1、第一章 大小兴安岭多年冻土及其工程地质条件第一节 自然地理概况大小兴安岭位于我国东北部，约在东经 115130、北纬4553之间，G、北、西三面与前苏联、蒙古接壤。大兴安岭主山脉呈北北东南南西走向，长约 140Okm。其主要支脉伊勒呼里山 自北部向东南方向呈”S”形状延伸约 23Okm 与小兴安岭相连。大小兴安岭山地海拔高度一般在 3001300m，南端最高可达 1700m 以上。山地相对高差在分水岭地段约 200400m；在河谷地段约 100 一 250m。大小兴安岭属于兴安海西褶皱带。其基本岩性是以岩浆岩类侵人岩和喷出岩为主，其次是变质沉积岩。自第三纪以来，地面长期遭受剥蚀作用，致使地形比
2、较缓和。新构造运动以缓慢翘起上升运动为主。大小兴安岭山地河流发育，各河支流密集。除呼伦贝尔高原的乌尔逊河、克鲁伦河属于呼伦湖内陆河外，全区较大河流有额尔古纳河、嫩江、松花江等，均属于黑龙江水系。额尔古纳河是大兴安岭的西部边界，全长约9OOkm，其主要支流有海拉尔河、贝尔茨河、根河等。嫩江是大小兴安岭之间的主要河流，大兴安岭东坡或东南坡和小兴安岭南坡或西南坡之所有河流均流人该河水域，如桃儿河、诺敏河、呐漠尔河等。黑龙江为中俄商国界河，是大小兴安岭北部最大河流，上游呼玛河、额木尔河、盘古河为其最大支流，下游库尔宾河、逊河、沾河等支流均汇大黑龙江。小兴安岭南坡或东南坡的呼兰河、汤旺河等则汇入松花江。
3、全区河流 4 月中旬至 5 月中旬解冻，流冰期较短(7 一 10d)每年 10 月下旬至 11 月上旬开始结冰，并随之封冻。封冻期达 5 一 6 个月，冰冻较厚(08 一 30m)。组成大小兴安岭的地貌为大小兴安岭山地、呼伦贝尔高原和松嫩平原。大小兴安岭山地的主要特点是山地地形比较发育。广泛分布第四纪沉积物，并有酸性侵入岩和喷出岩存在。残积层分布在山顶与山坡地带，厚约2m。主要物质成分为碎石夹黏砂土、碎石、砾石等。残坡积层分布在山麓和山间洼地较多，厚约 2 一 3m，由 沼泽土、角砾砂黏土、碎砾石土等物质组成。冲积层多分布在河谷地带，洪积层多分布在山前沟口地带。其主要物质成分为卵石、砂砾石以及
4、砂层或砂黏土的透镜体等。大/兴安岭山地的植被多为原始森林、乔木及部分次生林等。呼伦贝尔高原上丘陵平原地形发育。它的周围为丘陵山地，中部海拉尔台地构成了呼伦贝尔高原的主体。第四纪松软岩层分布厂泛。在伊敏河右岸为广阔的大草原。松嫩冲积平原河网密集，其地层主要为第四纪冲积、洪积物。植被除次生林外主要是农作物。大小兴安岭多年冻土地区水文地质条件比较复杂，地下水的分布、埋藏和循环，主要受地质构造、地貌、气候和岩性等因素的影响。同时由于本区地处多年冻土区的南缘，冻土的分布对水文地质条件的变化影响也很大。大小兴安岭属于高纬度大陆性气候。北受西伯利亚寒流控制，西受蒙古高压气流影响，东部小兴安岭在一定程度上阻碍
5、着海洋气候的对流作用。所以，本区具有气候严寒、冬季特长、夏季极短的特点。若以候温高于 22C 为夏季则夏季只有 6 一 30d;低于 10C 为冬季其冬季长达 210 一 250d。全年气温 1 月最低，7 月最高。气温从南向北逐渐降低，充分体现了气温的纬度分带性。但是，海拔高度又使某些地区的气温带有垂直分带的特点。如兴安(海拔 9821m)和博克图(海拔 7387m)纬度相近，相距仅 2Okm，但由于海拔高度相差 250m，其年平均气温相差甚多(分别为-33C 与-11C)。相反，阿尔山与牙克石虽然相距甚远，可是海拔高度和纬度相近，因而其年平均气温却非常接近(分别为 -33C 与-28C)，
