冻土和冻土地貌共27页文档
冻土地貌
半干旱气候区的气温低，有适量的降水，正适合冻土的发育， 再加上气温周期性变动幅度较大，更有利于冻土地貌的形成， 所以在这一区域里冻土地貌发育最齐全。斯堪的纳维亚冰盖外 围在中欧、东欧有显著的苔原带，冻土和冻土地貌很发育。中 欧的苏台德山和东欧的喀尔巴阡山等地区，地处海洋性气候和 大陆性气候的过渡区，冻土地貌也较发育。我国昆仑山—唐古 拉山之间、祁连山东段、大小兴安岭等山地，也正处于半干旱 气候区，冻土带的宽度大，多年冻土厚，冻融作用强烈，冻土 地貌的类型也最为齐全。
米 垂直地带性
表现在高山冻土中。
非地带性因素的干扰： • 海陆分布 • 岩性和含水量 • 坡向和坡度 • 植被和雪被
• 现代全球冻土分布 3500万平方公里，陆地面积的1/4，主要分布在俄罗斯、加拿
大境内。 我国境内215万平方公里，东北北部、西北高山、青藏高原。
加拿大境内的冻土分布
北
南
冻土的剖面结构
3．石冰川(rock glacier) 石冰川是由内部冰冻结起来的具棱角的碎屑物构成的 巨型的叶状或舌状地貌。
乌鲁木齐河源的石河（3550米）
昆仑山石冰川
冰川地貌与冻土地貌
(6)羊背石：
为冰川基床上的一种侵蚀地形，是由基岩组成的小丘，常成群分布， 远望如匍匐的羊群，故称为羊背石。其平面为橢园型，长轴方向与冰流动方 向一致，向冰川上游方向的一坡由于冰川的磨蚀作用，坡面较平，坡度较缓， 并有许多擦痕；而在另一侧，受冰川的挖蚀作用，坡面坎坷不平，坡度也较 陡。羊背石的形成，是由于岩层是软硬相间的排列，当侵蚀、风化的作用查 行时，软的岩层会被侵蚀的较多较深；而硬的岩石抵抗侵蚀、风化的能力较 強，所以在侵蚀、风化后，硬的岩层会较软的岩层高，形隆起的橢园地形， 一面受磨蚀、一面受挖蚀。
(7)冰川磨光面、冰川擦痕：
在羊背石上或U型谷谷壁及在大漂砾上，常因冰川的作用而 形成磨光面，当冰川搬运物是砂和粉砂时，在较致密的岩石上， 磨光面更为发达；若冰川搬运物为砾石，则在谷壁上刻蚀成条 痕或刻槽，称之为冰川擦痕，擦痕的一端粗，另一端细，粗的 一端指向上游。
（二）冰碛地貌
冰碛地貌可分为冰碛丘陵、侧碛堤和终碛堤等。
六亿年前的冰碛岩
由于冰川的消融或负荷过多，被搬运的物质就堆积下来成为冰碛物。冰碛物
往往是由漂砾（特大的石块）、砾石、砂和粘土组成的混合堆积物，因此有 人把冰碛物称为冰砾泥。但由于冰川活动区岩性的影响，冰碛物的成分和粒 度可有较大的差别。冰碛物缺乏分选，不显层次，但其中可夹有冰水形成的 砂砾透镜体。冰碛物中常含有大量砾石，磨圆度差，多呈次棱角状。冰碛石 表面常有冰川搬运时砾石与基岩或砾石之间相互刻磨而成的擦痕、刻槽及磨 光面。冰碛物中的石英砂粒棱角尖锐。在冰川的研磨作用下，颗粒常具贝壳 状断口。有些侧碛有冰川表碛滚落堆积，因而可出现明显向外侧倾斜的现象。 有些冰碛石在运动过程中，适应冰流方向，调整自己的方位，其长轴顺冰流 方向延伸。
第八篇冻土地貌
地温年变化深度 h0处的地温称年平均地温，用t p 表示。在 多年冻土区，t p 为负值，其值越低，冻土越厚。
由图6-2知，地表以下某一深度地温为零度处（a点所在的 深度h1 ），该深度以上的土层夏季融化，冬季冻结；该深 度以下的土层终年处于冻结状态，这一深度称为多年冻土 的上限。从地表到这一深度的距离 h1 为多年冻土上限的埋 深。多年冻土底部又达零度（c点所在的深度 hs ），这一深 度称为多年冻土的下限，其上为多年冻土层，其下为在地 球内部热能影响下的非冻层。多年冻土上下限之间的距离 为多年冻土的厚度(H)。
从高山到平原，多年冻土的上限也是逐渐加深，厚度不断减小。年平均地温不断升高。在 我国，海拔每升高100-150米，冻土上限深度减小0.2—0.3米，厚度增加30米。年平均地 温降低1℃.
