第八篇冻土地貌
谌洪星冻土地貌说课稿
《冻土地貌》说课稿谌洪星（六盘水师范学院环境与资源科学系）各位老师，大家好！非常感谢为我提供这样一个难得的学习和提升的机会，希望各位老师多多指教。
我今天说课的内容是《冻土地貌》。
下面，我从教材、学情、教法、学法、教学过程以及板书设计、教学反思七个方面向各位老师汇报我是如何分析教材和设计教学过程的。
一、教材分析（说教材）：1、教材所处的地位和作用：《冻土地貌》是地理科学本科专业必修课《地貌学原理》第六章第二节的内容。
在此之前学生已学习了冻土的分布、厚度、结构、热状态及成因等内容，具备了有关冻土部分基础知识，这为过渡到本节的学习起着铺垫作用。
本节内容在教材中占有重要地位，是冻土地貌的主要内容。
2、教学目标：知识目标：1）认识冻土地貌的主要类型；2）分析冻土地貌的成因，得出主要冻土地貌的特征。
能力目标：培养学生从冻土地貌现象中获取知识，分析问题的能力。
情感目标：1、冻土地区冻土地貌的发展变化对当地人生活的影响；2、青藏铁路的成功修建说明中国综合国力强大。
3、教学重点：冻土地貌的主要类型、成因及特点。
教学难点：主要冻土地貌的成因二、说学情：前上一节课的学习让学生掌握了部分冻土的相关知识，而对冻土地区地表的地貌，学生尚有较强的好奇心与积极性。
老师要抓住学生的心理特点，引导学生用自己已掌握的知识来思考和分析问题。
三、说教法：为了突出教学重难点、实现教学目标。
我在教学过程中拟计划进行如下操作：1、“看——议——讲”结合法2、讲授法3、讨论法基于本节课的特点：是以冻土地貌为主，由于我们的学生所生活地区为亚热带地区，学生对冻土地貌的认识和体会比较欠缺，因此要为学生创设一定的冻土环境，组织学生自主探究，归纳总结，达到理解巩固的教学目的。
四、说学法：本课中，针对大对冻土地貌的认识和体会比较欠缺特点，我主要以PPT展示主要冻土地貌类型图片，让学生分析、归纳总结冻土地貌的成因、特点的教学的形式，让学生参与其中，在自主探索的过程中学习新知识。
冻土
我国把冻漠土分为三个亚类：
1．典型冻漠土（Typic frozen desert soils）具冻漠土类的典型特征。
2．盐化冻漠土（Salinized frozen desert soils）冻漠土中具盐积特性的土壤。
层
冻土层，亦作冻原或苔原，语出萨米语tūndra（tundar的属格），意思是“无树的平原”。在自然地理学 指的是由于气温低、生长季节短，而无法长出树木的环境；在地质学是指零摄氏度以下，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（又称永久冻土， 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%。
在干旱冻土分布区，白天由于太阳辐射强烈，地面迅速增温，表土融化，水分蒸发；夜间表土冻结，下层的 水汽向表面移动并凝结，增加了表土含水量，反复进行着融冻和湿干交替作用，促进了表土海绵状多孔结皮层的 形成。此外，暖季，白天表土融化，夜间冻结，都是由于由地表开始逐渐向下增温或减温总是大致平行于地表水 平层次变化着的，所以，在干旱的表土上，强烈的冻结作用往往形成表土的龟裂。
冰沼土的有机质含量低，阳离子代换量低，呈微酸性至酸性反应，营养元素缺乏。
按布里奇斯（ges：World Soils）的材料归纳成以下几个亚类：
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。
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。
【高中地理】2021高中地理必修：冰缘地貌
