基本介紹
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凍土分類
如果土層每年散熱比吸熱多，凍結深度大於融化深度，多年凍土逐漸變厚，稱為發展的多年凍土，處於相對穩定狀態；如果土層每年吸熱比散熱多，地溫逐年升高，多年凍土層逐漸融化變薄以至消失，處於不穩定狀態，稱為退化的多年凍土。
按照凍結的持續時間可分為：①暫時性凍土，即受天氣變化影響，暫時凍結，不久便融化的土壤或疏鬆岩石層。②季節性凍土，指冬季凍結、春季融化的土壤或疏鬆岩石層。其凍土層深度由自然地理條件和土壤物理特性等因素決定。③多年凍土，又稱“永久凍土”，指多年連續保持凍結的土壤和疏鬆岩石。按空間分布可分為連續凍土和不連續凍土。如西伯利亞永凍層連成大片，而歐洲的永凍層則呈塊狀分布。塊狀永凍層之間的非永久凍結的地方，稱為“融土島”。永凍層的深度自10餘米至200餘米不等，其上部冬凍夏融，稱之“活動層”。活動層的厚度隨土質而異。地球上多年凍土的面積約占陸地總面積的20-25%，主要分布在蘇聯和加拿大。中國多年凍土面積占全國面積的22.3%，主要分布在東北北部山區、西部高山與青藏高原。
如果多年凍土在水平方向上的分布是大片的、連續的、無融區存在的稱為整體多年凍土；如果多年凍土在水平方向上的分布是分離的、中間被融區間隔的稱為非整體多年凍土。
冰沼土
又稱苔原土，我國把冰沼土這一土壤名稱，改為冰潛育土，分布於極地苔原氣候區和我國黑龍江北部。
冰沼土是凍土中具有常潮濕土壤水分狀況，具有碳氮比>13的潛育暗色表層和pH<4.0的斑紋AB層的土壤。冰沼土土層淺薄，剖面由泥炭層和潛育層組成，土體構型為O-Oi-Cg或Oi-Cg型。
凍土
凍土冰沼土的有機質含量低，陽離子代換量低，呈微酸性至酸性反應，營養元素缺乏。
按布里奇斯（E.M. Bridges：World Soils）的材料歸納成以下幾個亞類：
1．極地荒漠土（Arctic desert soils）相當於原始冰沼土。美國分類中的典型冰凍潮濕新成土（Typic cryaquent），聯合國分類中的冷凍粗骨土。
分布於北半球最高緯度地帶，在北美的北極島群北端、阿拉斯加和格陵蘭北部、亞洲的北地群島北部等都有分布。土壤粗骨性強，表層有極薄的粗腐殖質層（Ah），其下即為礫石或岩石（R），沒有明顯潛育化現象，由於岩石風化以冰凍風化為主，表土多裂為多邊形，因此，也稱多邊形冰沼土。
2．極地潛育土（Arctic gley soils）相當於典型冰沼土，我國分類的典型冰潛育土，美國分類中的冷凍潮濕新成土（Cryaquents），部分冷凍有機土，聯合國分類中的冷凍潛育土，冰凍有機土。
3．極地棕色土（Arctic brown soils）相當於灰化冰沼土。美國分類中的冷凍淡色始成土（Cryochrept），聯合國分類中的冰凍始成土。
在地勢較高處，發育程度稍高，除了泥炭層和潛育層之外，還有灰化現象，土體構型為Oi（Ah）-E-Bhs-Bg型。阿拉斯加極地棕色土，土色暗棕色，A層細碎屑呈塊狀結構，B層是暗黃棕色的砂壤土，其下是破碎砂岩。
凍漠土
凍漠土的土層淺薄，石多土少，剖面發育弱，地表多礫石，有多邊形裂隙，具有0.5～1.5厘米厚的灰白色結皮層，有鹽斑，結皮層下有淺灰棕色或棕色微顯片狀或層片狀結構，礫石腹面有石灰薄膜，剖面構型為J—Ah—Bz—Ck型。
