冻土地貌表现与特征
冰缘地貌
石海与石河
石海是强烈寒冻风化岩石，发育于冰缘地区的山顶夷平面或 缓坡等平坦地貌部位上，由基岩经冻融风化作用而崩落的巨 大块砾
石河即寒冻崩裂的大量岩块碎屑汇集于沟谷中。发育在多年 冻土区，具有一定坡度的凹地或谷地里。
•
•
冰楔、砂楔、多边形土
石环、石圈、石带
冰丘与冰锥
土溜阶坎
热融地貌与融冻泥流阶地
雪蚀洼地与山原阶地
再 见
世界冻土总面积占陆地总面积的25%.主要分布在 俄罗斯、加拿大、美国的阿拉斯加、南极和格陵 兰的无冰盖地及高山地区。
我国冻土总面积占陆地总面积的22.3%，主要分 布在东北北部山区、西部高山区及青藏高原。
冰缘地貌包括
1.石海与石河 2.冰楔、砂楔、多边形土 3.石环、石圈、石带 4.冰丘与冰锥 5.土溜阶坎 6.热融地貌与融冻泥流阶地 7.雪蚀洼地与山原阶地
冰缘地貌
冰缘地貌的定义
由冻融作用产生的地貌，叫做冰缘地貌。 冰缘Байду номын сангаас貌又称冻土地貌
• 冻土是指处于0°C以下，含有冰的土层和岩石， 按其冻结时间的长短，可分为冬季冻结、夏季 融化的季节冻土和常年不化的多年冻土两类。 • 冻土的影响因素： • 1.气候（冻土的厚度取决于吸热量和放热量的 对比关系及气候的多年变化） • 2.地形（主要表现在坡向和坡度上，阳坡的冻 土厚度比阴坡薄） • 3.岩性特点（含细颗粒和黏土多的土体及泥炭 利于冻土的形成） • 4.植被与雪盖（使地面温差减小，进而影响冻 土发育）
第八篇冻土地貌
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 。
第四节 冻土地貌
冻 胀 丘
季 节 性 冻 胀 丘
4.热融地貌
• 热融地貌又叫热力喀斯特地形，是指冻土层上 部局部融化而产生的各种负地形。是因温度升 高，地下水融化引起地面塌陷所形成的各种洼 地。这种塌陷过程类似Karst过程，而塌陷原 因与温度有关，故又称热融Karst洼地。 • 在冻土地区，由于气候转暖或人为作用（砍伐 森林、开垦荒地、开挖水沟、铲除草皮等）， 破坏了地面原有的保温层，使土层中温度升高， 引起活动层深度加大，永冻层上部的地下冰发 生融化，融水沿着土粒间的缝隙排出，土体体 积缩小，冰冻层以上的土层因重力压缩而产生 沉陷，从而形成各种热融地貌。
3.冻融作用
土层和岩层中的水反复冻结和融化而引起土体和岩体的 破坏、扰动、变形甚至和运动的作用(三种表现形式)。 • 冰冻风化（也称冻融风化）则指土层或岩层裂隙中的水， 在冬季或夜晚温度下降发生冻结时把岩石胀裂，并因冻 结膨胀产生压力而把岩石压碎成块石和更细的物质。是 冻土区一种最普遍的冻融作用形式。 • 冰冻扰动（也称融冻扰动）多年冻土活动层内发生，因 受冻胀挤压而引起的一种土层结构的塑性变形现象。 • 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，在重力作用下，而发生沿斜坡蠕动的现 象。 冻融作用是冻土区一种主要的营力，造成多种多样的冻土 地貌形体
第四节
冻土地貌
• 在极地及其附近地带，在中低纬高山、高 原地区，地温常是零度或零度以下，降水 少，缺少冰雪覆盖，土层上部常发生周期 性的融冻，土层下部形成多年不化的冻结 层，这样的土称为多年冻土或者永冻土。 • 冻土地区的主要外力作用是融冻作用，以 融冻作用为主形成的地貌就称为冻土地貌。
• 全球多年冻土有3500万km2 ，占陆地表面24%。