在多年冻土区的大河河床，湖泊底部、及温泉的周围，往往形成从地表往下切穿整个冻土 层的贯通融区；在小河河床、部分河漫滩及阶地、湖泊周围，常形成部分切穿冻土层的非 贯通融区，它们将连续的多年冻土带分割成具有岛状融区的多年冻土带和具有大面积融区 的岛状冻土亚带。统称不连续多年冻土带。
形成机制和过程与石环十分近似，地表呈现出岩块、岩屑遍布，泥土呈斑装嵌在碎石之 间。
五 冻胀丘
地下水受冻结地面和下部多年冻结层的阻遏，在薄弱地带冻结膨胀，使地表变形，隆起成 为土丘，叫冻胀丘。
工程资料：什么是冻土地貌
岩土工程资料：什么是冻土地貌
什么是冻土地貌？
处在大陆性气候条件下的高纬度极地或亚极地地区，以及高山高原地区，由于降水量很少，所以尽管温度很低，大都不能形成冰川而广泛发育冻土。因此，凡属上述地区，由于缺少冰雪覆盖，土层直接暴露于地表，从而导致土层中热量不断散失（年平均吸热量小于放热量），引起地温的逐步下降，于是在土层下部形成了多年不化的冻结层。这样的土层称为冻土或永冻土。冻土的主要外力作用是融冻作用。以融冻作用为主所形成的一系列地质、地貌现象总称为冻土地貌。
如石海与石川、冰冻结构土、融冻泥流、热力岩溶地形（如沉陷漏斗、浅洼地、沉陷盆地、热力岩溶湖等）、冻胀丘与冰丘等。
冰川地貌与冻土地貌
冰川地貌与冻土地貌
在高纬和高山等气候寒冷地区，如果降雪的积累大于消融，积雪将逐年加厚。在一系列物理过程影响下，积雪就变为冰川。冰川本身就是一种地貌，也是寒冷地区重要的地貌营力，可塑造一系列冰川地貌。但在降水量少的条件下，地表不能积雪成冰川。在这种地区土层的上部常发生周期性的冻融，下部则长期处于冻结状态，成为多年冻土。多年冻土层中发生的冻融作用，可塑造一系列冻土地貌关于冰川作用和冰川类型、分布，在第五章第四节已有介绍。这里只着重讨论冰川的地貌作用和冰川地貌的特点。
一、冰川作用
冰川在运动时能对地表进行侵蚀。但冰川运动的速度缓慢，每年只有数十米至数百米不等。冰川各个部分的运动速度并不一致，其中从粒雪盆（雪线以上的积雪盆地，即冰川的补给区）出口到冰舌上部这一段速度最快；在横剖面上则以冰川中部为最快。实际观察还证明，冰川表面运动速度最快，且自冰面向底部递减。冰川运动的速度有季节变化和日变化，一般是夏季快，冬季慢；白昼快，夜间慢。
在粒雪盆中冰川有向心运动和下沉运动，在冰舌部分有侧向运动和上升运动。冰川运动是由可塑带的流动和底部的滑动组成的。而冰川滑动则是产生侵蚀作用的根本原因。