凍漠土有機質含量低，一般小於10克每千克，pH8.0～8.5，強石灰反應，CaCO3含量約50克每千克，石膏約5～10克每千克，易溶鹽、石膏明顯富集在地面結皮內，而碳酸鈣則多在剖面的下層，表層的細土多被風吹失，亞表層粘粒含量相對增高。
我國把凍漠土分為三個亞類：
1．典型凍漠土（Typic frozen desert soils）具凍漠土類的典型特徵。
2．鹽化凍漠土（Salinized frozen desert soils）凍漠土中具鹽積特性的土壤。
3．龜裂凍漠土（Takyric frozen desert soils）凍漠土中具有龜裂特徵的土壤，主要分布於西藏羌塘高原北緣，帕米爾高原及崑崙山內部山脈，一般在海拔4200～4500米之間，成土母質中富含碳酸鈣，湖泊周圍澱積物中含鹽量較高，氣候非常乾燥寒冷，地表有鹽斑，小礫石和薄的龜裂結皮，碳酸鹽沿剖面分布比較均一。
凍土層
凍土層，亦作凍原或苔原，語出薩米語tūndra(tundar的屬格)，意思是“無樹的平原”。在自然地理學指的是由於氣溫低、生長季節短，而無法長出樹木的環境；在地質學是指零攝氏度以下，並含有凍的各種岩石和土壤。一般可分為短時凍土（數小時、數日以至半月）、季節凍土（半月至數月）以及多年凍土（又稱永久凍土，指的是持續二年或二年以上的凍結不融的土層）。地球上多年凍土、季節凍土和短時凍土區的面積約占陸地面積的50%，其中，多年凍土面積占陸地面積的25%。
凍土分布
基本介紹
凍土分布於高緯地帶和高山垂直帶上部，其中冰沼土廣泛分布於北極圈以北的北冰洋沿岸地區，包括歐亞大陸和北美大陸的極北部分和北冰洋的許多島嶼，在這些地區的冰沼土東西延展呈帶狀分布，在南美洲無冰蓋處亦有一些分布。據估計，冰沼土的總面積約590萬平方公里，占陸地總面積的5.5%。在前蘇聯境內，各種冰沼土的總面積為1688000平方公里，占前蘇聯國土面積的7.6%，占世界冰沼土面積的28.6%。 由於人類活動大多集中在溫暖地區或低海拔平原地帶，所以對於凍土的認識不是很多，但是隨著人類活動空間的擴大以及對資源需求的增多，人類逐漸將目光投向了太空、海洋和寒冷的極區。如近四、五十年來，美國、英國、加拿大等國為解決能源危機，加緊開發北極和北極近海的石油和天然氣。但是包括多年凍土在內的寒區有著自己獨特的環境特性，它是一個很脆弱的環境體系，一旦遭到破壞就無法挽回。
世界凍土分布
世界凍土分布恩格斯說過，“我們不要過分陶醉在我們對自然的勝利。對每一次這樣的勝利，自然界都報復了我們”。對自然的開發必須以了解、服從自然發展規律為前提，只有這樣我們才能給生活在寒區的人們和子孫後代留下一個沒有傷疤的地球！
中國凍土分布
①東北凍土區為歐亞大陸凍土區的南部地帶，凍土分布具有明顯的緯度地帶性規律，自北而南，分布的面積減少。本區有寬闊的島狀凍土區（南北寬200～400 公里），其熱狀態很不穩定，對外界環境因素改變極為敏感。東北凍土區的自然地理南界變化在北緯46°36'～49°24'，是以年均溫0℃等值線為軸線擺動於0℃和±1℃等值線之間的一條線。
中國凍土類型分布圖
