冻土和冻土地貌共27页文档
地貌
(7)通过采集不同时代三角洲的14C年龄测定样品，计算三角洲 的发育速度。 根据地貌调查资料分析，区分三角洲的类型，推断三角洲的形 成过程，预测海平面变化或构造运动对三角洲发育的影响。 (四)课堂实习 解译航空像片(见图1)，判读各种河流地貌类型及其组合、分 布特征。
中巴卫星
长江江苏镇江段
2．冻土地貌观察 冻土地貌是指多年冻土分布区表层发生周期性融冻作用 冻土地貌 所形成的地貌形态。常见的冻土地貌类型包括石海、石河、 多边形土和石环等。对于石海和石河，主要观察其出现的高 度、岩性、砾径及其分布特征，采样测定其年代；对于多边 形土和石环，要观察其大小、形态、结构等特征，判断其发 育状况。 (四)课堂实习 解译航空像片(见图3．10)上的地貌类型和各种地貌的 分布与特征。
2．平原及其河流地貌观察 ． 平原区河床地貌比较复杂，许多地貌形态被泥沙埋藏，而且 受人为改造影响很大，野外调查难度不小。主要观察内容包括： (1)观察河床平面形态，判别河床类型，如曲流、辫流等及其 发育原因； (2)观察河谷的对称性，心滩发育程度，河漫滩的高度和宽度 等，阐明它们与地质构造及水文的关系； (3)观察平原上天然堤、决口扇、洼地牛轭湖等地貌特征、分 布、物质组成等，分析它们的成因。通过钻探和沉积分析方法 研究古河道、埋藏阶地等埋藏地貌。
冰川的运动状态，可通过测量冰川的运动速度，观察冰川表面的 各种裂隙、沟槽、冰柱、冰蘑菇及各种冰碛物的岩性、形态特征 等来了解。 (2)冰蚀地貌观察 冰蚀地貌主要包括冰斗、刃脊、角峰、冰川谷 (U形谷)、羊背石等。冰斗形成于雪线附近的积雪凹地，往往成群 地分布于同一高程上。冰斗的形态容易辨认，其三面为峭壁所围， 外形呈围椅状，朝向坡下的出口处存在岩坎，底部常有巨砾分布。 测量冰斗出口处的高程，可确定雪线的位置。当冰川消退后，冰 斗底部常会积水形成冰斗湖。辨认刃脊或角峰不能单凭是否是狭 窄的山脊或塔状的山峰形态来确定，关键是这些地貌形态只有与 关键是这些地貌形态只有与 冰斗共生才是真的刃脊或角峰。对冰川谷观察，主要是测量其纵、 冰斗共生才是真的刃脊或角峰 横剖面形态，其高程、方位等。要注意冰川谷壁上冰川作用痕迹、 擦痕和刻槽等，确定它们的深度、宽度及方向。分析冰川谷纵剖 面上坡坎的分布与成因，是否与岩性、构造、支冰川汇入等因素 有关。如果冰川谷底部有羊背石发育，要测量其形态、坡度及长 轴方向等，还应分析羊背石的岩性、构造与表面擦痕等特征。
冻土地貌
This prominent pingo, located in the Mackenzie River delta of the northwest Canada, certainly ranks in the largest size category exhibited by these periglacial landforms.
