第八章 冻土地貌
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 。
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。
《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。
冰川地貌与冻土地貌伍光和重点总结
冰川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。
在一系列物理过程下，积雪就变为冰川。
一、成冰作用成冰作用指积雪»粒雪»再经变质作用»冰川冰的过程。
雪是一种晶体，而任何晶体都具有使其内部包含的自由能趋向最小，以保持晶体稳定的性质，这就是最小自由能原则。
因此，在外界环境条件稳定时，雪晶力图向球形体转变。
这一过程称为自动圆化或粒雪化。
粒雪化过程可以分为冷型和暖型两类。
前者没有融化和在冻结现象，过程缓慢。
直径通常不足1m;暖型粒雪化过程进行的较快，雪粒直径比较大。
粒雪中含有贯通孔隙，当其进一步变化，全部孔隙被封闭后就变成冰川冰。
成冰作用也分为冷型和暖型。
冷型变质过程中，粒雪只能依靠其巨大厚度造成的压力加密而形成重结晶冰。
这种冰密度小，气泡多且气泡内的压力大。
冷型成冰过程历时很长。
暖型成冰作用有融水参与，并因融水数量不同而分别形成渗浸-重结晶冰、渗浸冰和渗浸-冻结冰。
当粒雪很薄而夏季气温较高时，粒雪可以完全融化，而后在冰川冷储作用下，在冰川表面重新冻结成冰。
重结晶、渗浸和冻结成冰，是成冰作用的三个基本类型。
渗浸重结晶及渗浸冻结作用则是两个过渡类型。
上述各种冰是成冰作用初期的原生沉积变质冰，它们仅仅分布于冰川表层。
冰川冰的绝大部分是沉积变质冰在运动中经受压力形成的动力变质冰。
其中最常见的是冰川塑性流动状态下形成的次生重结晶冰。
动力变质冰具有一般变质岩的特点，如片理、褶皱和冰晶的定向排列等。
冰川冰最初形成时是乳白色的，经过漫长的岁月，冰川冰变得更加致密坚硬，里面的气泡也逐渐减少，慢慢地变成晶莹透彻，带有蓝色的水晶一样的老冰川冰。
二、冰川分类与分布按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。
①海洋性冰川（暖冰川）发育在降水充沛的海洋性气候区，粒雪线在年降水2000-3000mm地区附近，冰川的形成以暖渗浸再结晶成冰过程为特征，冰川的温度接近压力熔点，液态水可以从冰川表面分布到底部。
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。
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
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。
冻土地貌在我国的分布及其特征,类型,成因初探.
《地貌学及第四纪地质学》结课报告——冻土地貌在我国的分布及其特征，类型，成因初探.班级学号：1803100130姓名：岳佳明任课教师：隋志龙二○一一年十二月廿五日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。
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。
当前你正在浏览到的事第三十四页PPTT，共五十八页。
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
刨蚀（磨蚀）是冰川中所挟带的岩块，以巨大的动压力研磨冰床 基岩的一种作用。冰川的重量很大，冰川滑动时，不仅把岩 石压碎，而且还挟带着这些岩块进一步挫磨冰床，结果使冰 床加深，岩石表面也常常被磨光和刻划，出现磨光面、刻槽 和擦痕，槽深数厘米，长数十厘米，具有钉头鼠尾的特点， 头部粗而深，表示冰流的来向
“杂乱无章”、“没有分选”等等；但在终碛
或是侧碛可能有例外
当前你正在浏览到的事第二十一页PPTT，共五十八页。
• 主要的冰碛地貌类型：冰碛丘陵，侧碛堤，终碛堤，鼓丘
• 冰碛丘陵 冰川消融后，原来的表碛、中碛和里碛等都降落
在底碛之上，合称为基碛，并由它组成了波状起伏的冰碛丘 陵。它的起伏程度一方面受基底地形的影响，另方面与冰碛 物的厚薄有关。大陆冰川的冰碛丘陵分布很广，高度也较大， 一般高数十米至百余米；山岳冰川冰碛丘陵分布较少，高度 也小，仅数米至数十米。
冰川地貌组合
• 不同类型的冰川，分布在不同的地带，冰川
作用的方式和强度也有差异，因而地貌组合
也有区别。所谓冰川地貌组合就是冰川的侵 蚀地貌、堆积地貌和冰水地貌有规律的分 布
当前你正在浏览到的事第三十三页PPTT，共五十八页。
山地冰川地貌组合
具有明显的垂直地带性。
1.雪线以上主要为侵蚀地貌，如冰斗、刃脊和角
当前你正在浏览到的事第三页PPTT，共五十八页。
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。
冰川与冻土地貌
◆ 冰川搬运作用 冰川搬运作用：冰川侵蚀下来的松散碎屑以及由 山坡崩落下来的碎屑，进入冰川体后随冰川运动 向下游搬运。
☼ 冰川搬运作用的碎屑物称为冰碛物，按位置可 分为：表碛、内碛、底碛、侧碛，终碛。两条 冰川合并侧碛成为中碛。 ☼巨大的砾石为漂砾。
漂 砾
冰川沉积运作用
冰川消融后，以各种形式被搬运的物质， 堆积下来，形成各类冰碛物。
冰川槽谷
冰川槽谷，冰川运动形成或改造而成的
槽形谷地。 通常横剖面呈U型，谷肩发育典型，谷壁 平直。 纵剖面通常由岩槛和洼地交替呈阶梯状 平面形态通常中上游宽深而下游窄浅 主冰川谷深宽、支冰川谷浅窄，主支谷 交汇处往往呈悬交状态，被称为悬谷。
刃脊与角峰
相邻冰斗之
间的山脊， 通常由于冰 斗壁的后退 呈刀刃状， 因此为刃脊。 几个冰斗所 交汇形成的 山峰，称为 角峰。
冰楔
裂隙被地表水周期性的注入冻结，使裂隙扩大
并为冰体填充，剖面成楔状，称为冰楔。
沙楔
当气温转暖，冰楔融化被松散沙土填充 就成为沙楔。
石环、石圈、石带
在颗粒大小混杂而又饱含水分的松散土层中，
冻融作用产生的垂直分选和水平分选，使砾石 由地下被抬升到地面，再集中到边缘，并呈环 状分布，而细粒土或碎石则位于中间。 冻融分选在重力和融冻泥流作用的参与下，石 环过渡到椭圆形的石圈，石圈再过渡到狭长形 的石带。
石环
石圈
冰核丘
土溜阶坎
热融地貌，由于热融作用产生的地貌形 态，有热融滑塌和热融沉陷。 热融滑塌发生在斜坡上的底冰融化，土 体在重力作用下沿冻融界面发生滑塌， 平坦地面上由于底冰融化，导致地表沉 陷形成漏斗或洼地。
三、几个问题
1. 冻土地貌发育的空间规律
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。
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。
- 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)。
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。
第八章 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。
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 。
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。
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 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 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，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。 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。
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 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。
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)。
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 ）。 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。