冰川是一种巨大的侵蚀力量。冰岛的冰源河流含沙量为非冰川河流的五倍，侵蚀力可能超过一般河流的10—20倍。冰川主要是依靠冰内尤其是冰川底部所含的岩石碎块对地表进行侵蚀。在冰川滑动过程中，它们不断锉磨冰川床，这种作用通常称为磨蚀（刨蚀）作用。另外，冰川下面因节理发育而松动了的岩块和冰冻结在一起，冰川运动时岩块被拔起带走，这就是拔蚀（掘蚀）作用。
第六章 冻土地貌
第六章冻土地貌
在高纬度的极地、亚极地及中低纬度的高山高原地区，如果处于较强大的大陆性气候条件下，地温常处于零温或负温，降水少，大部分渗入土层中，不能积雪成冰，而土层的上部常发生周期性的冻融，下部则长期处于冻结状态，这样的土层就是多年冻土层。由多年冻土层中的冻融作用而产生的地貌，称为冻土地貌。在冰川边缘地区也能形成一类类似冻土区的地貌，所以冻土地貌包括冰缘地貌。
第一节冻土
一、冻土概述
㈠冻土的基本特征
凡处于零温或负温，并含有冰的各种土（岩），统称冻土。
冻土按其冻结时间的长短，可分为季节冻土和多年冻土两类。前者指冬季冻结，夏季融化的土层。后者指冻结持续多年，甚至可达数万年的土层。冬季冻结，一、二年内不融化的土层称为隔年冻土。隔年冻土是季节冻土和多年冻土的过渡类型。
多年冻土可分为上下两层，上层为夏融冬冻的活动层，下层为多年冻土层。活动层在冬季冻结时与多年冻土层能完全衔接起来，称衔接多年冻土，活动层在冬季冻结时不与多年冻结层衔接，其间隔有一层未冻结的土层，则称为不衔接多年冻土。如今夏融化深度小于去年冻结深度，结果便在活动层与多年冻土层之间出现一薄层（一般厚0-20cm）隔年冻土层。隔年层可以保留一年或数年。
冻土层的温度是随着气温而变化的，地温变化的幅度以地表最大，随着深度加大而减小，至某一深度，其值等于零。这个深度称地温年变化深度。在此温度下地温不发生年变化，而在地热影响下，随着深度的增加地温又逐渐增加。地温年变化深度处的地温值称年平均地温，在多年冻土地区，其值为负值，其值越低，则冻土越厚。其值升高，说明冻土退化。
冻土与冻土地貌
也随之变化，平地上的耕地明显减少，洼地上的草地大量转化为湿地，越年积雪(积雪期
超过一年)面积减少。据此完成6～8题。
4．导致西伯利亚地区土地覆被变化的首要原因是（A）
A．气温升高 B．气温降低 C．降水增多 D．降水减少
5．湿地面积增加主要是因为当地（D）
A．洪水暴涨 B．退耕还湿C．地面沉降 D．冻土融化
种最普遍的冻融作用形式.