有冰核的冻胀丘
冻涨丘及其遗迹
五、土溜阶坎
当融冰时地表过湿的松散沉积物，沿坡向下流动，前端常成 一陡坎，叫土溜阶坎（图6-14）。土溜阶坎高约1 m左右， 宽4～5 m，有的规模还要大一些。土溜阶坎的成因是多年冻 土上部的活动层周期性融化，融化的水受下部永冻层的阻挡 不能下渗，结果活动层的松散物质为水浸润，内摩擦减小， 在重力作用下就缓缓沿坡向下滑动，如遇阻或坡度变缓，流 动的速度减慢，前端就壅塞成一个坡坎。
我国青藏高原在更新世的冰缘气候环境下发育一些冻土， 并在早更新世湖泊地层中形成许多冻融扰动；另外，高原 上在晚更新世又形成了许多冻土地貌，如沱沱河谷地的古 冰楔，唐古拉山南坡的古多边形土等。
冰后期大陆冰盖退却后，在高纬地带可能出现新的冻土。但是， 随着冰后期的气温升高，全球多年冻土处于退化趋势，这对冻土 地貌发育有很大影响： （1）现代冻土地貌发育的范围缩小，如欧洲古冻土南界曾经伸 展到北纬45°的法国中部和多瑙河中游，但现在已退缩到北纬 68°的挪威北部；我国东部的古冻土也曾分布到北纬40°左右， 在晚更新世后期，大约26,000年前，在华北的一些海拔1000 m的 山间盆地，发育了冰楔和冻融扰动，而现在冻土南界北移到北纬 47°～49°附近。 （2）现代冻土地貌发育的高度变高，冰后期山地多年冻土下界 上升，我国多数山地冻土下界上升500～1000 m。 （3）冻土地貌类型和规模发生变化，在过去冰楔或多边形土发 育的一些地区现在已没有冻土地貌发育，随着冻土的退化，永冻 层上界的降低，热力喀斯特作用强盛，发育一些滑塌和沉陷。
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。
冰川的搬运能力是惊人的。
大陆冰川可以把大片基岩搬走；山岳冰川的搬运能力也不小。
喜马拉雅山中即有直径28米，重量超过万吨的大漂砾。
冰川通过磨蚀、拔蚀、雪崩和山坡上的块体运动获得大量碎屑物质。
这些碎屑被冰川携带而下，通称运动冰碛。
其中，出露于冰面的叫表碛；夹带在冰内的叫内碛；在冰川底部的叫底碛；位于冰川两侧的叫侧碛；两支冰川会合则形成中碛。
地貌学 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。
㈡冻土的分布规律世界上冻土的分布面积约为3500万平方千米，占地球全部大陆面积的25%。
俄罗斯和加拿大是冻土分布最广的国家。
我国冻土分布在东北北部地区、西北高山区及青藏高原区。
冻土面积约215万平方千米，占全国总面积的22.3%。
冻土在地球上的分布具有明显的纬度地带性和高度地带性。
在水平方向和垂直方向上，多年冻土带都可以分为连续多年冻土带和不连续多年冻土带。
第六章冻土地貌
第一节 冻土（Frozen Earth, Frozen Soil,
Frozen Ground）
一、分布
✓ 全球冻土面积3500万平方公里,占大陆面积的1/4 ✓ 俄罗斯和加拿大的冻土面积最广
✓ 中国:北纬48°以北的黑龙江地区、西南海拔 4300-4500m以上的高原，215平方公里，占国 土面积的22.3%
冰楔的规模：宽数十厘米，深度1米左右
与围岩的关系分类------后生（多层后生）、同生冰 楔
2砂楔:代表
古冰楔，充填 砂粒，形态相 似。
冰楔的平 面呈多边 形
Aerial view of ice-wedge polygons in the Canadian Arctic
三、石环、石圈和石带
1石环：由较细粒土和碎石为中心的周围是较大砾石为圆边的环 状冻土地貌
二.冻土的厚度 北极年平均气温为-15°C，厚度达1000m 以上，向南 至连续冻土的南界，厚达100m以下。北纬48度高 山区年均0°C，厚度1~2m.
