòu)造使盆地東、西兩部分的凍土厚度差別甚大（見表1一3）。分布在大中河流漫灘的多年凍土層，其厚度一般郡很薄，無論在島狀多年凍土帶還是不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)均是如此。其特點(diǎn)是多年凍土下限上升明顯，上限相對下降較小，使凍土高懸于全新世沖積層中。這顯然是凍土受到由河水補(bǔ)給的地下水的熱作用產(chǎn)生融化所致，與因氣候或人為活動影響而造成的上限下降明顯不同。如表1一4所示。大小興安嶺一些地點(diǎn)河沒難上多年凍土上限及下限 表1一4注表中島狀多年凍土帶資料引自《大小興安嶺多年凍土南界考察報(bào)告》，牙克石林業(yè)設(shè)計(jì)院等，1974年10月。但就不同凍土帶的同一橫斷面而言，在零星島狀多年凍土帶內(nèi)，自河漫灘向一級階地高處的保溫良好地段有小塊薄層凍土，向上方高處的山前緩坡以至山坡、分水嶺上，多年凍土大都均己尖滅消失。而在不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)，自河漫灘向一級階地多年凍土厚度逐漸加大。向高處其凍土厚度變化因地形、坡向、巖性、地質(zhì)構(gòu)造、植被、地表水、地下水等多種因素的綜合影響而異，與零星島狀多年凍土帶內(nèi)明顯不同。在大興安嶺南部的阿爾山地區(qū)，因其受海拔高度（1000—1300m）控制，多年凍土厚度變化略具一些垂直分帶的特點(diǎn)。河谷海拔高度在800m左右的五義溝、白狼一帶多年凍土厚0?2—0?3m。阿爾山、伊爾施地區(qū)河谷底部海拔高度1000一1100m，多年凍土厚度2一3m。天池至興安林場一帶海拔1100一12叨m，多年凍土層厚度達(dá)2Om左右。其厚度增加明顯與海拔增高有關(guān)。三、多年凍土的溫度（一）年平均地溫地溫是多年凍土層的重要表征。一般以多年凍土的年平均地溫值的高低作為標(biāo)志，用以評價(jià)多年凍土的穩(wěn)定狀態(tài)，研究多年凍土的存在條件、發(fā)展趨勢以及作為各種工程建筑物地基基礎(chǔ)設(shè)計(jì)的重要參數(shù)。眾所周知，氣溫在一年中是逐月變化的，同樣在一定深度以上的多年凍土層中的溫度也是逐月變化的。我門把某一深度處地溫一年中變化幅度的一半稱為地溫年較差。圖1一3中Al和Az分別表示深度為21和22處的地溫年較差值。地溫年較差值在地表最大，隨著深度加大而減小，至某一深度其值等于0，該深度稱為地溫年變化深度（圖1一3中&點(diǎn)所在深度切）?？梢哉J(rèn)為在地溫年變化深度以下的地溫一年中不發(fā)生變化，而進(jìn)行著多年變化。它受長周期氣候波動和來自地下深處的地中熱流控制。在東北多年凍土地區(qū)，地溫年變化深度一般在12—18m左右，以14一15m居多。地溫年變化深度處的地溫值稱作年平均地溫。圖1一3中以叨表示。在多年凍土地區(qū)叨為負(fù)值，其值愈低，表明多年凍土穩(wěn)定性愈大，厚度愈厚。表1一5是東北大興安嶺地區(qū)一些 人地點(diǎn)的多年凍土層的年平均地溫。由表1一5可知，多年凍土層年平均地溫變化總的規(guī)律是自南界往北，隨著緯度的增加而逐漸降低。有人作過粗略計(jì)算，大約每向北推進(jìn)100km（約1個(gè)緯度），凍土溫度下降0?5C。但是在同一地方的不同地形部位，因?yàn)槭苤脖弧r性、地表水、坡向等地質(zhì)地理因素綜合影響的結(jié)果，年平均地溫值有高有低明顯不同，表明在多年凍土地區(qū)，凍土層的溫度變化極大。而且都是低處的凍土溫度低于高處。一般是谷底凍土溫度最低，這是又一種規(guī)律。（二）影響地溫變化的因素1?氣溫地表面與大氣通過各種熱傳導(dǎo)方式，進(jìn)行著一系列的熱量交換過程。盡管地表與大氣間的熱交換過程十分復(fù)雜，但最終表現(xiàn)為地表的吸熱與散熱。因此地溫的變化與氣溫有著密切的聯(lián)系，氣溫是影響地溫變化的主要因素。這可以從多年凍土地區(qū)的年平均氣溫來說明問題：多年凍土地區(qū)的年平均氣溫對多年凍土的分布、多年凍土層的厚度及年平均地溫起制約作用。