6、足见海拔高度对气温的影响不容忽视。大小兴安岭年降水量一般不超过 500mm，主要集中在 6、7、8 三个月，占全年降水量的 60%一 80%;9 月末至翌年 5 月上旬为降 雪期，自南向北积雪逐渐增厚(5 一 3Scm)。该区年蒸发量远远大于降水量，全年总蒸发量一般都大于 1000mm，5 一7 三个月蒸发量最大，约占全年总蒸发量的 50%左右。全年日照总时数为 2400 一 2900h，5、6、7、8 四个月日照最强，11、12、1 三个月日照最弱。以上各种自然条件影响着大小兴安岭多年冻土的稳定与发展。在多年冻土南界如嫩江至加格达奇一带，由于人类活动频繁导致多年冻土的上限下降，厚度减薄，多年
7、冻土逐年退化。第二节 大小兴安岭多年冻土的基本特征一、多年冻土的定义及其平面分布(一)多年冻土的定义凡温度为负温或零温，并含有冰的各种土均称为冻土。如果土中只有负温度而不含冰时则称为寒土。冬季冻结、夏季全部融化的土层称为季节冻土，季节冻结层又称季节作用层、活动层。冻结状态持续 2 年以上的土层称为多年冻土。多年冻土地区的表层土夏季融化，冬季冻结，所以是季节冻土。根据其与下伏多年冻土的关系又可分为:季节冻结层一一夏季融化，冬季冻结时不与多年冻土层衔接或其下为融土层;季节融化层一一夏季融化，冬季冻结时与多年冻土完全衔接的土层。不衔接多年冻土属于前者;衔接多年冻土属于后者。多年冻土的分布一般是受地理
8、纬度和海拔高度控制的，前者称为高纬度多年冻土，后者称为高海拔多年冻土。东北大小兴安岭地区的多年冻土属于高纬度多年冻土，这里一年内有 8 一 9 个月冰冻期，随着纬度的增高多年冻土的分布面积也逐步增大。20 世纪 70 年代后期，由中国科学院冰川冻土沙漠研究所、牙克石林业设计院、铁道部第三勘测设计院(以下简称铁三院)共同组建调查组，在多年工程地质勘察和长期观测的基础上，对大小兴安岭多年冻土地区进行了大面积的调查，并首次编制了东北大小兴安岭多年冻土分区图 ，填补大小兴安岭多年冻土分区图的空白。如图 1 一 1 及表 1 一1。原图中的三个冻土分带为大片连续多年冻土带、岛状融区多年冻土带和岛状多年冻
9、土带，分别相当于图 1 一 1 及表 1 一 1 中的不连续多年冻土带、大片岛状多年冻土带及零星岛状多年冻土带。据调查统计，大小兴安岭 80%以上隧道无多年冻土，大中桥河床下也多无多年冻土，小桥涵沟床半数以上为非多年冻土，这证明大小兴安岭不存在大片连续多年冻土。多年来的勘察与 20 世纪 50 年代大小兴安岭 3 个观测区的观测资料表明，自北向南多年冻土由大兴安岭西北部(包括牙林线)的不连续多年冻土带过渡到大兴安岭东南部及整个小兴安岭大片岛状多年冻土带(包括嫩林线)以致最南端的零星岛状多年冻土带，其多年冻土面积逐渐减少，充分体现了多年冻土的纬度分带性。二、多年冻土的厚度及其剖面分布(一)多年冻
10、土的厚度在多年冻土地区，地表以下的一定深度内，每年夏季融化，冬季冻结，谅层称为季节融化层。在该深度以下的土则终年处于冻结状态，称为多年冻土。这一深度称为季节融化层底板或多年冻土上限。从地表到这一深度的距离即为季节融化层厚度或多年冻土上限的埋深。多年冻土层的底部称作多年冻土下限，下限处的地温值为 OC。下限以上为多年冻土万以下为融土。上限和下限之间的距离称为多年冻土厚度。多年冻土厚度是多年冻土的重要标志之一，它反映着冻土的发育程度。冻土层的厚度对评价建筑物地基稳定性有着重要意义，是进行各类型建筑地层基础设计不可缺少的依据。(二)多年冻土的剖面分布在大小兴安岭地区，多年冻土层的厚度和面积一样，同样