【高中地理】2021高中地理必修：冰缘地貌
除了课堂上的学习外，平时的积累与练习也是学生提高成绩的重要途径，本文为大家
提供了2021高中地理必修：冰缘地貌，祝大家阅读愉快。
由冷冻风化和冻融形成的表面形态。
冰缘区最初是指冰川的边缘区域。
现在一般指没
有冰川覆盖的寒冷气候区，相当于冻土分布区。
一些季节性冻土区也发育冰缘地貌。
因此，冰缘地貌也称为冻土地貌。
由地表温度的年变化、日变化和相变引起的一系列冻结和融化
过程称为冰缘作用。
主要包括冻胀、热熔蠕变流、热熔、雪蚀和风力。
冰缘作用形成的主
要地貌类型有：石海、石河、多边形土石环、冰丘和锥体、热融地貌和雪蚀洼地。
冰川地貌组合有一定的分布规律，从冰川中心到外围由侵蚀地貌过渡到堆积地貌。
山
岳冰川地貌按海拔高度可分为：雪线以上为冰斗、角峰、刃脊分布的冰川冰缘作用带;雪
线以下至终碛垄为冰川侵蚀-堆积地貌交错带;最下部为终碛垄、冰川槽谷和冰水平原地带。
2022为大家
高中地理
必修课：这里有冰缘地貌。
学生们一定要仔细阅读，希望对大家的学习和生活有所帮助。
《常见地貌类型》冻土地貌,冰雪覆盖
《常见地貌类型》冻土地貌，冰雪覆盖《常见地貌类型——冻土地貌，冰雪覆盖》在我们广袤的地球上，存在着各种各样奇特的地貌类型，其中冻土地貌以其独特的景观和特殊的地理环境吸引着众多地理爱好者和科学家的目光。
冻土地貌通常出现在高纬度和高海拔地区，这些地方气温极低，常年冰雪覆盖。
在冻土地带，土壤和岩石在低温的长期作用下，形成了一系列独特的特征和景观。
首先，让我们来了解一下什么是冻土。
冻土是指在 0℃或 0℃以下含有冰的各种岩石和土壤。
根据冻结时间的长短，冻土可以分为短时冻土、季节冻土和多年冻土。
短时冻土可能仅仅在冬季的短时间内存在，而季节冻土则会随着季节的变化而冻结和融化，多年冻土则是常年保持冻结状态，其存在时间可以长达数年甚至数百年。
在冻土地貌中，最常见的景观之一就是冰楔。
冰楔是在地面形成的多边形裂缝中，由于水分的渗透和冻结而形成的楔形冰块。
随着时间的推移，冰楔不断加宽和加深，对地表的岩石和土壤产生巨大的破坏作用。
另外，还有石海和石河。
石海是指在大片基岩裸露的平坦地面上，布满了大小不等、形状各异的石块。
这些石块是由于冻融作用，使得岩石破碎、崩解，然后在重力作用下堆积而成。
石河则是由石块在重力和流水的作用下顺着山坡缓慢移动形成的石河地貌。
冻土地貌中的热喀斯特地貌也十分独特。
热喀斯特是指由于气温升高，导致冻土中的冰融化，从而引起地面下沉、塌陷，形成各种洼地、湖泊等景观。
除了以上这些，冻胀丘和泥炭丘也是冻土地貌的重要组成部分。
冻胀丘是由于地下水在冻结过程中体积膨胀，将地表土层顶起形成的丘状地貌。
泥炭丘则是在一些湿地地区，由于植物残体的堆积和冻结，形成的凸起地貌。
冻土地貌的形成与多种因素密切相关。
气候是最关键的因素之一，寒冷的气温是冻土形成和维持的基础。
同时，地形和地质条件也对冻土地貌的形成产生影响。
例如，在平坦的地区更容易形成大面积的冻土，而在山地，由于海拔和坡向的不同，冻土的分布和特征也会有所差异。
冻土地貌对于生态系统和人类活动都有着重要的影响。
冻土
（三）冻土的演化，主要受温度的控制 冻土的演化，
• 地表现存的多年冻土，大部分形成于第 地表现存的多年冻土， 四纪冰期时。随着冰后期气温的上升， 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。 全世界多年冻土具有退化的总趋势。这 表现在欧洲冻土的南界，从北纬42° 表现在欧洲冻土的南界，从北纬 °的 法国中部和多瑙河中游， 法国中部和多瑙河中游，退缩到现在的 北纬68°的挪威北部； 北纬 °的挪威北部；阿尔卑斯山冻土 下界上升量达2500米以上。我国东北冻 下界上升量达 米以上。 米以上 土南界则从北纬42° 土南界则从北纬 °退到现在的北纬 48°附近；西部山地冻土下界上升了 °附近； 500～1000米。 ～ 米