中國凍土類型分布圖②在西部高山高原和東部一些山地，一定的海拔高度以上（即多年凍土分布下界）方有多年凍土出現。凍土分布具有垂直分帶規律，如祁連山熱水地區海拔3480 米出現島狀凍土帶，3 780 米以上出現連續凍土帶；前者在青藏公路上的崑崙山上分布於海拔4200 米左右，後者則分布於4350 米左右。青藏高原凍土區是世界中、低緯度地帶海拔最高（平均4000 米以上）、面積最大（超過100 萬平方公里）的凍土區，其分布範圍北起崑崙山，南至喜馬拉雅山，西抵國界，東緣至橫斷山脈西部、巴顏喀拉山和阿尼馬卿山東南部。在上述範圍內有大片連續的多年凍土和島狀多年凍土。在青藏高原地勢西北高、東南低，年均溫和降水分布西、北低，東、南高的總格局影響下，凍土分布面積由北和西北向南和東南方向減少。高原凍土最發育的地區在崑崙山至唐古拉山南區間，本區除大河湖融區和構造地熱融區外，多年凍土基本呈連續分布。往南到喜馬拉雅山為島狀凍土區，僅藏南谷地出現季節凍土區。中國高海拔多年凍土分布也表現出一定的緯向和經向的變化規律。凍土分布下界值隨緯度降低而升高。二者呈直線相關。凍土分布下界值中國境內南北最大相差達3000 米，除阿爾泰山和天山西部積雪很厚的地區外，下界處年均溫由北而南逐漸降低（由-3～-2℃以下）。西部凍土下界比雪線低1000~1100 米，其差值隨緯度降低而減小。東部山地凍土下界比同緯度的西部高山一般低1150～1300 米。
世界凍土分布
全球凍土的分布，具有明顯的緯度和垂直地帶性規律。自高緯度向中緯度，多年凍土埋深逐漸增加，厚度不斷減小，年平均地溫相應升高，由連續多年凍土帶過渡為不連續多年凍土帶、季節凍土帶。極地區域凍土出露地表，厚達千米以上，年平均地溫-15℃；到北緯60°附近，凍土厚度百米左右，地溫升至-3℃～-5℃；至北緯約48°（凍土分布南界），凍土厚僅數米，地溫接近0℃（圖6－18）。在我國東北和青藏高原地區，緯度相距一度，凍土厚度相差10～20米，年平均地溫差0.5℃～1.5℃。
道路因凍土融化塌陷
道路因凍土融化塌陷凍土是指地表至100厘米範圍內有永凍土壤溫度狀況，地表具多邊形土或石環等凍融蠕動形態特徵的土壤。本土綱相當於美國土壤系統分類的新成土綱（Entisol）、始成土綱（Inceptisol）、有機土綱（Histosol），聯合國土壤分類的始成土（Cambisols）、潛育土（Gleysols）、粗骨土（Regosols）、有機土。它包括的土類有冰沼土（冰潛育土）和凍漠土。
冰沼土相當於美國系統分類中新成土綱的永凍性的冷凍正常新成土（Pergelic Cryorthent）和始成土綱的冷凍潮濕始成土（Cryaquepts），有機土綱中部分冷凍有機土。聯合國土壤分類中始成土的冰凍始成土（Gelic cambisols）、潛育土中的冰凍潛育土（Gelic gleysols）、粗骨土綱中的冰凍粗骨土（Gelic regosols）、有機土綱（Histosols）中的冰凍有機土（Gelic histosols），所不同的是聯合國分類是指在2米深度內有永凍層。而凍漠土在美國、聯合國分類中還沒有相應的土類。而與美國分類的乾旱土和聯合國分類的鈣質土或石膏土有某些近似。
在世界各地的高山，如南美安第斯山，紐西蘭南阿爾卑斯山等亦有分布。
凍土成土
成土條件
氣候
凍土分布區的環境條件存在差異。冰沼土分布區屬苔原氣候，大部分地面被雪原和冰川所覆蓋，年平均溫在0℃以下，一般都在-10℃至-17℃，冬季氣溫可低至-40℃，甚至-55℃，夏季溫度也很低，7月份平均溫度不超過10℃，全年結冰日長達240天以上。高山凍漠土年均溫也很低，一般為-4℃至-12℃。凍土區降水很少，歐洲部分為200—300毫米，亞洲和北美洲北部在100毫米以下，西藏凍漠土區因地勢高、遠離海洋，降水更稀少，一般為60～80毫米，其北部更少，為20～50毫米，其中90%集中於5—9月。降水雖然少，但氣溫低，蒸發量小，長期冰凍，土壤濕度很大，經常處於水分飽和狀態，夏季土壤—母質融化，砂土可達1～1.5米，壤土70～100厘米，泥炭土35～40厘米，以下即為永凍層，高山凍漠土在寬谷、湖盆永凍層深度80厘米，山坡上可達150厘米。