冻融扰动
冻融扰动是指在多年冻土活 动层内发生的,因受冻涨挤压 而引起的一种土层结构的塑 性变形现象
冻融泥流
冻融泥流是指冻土层上部解冻时，融化的水使松散 土层达到饱和状态，这种饱含水的土乘因具有可塑 性，在中立作用下发生沿斜坡蠕动的现象。
冻拔现象（可以拔石 头、树木、桩基）
如冻拔树：在纬度高 的寒冷地区，当土壤 含水量过高时，由于 土壤结冻膨胀而升起， 连带植物抬起。至春 季解冻时，土壤下沉 而植物留在原位造成 植物根部裸露死亡。
3．阅读图文资料,完成下列要求。
青藏高原气候高寒，气温一般低于地温，是我国主要的冻土分布区，冻土土层可分为活动层和多年冻土层两部分。 其中，活动层靠近地表，随着外界气温变化或冻或融；多年冻土则常年处于冰冻状态。青藏铁路格（尔木）拉 （萨）段成功穿越了约550千米的连续多年冻土区，是全球目前穿越高原、高寒及多年冻土地区的最长铁路。活 动层反复冻融及冬季不完全冻结，使冻土的体积发生膨胀和收缩，会危及铁路路基，为此青藏铁路的建设者们创 造性地提出了低架旱桥、热棒技术、抛石路基等措施。其中抛石路基即用碎块石填筑路基，利用其通风透气性， 隔阻热空气下移，同时吸入冷量，起到保护冻土的作用。左图是青藏铁路分布图，右上图是抛石路基结构示意图， 右下图为片石护坡景观图。
微考点 冻土(共29张PPT)
当堂 训练
一驴友在滇西北某地考察日记中写道“继续向上,脚下不再是如茵的低草,放眼望 去:山坡上碎石遍布,这便是我们此行的目的地——流石滩。在这荒凉的“石海” 中,竟有鲜艳的高山花卉匍匐在石缝间悄然绽放……”。下图为驴友拍摄的流石 滩照片,据此完成6～7题。
（2）简述b图季节性冻胀丘的形成原因。
该地地势低洼，夏季有沼泽 分布，有稳定的地下水补给， 土壤含水量大；冬季过湿土 壤冻结，体积膨胀上升形成 冻胀丘。
当堂 训练 多年冻土分为活动层和多年冻层上下两层。地理学者研究发现多年冻土区的融沉、冻 胀丘、冰锥等对管道的安全性构成了潜在的威胁。冻胀丘是由于地下水受冻结地面和 下部多年冻土层的遏阻，在薄弱地带冻结膨胀，使地表变形隆起，称冻胀丘，按其存 在时间可划分为季节性冻胀丘和多年生冻胀丘。季节性冻胀丘每年冬季发生，夏季消 失。下图为漠大线加格达奇观测站地温变化和季节性冻胀丘形成剖面示意图。
当堂 训练
石环是一种地貌特征。泥土和小的岩屑集中在中间，岩块就会被排挤到周边， 呈多边形或近圆形，好像有人有意识地将石头围成一圈，这种冻土地貌叫作石 环。下图为某地石环图。据此完成1～3题。
1．石环形成的主要外力作用及外部条件是 A．风化作用 气温 B．侵蚀作用 降水 C．搬运作用 气温 D．堆积作用 降水
冻土
石海： 是强烈寒冻风化、岩石就地崩裂 的产物。发育石海的必要条件即地 形比较平坦，出露坚硬而多节理裂 隙的岩石，温度在0℃上下大幅度升 降变化。硬度小、节理不发育的岩 石，如页岩、粘土岩等，经寒冻风 化一层层地崩解为细块岩屑，就不 利于在原地保存下来。
气候
冻土分布区的环境条件存在差异。 冰沼土分布区属苔原气候，大部分地面被雪原和冰川所覆盖，年平均温在0℃以下， 一般都在-10℃至-17℃，冬季气温可低至-40℃，甚至-55℃，夏季温度也很低，7月份平均温度不超过10℃，全年结冰日长达240天以上。 高山冻漠土年均温也很低，一般为-4℃至-12℃。冻土区降水很少，欧洲部分为200—300毫米，亚洲和北美洲北部在100毫米以下， 西藏冻漠土区因地势高、远离海洋，降水更稀少，一般为60～80毫米，其北部更少，为20～50毫米，其中90%集中于5—9月。降水虽然少，但气温低，蒸发量小， 长期冰冻，土壤湿度很大，经常处于水分饱和状态，夏季土壤—母质融化，砂土可达1～1.5米，壤土70～100厘米，泥炭土35～40厘米，以下即为永冻层， 高山冻漠土在宽谷、湖盆永冻层深度80厘米，山坡上可达150厘米。
(完整word版)冻土以及它的分布和利用
