冰封冻土 冻土广布是否就是冰川广布冻土和冰川的区别又是什么

1、冻土是指零摄氏度以下，并含有冰的各种岩石和土壤。一般可分为短时冻土（数小时/数日以至半月）/季节冻土（半月至数月）以及多年冻土（又称**冻土，指的是持续二年或二年以上的冻结不融的土层）。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*。冻土是一种对温度*为敏感的土体介质，含有丰富的地下冰。因此，冻土具有流变*，其长期强度远低于瞬时强度特征。正由于这些特征，在冻土区修筑工程构筑物就必须面临两大危险：冻胀和融沉。随着气候变暖，冻土在不断退化。

2、冰川或称冰河是指大量冰块堆积形成如同河川般的地理景观。在终年冰封的高山或两*地区，多年的积雪经重力或冰河之间的压力，沿斜坡向下滑形成冰川。受重力作用而移动的冰河称为山岳冰河或谷冰河，而受冰河之间的压力作用而移动的则称为大陆冰河或冰帽。两*地区的冰川又名大陆冰川，覆盖范围较广，是冰河时期遗留下来的。冰川是地球上*大的淡水资源，也是地球上继海洋以后*大的**水库。七大洲都有冰川。

剑与远征手游中很多小伙伴不知道新奇境冰封冻土通关路线，也不知道新活动奇境冰封冻土具体怎么玩，今天小编就带着大家了解一下剑与远征冰封冻土攻略;

首先我们先来了解一下啊，*基本的通关顺序及奖励，顺序就按照数字来就行。

这次的奇境要用火把把并巨人引到冰池，他走过的水池会结冰，我们才能通过，这样才能通关。

2.左方炮台点燃，点燃*上方火盆

4.点燃下方火盆，冰巨人就会被吸引下来

5.点燃左方火盆下面的冰巨人就会被吸引上来

6.先点1号炮台引火再点2号炮台别的不用点

11.点燃火盆，冰巨人就会过来，然后趁机拿中间宝箱

13.右方炮台引火，就可以把冰巨人关起来，攻打*后的BOSS

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冻结层上水发育在多年冻土层上部的季节融化带中。暖季，季节融化带形成过程中，带内固态水转变为液态水，重力水向下运移，受未解冻的冻土层阻隔，在冻土上限上方聚集起来，成为冻结层上水，多数情况下属于潜水；冷季，因冻结，冻结层上水重新转变为固态水。冻结层上水的出现具有明显的季节*，暖季出现，冷季消失，并且多形成于富含冰冻土分布区，与冻土类型有关。

在汇水条件好的冰水洪积扇前缘、地形低洼的冰蚀洼地、雪粒盆以及沟谷中，富含冰冻土发育，这些地区成为冻结层上水的主要分布区。冻结层上水空间分布受水文地质条件、地形和冻土类型等因素控制。

冻结层上水构成多年冻土区主要的潜水含水层，接受大气降水补给，沿冻土上限构成的倾斜面由高处向低处流动，或是在由冻土上限面围成的盆地中汇聚储存；或是以泉的形式出露地表，形成泉、沼泽、溪流，*终汇聚到河流、湖泊之中。在冻结层上水大片出露的地方，水位埋深较浅，往往形成沼泽，其上发育着以藏嵩草、矮嵩草和苔草为主要建群种的高寒沼泽草甸，植被覆盖度很高，常构成高原的优质牧场。冻结层上水空间分布及水位变化直接影响着包气带中含水量的分布和高原寒区植被类型的分布和演替，同时也会使冻土类型发生变化。冻结层上水引起的水环境变化直接影响着生态环境，并对水源的涵养功能产生影响。

孔隙介质中的冻结层上水含水层一般较薄，厚度为0.1～1.5m，一般在冷季到来前（9月底至10月），含水层厚度*大。冻结层上水的单泉水流量较小，一般为0.1～1.0L/s，*大也只有5L/s。而在山区的裂隙介质中的冻结层上水的泉水流量变化较大，小的仅有0.01L/s，在巴颜喀拉山主峰地区有的泉群流量可达10L/s以上。