• 气温经常在0℃上下波动,日较差较大,并有一定的湿度, 使岩石沿节理反复寒冻崩解; • 地形较平坦,地面坡度小于10度,可使寒冻崩解的岩块不 易移动而保存在原地; • 坚硬而富有节理的块状岩石,如花岗岩、玄武岩和石英 岩等，在寒冻作用下常崩解成大块的岩石得以保留在原 地。而硬度小，节理不发育的沉积岩，如砂岩和页岩， 经寒冻作用崩解成粒径较小的碎屑物，它们易被冰雪融 水等地表径流冲走，或以融冻泥流方式顺坡下移，不易 就地保存。 • 石海形成后，组成石海的大石块很少移动。所以第四纪 冰期寒冷气候条件下形成的石• 1.冻土的基本性态
四、我国多年冻土的主要特征
四、我国多年冻土的主要特征1.冻土的温度及厚度冻土温度和厚度反映着冻土的发育程度，其值大小对评价建筑地基稳定性有着重要意义。
多年冻土的温度和厚度是进行各类型建筑地基基础设计不可缺少的依据。
在介绍我国冻土的温度和厚度之前，先说明一下冻土温度和厚度的函义。
一定深度内的冻土温度，是随气温的变化而变化的。
我们将某一深度处的地温在一年中变化幅度的一半称为地温年较差。
随深度增加，地温年较差减小，到某一深度其值等于零。
地温年较差等于零的深度，称地温年变化深度（图7）。
此深度以上的地温一年中是变化的；此深度以下的地温进行着多年变化，它受长周期气候波动和来自地下深处的地中热流控制。
地温年变化深处的地温值称为冻土年平均地温。
其值愈低，表明冻土稳定性愈大，冻土愈厚；相反，则冻土稳定性愈小，并且冻土厚度也薄。
前边介绍过，多年冻土地区，地表以下一定深度由每年夏季融化，冬天冻结，称季节融化层。
季节融化层底板以下，终年处于冻结状态。
季节融化层底板的埋藏深度，也称多年冻土上限。
多年冻土层的底部称作多年冻土下限，下限处的地温值为零度。
下限以上为多年冻土；以下为融土。
冻土上限和下限之间的距离为多年冻土厚度（见图7）。
冻土层的产生是大气圈与岩石圈热交换作用的结果。
而影响二者之间热交换过程的自然因素，诸如地理纬度、海拔高度、气候、地表状况、植被、坡向、岩性、地质构造等，在整个自然中千变万化。
因而冻土层的温度和厚度在整个冻土地区的变化也非常之大，可以说，找不到冻土温度和厚度完全相同的地方。
但也不是说冻土温度和厚度完全杂乱无章，无规律可循。
高纬度冻土及高海拔多年冻土，由于所在地理纬度不同，以及冻土形成过程中受控的主要因素不同，因而冻土在温度和厚度上反映的规律也不一样。
我国东北大小兴安岭多年冻土区，地处欧亚大陆冻土南缘，与苏联、北美冻土相比，这里的冻土温度高得多，厚度也薄得多。
但它和苏联、北美多年冻土一样，其温度及厚度受纬度地带性制约。
由冻土南界往北，冻土温度降低，厚度增大。
冰川与冻土地貌
冰川与冻土地貌冰川与冻土是地球上重要的自然地貌现象，它们对于地球表面的形成和变化起着至关重要的作用。
本文将探讨冰川与冻土地貌的形成原因、特征及其对环境的影响。
一、冰川地貌冰川是由厚厚的冰雪层覆盖而成的地貌特征，其形成与温度、降水等多种因素有关。
冰川地貌主要分为山地冰川和冰原冰川两种类型。
1. 山地冰川山地冰川位于高山地区，受到地形的限制，形成的冰川呈现出壮丽的峡谷和冰川舌。
冰川的形成主要依靠积雪的堆积和气温的变化。
在冷雪季节，冰川融化的速度减慢，积雪会逐渐堆积成冰川，而在暖和的季节，融化的冰川会形成冰川舌。
2. 冰原冰川冰原冰川分布在高纬度的地区，由多年累积的积雪形成。
它们的面积巨大，对地表地貌的改变也非常显著。
冰原冰川表面呈现出光滑平坦的特征，其下方则形成了复杂的冰川融水通道和冰川蚀积地貌。