植被
地形、母質
凍土發育的地區，因剛脫離冰川覆蓋不久，冰川地形保持得相當完整。凍漠土分布區的地形主要是陡峭的山坡，角鋒、刃脊、第四紀和近代冰川所形成的冰斗和冰磧壠堤，寬谷，湖盆的湖積平原等。成土母質的差異較大，加拿大、西伯利亞地盾區是前寒武系基岩。其他地區有古生代各種灰岩、石英砂岩、板岩、中生代的灰岩、紅色鈣質砂泥岩及近代泥礫和沖積物，殘積物，冰磧物，冰水沉積物等。
凍土成土過程
凍土形成以物理風化為主，而且進行得很緩慢，只有凍融交替時稍為顯著，生物、化學風化作用亦非常微弱，元素遷移不明顯，粘粒含量少，普遍存在著粗骨性。高山凍漠土粘粒的K2O含量很高，可達50克每千克，說明脫鉀不深，礦物處於初期風化階段。
凍土
凍土凍土區普遍存在不同深度的永凍層。在濕凍土分布區，夏季，永凍層以上解凍，由於永凍層阻隔，融水滲透不深，致使永凍層以上土層水分呈過飽和狀態，而形成活動層，活動層厚度為0.6米至4米，若永凍層傾斜，則形成泥流；冬季地表先凍，對下面未凍泥流產生壓力，使泥流在地表薄弱處噴出而成泥噴泉，泥流積於地表成為沼澤，因其下滲較弱，泥流、泥噴泉又混和上下層物質，使土壤剖面分化不明顯，而在南緣永凍層處於較深部位，水分下滲較強處，剖面層次分化較好。
在乾旱凍土分布區，白天由於太陽輻射強烈，地面迅速增溫，表土融化，水分蒸發；夜間表土凍結，下層的水汽向表面移動並凝結，增加了表土含水量，反覆進行著融凍和濕乾交替作用，促進了表土海綿狀多孔結皮層的形成。此外，暖季，白天表土融化，夜間凍結，都是由於由地表開始逐漸向下增溫或減溫總是大致平行於地表水平層次變化著的，所以，在乾旱的表土上，強烈的凍結作用往往形成表土的龜裂。
在極地冰沼土區，由於低溫，蒸發量小，地勢低平處排水不暢，土壤水分經常處於飽和狀態，致使土壤有機質和礦物質處於嫌氣條件下，雖然有機質形成數量不多，但在低溫嫌氣條件下分解緩慢，表層常有泥炭化或半泥炭化的有機質積累。礦物質也處於還原狀態，鐵、錳多被還原為低價狀態，形成一個黑藍灰色的潛育層，在高山凍漠土分布區，降水較少，土壤淋溶弱，剖面中往往有石膏、易溶鹽和碳酸鈣累積，致使土體呈鹼性，表土結皮和龜裂等。
總的來說，凍土成土年齡短，處處呈現出原始土壤形成階段的特徵。
利用與改良
凍融作用
凍土地區氣溫低，土層凍結，降水少，流水、風力和溶蝕等外力作用都不顯著，凍融作用則成為凍土地貌發育的最活躍因素。隨著凍土區溫度周期性地發生正負變化，凍土層中水分相應地出現相變與遷移，導致岩石的破壞，沉積物受到分選和干擾，凍土層發生變形，產生凍脹、融陷和流變等一系列複雜過程，稱為凍融作用。它包括融凍風化、融凍擾動和融凍泥流作用。
在凍土地區的岩層或土層中，存在著大小不等的裂隙和孔隙，它們常被水分充填，隨著冬季和夜晚氣溫的下降，水分逐漸凍結、膨脹，對圍岩起著很大的破壞，使裂隙不斷擴大。至夏季或白晝因溫度上升，冰體融化，地表水可再度乘隙注入。這種固溫度周期性變化而引起的凍結與融化過程交替出現，造成地面土（岩）層破碎松解，這種作用稱為凍融風化。凍融風化不僅造成地面物質的鬆動崩解，形成了凍土地區大量的碎屑物質，而且在沉積物或岩體中還能產生冰楔、土楔等冰緣現象。由於地表水周期性地注入到裂隙中再凍結，使裂隙不斷擴大並為冰體填充，形成了上寬下窄的楔形脈冰，稱為冰楔。冰楔的規模大小不一，小的楔寬只有數十厘米，深不足1米；大的楔寬可達5～8米，最大深度可達40米以上。當冰楔內的脈冰融化後，裂隙周圍的沙土充填於楔內，形成沙楔。沙楔也可能是地面凍裂以後，沒有形成脈冰，砂土就直接填充在裂隙中。
