作为单一矿物岩石的天然冰

各种形成独立体和堆积物的天然冰都可以看作是单矿物岩石。它们是在陆海表面、大气和岩石圈负温度条件下形成的。冰在地球表面和地壳中的分布极不均匀。大量的冰集中在陆地表面，主要是冰川和冰原。它们的面积仅为3.1%(相对于地球表面)，占所有天然冰质量的97%以上。大部分冰川冰分布在北极和南极地区，那里的冰厚度可达4公里以上。在岩石圈中，冰出现在最上层的地平线上(几百米以下)，约占全球冰质量的2%。水面上的冰主要表现为海冰、冰山和积雪。它们占总冰质量的份额不超过0.2%。大气冰的形成根据Y.M. Kotlyakov的数据，在空气中或空气中各种表面上的碳，包括大约18%的水蒸气质量和0.03%的大气质量。它们的体积在天然冰的总质量中是最小的。

天然冰有很多种分类。在P.A. Shumskiy的分类中，共有28种冰，并将冰分为三大类:由冰产生的冰水的结冰(凝结)，沉积冰(积雪)和变质冰(冰川冰)。陆地表面冰和地面冰这两大类反映了与固体地球物质有关的天然冰的形成和冰体的发生条件。

陆地冰可根据地质学目标细分为新沉积和再沉积雪覆盖了、变形的积雪和névé盆地、水体和溪流的冰、冰和冰川冰。每一组由冰的形成机制来区分。新沉积和重新沉积的积雪由细冰晶(雪)及其碎片组成。变形的积雪和雪堆组成旧的雪在再结晶过程中发生转变，晶粒大小不同。水体和溪流的冰是在垂直于冻结表面的热流的影响下形成的。这种冰的结构-结构特征是由晶体生长受阻的条件、生长速度的各向异性、水中不同掺合物的存在以及水团的状态决定的。结冰是由流出到地面或冰面上的水逐层冻结形成的，它们显示出与堆积表面平行的明显分层。积雪压实再结晶形成的冰川冰具有结构和性质的非均质性。根据对冰川剖面的观察，其形成有三个阶段:积雪的成岩作用、冷杉的形成和冰的转化。

在岩石圈上部以大量堆积的形式遇到的地面冰以厚度在0.3-0.5 m以上的冰体的形式出现。其中分为楔冰、侵入冰、迁移冰、溶洞冰和埋冰冰。楔冰是在岩石断裂处形成的冻结岩石充满水分，具有不均匀的成分与外加剂，垂直和倾斜带。侵入冰是在压力作用下注入的自由地下水结晶形成的，通常包括片状、透镜状和堆积状，这些形式通常含有许多不同形状和大小的空气包裹体。如果为结冰和水向形成冰的前端迁移创造了有利条件，流动冰就会形成地面组成部分，从而形成几米厚的冰体。洞穴里的冰有各种各样的成因。其中有洞中形成的渗透冰、壳冰和冰钟乳石和石笋;ablimation洞穴中形成冰串和白霜的冰;雪冰形成雪块，并与渗透相结合，经常在洞穴中形成冰川;埋冰是在地面表面形成的冰的残余物，有各种来源(河流、湖泊、冰川等)，被一层沉积层所覆盖，以防止其融化。

楔形冰包括那些填满风化岩石裂缝(裂缝型)并在松散沉积物中形成冰楔的冰。在后一种情况下，它们是第四纪沉积物的组成部分，在文献中称为多边形楔形或重复冰楔形:它们被称为多边形，因为它们形成了一个独特的多边形网格;它们的部分呈楔形或脉状。由于在垂直方向上有多次重复的冰形成过程，它们也被称为重复楔形弗罗斯特裂缝周期性地在同一个地方发展(收缩假说)。