二、冻土地貌冻土地貌是位于高寒地区的一种地貌类型，主要由冻土的分布和特征所决定。
冻土受到气温和湿度的影响，可以分为两种类型：永久冻土和季节冻土。
1. 永久冻土永久冻土分布在极地和高山地区，地下冻结层的厚度很大，一般在2米以上。
它对于土壤和地表水分的循环起着重要的控制作用。
在永久冻土环境下，土壤的活动性受到限制，植物的生长也受到影响。
2. 季节冻土季节冻土分布在温带和亚寒带地区，地下冻结层的厚度一般较小，会在冬季的低温时期出现，夏季则会逐渐融化。
季节冻土的变化对于生态系统的稳定性和土地利用具有重要意义。
三、冰川与冻土地貌的影响冰川和冻土地貌的变化对于环境和人类活动都有着重要的影响。
1. 环境影响冰川融化和冻土变暖会导致水资源供应不稳定，容易引发洪水、泥石流等自然灾害。
此外，冰川融化还会加剧全球气温上升的速度，进一步加剧气候变化的问题。
2. 人类活动影响冰川和冻土地貌对人类的居住和经济活动有着重要的影响。
高山地区的冰川是重要的淡水资源，为河流的形成和农业灌溉提供了水源。
此外，冰川景观也吸引大量的旅游者，成为当地经济的重要支柱。
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。
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。
地理冻土解析知识点总结
地理冻土解析知识点总结冻土的形成过程：冻土的形成是一个长期的过程，主要受气候、地形地貌、土壤等多种因素的影响。
冻土的形成主要经历了以下几个阶段。
1. 多年冻土形成阶段：多年冻土主要分布在寒冷地区，气温长期低于零度。
在这种气候条件下，地下水和土壤中的水分会结冰，并在地下层中形成冰层。
当冰层遇到非常低温的时候，会逐渐形成厚度较大的冻土层，这就是多年冻土。
2. 少年冻土形成阶段：少年冻土主要分布在气温季节变化较大的地区。
在这种气候条件下，地下水和土壤中的水分会因为气温变化而结冰，从而形成冰层。
这种冰层会随着气温的升降而周期性地形成和消融。
3. 季节性冻土形成阶段：季节性冻土主要分布在温带地区。
在这种地区，气温会随着季节的变化而发生较大的变化。
在寒冷季节，地下水和土壤中的水分会结冰，形成冻土。
而在温暖季节，冰层则会逐渐融化。
冻土的分布特点：冻土广泛分布在北半球的寒冷地区，其中以北极圈和高山地区的冻土分布最为广泛。
1. 北极圈的冻土：北极圈主要分布在北极地区，其中包括俄罗斯的西伯利亚、加拿大的西北地区、美国的阿拉斯加等地。
这些地区的冻土主要为多年冻土，厚度较大，覆盖面积广。
2. 高山地区的冻土：高山地区的冻土主要分布在喜马拉雅山脉、阿尔卑斯山脉、安第斯山脉等地区。
这些地区的冻土主要为季节性冻土，气温和季节变化较为显著。
3. 南极地区的冻土：南极地区的冻土主要分布在南极大陆的部分地区，由于气温极低，厚度较大的多年冻土覆盖面积较广。
冻土的环境影响：冻土在地球的生态环境、气候变化、地质地貌等方面都有着重要的影响，下面将从几个方面进行具体解析。
1. 生态环境影响：冻土层中的水分被冻结成冰，形成了冻土层的特殊土壤结构。
这种土壤结构对于植物的生长、根系的扎根、土壤的养分循环等都有着重要的影响。
另外，冻土层的融化会导致地表变得湿润，成为了湿地环境，对湿地生态系统的形成和生物种群的分布都有着重要的影响。
2. 气候变化影响：冻土层对气候的变化和调节有着重要的作用。
冰川和冻土地貌及堆积物
冰川和冻土地貌及堆积物
第二节 冻土地貌及堆积物（了解）