冻土以及它的分布和利用
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（数年至数万年以上）。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
种对温度极为敏感的土体介质，含有丰富的地下冰。因此，
冻土具有流变性，其长期强度远低于瞬时强度特征。
冻土因为土壤里面或多或少的都含有水分，但温度降到零度或零度以下，土壤里的水分就会凝结成冰将土壤冻结，这样就产生了冻土。冻土形成以物理风化为主，而且进行得很缓慢，只有冻融交替时稍为显著，生物、化学风化作用亦非常微弱，元素迁移不明显，粘粒含量少，普遍存在着粗骨性。高山冻漠土粘粒的K2O含量很高，可达50克每千克，说明脱钾不深，矿物处于初期风化阶段。
如果土层每年散热比吸热多，冻结深度大于融化深度，多年冻土逐渐变厚，称为发展的多年冻土，处于相对稳定状态；如果土层每年吸热比散热多，地温逐年升高，多年冻土层逐渐融化变薄以至消失，处于不稳定状态，称为退化的多年冻土。如果多年冻土在水平方向上的分布是大片的、连续的、无融区存在的称为整体多年冻土；如果多年冻土在水平方向上的分布是分离的、中间被融区间隔的称为非整体多年冻土。又可根据冻土的地理分布，成土过程的差异和诊断特征，可分为冰沼土和冻漠土两个土类。
冰沼土又称苔原土，我国把冰沼土这一土壤名称，改为冰潜育土，分布于极地苔原气候区和我国黑龙江北部。冰沼土是冻土中具有常潮湿土壤水分状况，具有碳氮比>13的潜育暗色表层和pH<4.0的斑纹AB层的土壤。冰沼土土层浅薄，剖面由泥炭层和潜育层组成，土体构型为O-Oi-Cg或Oi-Cg型。
冰川地貌和冻土地貌PPT讲稿
2.雪线以下，终碛堤以上既有侵蚀地貌，又有
堆积地貌，如冰川槽谷、羊背岩、蛇行丘等。
3.终碛堤及其以下以堆积地貌为主，如终碛堤外
缘的冰水扇、冰水外冲平原等。
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大陆冰川地貌组合
• 具有明显的水平地带性。 1.终碛堤以内：以冰碛地貌为主，有鼓丘、蛇行
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终碛垄
• 分布在冰川舌前端的弧形垄岗，其中大陆冰
川的终碛垄较长，可达几百公里，但高度较低，
约30—50m。而山岳冰川的终碛垄相反，长度
不大，但高度较Байду номын сангаас，可达百米以上。
• 终碛垄由二种堆积作用形成，第一是冰川前进
时，像推土机一样，把冰前沙砾挖起并向前挤 压隆起；第二是因冰川舌的剪切断裂作用，将 底碛、中碛和里碛沿剪切面推举至冰面，后又 沿冰舌斜坡滚落在冰舌前方，叠加在挤压冰碛 物之上，共同组成终碛垄
冻土地貌
(一)冻土及其分布与成因 (二)融冻作用 (三)冻土地貌
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(一)冻土其分布与成因
1. 按冻结时间的长短，冻土可分为季节冻土和
多年冻土二类。前者每年冬季冻结，夏季融
解；后者长期处于冻结状态。这里所指的冻 土就是指多年冻土而言。
第七章 冻土地貌[知识发现]
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• 在寒冻风化作用下,岩石遭受崩解破坏,形成大片巨石 角砾,就地堆积在平坦的地面上,形成石海.
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岩屑坡
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在山坡上寒冻风化产生的大 量碎屑滚落到沟谷里,堆积厚 度逐渐加大,在重力作用下发 生整体运动,形成石河.