11、受纬度地带性制约。由冻土南界往北，随着纬度增高，冻土温度降低，多年冻土平面分布面积增大，其厚度亦逐渐增大。有人作过粗略计算;大约每向北推进100km(约 1 个纬度)，冻土厚度增加 10 一 l5m。最薄的多年冻土层存在于零星岛状多年冻土带的南界附近，一般仅几米至十几米。以上多年冻土厚度可概括的构成了多年冻土在剖面上的分布图(图 1 一 2)。表 1 一 2 是东北多年冻土地区临近南界附近的一些地点的冻土厚度情况。图 1 一 2 大小兴安岭多年冻土剖面分布规律示意图最厚的多年冻土层分布于大兴安岭最北部的不连续多年冻土带内，一般为 40 一 70m。在背阳的山间谷底生长塔头草或厚层苔薛的沼泽中和
12、低级阶地上，多年冻土厚度可超过 100m。在北纬 52。27“一 53。03，东经 121。52“一 122。04的漠河县霍拉河盆地中，实测到的冻土最大厚度为 120m。表 1一 3 是大兴安岭不连续多年冻土带内一些地点的多年冻土下限资料:大小兴安岭多年冻土南界附近一些地点冻土厚度 表 1 一 2注 本表中阿尔山地区、大杨树、蔡家岗、乌拉嘎的厚度引自大小兴安岭多年冻土南界考察报告 。1974 年 10 月牙克石林业设计院等。大兴安岭不连续多年冻土带内一些地点的多年冻土下限资料表 1 一 3注 表中数据阿木尔为铁道部第三勘测设计院资料;古莲为黑龙江林业设计院资料;古莲煤矿 5 咱大兴安岭 JE
13、部霍拉河盆地地质构造在冻土形成+的作用一文，见%1 冻土1989 年 11 卷第三期。其他资料均引自(大兴安岭多年冻土特征探讨一文，见 1976 年牙克石林业设计院林业科研与设计第一期。虽然多年冻土层厚度变化的总规律是由南界往北随纬度增高逐渐增大，但由于还受到地质地理因素的影响，亦存在着纬度高处的冻土厚度反而较纬度低处薄的现象。即使在同一谷地里，由于地貌、岩性、植被、地质构造、地表水、地下水、坡向等条件的差异，亦会使多年冻土层的厚度有较大的变化。其另一种规律是:最厚的多年冻土层均分布在沟谷底部或盆地中心植被覆盖良好的沼泽中。向边缘厚度明显变薄，向阳山坡冻土多已消失。构造裂隙发育、富含地下水的地
14、段冻土厚度薄。例如古莲煤矿霍拉河盆地内，由于三组断裂构造使盆地东、西两部分的冻土厚度差别甚大(见表 1 一 3)。分布在大中河流漫滩的多年冻土层，其厚度一般郡很薄，无论在岛状多年冻土带还是不连续多年冻土带内均是如此。其特点是多年冻土下限上升明显，上限相对下降较小，使冻土高悬于全新世冲积层中。这显然是冻土受到由河水补给的地下水的热作用产生融化所致，与因气候或人为活动影响而造成的上限下降明显不同。如表 1 一 4 所示。大小兴安岭一些地点河没难上多年冻土上限及下限 表 1 一 4注表中岛状多年冻土带资料引自大小兴安岭多年冻土南界考察报告 ，牙克石林业设计院等，1974 年 10 月。但就不同冻土带
15、的同一横断面而言，在零星岛状多年冻土带内，自河漫滩向一级阶地高处的保温良好地段有小块薄层冻土，向上方高处的山前缓坡以至山坡、分水岭上，多年冻土大都均己尖灭消失。而在不连续多年冻土带内，自河漫滩向一级阶地多年冻土厚度逐渐加大。向高处其冻土厚度变化因地形、坡向、岩性、地质构造、植被、地表水、地下水等多种因素的综合影响而异，与零星岛状多年冻土带内明显不同。在大兴安岭南部的阿尔山地区，因其受海拔高度（1000 一 1300m)控制，多年冻土厚度变化略具一些垂直分带的特点。河谷海拔高度在 800m 左右的五义沟、白狼一带多年冻土厚 02 一 03m。阿尔山、伊尔施地区河谷底部海拔高度 1000 一 11