受纬度、高度控制，与气候、岩性、坡向与坡度、植被 与雪盖层等地理条件影响。
多年冻土层活动层的变化 ✓ 纬度的控制---永冻层顶面的埋深自北向南加深、厚度变小 ✓ 西伯利亚厚约数百米，我国东北一般不超过25-30米 ✓ 冻土分布的下限由南向北逐渐降低
五．冻土的成因：寒冷气候的产物，北极－西伯利亚老的形成于６０～１０万年前 （始新世～更新世）；较新的于２０００～３０００年前形成．
第二节 冻土地貌（Frozen Ground Geomorphology）——与冻融作用相关
冻融作用是指冻土层中的地下水和地下冰在气候周期 性的正负变化影响下，不断发生相变和迁移，使土层反复 冻结挤压，导致土体或岩体的破坏、扰动和移动的作用
(整理)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。
冰川的搬运能力是惊人的。
大陆冰川可以把大片基岩搬走；山岳冰川的搬运能力也不小。
喜马拉雅山中即有直径28米，重量超过万吨的大漂砾。
冰川通过磨蚀、拔蚀、雪崩和山坡上的块体运动获得大量碎屑物质。
这些碎屑被冰川携带而下，通称运动冰碛。
其中，出露于冰面的叫表碛；夹带在冰内的叫内碛；在冰川底部的叫底碛；位于冰川两侧的叫侧碛；两支冰川会合则形成中碛。
冻土与冻土地貌
阿拉斯加多年冻土区的湿润地表条件
多年冻土的存在有利 于植被生长；土壤水分 高时，有利于地下冰的 形成，而地下冰在夏季 融化时会吸收大量的热， 因此也有利于保护多年 冻土的向下融化；较好 的植被条件会在夏季通 过遮阴效应，降低土壤 温度；植被生长提高了 土壤有机质含量，降低 土壤导热率，对多年冻 土也有保护作用。
答案：4．（1）青藏高原海拔高，空气稀薄，晴天较多；白天被削弱的太阳辐射较少， 到达地面的较多，地面吸收后增温；但空气稀薄云量较少，大气对地面的长波辐射 吸收较少，加之高原地区多大风天气，大部分热量散失掉，气温较低。
（2）冬季的时候，冻土在冻结状态下，体积会发生膨胀，建在上面的路基和钢轨就会 被顶起；到了夏季，冻土消融，体积收缩，路基和钢轨随之沉下去；反复出现就会 造成路基严重变形，铁轨出现严重弯曲、高低不平，影响列车行车安全。
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。
6．西伯利亚地区平地上减少的耕地主要转化为 （C ）
A．林地
B．湿地C．草地
D．寒漠
6、近年的气候变化应是全球气候变暖，A正确；气温降低，会使越年积雪增加，而不会减少，且气温降低， 西伯利亚的降水类型为雪会更多，冻土冻得更实，也不会让草地成为湿地，B不符；降水包括降雪，降水增 多，会使越年积雪增加，而不会减少，C不对降水减少虽然可能导致越年积雪面积减少，但如果气温仍然保 持在较低气温下，长期积雪累积也不会导致越年积雪面积减少，D不符。 7、全球气候变暖对当地的影响是冻土融化，导致土壤中液态水量增加，湿地面积增加，D符合。材料中指 出当地是洼地上的草地大量转化为湿地，并不是耕地还湿引起，B不对；当地纬度较高，降水少，气温相对 较低，洪水暴涨的可能性小，且当地洪水的形成要么是因气温回升过高，积雪融量大，要么是短时降水增多， 但要注意的是洪水暴涨是一个短时期内的现象，并非长时期的现象，但不一定会形成湿地（湿地是在长期或 季节性有水的状态下形成的），地面沉降不一定会有水存在，虽然沉降后地势低洼，利于蓄水，但要注意的 是“洼地上的草地大量转化为湿地”，表明转化为湿地的地方已经是洼地，故A、C不符合， 8、注意耕地是由于人类活动参与而导致的，应该是砍伐森林或将草地过度开垦形成。