• 一、冻土的一般特征
1、冻土的概念 冻土是指在气温寒冷的地区，含有冰的土层
或岩层。
据冻土在不同季节中的变化，分为多年冻土、 季节冻土和瞬（短）时冻土
冻土的形成受气候、岩性、地层、含水性、地 形、植被、地下水运动等因素影响。
冰川和冻土地貌及堆积物
• 2、冻土的结构与分布
活动层：冬季冻结，夏季融化 永冻层：终年不融化
冻土分布具纬向性和垂向性， 纬度和海拔越高冻土越发育； 从低纬度到高纬度，从低海 拔到高海拔冻土层增厚。
冰川和冻土地貌及堆积物
3、冻融作用
• 概念：在气温周期性变化的影响下，土层中的水 反复冻结和融化，造成土层的膨胀、开裂、变形、 扰动、流动等复杂变化，形成一系列的冻土地貌 和次生构造的过程。
• 冰帽：随着积雪的增加，冰原将进一步扩大，它 的表面开始上凸发展成冰帽。
• 冰盖（冰盾）：当冰川面积超过5万多平方千米， 就是冰盖了。
冰川和冻土地貌及堆积物
二、冰川剥蚀地貌
• 1、冰川的剥蚀作用（刨蚀作用）
概念：冰川在运动过程中，以自身的动力和冻结其中 的砾石对冰床表面和两侧基岩所产生的破坏作用。
冰川和冻土地貌及堆积物
• 2、冰碛物及其分类
冰川侵蚀产生的大量松散岩屑和由山坡上崩落下来的碎 屑，进入冰体后，随着冰川运动向下游搬运，这些被搬运 的碎屑物称为冰碛物。
冰川和冻土地貌及堆积物
据冰碛物的相对位置，冰碛物可进一步分为（表6-1）
➢表碛：出露于冰川表面的冰碛物； ➢内碛：夹在冰川裂隙中的冰碛物； ➢侧碛：冰川边缘的冰碛物； ➢岸碛：冰川完全消融，堆积在谷地两侧稳定下来的侧碛； ➢中碛：两支冰川汇合后侧碛合并的冰碛物； ➢终碛：冰川所搬运和夹带的内碛、底碛和表碛在冰川融解
第九章 冻土地貌
开裂的桥
路基涵洞
遭到坡环的路基涵洞
• 岩块受重力作用往沟谷地集结成带，因冻胀、收缩和春季底土 解冻等石块整体往下蠕动，称石河。
• 不对称谷地缓坡上的寒冻风化崩解岩屑，沿坡下移，堆积成岩 屑坡。
石河 (摄于青藏高原风火山垭口)
2、冰楔
• 形成条件： –持续严寒，年均温-6 ℃~-9 ℃ –裂隙发育，形成冰脉 –逐年冻融，不断扩大规模
形成条件：水分充足、含砾石、反复冻融 形成机理：垂直分选作用、水平分选作用 种类：石多边形、石环、石圈 规模：直径一般1-2m。
石环（摄于青藏高原唐古拉山南麓 石质构造土
泥质构造土
Greenland 石多边形
石多边
4、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。
2、冻融滑塌和冻融泥流：
冻融使土体的平衡状态发生改变。当这种作用发生在斜坡地 区时，便可产生滑坡、崩塌；而在土层融化成为液态时，则形 成泥流。冻融滑、塌和冻融泥流在西南、西北高海拔地区极为 常见、给工程建设造成了很大危害，甚至造成了人身伤亡。
3、冻融塌陷： 土层的强烈冻融，使地表下沉，从而引起塌陷。这种作用
一、什么是冻土？
冻土是四相体 ：土+冰+未冻水+气体
生活在北方的人有这样的体会，在冬天，当气温降到零度以下，
如果你到户外挖土，就会发现原来松软的土地现在变得十分坚硬，
一锹下去往往只留下一个白点。细心的人会发现在这些坚硬的土 里面含有一些小冰晶，而且如果你不泄气继续挖下去，就会发现 这层坚硬的土并不十分厚，在它下面还是比较松软的土。这层含 有冰晶的土就是冻土。
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。
中国冻土地貌分布规律