融凍擾動一般發生在多年凍土的活動層內。當活動層於每年冬季自地表向下凍結時，由於底部永凍層起阻擋作用，結果使其中間尚未凍結的融土層（含水土層），在上下方凍結層的擠壓作用下，發生塑性變形，形成各種大小不一，形狀各異的融凍褶皺，又稱冰卷泥。
融凍泥流是凍土地區最重要的物質運移和地貌作用過程之一。一般發生在數度至十餘度的斜坡上。當凍土層上部解凍時，融水使主要由細粒土組成的表層物質，達到飽和或過飽和狀態，從而使上層土層具有一定的可塑性，在重力的作用下，沿著融凍界面向下緩慢移動，形成融凍泥流，年平均流速一般不足1米。由於泥流順坡蠕動時，各層流速不一，表層流速大於下層，所以有時可把泥炭、草皮等卷進活動層剖面中，產生褶皺和圓柱體等構造形態。
可燃冰
可燃冰主要分布在東、西太平洋和大西洋西部邊緣，是一種極具發展潛力的新能源，但由於開採困難，海底可燃冰至今仍原封不動地保存在海底和永久凍土層內。而在凍土層內有更好的可燃冰開發條件。
凍土地貌
又稱冰緣地貌。由多年凍土層中的凍融作用而形成的各種形態的總稱。如石海、構造土、冰丘、冰椎、融凍泥流階地等。地表層在不同狀況下，具有不同的小氣候、地形、地質和水分條件，在反覆交替的凍融過程中，表現出不同的冰緣作用營力。
凍土——石環
凍土——石環冰緣地貌形態
由於節理裂隙中的水分凍結膨脹，致使岩石破裂成岩塊，或者因溫度變化，使組成岩石的礦物不均一地熱脹冷縮，並在內部產生不均勻應力，從而造成岩石破裂和岩塊崩落。這一過程被稱為寒凍風化作用。經寒凍風化作用破碎崩落的岩塊、岩屑，有的停留原處，有的經重力作用再搬運而形成不同地貌形態。
石海：寒凍風化作用產生的大量大小不等的稜角狀岩塊及岩屑，在地形平緩條件下，大多在原地殘留下來，形成碎石覆蓋地面，這就是石海。石海是我國青藏高原、高原西部高山及大興安嶺北部凍土區均有分布。發育石海不僅要岩石堅脆、節理髮育，如花崗岩、石英岩、玄武岩、石灰岩、硬砂岩、板岩等，而且還要有一定的水熱條件，既要有一定的水分，同時溫度為0℃上下持續波動的時間要長。顯然，年平均氣溫為0℃的等溫線附近具備上述溫度條件。我們知道，年平均氣溫為0℃的等溫線出現的海拔高度，隨緯度降低而增高。因此，石海出現的海拔高度隨緯度降低而增高。如青藏高原北部的崑崙山，現代石海發育在海拔4900～5000米以上的花崗片麻岩山地；而南部喜馬拉雅山地區，現代石海出現在5300～5400米的山頂上。
石流坡（也稱岩屑坡）：石流坡的物質來源及產生與石海大體相似，但二者出現的地貌部位不同。石海多見於平緩的山頂；石流坡出現在山坡。石流坡的岩狀、碎屑，除斜坡上經寒凍風化在原地產生外，還有在策略作用下來自山頂的。這樣就決定了石流坡的組成物質是上細下粗，坡上方多是岩屑；坡下方主要是粗大岩塊。其岩性取決於山頂母岩。石流坡的休止角一般在25～35度，坡面比較平直。石流坡是多年凍土地區常見的一種冰緣地貌形態，在大興安嶺和我國西部高山、高原凍土區有廣泛分布，幾乎到處可見。
石河：由寒凍風化產生的岩塊、岩屑，在重力作用下匯集到斜坡溝槽內，碎石沿溝槽徐徐向下移動，故取名石河。
與凍融分選作用有關的冰緣地貌形態
