倒退的解冻

逆行融塌塌是一种以地表冰的融化和融化土的塌塌为特征的边坡破坏。滑坡通常始于富冰的永久冻土因侵蚀而暴露，群众运动，森林火灾，建筑或采矿(Burn和Lewkowicz 1990)。暴露在哪里巨大的冰块例如，大的冰楔或密集的分离冰，滑坡可能会迅速扩大，产生陡峭或垂直的头壁(1米至15米高)，俯瞰被塌陷土壤覆盖的低梯度地板。

头壁消融主要由辐射和显热传递，往往导致斜坡迅速后退。净辐射在一些高北极地区的滑坡中占主导地位，但很合理传热是更重要的是在温暖的永久冻土地区(Lewkowicz 1988)。后退速度取决于大气条件和地冰浓度。在晴朗、温暖和多风的条件下，当辐射输入和向冰的湍流热量传递很高时，以及在暴雨期间，将融化的土壤从融化表面冲走，有利于快速消融。头壁后退的速度通常达到每年几米，在育空中部的速度高达每年16米，测量到23毫米h-1 (Burn和Lewkowicz 1990)。

滑塌底板下的多年冻土退化是通过热传导或对流发生的。在育空中部梅奥附近的北方森林中，Burn(2000)测量了地温随时间的增加，以及冻土深度随距离塌陷带顶壁的距离的增加。1949 - 1995年冻土退化是由于滑塌引起的地表扰动，使滑塌底下1m处的年平均地温(MAGT)升高了~3-4℃。随着多年冻土的退化——主要是由于细粒土壤中的传导热流——活动层增厚至> 4.8米。在永久冻土退化时间最长并达到7米或更深的地方，在永久冻土上方和季节性霜冻渗透深度以下形成了残留的解冻(未冻结)层。塌底沉积物是砂质和渗透性的，如在夏季岛，西北地区(Murton 2001)，对流热流从渗透的地下水可能会导致土壤退化。

解冻的滑坡最终趋于稳定。当所有多余的冰都融化时，就会产生稳定，此时塌陷的土壤将车头壁隔离开来，或者车头壁以上的坡度小于塌底沉积物的坡度，因此会掩埋多余的冰。解冻衰退的持续时间从一个夏季到几十年或更长时间不等(例如，Lewkowicz 1987;燃烧2000)。滑坡稳定后，冻土可能在滑坡底下重新加固，植被重新生长。在梅奥附近，桦树/白云杉干叶的重建需要大约35-50年的时间(Burn和Friele 1989年)。滑坡和稳定的周期可能发生在侵蚀周期性地清除塌陷碎片的地方。

土壤和有机物质从烧蚀的头壁掉落、滑动或流到坍落层，在那里它们经常被泥石流或融水重新加工。在东班克斯岛，泥石流的形态、大小和活动在很大程度上取决于融化土壤的液体极限、渗透性和含水量

1974)。由此产生的泥石流沉积物通常由土壤、泥炭和植被的混合物组成(Murton 2001)。

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