冻结层上水的水化学类型因地而异。在地下水径流条件好的地区，如昆仑山、唐古拉山山区、河谷地带以及冰水洪积扇，水的矿化度较低，一般小于0.5 g/L，水化学类型以HCO3-Ca（Ca·Mg）型为主，个别受冻结层下水补给地段出现HCO3-SO4型水；在地下水径流较为迟缓的地区，如长江源的高平原的湖积层，以及黄河源区的黄河谷地中，Cl-和增加，以Cl-HCO3-SO4型、HCO3-Cl型水为主，矿化度为1～5 g/L，有的甚至更高。

冻结层间水是被多年冻土层包围或半包围的常年处于液态的地下水。这种类型水的存在可能与某些水具有很低的冻结温度有关。仅见于黄河源区的玛多县城和邻近的花石峡。青海省第二水文队1992年在玛多县城进行水文地质勘探时发现有冻结层间水存在，如1号孔有两层多年冻土层，**层位于7.70～12.3m，第二层位于20.8～61.2m，两层之间有8.5m厚的未冻结的含水层。在花石峡邮*附近民井中也有冻结层间水存在。

冻结层间水得不到大气降水的直接补给，补给条件差，一般水量较小。玛多县城，冻结层间水的水化学类型为HCO3·Cl-Mg· Na型，矿化度为0.5～1g/L。花石峡地区，冻结层间水的水化学类型为HCO3-Ca·Mg型，矿化度为0.5～1g/L❷。

位于多年冻土下限以下的地下水称为冻结层下水。冻结层下水是具有正温的液态水，水温随深度增加而增高。在山区和山前地带，冻结层下水水位与冻土下限之间存在包气带，多为潜水，而在断陷盆地内冻结层下水则多为承压水。冻结层下水的水质好坏、水量大小，与补给、径流条件和其赋存状况有关。

例如，长江源区的楚玛尔河断陷盆地、北麓河断陷盆地、沱沱河等断陷盆地，主要由上更新统和更新统的湖相泥岩和泥灰岩组成，其中夹有薄层石膏，冻结层下水为承压水，水头随深度增加而增高。在沱沱河断陷盆地的山前地带，由于补给、径流条件较好，含水层为钙质砂岩，单井涌水为998m3/d，矿化度0.71g/L，属 HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型水；在盆地中心，由于补给、径流滞缓，水质变差，矿化度增至99.1 g/L，水化学类型转变为Cl-Na型。在黄河源区的山间断陷盆地，位于河流融区附近的山前冰水洪积扇及大型淡水湖泊附近的冻结层下水为潜水，由于补给和径流条件较好，水量丰富，单井涌水大于5000m3/d，矿化度小于0.5g/L，为HCO3-Ca型水。在阿涌哇玛错和阿涌贡玛错（星星海）断陷盆地中，冻结层下水为承压水，赋存在中更新统湖相砂、泥岩中，单井涌水为727.8m3/d，属 Cl-Mg·Na型水，矿化度4.05g/L，是湖水矿化度的10倍❸。

融区水是赋存在各种类型融区内的地下水，终年为液态水。主要分布在构造-地热融区、构造-地下水融区、地表水融区和渗透-辐射融区，呈带状或片状分布在多年冻土区内。

青藏高原属构造活动带，深大断裂、活动断裂密布，地下热水沿断裂带上升至地表形成温泉、热泉，在泉口和断裂带形成较大范围融化区。泉水温度高、地温增温梯度大，是构造-地热融区的主要特征，如布曲河谷地*部地温增温梯度达9～33℃/100m，羊八井附近地温**，浅部温度达到130～160℃。布曲河融区是青藏公路沿线分布面积*大的融区，沿岸的河床、漫滩及**阶地均为贯穿融区。

青藏公路沿线主要有4条规模较大的构造-地热融区，均是深层热水沿构造断裂上升形成的地热异常区，主要位于青藏公路里程K3288至K3310（103～104道班）之间、布曲河谷地内（90道班）南、唐古拉山主脊两侧公路里程K3400至K3402（115～116道班）之间以及公路里程K3392至K3394之间等地段。

是受沿断裂构造活动的地下水影响所形成的融区，形成机制与构造-地热融区并无本质的区别。不同之处在于，地下水的温度较低，融区范围较小，稳定*较差。青藏公路沿线的不冻泉北（公路里程K2915）、二道沟（公路里程K3092）和85道班（公路里程K3112）等地均有此类融区存在，与断裂构造有密切关系，沿断裂带呈宽窄不一的或断续的带状分布。