所研究的冰类型(薄壁透明)具有不同程度的不透明度，颜色为白色、灰色或棕色，它们含有矿物和有机掺合物，根据P.A. Shumskiy的数据，这些掺合物占地面总质量的3-5%和总体积的1-1.7%。冰有气泡;充气腔的体积占总体积的4-6%，气泡呈球状或长条形(圆柱形、梨形等)。在气态包裹体中，有内生的(在冻结过程中与水分离的)和异种的或外来的(在冰晶消融间隙中含有的空气)。后一种类型的气态包裹体是最普遍的(占总冰体积的2- 4%)。此外，还遇到了周围物质的捕虏体，其成分类似于细矿物掺合料。矿物掺合物和气体夹杂物的排列决定了冰的垂直条纹，但并不总是可见的。矿物掺合物带的垂直排列被认为是由冰晶从霜缝壁上向水冻结的轴向面向内生长而排出土壤颗粒的结果。大多数楔冰品种为微咸型，含盐量在0.01 ~ 0.1 g F1之间，盐度与多年冻土区超淡水地表水和大气降水相似。楔冰的密度取决于气体包裹体和矿物掺合物的数量，主要在0.85 - 0.90g cm-3之间。孔隙率通常为2-A%，在极少数情况下为8%。

楔冰的主要垂直带状结构是由基本(年)冰脉的积累和冻结模式决定的。脉冰结构为异形粒状、板状和半自形粒状。冰晶的主光轴的方向通常是混乱的，如果它有一个有序的模式，它是平行于亚水平方向的热流。

因此，填满垂直冻裂的水从两侧冻结，从墙壁向中心冻结。发育中的基本冰脉由两排垂直的晶体组成。因此，晶体的最大可能尺寸等于冰霜裂缝宽度的一半。冰晶从上往下稳步减少，这对应于同一方向上的霜裂减少。冰晶的大小以lxl厘米为主，最大可达1.5 x 2.0厘米。它们的大小也取决于壁面冷却的温度，并随着深度的增加而减小。冰晶的大小与楔冰的年龄也有一定的关系。由于“冰变质”的过程，晶体随时间而增大。根据V.V. Rogov的观测资料，新近形成的楔状岩中晶体的大小比更新世楔状岩小2-3倍。楔冰类型有外生型和同生型。

后生冰楔是在沉积岩中形成的，这些沉积岩是在上面积累和转化(压实)后冻结的。楔形的主要尺寸垂直不超过3-5米，顶部宽度不超过1.5-2米。后生冰楔的垂直尺寸是由霜裂的穿透深度决定的冻土可达5-7米，很少达到10米;假设12-15米是可能的。初级霜缝中的冰是由白霜晶体、冬天的积雪和夏天渗入的水形成的。冰楔形成的一个不可缺少的条件是季节融化层最大深度以下的霜缝的渗透。典型的表观遗传冰楔的横截面看起来像一个倒三角，底部比边小。在楔形的下部，在三角形的顶点，有舌，楔形的“分支”。冰与土壤的接触通常是清晰的，甚至是尖锐的，通常是铁锈的，有时沿着它们会有1-2厘米厚的纯透明冰的边缘。与楔体接触附近的周围材料层，特别是在上部加宽的部分，经常向顶部弯曲。

以下特征是表观楔形冰结构的典型特征。颜色为白色，奶状，有时呈褐色。纹理呈明显的垂直带状;每一层都从楔子大致水平的上表面开始。有相对纯净的1-2毫米厚的冰(高达5毫米)和富含矿物掺合物、植被残留物和气体包裹体的冰带。后者具有被拉伸的拉长形状，平行于基本冰楔的轴向缝合。在这些楔形体的中心，气态包裹体的数量最多可达4-5%，在侧向接触点附近，气体包裹体的数量减少到体积的1-3%。冰晶的直径不超过1厘米。亚垂直带通常呈扇形排列;在楔子的中间，这些带是垂直的，而在边缘，它们是倾斜的，平行于与周围土壤的横向接触。

与沉积物积累同步生长的同生冰楔可以有巨大的尺寸:垂直50-80米(甚至更多)，水平810米。楔的形状通常是复合的，有扩张和缩小，它们通常有多阶段的形式。在最大生长时，冰楔成为冰川的主要成分冻结的材料一般来说，土壤以垂直的“土脉”或“柱”的形式排列，在冰网之间向顶部缩小。在面积上，冰占这些地点地面的60-70%。