中国冻土地貌分布规律冻土是指在土地表层存在一定温度下，地表以下的土壤或岩石含有一定水分时，由于低温条件下土壤或岩石内的水分结冰而形成的土壤或岩石冻结现象。
中国作为一个大陆性国家，冻土广泛分布于其辽阔的土地中。
本文将探讨中国冻土地貌的分布规律。
中国是一个地域广袤的国家，由于地理和气候条件的差异，冻土地貌在不同地区呈现出不同的特点。
首先，从纬度角度来看，中国的冻土主要分布在北方和西北地区，主要包括东北、内蒙古、新疆等省份。
这些地区位于高纬度带，气候寒冷，夏季短暂，冬季漫长严寒，地表温度低于冰点，造成土壤或岩石中的水分结冰形成冻土。
其中，东北地区的冻土主要由于地理位置接近东亚大陆极地冷气团的影响，形成了广泛的冻土带。
而内蒙古和新疆地区则主要受到高原大陆性气候的影响，山脉与高原的阻挡使得冷空气在这些地区停留的时间更长，增加了冻土的发育条件。
其次，从海拔角度来看，中国的冻土地貌分布范围也与海拔有关。
随着海拔的升高，气温逐渐下降，冻土的发育程度也逐渐增大。
例如，中国西北地区的昆仑山、阿尔金山、天山等高山地带，由于海拔较高，气温更低，使得这些地区的冻土更加发达。
而在平均海拔较低的东北地区，冻土地貌则相对较少。
此外，从地形特征来看，中国的冻土地貌与高山、高原和盆地等地形有着密切的关系。
高山和高原地区由于地势高，地表水分容易凝结成冻土，因此冻土在这些区域中相对较多。
而盆地地区由于地势较低，地表水分排泄较好，冻土的发育条件不太适合，因此盆地地区的冻土地貌相对较少。
最后，从气候类型来看，中国的冻土分布也受到不同气候类型的影响。
例如，位于中国东北地区的黑龙江、吉林等省份主要属于寒温带季风气候，冬季寒冷而夏季较暖，并且受到季风的影响，降水相对充沛。
这种气候条件使得东北地区的冻土发育较为广泛。
而位于中国西北地区的新疆和青海等省份则主要属于高原大陆性气候，冬季寒冷而夏季短暂，气温变化较大，降水较少，这种气候条件造成了西北地区冻土的发育。
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】多年冻土的厚度虽然受纬度和高度的控制，但在同一纬度和同一高度处的冻土厚度还有差别，这和其他自然地理条件有关。
1气候的影响大陆性半干旱气候较有利于冻土的形成，而温暖湿润的海洋性气候不利于冻土的发育。
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。
第九章冰川冻土地貌ppt课件
第二节 冰川地貌
一、冰蚀地貌
由山谷冰川剥蚀作用所形成平直、宽阔的谷地，叫冰蚀槽谷，因其横截 面是U形，故又称U谷或幽谷。
U形谷
冰槽谷纵剖面形成机制图解
第二节 冰川地貌
一、冰蚀地貌
冰川消融后，岩盆积水，常成为串珠状湖泊。又称冰川梯级湖，是指在 同一个冰川谷中，冰斗上下串连或冰碛叠置地区，不同高度上排列着两 个以上的冰成湖群。
川，其消融区和积累区不
易分开，称为冰斗冰川。
当冰斗内积雪量大于消融
量，冰川将不断被补给冰
从冰斗挤出，呈小型冰舌，
悬
悬挂于冰斗口外的陡坎上，
冰
这时称为悬冰川。
川
第一节 冰川形成和冰川作用冰帽与冰盖随着冰雪的积累，冰原表
冰
面由下凹而转变为穹型上
帽
凸，即称为冰帽。冰帽规
模一般较冰原大，最大可
达5万多平方公里。
第一节 冰川形成和冰川作用
二、冰川运动与冰川作用
由于冰川运动速度在各个部位的不协调，在运动过程中，冰川 表面及冰层常产生一系列的冰川裂隙及冰层褶皱。
冰川作用是冰川地貌的主要塑造动力，包括冰川的侵蚀作用、 搬运作用和堆积作用。