16、00m，多年冻土厚度 2 一 3m。天池至兴安林场一带海拔1100 一 12 叨 m，多年冻土层厚度达 2Om 左右。其厚度增加明显与海拔增高有关。三、多年冻土的温度(一)年平均地温地温是多年冻土层的重要表征。一般以多年冻土的年平均地温值的高低作为标志，用以评价多年冻土的稳定状态，研究多年冻土的存在条件、发展趋势以及作为各种工程建筑物地基基础设计的重要参数。众所周知，气温在一年中是逐月变化的，同样在一定深度以上的多年冻土层中的温度也是逐月变化的。我门把某一深度处地温一年中变化幅度的一半称为地温年较差。图 1 一 3 中 Al 和 Az 分别表示深度为 21 和 22 处的地温年较差值。地温年较
17、差值在地表最大，随着深度加大而减小，至某一深度其值等于 0，该深度称为地温年变化深度(图 1 一 3 中一般小水沟下则普遍有多年冻土存在，其埋深稍深于两岸。上述情况是由于河流流水的热作用使周围土壤增温造成的。显然其热作用的强弱视河水流量大小，水温高低和流速快慢而异。黑龙江、呼玛河、额木尔河、激流河、塔河、大林河、甘河等大河流河床底下都没有多年冻土。这是由于大河流河床底部砂卵石层普遍较厚，透水性强，导热性能好，河水的热作用可以往下传递得很深 0。例如黑龙江在冬季江面封冻，冰厚 15 一 20m 的情况下，河床底部的年平均地温仍为+20 一+30C。河床下 100m 末见多年冻土。大河河水的热作用
18、，不仅影响河床底部的温度，亦影响着两岸岸边一定范围内的地温。如位于不连续多年冻土带内邻近额木尔河岸密林中的朝阵冻土试验站内，测得的年平均地温为-1lC。位于大片岛状多年冻土带内的塔河以北的塔丰占其马里河边的冻土年平均地温为-03C，都明显是受到河水热作用侧向影响的结果。小水沟的流量很小，流水期短，水温亦低。因此其携带的热量少，热作用弱。故对多年冻土的地温影响亦小。5人为活动建国以来，随着社会主义建设事业的日益发展，过去荒无人烟的大小兴安岭林区，已经厂为开发，出现了一座座新的城镇，林区人口逐年增加。公路、铁路向林区腹部延伸，工业与民用建筑日益增多。毁林开荒。兴修水利、森林采伐、矿床开采等等广泛的
19、人为活动，导致了多年冻土层地温升高。在多年冻土南界附近的小块岛状冻土区，由于冻土温度高(0 一-10C)、厚度薄(一般只有几米至十几米)，而人为活动开始时间早，作用强度大，因此地温的升高更为明显。主要表现为冻土岛的缩小和消失。例如，南界附近的牙克石、加格达奇、大杨树等，在 50 年代初城镇开始兴建时，普遍发现有冻土岛，经过 30 一 50 年的人为活动，所及范围内有些冻土岛已消退殆尽。冻土地温变化的幅度和影响范围，显然与人为活动的深度与广度密切相关。其中影响最大的是工业和民用采暖建筑。观测资料表明，取暖房屋下面不仅冻土形成融化盘，而且融化盘之下的地温逐年升高。例如阿木尔一片天然冻土场地，在 1
20、975 年 11 月测得 10m 深处的地温为-37C;1976 年 10 月在其上建成一幢民用采暖房屋，并开始使用后，地温逐年升高;1978 年 11 月已上升至 -2.5C。3 年内地温升高 12C，见图 1 一 8。据观测，不仅采暖房屋下的地温升高，而且居民建筑群间的天然场地下冻土地温也有明显升高。例如满归林业局民用住宅间的一观测场，1973 年10 月测得冻土年平均地温为-19C;1978 年地温上升到-12C，见图 1 一9。(三)多年冻土层内地温沿深度的变化多年冻土层温度沿深度的变化，可以年变化深度为界，划分为年变化深度内的地温及年变化深度以下的地温。前者受气温控制，其规律为:地温