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Rock glaciers are bodies of loose rock (talus, scree) "lubricated" by interstitial ice. This one on Disko, Greenland, is moving at about 10-15 cm/year. The mountain top is some 800m above sea level. (Ole Humlun). INSET shows 1km-long rock glacier from Piz Albana, European Alps. (W. Haeberle)
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4
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5
★青藏铁路格尔木至拉萨段,穿越 戈壁荒漠、沼泽湿地和雪山草原, 全线总里程达1142km
★青藏铁路铁路穿越多年连续冻 土里程达550km
★青藏铁路冻土地段时速将达到 100km,非冻土地段达到120km, 这是目前火车在世界高原冻土铁 路上的最高时速
第六章冻土地貌
地貌学
华中师范大学城市与环境科学学院
第三节冻土地貌的发育
一、冻土地貌发育的时间差异
（一）现代冻土地貌发育的范围缩小 （二）现代冻土地貌发育的高度变高 （三）冻土地貌类型和规模发生变化
随着冰后期的气温升高，全球冻土处于 退化趋势。
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二、冻土地貌发育的空间差异
（一）不同气候区的地貌发育状况不同（水热条件） 冻土地貌发育 地区类型 气候特点 状况 海洋性气候区 降雪量大，雪线高度较低，雪线附近气 多年冻土不发育
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3.成因
（1）冰川退缩后，聚集在冰斗和槽谷中的冰碛物，在冻融 作用下向下运动 （2）由寒冻崩解产生的倒石堆或碎屑陡坎的岩块循冰川 谷移动
4.发育地区
冰川退缩后的冰斗或冰川槽谷
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（三）多边形（构造）土Polygon
1.概念
指由冻裂作用形成的网格状地形
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3.成因
在地势平坦地区，富有节理的坚硬岩石（如花岗岩、 玄武岩、石英岩等）在融冻作用下，形成块砾并就地堆积 而成
4.发育地区
多发育在富有节理的花岗岩、玄武岩、石英岩等岩性坚 硬、地势平坦的基岩山顶或和缓的山坡上
石海常在同一走向、同一岩性和一定高度的山坡上部发育，有一条平整的界 限，称石海线。石海线比同期雪线高度要低200-300m或400-500m。
第九章冰川冻土地貌
终 碛 堤
鼓 丘
鼓丘的平面图和剖面图
鼓丘景观
第二节 冰川地貌
三、冰水堆积地貌
冰雪融化后形成的水流称为冰水。冰水堆积是指冰川消融时冰下径流和 冰川前缘水流的堆积物，大多数是原有冰碛物，经过冰融水的再搬运、 再堆积而成。 按其形态、位置及成因等，分为冰水扇、冰水湖、冰砾阜和冰砾阜阶地 、锅穴和蛇形丘等地貌。 锅穴指分布于冰水平原上常有一种圆形洼地，深数米，直径十余米至数 十米。底部有底碛物等隔水层时，可积水成池，称窝状湖。 冰砾阜是一些圆形的或不规则的小丘，是冰面上小湖或小河的沉积物， 在冰川消融后沉落到底床堆积而成。 当冰川全部融化后，这些冰水物质就堆积在冰川谷的两侧，形成冰砾阜 阶地。它只发育在山地冰川谷中。 蛇形丘是一种狭长而曲折的垄岗地形，由于它蜿蜒伸展如蛇，故称蛇形 丘。
泥流舌群
第三节 冻土地貌
四、冻胀丘和冰核丘