本地區(qū)愈向西北方向氣溫愈低，多年凍土的分布面積愈廠，厚度愈大，年平均地溫愈低。從多年凍土分帶來看，在不連續(xù)多年凍土帶（1帶），年平均氣溫低于-5?0C，年平均地溫一般為-1?5一-4?2C。在大片島狀多年凍土帶（D帶），年平均氣溫在-5?0—-3?0C之間，年平均地溫一般在-0?5一-1?5C。在零星島狀多年凍土帶（皿帶），年平均氣溫在-3。一OC之間，年平均地溫一般在0一-1?OC之間。同時(shí)從多年凍土的自然南界位置與年平均氣溫OC等值線相比較，兩者大致吻合。上述情況從大區(qū)域范圍內(nèi)說明了氣溫對多年凍土地溫的影響。 2?大區(qū)域內(nèi)山脈的影響大興安嶺山脈走向略呈南北向，將大興安嶺分割為嶺西嶺東兩部分。由于山脈走向與熱帶太平洋氣團(tuán)運(yùn)行方向適相正交，阻礙了海洋對內(nèi)陸的影響，造成嶺西嶺東氣溫降水方面的差別。西北吹來的冷空氣受大興安嶺山脈的阻擋，在嶺西形成冷空氣堆積，形成一個(gè)寒冷區(qū)。嶺上則由于地勢的增高而溫度降低，亦形成一個(gè)寒冷區(qū)，同屬北溫帶氣候。嶺東由于氣流受山脈的影響，氣溫比嶺西、嶺上偏高，降水偏多，屬中溫帶氣候。使多年凍土在嶺西遠(yuǎn)較嶺東為發(fā)育，反映在地溫上亦有明顯差異，嶺西凍土的年平均地溫，一般均較嶺東為低。3?地區(qū)性地質(zhì)地理因素地區(qū)性地質(zhì)地理因素（小地形、植物特征、地面特征和雪蓋等）可以影響地面以上0—2m氣層的溫度變化，形成所謂小氣候，由此對多年凍土地溫產(chǎn)生影響。鐵道第三勘察設(shè)計(jì)院凍土隊(duì)在阿木爾進(jìn)行了大斷面的地溫觀測，如圖1一4一圖1一6所示。剖面上的測溫資料表明:最低的地溫存在于保溫良好的溝底澤凍土中，而且多年凍土上限淺、厚度大，并往往伴生有厚層地下冰。陰坡一側(cè)均有多年凍土，但凍土負(fù)溫相對較高。向陽山坡一般無多年凍土，地溫值最高，多為正溫。鄰近陽坡腳下山前緩坡靠近山坡的部分一般無多年凍土，但地溫逐漸降低，向OC過渡。往溝底方向的中下部地溫從OC進(jìn)一步降低，由融區(qū)轉(zhuǎn)為多年凍土區(qū)，溫度趨向溝底部的最低負(fù)溫值。滿歸北白馬坎地溫觀測資料也取得同樣結(jié)論。其結(jié)論是溝谷洼地中的凍土地溫最低。大小興安嶺多年凍土地區(qū)的凍土溫度在谷底處低于高處，這是一系列地質(zhì)地理因素影響的結(jié)果。其中逆溫層的廣泛分布是重要原因，逆溫的存在使低處比高處氣溫低（每升高100m氣溫約升高0?5—1?0C）。其次溝谷底部多為沼澤濕地，植被茂密，泥炭層厚，有利于凍土的保存。年長日久，就表現(xiàn)出谷底凍土溫度最低。就是在同一谷地內(nèi)，因植被的茂密稀疏、表層泥炭的厚薄、沼澤化程度的不同以及巖性與含冰量等方面的差別，凍土的溫度在不同地段也不一致，甚至有較大的變化。如圖1一7中三個(gè)測溫孔相距僅120m左右，但凍土年平均地溫卻從-4-2C變化到-1-9C，相差很大。4?河流大興安嶺嫩林線、牙林線的地質(zhì)勘探資料表明:在大河流的底部均末發(fā)現(xiàn)多年凍土，中小河流底部則往往有多年凍土，但其埋深要較兩岸為大;一般小水溝下則普遍有多年凍土存在，其埋深稍深于兩岸。上述情況是由于河流流水的熱作用使周圍土壤增溫造成的。顯然其熱作用的強(qiáng)弱視河水流量大小，水溫高低和流速快慢而異。黑龍江、呼瑪河、額木爾河、激流河、塔河、大林河、甘河等大河流河床底下都沒有多年凍土。這是由于大河流河床底部砂卵石層普遍較厚，透水性強(qiáng)，導(dǎo)熱性能好，河水的熱作用可以往下傳遞得很深0。例如黑龍江在冬季江面封凍，冰厚1?5—2?0m的情況下，河床底部的年平均地溫仍為+2?0一+3?0C。河床下100m末見多年凍土。大河河水的熱作用，不僅影響河床底部的溫度，亦影響著兩岸岸邊一定范圍內(nèi)的地溫。如位于不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)鄰近額木爾河岸密林中的朝陣凍土試驗(yàn)站內(nèi)，測得的年平均地溫為-1?1C。