因当地植被主要为针 叶林，气温升高必将使针叶林生存地减少，所以耕地转化为林地的可能小，再则耕地演替为森林需要的时间 更长，A不对；原来有耕地、草地，变暖更不会形成寒漠，D不对；耕地减少可能是因为冻土融化，不利于 耕种或人为荒弃导致，再则与低洼的草地相比，平地上不利于储水，所以成为湿地的可能性少，B不对；由 于冻土融化，原洼地上的草地主要转化为湿地，生物中原有的草必将会转移，其空间将会转移至原有的耕地 处，再则耕地减少后，原有耕地不会再有人类耕种等，杂草会随之生长，所以耕地应主要转化为草地，C符 合。
微考点 冻土(共29张PPT)
地表开挖沟渠，排走地表水 和地下水；在管道两侧的地 下建设截水墙等阻水工程， 阻止地下水流向管道；在冻 胀丘上钻孔，排干丘内水分。
当堂 训练
（2015年全国1卷）多年冻土分为上下两层,上层为夏季融化、冬季冻结的活动 层,下层为多年冻结层。我国的多年冻土主要分布于东北高纬地区和青藏高原高 海拔地区。东北高纬地区多年冻土南界的年平均气温在-1～1℃,青藏高原多年 冻土下界的年平均气温约-3.5～-2℃。
8．据图分析，图中铁路沿线的
地势起伏状况是
A.北高南低
B.南高北低
C.南北两端海拔相近
D.中部高，南北两侧低
当堂 训练
多年冻土分为上下两层，上层为夏季融化，冬季冻结的活动层，下层为多年冻结层。我国的 多年冻土分布主要分布于东北高纬度地区和青藏高原高海拔地区。东北高纬地区多年冻土南 界的年平均气温在-1℃～1℃，青藏高原多年冻土下界的年平均气温约为-3．5℃～-2℃。多 年冻土的活动层反复冻融及冬季不完全冻结，会危及铁路路基。下图为青藏高原年平均气温 等值线图。
4.石环地貌形成的必要条件有 ①有比较充足的水分 ②岩石块颗粒大小均匀 ③气温在0°C上下波动的持续时间较长 ④地形崎岖 A.①② B.①③ C.②③ D.③④
当堂 训练
石环，又叫分选环。天然条件下，地表物质常常是粗细混杂的。由于石块和土的导热性能 不同，因此冻结速度也各不一样，碎石导热系数大，会首先冻结，水分就向碎石附近迁移， 并在碎石周围形成冰。水变成冰后体积膨胀，使碎石发生位移，这样就产生了粗细物质的 分异。久而久之，泥土岩屑集中于中间，岩块被排挤到周边，呈多边形或近圆形，好像有 人有意将石头摆成一圈，形成所谓的石环（下图）。据此完成4～5题。
(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。
冻漠土包括高山荒漠土、高山寒冻土。
该土壤主要发育在我国青藏高原等高山区冰雪活动带的下部。
一般在海拔4000米以上。
冻漠土是冻土中具有干旱土壤水分状况，具有淡色表层，无盐积层和石膏层的土壤。
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。
热棒1）分析青藏高原形成多年冻土的年平均气温比东北高纬度地区低的原因。
中国多年冻土冰缘地貌
中国冻土分布图
我国各地区多年冻土分布面积
地区 大、小兴安岭 青藏高原 阿尔泰山（中国境内） 天山 祁连山 横断山 喜马拉雅山（中国境内） 东部诸山地（长白山、黄岗、
梁山、五台山、太白山）
多年冻土面积（104km2） 38～39 150.0 1.10 6.30 9.50 0.7～0.8 8.5 0.7 215
二 东北的多年冻土