冰层裂隙
冰川褶皱
第一节 冰川形成和冰川作用
三、冰川的类型
杨春景等按照冰川发育的气候条件和冰川温度状况，分为海 洋性冰川和大陆性冰川；
冰碛丘陵、侧碛堤、中碛堤、终碛堤等几种类型。 冰水堆积地貌是在冰川边缘由冰水堆积物组成的各种地
貌，分为冰水扇、外冲平原、冰砾阜阶地、冰砾阜、锅穴、 蛇形丘等几种类型。
类 冰蚀地貌
冰碛地貌
冰水堆积 地貌
型
基本特征或成因
冰斗 刃脊 角峰
冰蚀槽谷
冰川与冻土地貌
冰川与冻土地貌冰川与冻土是地球地貌中非常重要的两类地形类型。
他们在地表积累了大量的冰雪和冰冻的土壤，对地球的气候和生态环境具有很大的影响。
本文将介绍冰川和冻土地貌的形成过程、分布情况以及其对自然环境的影响。
冰川是由大量降水在高寒地区堆积而成的巨大冰雪体。
它们形成于地球高纬度地区的山脉和高原上，也有部分形成于高山峡谷中。
冰川的形成需要丰富的降水和低温条件，在这种条件下，积雪逐渐堆积，经过长时间的压缩和变形，最终形成巨大的冰雪体。
冰川有两种主要类型：陆地冰川和海洋冰川。
陆地冰川主要分布在北极和南极地区，它们是由大量的雪和冻土堆积而成的。
海洋冰川则主要分布在极地地区的海域，是由冰山和冰盖的堆积形成的。
冰川的形成和融化过程是一个动态的循环，受到气候变化的影响很大。
冰川地貌是由冰川运动和冰川侵蚀作用形成的。
冰川运动是指冰川在山谷和高原上的流动和滑移。
在冰川运动过程中，冰川会带走大量的岩石碎屑和土壤，形成冰碛和冰磨地貌。
冰川侵蚀作用主要包括冰川的领蚀和覆蚀。
冰川的领蚀作用是指冰川通过物理和化学的作用，将地表的岩石碎屑和土壤领走；冰川的覆蚀作用是指冰川通过覆盖和压实作用，改变地表地貌的特征。
冰川地貌的特点是地势陡峭、形态复杂、层次分明。
在高山地区，可以见到很多山谷、冰峰和冰崖，形成了壮丽的冰川地景。
在低海拔地区，冰川的主体已经融化，留下了冰碛和冰川湖泊，形成了广阔的冰碛平原。
冻土是指地下土壤在低温条件下，由于水分的冻结而形成的。
冻土地貌主要分布在地球高纬度地区，如北极地区的阿拉斯加和俄罗斯西伯利亚地区。
冻土地貌的形成需要长时间的低温和充足的水分，这些条件在高纬度地区比较常见。
冻土地貌有两种主要类型：冻土平原和冻土丘陵。
冻土平原是由冻土和冰碛堆积形成的广阔平原，是冻土地貌中最常见的类型。
冻土丘陵是由冻土的冻结和融化过程形成的，具有起伏不平的表面。
冻土地貌对自然环境具有重要的影响。
首先，冻土地貌是水源的重要储存库，可以调节降水的排水速度，减少洪水的发生。
冻土构造野外鉴别
以层状、网状冻土构造为主，冻土中可见分布不均匀的冰透镜体和薄冰层
融化过程发生明显的矿物重分布作用，有较多水分外渗
富
冰
冻
土
强
融
沉
Ⅳ
卵砾石颗粒基本为冰晶所包裹或存在大量的冰土透镜体和冰透镜体
融化过程使冻土构造受破坏，水土（石）产生密实作用，最后水土（石）界限分明
②融化后产生融沉现象
厚层网状（冰厚一般可达25mm以上）
①岩性以细颗粒土为主
②分布在低洼积水地带，植被以塔头、苔藓、灌丛为主
③土超饱和ω>ωp+35
①以中厚层状构造为主
②冰体积大于土体积
③冻结强度很低，极易击碎
①融化后水土分离现象极其明显，并可成流动体
②融化后产生融陷现象
多年冻土融沉性分级的野外鉴别
以层状网状冻土构造为主，在空间上，冰土普遍相隔分布
融化后，即失去原来结构形状成崩塌现象和流动状态，在容器中融化，最后水土界限分明
饱
冰
冻
土
融
陷
Ⅴ
冰体积大于土颗粒体积
融化后，水土（石）分离，上部可见水层