• 融冻泥流表层流速大于下层，所以有 融冻泥流表层流速大于下层， 时可把泥炭、 时可把泥炭、草皮等卷进活动层剖面 产生褶皱和圆柱体等构造形态。 中，产生褶皱和圆柱体等构造形态。 • 冻融作用一方面对地表物质进行融冻 风化，另一方面又将风化碎屑搬运、 风化，另一方面又将风化碎屑搬运、 堆积，致使冻土地区地表日趋和缓， 堆积，致使冻土地区地表日趋和缓， 向冻融夷平面方向演化。 向冻融夷平面方向演化。
热 融 滑 塌
热 融 沉 陷
5Hale Waihona Puke 冰丘与冰锥 冰丘与冰锥• （1）冰丘：在冻土地区，由于冻结膨胀 ）冰丘：在冻土地区， 作用使土层局部隆起而产生的丘状地形。 作用使土层局部隆起而产生的丘状地形。 • （2）冰锥：是在寒冷季溢出封冻地表的 ）冰锥： 地下水和流出冰面的河湖水， 地下水和流出冰面的河湖水，经冻结后 形成的锥状冰体。 形成的锥状冰体。
• （2）垂直地带性分布：海拔愈高， ）垂直地带性分布：海拔愈高， 冻土埋深愈浅，厚度愈大，地温愈低。 冻土埋深愈浅，厚度愈大，地温愈低。 • 如我国西部山区，每升高 ～150米， 如我国西部山区，每升高100～ 米 冻土埋深减少0.2～ 米 冻土埋深减少 ～0.3米，厚度增加 30米，年平均地温降低 ℃。 米 年平均地温降低1℃ • （3）冻土分布的地带性规律，还经 ）冻土分布的地带性规律， 常受到海陆分布、物质组成和地形等 常受到海陆分布、 非地带性因素的干扰。 非地带性因素的干扰。
冻土地貌表现与特征
3. 石冰川 4. 当冰川退缩后，聚
集在冰斗和冰川槽 谷中的冰碛物，在 冻融作用下顺谷地 下移，形成石冰川 。
• 二、多边形构造土 ➢ 构造土是多年冻土区广泛分
布的微地貌.由松散沉积物组 成的地表、因冻裂作用和冻 融分选作用而形成网格式地 面.每一单个网眼都呈近似对 称的几何形态,如环形,多边形 . ➢。
• 三、冻土的结构
• 冻融泥流是冻土地区最重要的物质运移和地貌作用过程之一。
• 一般发生在数度至十余度的斜坡上。当冻土层上部解冻时，融水 使主要由细粒土组成的表层物质，达到饱和或过饱和状态，从而 使上层土层具有一定的可塑性，在重力的作用下，沿着融冻界面 向下缓慢移动，形成融冻泥流，年平均流速一般不足1米。
➢ 随着冻土区温度周期性地发生正负变化，冻土层中水分相 应地出现相变与迁移，导致岩石的破坏，沉积物受到分选 和干扰，冻土层发生变形，产生冻胀、融陷和流变等一系 列复杂过程，称为冻融作用。
• 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 为冻融风化。
★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
★ 全长1686m的昆仑 山隧道,是世界最长的高 原冻土隧道
地貌学08冻土地貌PPT共56页
41、实际上，我们想要的不是针对犯 罪的法 律，而 是针对 疯狂的 法律。 ——马 克·吐温 42、法律的力量应当跟随着公民，就 像影子 跟随着 身体一 样。— —贝卡 利亚 43、法律和制度必须跟上人类思想进 步。— —杰弗 逊 44、人类受制于法律，法律受制于情 理。— —托·富 勒
45、法律的制定是为了保证每一个人 自由发 挥自己 的才能 ，而不 是为了 束缚他 的才能 。—— 罗伯斯 庇尔
谢谢