典型的同生冰楔与周围富含冰的沉积物接触。后者的层，作为一个规则，是陡峭的向上弯曲。这被认为是不断增长的冰楔挤压接触点附近富含冰的土壤的结果。在这种情况下，冰楔的宽度和接触点附近土壤曲率的陡度之间应该存在直接对应关系:冰楔越宽，曲率就越陡。然而，这一规则并不总是有效的，这就是为什么一些调查人员(yem。Katasonov, A.I. Popov等人)批评了所描述的变形机制。

的冰的结构同生楔形体具有许多典型的属性，使其能够与表观遗传楔形体区分开来(图9.3)。冰中总是存在大量土壤颗粒和植被残余物的混合物，尤其是在楔形的下部和中部。气泡结构是冰的典型特征:气体包裹体为bc bc

图9.3。外生和同生冰楔结构示意图。垂直横截面(根据P.A. Shumskiy): a -表观遗传楔形;B, c -同生楔形;1 -每年在冰楔中形成冰层;2 -周围材料的分层。

球状的，垂直的球形气泡形成链状的与此同时，垂直条带表达不佳，在视觉上并不总是可以区分，而在表观遗传楔形中，它通过土壤颗粒和植被残余物的累积而显示出来。同生楔形的冰结构与表观楔形相似，但其中的冰晶大2-3倍。同生冰楔最上部的冰结构具有许多特殊的特征。其中包括晶体的垂直取向，少量的土壤和气体包裹体以及缺乏垂直带状。这可以解释为靠近其上表面的楔形冰融化形成了迁移冰层，这些冰层被冻结，就像焊接在它的“头部”上一样。N.N. Romanovskiy认为这一过程提供了冰楔向上的“正面”生长以及垂直基本楔的生长。在侧面接触点附近也有大约10厘米厚的纯透明冰条纹。V.I. Solomatin和其他研究者认为，这与在开放的霜裂缝的冷却影响下，水平方向的温度梯度的存在所制约的分离冰的形成有关。

根据P.A. Shumskiy、b.a. Vtyurin、T.N. Kaplina、N.N. Romanovskiy等人的观点，同生冰楔的基本属性如下:1)垂直长度很大，即使在最有利的条件下，也大大超过了最大可能的破裂;2)初等冰脉上端呈波浪形的横向接触和露头，富冰地层中分离冰的大纹影(带)横向接触呈“焊接”状。这些带看起来就像是在楔体一侧的长凳上(“肩膀”)，这是由于楔体生长速度的变化和周围沉积物的沉积物积累造成的。此外，同生冰楔还有许多独特的属性，不同的作者赋予了不同的意义。除了楔形体本身的特征属性外，周围沉积物的结构也有某些特征，这些特征证明了楔形体同时向上生长和沉积物的积累:1)楔形体之间沉积物的相组成水平变化，从泥炭含量最高的楔间空间中部向土壤外加剂增加的横向接触方向变化;2)楔形体之间的“土柱”垂直剖面上泥炭透镜体周期性发育，上面有矿床;3)相聚集条件大体相似。

冲积、沼泽和斜坡沉积物中新近同生冰楔的南界比后生冰楔的南界更靠北。在目前的自然环境中，冰楔在河流的洪泛区、定期被淹没的莱达海岸、蓄积泥炭的积水湖盆底部和斜坡脚下的距石-沉降列中同步生长。但是，近代同生冰楔的大小比更新世冰楔小得多;它们的垂直长度通常不超过10-15米。大多数作者(yem。Katasonov, A.I. Popov, B.I. Vtyurin, N.N. Romanovskiy等人)认为，最大的同生楔形是在低温地层中形成的连续多年冻土是在高洪泛平原冲积层堆积过程中形成的。其他作者(N.A. Shilo, Yu.A。Lavrushin, S.V. Tomirdiaro等人)支持的参与风成、斜率等过程。