中厚层状构造为主，冰体积大于土体积
融化后完全呈流动体
含土
冰层
少
冰
冻
土
弱
融
沉
Ⅱ
有较多冰晶充填其孔隙，偶尔可见薄层冰及冰包裹体
融化后产生小的密实作用，但结构外形基本不变，有明显的渗水现象
以整体状冻土构造为主，偶尔可见微冰透镜体或小的粒状冰
融化过程，其原结构状态基本不变，但可见体积有缩小现象并有少量渗水现象
多
冰
极寒之地的冻土（上）
20
20
Copyright©博看网 . All Rights Reserved.
冰核丘有时能产生爆炸。夏季气温上升很快，上部冻 结层迅速融化，冻结土层急剧变薄，这时如果冰核丘内含 有气体，承压力很高的地下水就可能发生喷水爆炸。
【热融塌陷洼地】 因温度升高，地下冰融化引起地面塌陷所形成的各种 洼地。这种塌陷过程类似喀斯特塌陷过程，而塌陷原因和温 度有关，故又被称为热力喀斯特。 热融塌陷洼地发育在斜坡上形成各种滑塌洼地，在平 坦地面上形成漏斗状沉陷洼地，洼地内常积水成湖，称为 热融塌陷湖。 多年冻土发育的高原或平原地区，大大小小的热融塌 陷湖星罗棋布。热融塌陷湖形成以后，湖水对湖底土层的传 热作用使底部土层增温，活动层的深度加大，地下冰融化 速度加快，湖泊进一步沉陷，直到湖底地下冰全部融化后， 湖泊才停止下沉和扩大。 【石环】 是指在冻融分选作用下形成的呈多边形或近圆形的冻 土地貌。常见于离河滩不远的平地或河流出山口。石环是冻 土中颗粒大小混杂的松散砂砾层，由于饱含水分，经频繁 的冻融交替产生物质分异而形成。具体表现为中心为细粒土 和碎石，周围为较大砾石为圆边。 冬季，活动层中的大小混杂的砂砾先从地面冻结，砂 砾层孔隙中的水冻结膨胀，地面和砂砾层中的砾石一起被 抬高，砾石的下部尚未冻结而出现空隙，砂土填入或水渗 入形成冰透镜体。夏季，活动层上部解冻，由于砾石和砂土 的导热率不同，砂土中的冰先融化，地面逐渐回降到原来 位置，但砾石下部仍为冻结状态，这时一些大颗粒碎石或 砾石却比周围含水砂土位置相对升高。等砾石下部冰开始融 化时，砾石周围的砂土向砾石下部移动，填垫在砾石下部， 当活动层全部融化后，砾石却相对抬升了一段距离，在这 种冻融过程的反复作用下，大的石块或砾石就逐渐被顶托 到地面。
一、什么是冻土 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（数小时 / 数日以至半月）、季节冻土 以及多年冻土。 季节冻土随季节变化而发生周期性的融冻，冬季土层 冻结，夏季全部融化。 多年冻土指多年处于冻结状态的土层，或至少连续两 年处于冻结状态的土层。 多年冻土区的冻土可分为上下两层，上层是夏融冬冻 或是昼融夜冻的活动层，下层是多年冻结不融的永冻层。活 动层的厚度随纬度和高度的增大而减小，它的冻融深度与 每年冬夏季节的温度有关。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
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
• 四、冻土的热状态 ➢ 多年冻土的热状态是由地热自
然增温和气候的影响而变化的
• 五、冻土的成因
➢ 冻土的演化，主要受温度的控制。地表现存的多年冻土，大 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。
★ 海拔4905m的风火 山隧道,是世界海拔最高 的冻土隧道
• 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；