11、越是没有本领的就越加自命不凡。——邓拓 12、越是无能的人，越喜欢挑剔别人的错儿。——爱尔兰 13、知人者智，自知者明。胜人者有力，自胜者强。——老子 14、意志坚强的人能把世界放在手中像泥块一样任意揉捏。——歌德 15、最具挑战性的挑战莫过于提升自我。——迈克尔·F·斯特利
(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。
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。
【初中地理】初一地理知识点总结之冻土性状
【初中地理】初一地理知识点总结之冻土性状【—
第一天
地理总结之冻土性状】，冬天，在我国北方，人们经常会看到地面出现一些宽度不等
的裂缝，有时纵横交叉，这些裂缝就是由寒冻劈裂作用形成的。
（一）诊断层和诊断特征
冻土具有永冻土壤温度状况，具有暗色或淡色表层，地表具有多边形土或石环状、条
纹状等冻融蠕动形态特征。
（二）形态特征
土体浅薄，厚度一般不超过50厘米，由于冻土中土壤水分状况差异，反映在具常潮
湿土壤水分状况的湿冻土和具干旱土壤水分状况的干冻土两个亚纲的剖面构型上有着明显
差异，湿冻土剖面构型为o—oi—cg或oi—cg型，干冻土为j—ah—bz—ck型，（三）理化性质
冻土有机质含量不高，腐殖质含量为10—20克每千克，腐殖质结构简单，70%以上是
富里酸，呈酸性或碱性反应，阳离子代换量低，一般为10厘摩尔（+）每千克土左右，土
壤粘粒含量少，而且淋失非常微弱，营养元素贫乏。
结论：在这种应力作用下，土壤会开裂。
这种裂解过程被称为冷冻裂解，有些人称之
为冷冻裂解。
冻裂裂缝的宽度和扩展深度与温度梯度、水分条件和土层成岩程度密切相关。
什么是冻土的地理特点
冻土的形成条件
气候条件：寒冷、 湿润的气候
地形条件：平坦、 低洼的地形
土壤条件：富含 有机质、水分充 足的土壤
植被条件：植被 覆盖率低，土壤 裸露面积大
冻土的分类
按照冻土的厚度和温度，可以分为永久冻土和季节性冻土 按照冻土的含水量，可以分为含水冻土和干冻土 按照冻土的物理性质，可以分为硬冻土和软冻土 按照冻土的化学性质，可以分为碳酸盐冻土和硫酸盐冻土
06
冻土的水文特征
冻土区的地表水特征
冻土区地表水主要来源于降水和 冰雪融水
地表水在冻土区容易形成地下水， 成为地下水的重要来源
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地表水在冻土区容易形成沼泽和 湿地
地表水在冻土区容易受到冻融作 用影响，形成季节性河流和湖泊
冻土区的地下水特征
冻土区地下水丰 富，但分布不均
地表径流：融雪水在地表流动，形成径流
冻结：冬季气温降低，融雪水冻结，形成 新的冻土层
07
冻土的生态特征
冻土区的生物群落
冻土区生物多样性：种类丰富， 适应性强
冻土区动物种类：鸟类、哺乳动 物、昆虫等
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冻土区植被类型：苔藓、地衣、 灌木等
冻土区生态系统的稳定性：抵御 气候变化，保持生态平衡
西北地区：冻土主要分布在天山、阿尔泰山、 祁连山等山区
西南地区：冻土主要分布在青藏高原东南部 的横断山区
东南沿海地区：冻土主要分布在一些高山 地区，如台湾的玉山、福建的武夷山等
冻土带的特点
冻土带主要分布在高纬度地区，如北极圈和南极圈附近 冻土带的土壤温度常年低于0℃，冬季冻结，夏季融化 冻土带的土壤水分含量较高，容易形成沼泽和湿地 冻土带的植被以苔藓、地衣等低矮植物为主，动物种类较少
最新冻土地貌在我国的分布及其特征,类型,成因初探.