天然條件下，地表物質常常是粗細混雜的。由於石塊和土的導熱性能不同，因此凍結速度也各不一樣。碎石導熱率大，則先凍結，水分就先向碎石附近遷移，並於碎石周圍形成冰。水變成冰後體積膨脹，則使碎石產生位移，這樣就產生了粗細物質的分異。久而久之，粗細物質相對集中，呈現出各種形態。這一過程被稱為凍融分選作用，它可以形成下述冰緣地貌形態。
石環：平緩而又粗細混雜的地表層，經凍融分選作用，使泥土岩屑集中在中間，岩塊被排擠到周邊，呈多邊形或近圓形，形成所謂的石環。形成石環地段地鬆散層一定是岩塊和泥土粗細混雜；要有充足的水分條件，含水量一般要在30%以上；氣溫在0℃上下波動的持續時間要比較長。石環常見於河漫灘、洪積扇前緣及山前緩坡地帶，因為這些地貌部位常常具備石環形成的條件。但也有例外，在中天山海拔3850～3950米的古冰斗底部，曾發現直徑1～4米的石環群。為什麼石環會在這裡出現呢？據考察，這是因為陡峻的冰斗壁，經長期寒凍風化和雪融作用，在冰斗底部堆積了比較豐富的粗細粒物質。同時冰斗記憶體在積雪，就是夏天也有斷續積雪。積雪融化，給石環發育提供了水分條件。
斑土：形成機制和過程與石環十分近似，地表呈現出岩塊、岩屑遍布，泥土呈斑裝嵌在碎石之間，格外引人注目。有人比喻石環與斑土，是一母雙胎，同族姐妹；也人有認為，斑土是石環發育的初級階段，因此岩塊環形顯示還不完全。
石條：常常與岩屑坡同時存在，碎石與細粒物質呈條形相間順坡排列，登高俯視，宛如田野溝。它是由於岩屑坡上的碎石經反覆凍融及凍融分選使碎石匯集於低處，又經策略作用碎屑順坡向下延伸而形成的。
凍脹草環：在地表面構成草皮的多邊形或近似圓形，其間裸露，布滿岩屑碎石。中間赤黃，周邊碧綠，異彩奪目，是凍土區少見的一種冰緣地貌形態。對它的形成機制和過程還不十分清楚。人們認為，在草皮破裂處或老鼠洞地點，草皮下部泥土碎石經反覆凍融擁出地表形成斑土，斑土繼續發展擴大，多個相鄰斑土如此發展擴大，最後草皮呈環狀排列成草環。
與凍脹作用有關的冰緣地貌形態
土層凍結，其中水分向凍結鋒面遷移，產生重分布並變成冰，使原土層體積增大，或使地面抬升的過程，稱凍脹作用。
凍脹是造成各類建築物凍害的主要原因。當地基土層凍結，體積膨脹，建築物和外部荷載不能克服地基土層凍結的膨脹力時，基礎便被抬起。由於各側基礎受力不同，建築物就要產生裂縫、傾斜，嚴重者甚至倒塌。
與凍脹過程有聯繫的冰緣地貌形態有冰椎、冰丘（凍脹丘）、凍脹拔石、泥炭丘、凍脹草丘等。
冰丘（也稱凍脹丘）：冬天季節融化層，由上而下和由下而上凍結，因過水斷面縮小，凍結層上水處於承壓狀態；同時，凍結過程中水向凍結面遷移而產生聚冰層。隨凍結面向下發展，當凍結層上水的壓力和冰層膨脹力大於上覆土層強度時，地表就發生隆起，便形成了冰丘。凍脹丘是我國多年凍土地區經常可以見到的一種冰緣地貌類型。它常出現於河漫灘、階地後緣和山麓地帶，以及地形轉折地段，凍脹丘底部的直徑由幾米到幾十米，高1～2米，有的可達3～5米。凍脹丘表面經常存在縱橫交錯的裂縫。開裂後往往有地下水溢出，這是地下水的壓力得到釋放，凍脹丘也就不再繼續發展。凍脹丘按存在時間，可分為一年生和多年生。由凍結層上水補給水的，一般形成一年生凍脹丘；由深部凍結層下水補給的形成多年生凍脹丘。一年生凍脹丘，初冬開始隆起，待季節融化層回凍結束，凍脹丘發育成熟，隆起達到頂峰，春天以後逐漸消失，一年生凍脹丘在我國凍土區分布比較普遍，多年生凍脹丘也有出現。青藏公路62道班的凍脹丘，是多年生凍脹丘的典型代表，也是目前我國已知最大的冰丘。底部直徑為40～50米，高達20米，似座小山。它高大罕見，在學術界享有盛名。