位于大片島狀多年凍土帶內(nèi)的塔河以北的塔豐占其馬里河邊的凍土年平均地溫為-0?3C,都明顯是受到河水熱作用側(cè)向影響的結(jié)果。小水溝的流量很小，流水期短，水溫亦低。因此其攜帶的熱量少，熱作用弱。故對多年凍土的地溫影響亦小。5?人為活動建國以來，隨著社會主義建設(shè)事業(yè)的日益發(fā)展，過去荒無人煙的大小興安嶺林區(qū)，已經(jīng)廠為開發(fā)，出現(xiàn)了一座座新的城鎮(zhèn)，林區(qū)人口逐年增加。公路、鐵路向林區(qū)腹部延伸，工業(yè)與民用建筑日益增多。毀林開荒。興修水利、森林采伐、礦床開采等等廣泛的人為活動，導(dǎo)致了多年凍土層地溫升高。在多年凍土南界附近的小塊島狀凍土區(qū)，由于凍土溫度高(0—-1?0C)、厚度薄(一般只有幾米至十幾米)，而人為活動開始時(shí)間早，作用強(qiáng)度大，因此地溫的升高更為明顯。主要表現(xiàn)為凍土島的縮小和消失。例如，南界附近的牙克石、加格達(dá)奇、大楊樹等，在50年代初城鎮(zhèn)開始興建時(shí)，普遍發(fā)現(xiàn)有凍土島，經(jīng)過30一50年的人為活動，所及范圍內(nèi)有些凍土島已消退殆盡。凍土地溫變化的幅度和影響范圍，顯然與人為活動的深度與廣度密切相關(guān)。其中影響最大的是工業(yè)和民用采暖建筑。觀測資料表明，取暖房屋下面不僅凍土形成融化盤，而且融化盤之下的地溫逐年升高。例如阿木爾一片天然凍土場地，在1975年11月測得10m深處的地溫為-3-7C;1976年10月在其上建成一幢民用采暖房屋，并開始使用后，地溫逐年升高；1978年11月已上升至-2.5C。3年內(nèi)地溫升高1-2C,見圖1一8。據(jù)觀測，不僅采暖房屋下的地溫升高，而且居民建筑群間的天然場地下凍土地溫也有明顯升高。例如滿歸林業(yè)局民用住宅間的一觀測場，1973年10月測得凍土年平均地溫為-1-9C;1978年地溫上升到-1?2C,見圖1一9。（三）多年凍土層內(nèi)地溫沿深度的變化多年凍土層溫度沿深度的變化，可以年變化深度為界，劃分為年變化深度內(nèi)的地溫及年變化深度以下的地溫。前者受氣溫控制，其規(guī)律為:地溫的變化隨著深度增加，氣溫的影響逐漸減弱，地溫變化幅度逐漸變小，到年變化深度處，其變化幅度為0。一般可劃分為:溫度日變化帶、正負(fù)溫交替年變化帶和多年凍土層內(nèi)負(fù)溫年變化帶。1?溫度日變化帶該帶地溫變化受氣溫直接影響，隨每日氣溫升降而升降。愈接近地面，影響愈明顯，地溫的變化幅度愈大。在寒冷季節(jié)溫差值大。2?正負(fù)溫交替年變化帶這一深度為自溫度日變化帶以下到多年凍土層的最大季節(jié)融化深度，其特點(diǎn)為：（1）最大季節(jié)融化深度（OC線到達(dá)最深時(shí)）出現(xiàn)的時(shí)間一般在9月底到10月中上旬。在此時(shí)間內(nèi)地溫全部為正溫。此后隨著氣溫逐漸下降，OC線自上而下、自下而上雙向移動，一般在12月，下降酌OC線與上升的OC線相匯合，季節(jié)融化層全部凍結(jié)，地溫全部轉(zhuǎn)為負(fù)溫，如圖1一10所示。但在北部不連續(xù)多年凍土帶內(nèi)多年凍土上限很淺的（之0?8m）沼澤厚層地下冰地段，達(dá)到最大季節(jié)融化深度的時(shí)間較一般多年凍土地段要早1個(gè)月左右，即從8月上旬起OC線已基本不再下降，地中熱平衡時(shí)間長達(dá)2個(gè)半月左右。其回凍時(shí)間亦短于一般多年凍土地段。從10月中旬開始回凍，到10月下旬或11月上旬，季節(jié)融化層即全部凍結(jié)，見圖1一11。圖1一11勁濤凍土試驗(yàn)站厚層地下冰地段 地溫隨深度和時(shí)間的變化愈往深處，地溫隨氣溫變化的滯后時(shí)間就間隔愈久。年最高地溫出現(xiàn)時(shí)間；0?5—1?0m深時(shí)在8月，較氣溫滯后1個(gè)月左右；1?5—2?0m