东北多年冻土区位于欧亚大陆多年冻土区南缘，面积约39万 km2，介于46º 30’ N-53º 30’N之间，海拔几百米至1000m上下。自然 景观包括大兴安岭北部和中部的针叶林区、小兴安岭的针阔混交林 区、松嫩平原森林草原区北部及蒙古高原(呼伦贝尔-锡林郭勒高原) 干草原、荒漠草原区北部。气候上属我国最寒冷的寒温带和中温带 的北部。太阳总辐射和辐射平衡的分布，大致与纬线平行，降水由 沿海向内陆递减。东北多年冻土分布的特点: (1) 主要受纬度地带性制约，自北向南，随年平均气温升高 (-5℃至0℃)、年平均气温较差减小(50℃至40℃)，多年冻土所占面 积的百分比由80％减至5％以下，由大片分布至岛状和稀疏岛状甚 至零星分布；年平均地温升高，由北部-4℃到南部的0～-1℃，而融 土的温度由1℃至3～4℃；多年冻土的厚度由上百米减至几米。
5~15
一般<10
郭东信,冰川冻土,1981,3(3)
三
西北多年冻土
中国西北多年冻土分布在阿尔泰山、天山、祁连山等高山区， 由于多年冻土分布主要受海拔高度控制，称之为高海拔多年冻土， 又可称为山地或高原多年冻土。高山多年冻土仅出现在一定的海拔 高度以上，岛状冻土出现的最低海拔高度的连线即为多年冻土分布 下界。 由下界往高处，冻土分布的连 续性增大，由岛状分布至大片 分布再至连续分布，冻土温度 随之降低、厚度随之增大，具 有明显的垂直带性。此外，季 节冻结和融化、冷生过程和现 象也相应随海拔增高有规律的 变化。
6-第六章 冻土地貌
• 六、热融塌陷洼地 • 热融沉陷地貌——是指冻土地区的平原或高原，因自然因 素（气候转暖）、人为作用（开荒、工程建设等）造成地 下冰融化而产生沉陷，形成的沉陷漏斗、浅洼地、沉陷盆 地等地貌。
• 热喀斯特洼地：由于气候周期性的转暖,或人为开荒、
伐树等原因 ,使永冻土层上部温度升高 ,地下冰融化 ,引 起地面塌陷形成的洼地 , 称为热喀斯特洼地 . 洼地内常 积水成湖.有些大的冰核丘 ,因气候转暖,冰核融化,也可 形成洼地或湖泊.
第一节 冻土
• 三、冻土的结构 • 在冻土地区的岩层或土层中，存在着大小不等的裂隙和孔 隙，它们常被水分充填，随着冬季和夜晚气温的下降，水 分逐渐冻结、膨胀，对围岩起着很大的破坏，使裂隙不断 扩大。至夏季或白昼因温度上升，冰体融化，地表水可再 度乘隙注入。这种因温度周期性变化而引起的冻结与融化
过程交替出现，造成地面土(岩)层破碎松解，这种作用称
第二节 冻土地貌
• 六、热融塌陷洼地
• 融冻泥流阶地：是融冻泥流在向下蠕动途中，遇到障碍或
坡度变缓时而产生的台阶状堆积地貌。
• 热融滑坡：在冻土地带的山地缓坡区，因为热融作用使局
部土体产生的快速滑动形成的滑坡。
第二节 冻土地貌
热融滑塌
边案热融滑塌
第二节 冻土地貌
冻融泥流
热融湖塘
第三节 冻土地貌的发育
部分形成于第四纪冰期时。随着冰后期气温的上升，全世界
多年冻土具有退化的总趋势。由于冻土的退化，因而引起了
各地冻土地貌类型、规模的显著变化。
第二节 冻土地貌
• 一、石海、石河和石冰川 1. 石海 在平坦的基岩山顶 或和缓的山坡上，
铺满了冻融风化作
用而崩解的巨大砾 石，形成了由砾石 组成的地面，称为 石海。
地质地貌第十章 冻土地貌的形成及特征
影响，南界北移。在北美，海洋的影响较亚欧大
陆更强，南界在北纬52度附近。在阿拉斯加西海 岸．由于强烈的海洋性气候影响，即使纬度很高 也无多年冻土。