冻土地貌在我国的分布及其特征,类型,成因初探.冻土地貌在我国的分布及其特征，类型，成因初探.一、引言冻土，一般指温度在0℃或0℃以下，并含有冰的各种岩土和土壤。
按土的冻结状态保持的时间长短，冻土一般又可分为短时冻土（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）三种类型。
冻土是地球五大圈层之一，冰冻圈的重要组成部分，它覆盖全球陆地表面的很大面积，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%。
在北半球，多年冻土约占陆地表面的24%，季节冻土约占30%。
在全球各大洲均有季节冻土发生, 在欧亚大陆, 系统冻结区(每年发生)南界一般可到30°N , 在南半球季节冻土冻结面积比北半球小得多。
由于冻土分布广泛且具有独特的水热特性, 这使它成为地球陆地表面过程中的一个非常重要的因子。
一方面, 冻土是气候变化的灵敏感应器, 气候变化将引起冻土地区环境和冻土工程特性的显著变化, 这一点正在被冰冻圈检测所证实。
另一方面,冻土的变化也反作用于气候系统, 因为冻土影响到陆地表面的热平衡, 当土壤冻结或消融时, 会释放或消耗大量的融化潜热, 土壤的热特性也随之改变。
同时, 冻土的变化也会对建立在其上的生态环境造成很大的影响。
冻土研究目前主要集中在北半球。
过去数十年的研究表明, 多年冻土在普遍的融化, 季节冻土的范围在缩小, 在西伯利亚地区、北美的加拿大、阿拉斯加地区都观测到了地温升高, 冻土退化的事实, 科学家们认为过去数十年永久冻土和季节冻土区的变化是气候增暖的结果。
全球变暖导致了多年冻土的退化和消融, 从而导致存储在冻土中的碳的释放, 这又进一步加剧了全球变暖。
在我国, 冻土也有广泛的分布, 季节性冻土和多年冻土影响的面积约占中国陆地总面积的70 % ,如果算上短时冻土其面积则要占到90 %左右, 其中多年冻土约占22.3 % , 冻土对我国人民生活和经济建设有着举足轻重的影响。
第8章 8.5 冻土地区路基-PPT课件
2 多年冻土地区常见不良地质现象及对路基的危害。
3 路基工程采取的对策。
第7章 特殊条件地区路基 ——多年冻土地区路基
7.1 什么是冻土与多年冻土？ •冻土：是指温度等于或低于0℃、且含有 冰的各类土。主要分布于
冻 结 时 间 我国的东北、西北和华北，占全国领土面积的22.3%！
•瞬时冻土：冻结状态仅维持数小时或数日的冻土。
地面线
多年冻土天然上限
通 风 管 路 基 横 断 面 结 构 示 意 图
第7章 特殊条件地区路基 ——多年冻土地区路基
空气在管内强对流作用 加大路堤与空气的接触面，增加路基及地基的冷量
第7章 特殊条件地区路基 ——多年冻土地区路基 不带风门的通风管
第7章 特殊条件地区路基 ——多年冻土地区路基 带风门的通风管
路基工程
Subgrade Engineering
特殊条件地区路基
——多年冻土地区路基
教 师:方 焘 学 院:土木建筑学院冻土地区路基
多 年 冻 土 地 区 概 貌
第7章 特殊条件地区路基 ——多年冻土地区路基
1 什么是冻土与多年冻土？
清早打 开风门 中午关 闭风门
第7章 特殊条件地区路基 ——多年冻土地区路基
第7章 特殊条件地区路基 ——多年冻土地区路基
通过这一节课的学习，大家应该了解：
1、多年冻土的概念 2、多年冻土不良地质现象（热融沉陷、热融滑坍、冰胀丘等） 3、多年冻土对路基的危害（下沉、边坡滑坍、隆起等）