21、的变化随着深度增加，气温的影响逐渐减弱，地温变化幅度逐渐变小，到年变化深度处，其变化幅度为 0。一般可划分为:温度日变化带、正负温交替年变化带和多年冻土层内负温年变化带。1温度日变化带该带地温变化受气温直接影响，随每日气温升降而升降。愈接近地面，影响愈明显，地温的变化幅度愈大。在寒冷季节温差值大。2正负温交替年变化带这一深度为自温度日变化带以下到多年冻土层的最大季节融化深度，其特点为: (1)最大季节融化深度(OC 线到达最深时)出现的时间一般在 9 月底到 10月中上旬。在此时间内地温全部为正温。此后随着气温逐渐下降，OC 线自上而下、自下而上双向移动，一般在 12 月，下降酌 OC 线与上
22、升的 OC 线相汇合，季节融化层全部冻结，地温全部转为负温，如图 1 一 10 所示。但在北部不连续多年冻土带内多年冻土上限很浅的(之 08m)沼泽厚层地下冰地段，达到最大季节融化深度的时间较一般多年冻土地段要早 1 个月左右，即从 8 月上旬起 OC 线已基本不再下降，地中热平衡时间长达 2 个半月左右。其回冻时间亦短于一般多年冻土地段。从 10 月中旬开始回冻，到10 月下旬或 11 月上旬，季节融化层即全部冻结，见图 1 一 11。图 1 一 11 劲涛冻土试验站厚层地下冰地段 地温随深度和时间的变化(2)愈往深处，地温随气温变化的滞后时间就间隔愈久。年最高地温出现时间;05 一 10m
23、 深时在 8 月，较气温滞后 1 个月左右;15 一 20m一般在 9 一 10 月;30 一 40m 在 11 月一 12 月。年最低地温出现时间:05 一 1，0m 在 Z 月，亦较气温滞后 1 个月左右;15 一 20m 在 3 月;25 一 30m 在 3 一 4 月;49m 在 4 一 5 月。(3)多年冻土层内负温年变化带此带系指自天然上限向下到地温年变化深度处为止。其地温均为负值，地温年较差愈向深处愈小，到地温年变化深度处为 0。自地温年变化深度向下的地温，可称为常年恒温带，它受长周期气候波动和来自地下深处的地中热流控制，进行着多年变化，己不受当年气温的影响。其地温曲线类型与青藏
24、高原多年冻土地区的地温曲线类型基本相似，可划分为以下四种基本类型:0 正梯度地温曲线从地温年变化深度向下，地温逐渐升高。最低地温即为地温年变化深度处的地温(即年平均地温)。这类地温曲线在不连续多年冻土带及大片岛状多年冻土带较为典型。天然状态下的地温曲线多为这种类型。其地温增温率从年变化深度向下并不完全一致，一般上部比下部稍大。如果年变化深度按l5m 计时，则从 15 一 25m 的深度内地温增温率最大，一般为 007 一004C/m;25 一 50m 内为 005 一 003C/m;50 一 75m 内为 004 一003C/m。平均概值可按 004C/m 计。0 负梯度地温曲线这类地温曲线呈
25、现在从多年冻土上限以下至地温年变化深度处再向下的一定深度内，地温继续降低，上部地温高于下部地温。到某一深度后地温开始回升，并逐渐向下递增。这种情况一般均系受到长时间人为活动影响的结果。0 零梯度地温曲线这类地温曲线表现在年变化深度以下一定深度范围内，冻土温度实际上没有什么梯度，地温变化很小，温度值一般高于-05C，表明多年冻土层中的“冷储量“很小。多分布在零星岛状多年冻土带内。在不连续多年冻土带及大片岛状多年冻土带内，这是受广泛持久人为活动影响下正梯度地温曲线向负梯度地温曲线转化的过渡型曲线。0 扭曲型地温曲线上限以下地温波动，地温曲线呈扭曲状，并在负温中出现正温线段。这种曲线类型比较特殊。负温中的正温线段表明多年冻土层中有地下水的通道所造成的融区存在。上述曲线类型见图 1 一 12。在多年冻土层的下限附近，地温在 OC 左右摆动，有时为正