侵入性冰是由冰川内部形成的侵入性堆积土壤冻结并将结晶的自由地下水注入冰冻或受压的冻土中。它们形成了透镜状、层状和柱状沉积物，类似于岩浆岩侵入体(岩基、岩质、窗台、岩脉等;图9.4)。侵入冰最典型地表现在霜丘(水乳岩)的核心中，其中最大的有40-50米高，直径从几十米到几百米不等。在雅库特，这样的土丘被称为bulgunniakh，在北美被称为pingos。

地下水和土/水团的注入可以多次发生，从而导致侵入冰形成的复合结构。在大多数情况下，它们被发现局限于粘土和砂粉粘土沉积物与下伏粗粒砂和砂卵石地层的接触;更罕见的是在细粒土壤的地层中遇到。通常情况下，侵入冰看起来纯净透明，但在侵入冰的底部有细矿物颗粒的舌状和流状，近接触处有捕虏体和孤立的土壤颗粒，

图9.4。海洋第四纪沉积物中的薄冰。亚马尔半岛，内托湖(由G.I. Dubikov拍摄)。

植被残余物和泥炭。有时，透明的冰中会有鹅卵石和巨石。

以Sh.Sh为标志的霜丘结构。“加萨诺夫”号有一个含有少量掺合物的玻璃状外壳，以及一个含有大量矿物掺合物和空气夹杂物的内芯。有时，玻璃状和气泡状的冰层交替出现。侵入冰中遇到的空气夹杂物往往分层排列，与侵入冰顶板平行;它们还形成垂直、倾斜和无方向性的堆积。在长叶长石型的大型冰侵入体中，有时会出现放射状排列，导致冰层弯曲而形成辐射纤维状结构起伏．

季节性丘体中侵入冰的结构与大型水硬岩不同。在季节性的土丘中，冰是纯净的，透明的，具有明显的垂直泛自晶颗粒结构。在大型水晶石中，结构为异三形颗粒状，具有大冰粒(截面1- 16cm)，晶体取向混乱。

改造型侵入冰是侵入冰的一种特殊类型。根据Sh.Sh。加萨诺夫，这种冰在冻结系列的上层形成6-8米厚的侵入层，截面为300米。最初，冰是在地下水静水压力的作用下形成的，然后，由于压力的作用，水和液化土从封闭系统中迁移出去。

改造后的侵入冰结构的基本属性是纯富气泡冰层和富冰土层的交替，因此产生层状结构，这种结构经常变形。在这种情况下，冰由折叠的平行层和具有不同方向的层组成。

迁移冰也会在地面上形成大量的堆积。它们通常被称为分离冰，也就是说，冰的形成纹影。然而，当它们是巨大的整体冰体时，分离这个词似乎是不合适的，因为冰不是被分离成层，而是形成一个单一的体。

这种类型的冰形成目前被认为与大片的透镜状地冰沉积物甚至霜丘的形成有关(2)。然而，这一观点受到其他研究者的批评。以压力迁移作用为特征的一种特殊类型的偏析得到了区分。可以肯定地说，在所谓的凸泥炭丘范围内，迁移冰是冻结物质的主要组成部分。

沉积物中与水分无压力迁移有关的冰的成分和结构与普通纹影(偏析)冰相似。如果透明和纯净，它的颜色通常是白色。冰中含有气泡、土壤和植被夹杂物。气泡形状不规则，呈梨形，有时形成纤维管状堆积。土壤一般表现为相对纯净的冰层与含有外加剂的冰层交替存在。

冰的结构为半自形-异三形和棱柱状颗粒。冰晶基本光轴的普遍方向有序且垂直于冻结锋，晶体主要呈板状或柱状。它们的横截面可达3-10厘米。根据P.A. Shumskiy的说法，迁移冰沉积物中的冰密度与普通的偏析纹影冰一样，在0.9140到0.9168 g cm-3之间。

人们认为，在特别有利的条件下，当有地表水从相当深湖(在冬天不会完全冻结)，类似类型的冰可以形成20-30米厚，几百米长的片状沉积物。通常在近代地形图中没有表现。由于气泡分布不均匀，沉积物的冰呈透明层状有机无机外加剂，且粒度较粗。其结构为异三晶粒状结构。

冻结地层和季节性地层的形成和发展原理冻结和解冻

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