4、多年冻土地区路基工程常用的对策（片石气冷、通风管等措施）
片石层上下界面
间存在温度梯度，
引起片石层内空 气对流；
负积温量值大于
正积温，加快基
底地层的散热，
冻土和冰川地貌
冻土地貌冻土及冰川地貌地质工程1004班1009040424伊磊2013/1/1冻土地貌摘要：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，多年冻土带都可分出连续多年冻土带和不连续多年冻土带。
研究冻土地貌，是解决水资源紧缺的重要途径。
关键词：冻土，冰川，冻土地貌，冰川地貌，实际意义。
一、引言在高纬度及高山地区，年平均温度在0℃以下，大气降水多为固体状态，形成长年不化的积雪，且逐年增厚。
地表一定厚度的积雪，经过一系列物理变化称为具可塑性的冰川冰。
冰川可在其本身的压力及重力作用下流动，这种运动的冰川冰称为冰川。
冰川是塑造地表形态的巨大外力之一，冰川进退引起海平面升降，造成海陆轮廓的巨大变化，冰川流经地区由于受到冰川侵蚀、搬运和堆积作用，以及冰川消失或退缩，形成一系列独特的冰川地貌。
二．冻土冻土概述凡处于零温或负温，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。
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在高纬的极地、亚极地及中地位的高山高原地区，其中处于较强的大陆性气候条件下的部 分，地温常处于零度或负温，降水少，大部分又渗入土层中，不能积雪成冰，而土层的上 部常发生周期性（年、日）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所形成的地貌，称为冻土地貌。 冻土地貌也称冰缘地貌。冰缘原指冰川边缘地区，现泛指所有不被冰川覆盖的气候严寒地 区。大致与多年冻土去相当。 多年冻土在地球上的分布面积3500万平方公里，约占陆地面积1／4，主要分布在俄罗斯 和加拿大。我国多年冻土面积215万平方公里，占全国面积的22.3％，主要分布于东北北 部山地、西北高山和青藏高原地区。
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。
冻胀丘按存在时间，可分为一年生和多年生。由冻结层上水补给水的，一般形成一年生冻 胀丘；由深部冻结层下水补给的形成多年生冻胀丘。一年生冻胀丘，初冬开始隆起，待季 节融化层回冻结束，冻胀丘发育成熟，隆起达到顶峰，春天以后逐渐消失，一年生冻胀丘 在我国冻土区分布比较普遍，多年生冻胀丘也有出现。青藏公路62道班的冻胀丘，是多年 生冻胀丘的典型代表，也是目前我国已知最大的冰丘。底部直径为40～50米，高达20米， 似座小山（照片11）。它高大罕见，在学术界享有盛名。
六 冰锥 冬季融化层回冻，地下水压力增大，冲破上覆土层溢出地表，溢出口冰体逐渐增大升高， 并呈锥形。溢水边流边冻，并沿原地下水流路延伸，这样就形成了冰椎。
七 热融滑塌 斜坡上的地下冰融化，土体岩融冻界面移动造成热融滑塌。这种现象最早发现于青藏高原 风火山。养路工人取土修路，使路边斜坡的地下冰层暴露，夏天暴露的冰层融化，使上覆 草皮和土层失去支承而塌落下来。冰层融水稀释塌落物质呈流塑状态，在重力作用下缓缓 下滑。地下冰层继续融化，上边土层再次塌落，并使新的冰层继续露出。如此往复，经过 几个夏天的滑塌，就滑塌到坡顶 。