• （2）岩性和含水量。土颗粒粗细及含水量多少直 接决定着土的热物理性质，从而影响到冻土地温 和厚度。粗颗粒土导热率高，透水性大，含水量 小，不利于冻土发育，细颗粒土则相反。所以在 连续冻土带，往往在潮湿的细粒土地段较沙砾石 地段冻土上限埋深小，冻土厚度大，地温低；在 不连续冻土带，由泥炭、粘土等细土组成的沼泽 化地段一般也有冻土岛存在。在基岩地区，一般 小孔性岩石较大孔性岩石冻结深度大，差值可达 几十米。
• （4）裂隙冰。当水分在松散沉积物和基岩的节理、 裂隙或风化破碎带、构造断裂带中冻结成冰时，
便形成裂隙冰，其分布深度较大，形态规律不一，
一般与土和基岩呈不整合。
• （二）洞脉冰 • 由地表注入裂隙或洞穴中的水冻结成冰，形成洞脉 冰。其又可分为脉冰和洞穴冰两种。 • （1）脉冰。脉冰是由地表水注入土岩垂直裂隙中冻 结而成的。充填冰体的裂隙是在冻融风化作用中不 断扩大形成的。裂隙形成之后，地表水乘隙注人， 由于裂隙四壁围岩的负温，水很快在其中冻结起来， 形成脉冰。脉冰对围岩起着极大的破坏作用，使裂 隙更加扩大。这种作用叫做冰劈作用。
• 多年冻土分布防有明显的地带性规律外，还受具 体的地质地貌等自然因素影响，而具有一定的非
地带性规律。这些因素有：
• （1）海陆分布
• （2）岩性和含水量
• （3）坡向和坡度
• （4）植被与雪盖
• （1）海陆分布。温暖温润的海洋性气候不利于冻 土的发育，所以北半球亚欧大陆冻土带自西向东，
南界不断南移，在蒙古和我国东北达到最南界限
高考地理一轮复习资料：冻土、冻融风化、冻土地貌专题
高考地理：冻土、冻融风化、冻土地貌专题一、冻土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、季节冻土以及多年冻土（又称永久冻土，指的是持续二年或二年以上的冻结不融的土层）。
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。
永冻层的深度自上部冬冻夏融，称之“活动层”。
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。
由于冻土区气候严寒，植被是以苔藓、地衣为主组成的苔原植被，草本植物和灌木很少。
二、冻融风化作用①在冻土地区的岩层或土层中，存在着大小不等的裂隙和孔隙，它们常被水分充填；②随着冬季和夜晚气温的下降，水分逐渐冻结、膨胀，对围岩起着很大的破坏，使裂隙不断扩大；③夏季或白昼因温度上升，冰体融化，地表水可再度乘隙注入。
这种温度周期性变化而引起的冻结与融化过程交替出现，造成地面土（岩）层破碎松解，这种作用称为冻融风化。
冻融风化不仅造成地面物质的松动崩解，形成了冻土地区大量的碎屑物质，而且在沉积物或岩体中还能产生冰楔、土楔等冰缘现象。
由于地表水周期性地注入到裂隙中再冻结，使裂隙不断扩大并为冰体填充，形成了上宽下窄的楔形脉冰，称为冰楔。
当冰楔内的脉冰融化后，裂隙周围的沙土充填于楔内，形成沙楔。
沙楔也可能是地面冻裂以后，没有形成脉冰，砂土就直接填充在裂隙中。
三、冻土地貌又称冰缘地貌。
由多年冻土层中的冻融作用而形成的各种形态的总称。
如石海、构造土、冰丘、冰椎、融冻泥流阶地等。
石海：寒冻风化作用产生的大量大小不等的棱角状岩块及岩屑，在地形平缓条件下，大多在原地残留下来，形成碎石覆盖地面，这就是石海。
石海是我国青藏高原、高原西部高山及大兴安岭北部冻土区均有分布。
发育石海不仅要岩石坚脆、节理发育，如花岗岩、石英岩、玄武岩、石灰岩、硬砂岩、板岩等，而且还要有一定的水热条件，既要有一定的水分，同时温度为0℃上下持续波动的时间要长。