由于冻土区内土层粒度和水分的分布不均匀，含水多的细土中分 凝冰的形成，使其获得比周围土层更高的冻胀率，形成局部隆起 的丘状地形，称冻胀丘。 土层冻结时，若土层中的某些部分不断接收冻结层间水或层下水 的补给，将形成一个地下冰核，冰核使地面隆升成丘，即冰核丘 。
冰核丘
冻胀丘
第三节
冻土地貌
Байду номын сангаас
石海
石河
第三节
冻土地貌
2022高考地理专题十三 冻土、冻融、冻土地貌(含答案解析)
微专题十三冻土、冻融、冻土地貌
【点拨高考】冻土地貌三高考常考的地貌类型之一，2019年全国3卷考查了冻土对湿地的影响，2015年全国1卷考查了冻土对青藏铁路建设的影响。冻土地貌类型多样，其考查日益成为高考热点。
【知识梳理】一、冻土
凡处于零度及以下温度，并含有冰的各种土（岩），统称为冻土。
1.分类：
冻土按其时间的长短，可分为季节冻土和多年冻土两类。
季节冻土指冬季冻结、夏季全部融化的土层；多年冻土指冻结持续多年，甚至可达数万年的土层。多年冻土在地球上主要分布在俄罗斯和加拿大。我国多年冻土面积主要分布在东北、北部山区、西北高山及青藏高原地区。
多年冻土可分为上下两层，上层为夏融冬冻的活动层，下层为多年冻结层。
2.特征冻土层的温度是随着气温而变化的。地温变化的幅度以地表为最大，随着深度加大而减小，至某一深度，其值等于零。这个深度称为地温年变化深度。
3.分布规律冻土在地球上的分布具有明显的纬度地带性和垂直地带性。
多年冻土区与非多年冻土区之间的界线，在水平方向上称为多年冻土南界（北半球），在垂直方向上称为多年冻土下界。随着多年冻土动态变化，南界和下界亦不断发生变化，并且在各种非地带性因素影响下，分界线也往往不是一条直线。
①自极地向低纬度方向，多年冻土分布厚度不断减小。年平均地温相应升高。
②中低纬度高山高原地区的冻土分布，主要受海拔高程的控制。一般来说，海拔愈高，厚度愈大，地温愈低。
全球冻土分布图：
连续多年冻土区，是全球目前穿越高原、高寒及多年冻土地区的最长铁路。多年冻土的活动层反复冻融及冬季不完全冻结，会危及示意青藏铁路格拉段及沿线年平均气温的分布，其中西的滩至安多为连续多年冻土分布区。图b为青藏铁路路基两侧的热棒照片及其散热工作原理示意图。热棒地上局部为冷凝段，地下局部为蒸发段，当冷凝段温度低于蒸发段温度时，蒸发段液态物质汽化上升，在冷凝段冷却成液态，回到蒸发段，循环反复。
高考地理：什么是冻土？什么是冻融？冻土地貌有哪些？
高考地理：什么是冻土？什么是冻融？冻土地貌有哪些？
什么是冻土？
极地、亚极地地区和中低纬的高山、高原地区，在较强的大陆性气候条件下，气温极低，降水量很少，地表没有积雪，形成0℃或0℃以下并含有冰的冻结土层，称为冻土。
冻土随季节变化而发生周期性的融冻，如果冬季土层冻结，夏季全部融化，叫季节冻土。
季节冻土示意图
如多年处于冻结状态的土层，或至少连续3年处于冻结状态的土层，称为多年冻士。
多年冻土示意图
一冻土的分布
世界上冻土总面积约为300万平方千米，占地球全部大陆面积的25%（2012年数据）。全球冻土分布图（红圈：青藏地区冻土）
北半球冻土分布面积较大，俄罗斯和加拿大是冻土分布最广的国家。
我国多年冻土分布在东北北部地区、西北高山区及青藏高原地区。
我国冻土分布图
二冻土的厚度
多年冻土区的冻土分上下两层。
上层每年夏季融化，冬季冻结，叫活动层。
下层常年处在冻结状态，叫永冻层。
冻土分层示意图
多年冻土的厚度从高纬到低纬逐渐减薄，以至完全消失。【例如，北极的多年冻土厚达1000m以上，年平均地温为-15℃，永冻层的顶面接近地面。向南，到连续冻土的南界，多年冻土厚度减到100m以下，年平均地温为-3~-5℃，永冻层的顶面埋藏加深。大致在北纬48°附近是多年冻土的南界，这里年平均地温接近0℃，冻土厚度仅为1~2m。】
多年冻土从高纬到低纬不仅厚度变薄，而且由连续的冻土带过渡到不连续的冻土带。多年冻土不连续带是由许多分散的冻土块体组成，这些分散的冻土块体称为岛状冻土。
中、低纬度的高山、高原地区，多年冻土的厚度主要受海拔控制。一般来说，海拔愈高，地温愈低，冻土层愈厚，永冻层顶面埋藏深度也较浅。【海拔每升高100~150m，年平均地温约降低1℃，永冻层顶面埋藏深度减小0.2-0.3m】