➢ 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；
➢ 同一纬度和同一高度的冻土厚度与其所处的自然地理条件 有关；
1. 冰楔
• 在多年冻土区，地表水周 期注入到裂隙中在冻结， 是裂隙不断扩大并为冰体 充填，剖面成为楔状，称 为冰楔；
1. 冰楔 • 形成条件：
① 有深入到永冻层中的裂隙，并为脉状所充填； ② 冰楔的围岩是可塑性的，水在裂隙中才能冻结、膨胀，围岩不
断受挤压变形，冰楔不断展宽； ③ 需要严寒的气候条件，年平均温度一般为-6~-3℃；
冻土地貌表现和特征
➢ 冻土：极地、亚极地地区和中低纬度的高山、高原地区，在较强 的大陆性气候条件下，气温极地，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。
➢ 冻土地貌：在多年冻土区，地下土层常年冻结，地表发生季节性 的冻融作用所形成的地貌；
➢ 在冰川边缘地区也能形成一些冻融作用的地貌，所以冻土地貌也 称为冰缘地貌。
多年冻土分为两层:上层是夏 融冬冻或是昼夜融冻的活动 层,下层是多年冻结不融的永 冻层.活动层的厚度随纬度和 高度的增大而减小,它的冻融 深度与每年冬夏季节的温度 有关.
• 三、冻土的结构
• 冻融扰动一般发生在多年冻土的活动层内。当活动层于每 年冬季自地表向下冻结时，由于底部永冻层起阻挡作用， 结果使其中间尚未冻结的融土层(含水土层)，在上下方冻 结层的挤压作用下，发生塑性变形，形成各种大小不一， 形状各异的融冻褶皱，又称冰卷泥。
• 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。
岩屑坡
2. 石河
• 石河发育在多年冻土区具 有一定坡度的凹地或谷地 里。它是由充填谷地的冻 融风化碎屑物，在重力作 用下，石块沿着湿润的碎 屑下垫面或多年冻结层顶 面，徐徐向下运动而成。
• 二、多边形构造土 • 冰楔类型（与围岩形成时间关系） ➢ 后生冰楔：冰楔形成于其围岩沉积层堆积之后； ➢ 同生冰楔：冰楔与围岩沉积物同时形成；
2. 砂楔（古冰楔）
和冰楔的情况相似,但 裂隙中充填的不是冰,而 是松散的砂土,称为砂楔. 砂楔可从冰楔演变而来, 当冰楔内的冰融化后,砂 土充填楔内,成为冰楔假 型.
• 二、冻土的厚度 ① 气候的影响 • 大陆性半干ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ气候、温暖湿润海洋性气候 ② 岩性的影响 • 砂岩、粘土、泥炭 ③ 坡向和坡度的影响 • 坡向和坡度直接影响地表接受太阳辐射的热量 ④ 植被和雪盖的影响
• 三、冻土的结构
➢ 冻土地区气温低，土层冻结，降水少，流水、风力和溶 蚀等外力作用都不显著，冻融作用则成为冻土地貌发育的 最活跃因素。
• 三、冻土的结构
• 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。
昆仑山冻土地貌
➢ 一、冻土的分布 ➢ 二、冻土的厚度 ➢ 三、冻土的结构 ➢ 四、冻土的热状态 ➢ 五、冻土的成因
➢ 一、冻土的分布
➢ 世界上冻土总面积约为3500万平方千米，占地球全部面积的 25％。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，面积约为215万平方千米，占全国陆地面积的22.3百 份；