泥炭丘：形成機制與凍脹丘相似，不同的是，泥炭丘在形成過程中，水分對聚冰層補給不那么充分，因此泥炭丘冰層較薄而且分散，同時個體也沒有凍脹丘那樣高大宏偉。泥炭丘常出現在地表植被茂密的山間谷地、低洼地和扇間窪地等湖沼地帶。
冰椎：在多年凍土地區，有時老遠就可以看到銀光閃閃的冰體，這就是冰椎。它的形狀、大小變化很大，有的直徑2～3米，有的呈現冰坡、冰幔延伸幾十米乃至數百米，有時帶有幾個溢水口。冰椎在冰土地區分布非常普遍，它們常出現於河漫灘、階地後緣、洪積扇前緣及山麓地帶。原因是這些地段常有地下水出露。冬季融化層回凍，地下水壓力增大，衝破上覆土層溢出地表，溢出口冰體逐漸增大升高，並呈錐形。溢水邊流邊凍，並沿原地下水流路延伸，這樣就形成了冰椎。冰椎對各種建築物危害很大。有時，由於路塹邊坡截斷地下水流，地下水從塹坡上流出，隨流隨凍，形成塹坡掛冰，甚至冰漫軌道，嚴重阻塞行車。有時，人們喜歡將房屋修在坡腳下。由於房屋基礎切斷地下水去路，冬天來臨大地封凍，而房屋下因取暖而形成融化盤，致使斜坡地下水在此溢出，導致屋內地板冒水。人們說，這是“水上人家”。
與熱融作用有關的冰緣地貌形態
由於天然或人為的因素改變了地表狀況，引起季節融化深度加深，導致層狀地下冰或高含冰凍土融化，而使地面下陷或改變地表形態的過程被稱熱融作用。熱融可以形成熱融滑塌、熱融窪地、熱融湖、熱融溝等。
熱融地貌類型多出現在地下冰發育或含冰量較高的平緩坡地、山間谷地、高平原地帶。
熱融滑塌：這種現象最早發現於青藏高原風火山。養路工人取土修路，使路邊斜坡的地下冰層暴露，夏天暴露的冰層融化，使上覆草皮和土層失去支承而塌落下來。冰層融水稀釋塌落物質呈流塑狀態，在重力作用下緩緩下滑。地下冰層繼續融化，上邊土層再次塌落，並使新的冰層繼續露出。如此往復，經過幾個夏天的滑塌，就滑塌到坡頂。
本世紀六十年代初，我國曾有人在風火山一帶目睹過熱融滑塌發育過程的片斷。7～8月間的十來天，就有一塊土層塌落下來，一個夏天塌落了6～7次。這一過程是由於冰層融化，上覆土層一塊一塊地塌落的，故取名熱融滑塌。青藏公路其它地段、天山，以及大興安嶺凍土區也曾見過上述現象，但由於地下冰層厚度不大，其規模還不及風火山地區。
熱融滑塌垮落的土體呈流塑狀態，順坡向下蠕動，土流常常覆蓋路面，阻塞行車，嚴重地段需採取工程措施進行攔截片。
熱融窪地、熱融湖：由於天然或人為因素（剷除草皮、砍伐森林等）的影響，地下冰層融化，使地表沉陷成的負地形，被稱為熱融窪地；地下冰層融化，融水滲浸進入或地表水匯聚於窪地，便形成了熱融湖。
熱融窪地和熱融湖在我國多年凍土區有廣泛分布，特別是青藏公路沿線的楚馬爾河高平原上更為多見。有人認為，高平原上熱融湖的形成，可能與幾千年前全球氣候轉暖，造成凍土上限下降，地下冰層融化有關。
與融凍蠕流作用有關的冰緣地貌形態
由高含冰量細粒土構成的緩坡，在融化季節凍土融化使土層呈流塑狀態，並在重力作用下，沿凍土層面順坡向下緩緩蠕動下滑，這種過程稱為凍融蠕作用。沿坡徐徐蠕動下滑的融土層，依坡度、坡形可形成融凍蠕流階地、泥石舌、泥流扇等。
融凍蠕流階地（融凍泥流階地）：它常出現在地下冰發育的緩坡上，地面坡度一般為15～20度。順直坡面對融凍泥流階地形成最為有利。青藏高原風火山地區，這裡地表以下是厚2～4米的亞粘土，含冰量大，並且層狀地下冰發育，為泥流階地和泥流舌形成提供了有利的條件。風火山埡口盆地發育有12級大型融凍泥流階地，階面寬5～12米，總長達150多米。如此多級的大型泥流階地，在其它凍土區還未見過。