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。
二 冻ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ的分布规律
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：自极地向低纬方向，多年冻土 分布的特征是上限逐渐加深，厚度不断减小。在北极诸岛，上限趋近地面，冻土厚度达 1000米以上，年平均地温达-15℃；至60°左右，厚度减至100米以内，年平均地温增至 －3--－5℃左右；在南界（约北纬48°）冻土厚度仅1—2米，年平均地温接近0℃。我国 东北北部大兴安岭一带属北半球多年冻土带的南缘，大约每向北移110公里，多年冻土年 平均地温下降1—1.5℃，厚度增加20米左右。
八 热融沉陷
平坦地表地下水融化，土体缩小，上覆土层自行下沉，形成沉陷漏斗、浅洼地、沉陷盆地， 积水时形成热融湖。
隙，对围岩起着绝大的破坏作用。 二 冻胀 1.松散岩土层中的重力水（自由水）常冻结成透镜体或在不透水层上冻结为层冰，产生不
均匀冻胀，地表形成冰丘。 2. 松散层中的水分通过毛管作用，在土层孔隙中吸附冻结，形成冰针，随着冰针不断向上
增长，能将其上的沙粒和小石块托起，融化时又被摔下，使地面物质发生分异。 三 融陷 主要指冻结层上限下降引起的热融滑塌和沉陷。由于气候变化或人类活动引起， 四 融冻泥流 坡地上冻融风化产生的碎屑物，在一定水分参与下受重力作用和反复冻融交替，顺坡向下
北半球冻土分布
多年冻土还受非地带性因素的影响： 1）海陆分布 2）岩性和含水量 3）坡向和坡度 4）植被与雪盖
三 冻土形成的原因
第二节 冻融作用 冻土中冰的存在，是冻土的最基本的特征，也是构成冻土的主要成分。冻土地貌的发育，
与地下冰的活动有关。 一 冰劈 由地表水注入岩土垂直裂隙中冻结而成的脉冰，形成冰楔，在冬冻夏融过程中不断扩大裂
第一节 冻土的结构和分布 一冻土的结构 1.冻土层的分化结构 凡处于零温或负温，并含有冰的各种岩土，统称冻土。 冻土按冻结时间的长短，可分为季节冻土和多年冻土。 多年冻土分为上下两层，上层为冬冻夏融的活动层，下层为多年冻结层。
2. 冻土层的温度结构
冻土层的温度是随气温而变化的。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，地温变幅等于零。这个深度称地温年变化深度（图6-2中的b点所在的深 度 h0 ）。
缓慢移动，形成融冻泥流。
第三节 冻土地貌
一 石海与石河 1. 石海 基岩经剧烈的冻融风化破坏，产生一大片巨石角砾，就地堆积在平坦地面上，形成石海。 平缓的岗地，缓坡 花岗岩、玄武岩、石英岩等富节理、硬度大的块状岩石。 2. 石河 当山坡上冻融崩解的产生的大量碎屑充塞槽谷，由于重力加大，发生整体移动，形成石河。
石河的运动方式，一般认为，岩块沿着湿润的碎屑垫面或多年冻结层顶面在重力作用 下移动。碎屑空隙中的水分的反复冻融，导致整个体积的膨胀和收缩，有助于向下移 动。 蠕移
三 石环 平缓而又粗细混杂的地表层，经冻融分选作用，使泥土岩屑集中在中间，岩块被排挤到周 边，呈多边形或近圆形，形成所谓的石环
四 泥质构造土
在此深度以下地温不发生年变化，而在地热影响下，随着 深度的增大而地温又不断地增加。
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)。