黄河源区的玛多-花石峡一带，1940年以来，发生大小地震十余次，新构造活动强烈，活动断裂较多。构造融区水沿活动断裂分布，融区宽度700～1200m，地下水沿断层两侧以上升泉的形式出露，呈线状排列，泉水终年不冻，水温**达28℃，单泉流量0.1～4L/s，*大可达536L/s，水化学类型以HCO3-Ca型和HCO3-Ca·Mg型为主，矿化度小于0.5g/L。

地表水体热侵蚀作用是造成此类融区的直接原因，可分为河流融区和湖泊融区两类。

由于流动水体产生的热量传递作用，凡是流量较大的长年*河流底部和两侧都会形成贯穿*融区。如长江源区的沱沱河、通天河、布曲河、捷布曲河等河谷地带的融区都属于贯穿融区。融区沿河床、河漫滩及阶地呈带状分布，发育宽度与河流流量与河床结构有关，各地不同，一般为数百米至数千米。河流流量较小的楚玛尔河、北麓河和扎加藏布河等，由于河水携带的热量有限，影响范围和影响深度较小，属非贯穿融区。

黄河源区，河流融区沿较大的常年*河流分布（如黄河、多曲、邹玛曲等），在额鄂湖、扎陵湖以上地区，融区宽度一般为500～1000 m。玛多以下黄河的融区宽度为700～3400 m。含水层为全新统冲积、湖积、冲洪积相砂砾石及粉细砂层。含水层厚10～30 m，水位埋深浅，一般为1～4m。融区潜水与地表水有良好的水力联系，是冻结层上水融水的汇集区，水量丰富，单井涌水量一般大于1000m3/d，矿化度一般小于0.5g/L，多属于HCO3-Ca·Mg型和HCO3-Ca型水。

分布在湖泊周围及湖泊底部。融区的大小，受湖泊水量的大小、湖深、湖水温度控制，以及湖底是否与断裂相通复合等。大的湖泊融区，影响范围较大，而小湖泊仅*限于水域之内。额鄂湖、扎陵湖沿岸，融区水环湖呈环带状分布，融区宽度为400～2000 m。在两湖间，融区含水层总厚度达30.70 m，单井涌水量为916 m3/d。在鄂陵湖北岸一带，有融区承压水分布，含水层由中上更新统湖积亚粘土及冰积泥质砂卵石组成，厚度为10～30m，受冻结层下水补给，水量丰富，单井涌水量为1000～5000m3/d，矿化度为0.5～1g/L，属HCO·Cl—Na·Ca型水。

这类融区是在地表吸收较强太阳辐射和大气降水的入渗综合作用下形成的。渗透-辐射融区，大都出现在地温较高（-1℃以上）的开阔阶地或平缓的分水岭地带，冻土多为热容量较低的干燥冻土，属不稳定*多年冻土，包气带岩*为砂砾石层，地表裸露，具有很好的热**条件，有利于暖季降水入渗。降水入渗过程中，将地表的太阳辐射热携带至地下，使季节融化层不断加大，*终，将多年冻土层贯穿，形成融区。在全球*气候变暖的条件下，此类融区有逐渐扩大的趋势。

总的来说，河流融区是汇集冻结层上水、冻结层下水的主要通道，并与构造融区和湖泊融区相连，构成区域地下水常年*运移的网络通道，是多年冻土分布区地下水系统的主要组成部分。冬季，青藏高原千里冰封，融区地下水系统的排泄量维系着江河源区河流的基流量，若融区地下水系统储存量不足，将会导致地表径流断流。例如，冬季，黄河源区段（黄河沿）的径流，主要靠额陵湖环湖融区调节水量维系，由于环湖融区地下水储存空间有限，单位水位储水量仅为0.167×108m3，调节能力低，遇到气候周期*干旱年份，调节量不足以维持整个冬季的径流时，就会出现断流。1960、1979、1997年在玛多县黄河沿水文站发生过三次断流，均是因额陵湖环湖融区储存水量不足而引发（万力等，2003）。

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