泥流舌、泥流坡坎：形成過程和產生機制與融凍泥流階地大致相同。不同的是泥流舌、泥流坡坎形成的坡度要更大一些，一般在25～30度。同時，泥流舌及泥流坡坎的發生，除本身在策略作用下徐徐蠕動以外，來自上方坡面的降水錶流衡釋融土層，也促使它向下流動。因此，泥流舌的發育過程比融凍蠕流階地要快，具有一定的突發性，同時分布也比較廣泛。不過，在大興安嶺凍土區，森林植被根系使融化層增強了正體性，對融凍蠕流起了相當的抑制作用。因此，這裡泥流階地和泥流舌比較少見。
融凍褶皺（冰卷泥）：在融凍泥流階地、泥流舌及泥流坡坎的形成過程中，當融化層向下滑動時，靠近凍土界面的融土受到凍土面的粘連，而滑動速度小；相反，融化層上部受阻力小向下滑動速度較大。這樣，在下滑體速度出現了上快下慢現象，因此下滑融化層產生褶皺變形，故此取各融凍褶皺。融凍褶皺是融凍蠕流過程中，融化層滑動時結構變形的結果，因此地表面一般不易發現。只有在融凍泥流階地、泥流舌及泥流坡坎的剖面上才能看到這種現象。
與寒凍劈裂有關的冰緣地貌形態
冬天，在我國北方，人們經常會看到地面出現一些寬度不等的裂縫，有時縱橫交叉，這些裂縫就是由寒凍劈裂作用形成的。
土層在負溫條件下體積發生收縮，由於土層在不同深度處的溫度不同，而體積變化也不同，因此便產生收縮應力。在這種應力作用下，土體便會開裂，這一開裂過程被稱為寒凍劈裂，也有人稱它為凍裂。寒凍劈裂所產生的裂縫寬度和延長深度和土層的溫度梯度、水分狀況和成岩程度等有著密切的關係。
以寒凍劈裂為基礎，再經反覆凍結與融化，便可形成土脈、砂楔、冰楔（脈冰）及冰楔假型。它們的共同特徵是在地面形成多邊形裂縫，因此統稱多邊形構造。多邊形構造的直徑大小不等，小者4～5米，大者20～30米，還有更大的。土脈和砂楔延續深度一般不超過季節融化層；冰楔和冰楔假型可穿過季節融化層延深到多年凍土層內。在蘇聯西伯利亞北部，可以見到長達20～30米的脈體。
土脈和砂楔：土脈和砂楔是在寒凍劈裂基礎上，經反覆凍融或者風的堆積作用而形成的，但二者形成的環境有較大的差別。土脈多在濕冷環境條件下形成。地表潮濕，季節融化層的含冰量較大；砂楔多產生在乾冷環境條件下，風的作用比較強，季節融化後的含冰量很少。寒凍劈裂夏天若被水充填，冬天水凍結成冰，便形成了季節性冰楔。由於水變成冰後體積增大，因此使寒凍劈裂擴寬加深。春夏季裂縫內冰體融化，部分裂縫空腔被圍岩充填，次年冬天，裂縫聚積水又凍結成冰楔，裂縫再次擴寬並往下延深。如此多年，便形成了土脈。如地表溫度條件無大的波動，土脈延深到季節融化層底部停止了發展。到目前為止，在我國多年凍土地區正在發展的土脈還沒有發現。不過，已經停止生長的土脈還是很多的。不僅在多年凍土地區有，而且在廣大季節凍土地區也有分布。例如，近幾年通過野外調查，在黃土高原的定邊、神池，大同，以及東北的吉林、遼寧北部等地都曾發現過土脈和砂楔。砂楔的發育過程與土脈不同。由於它形成在乾冷氣候環境，風的作用強烈，裂縫內沒有水而被砂子育填。冬天來了，裂縫在收縮應力的作用下，再次開裂，之後又被砂充填，如此反覆，便形成了砂楔。青藏高原近幾年發現許多砂楔，有的已停止發展；有的砂楔中間還存在著裂縫，說明它還在發育成長。據國外研究，不同的土質在寒凍劈裂時對溫度條件要求各不相同。土質愈粗，含水愈少，則開裂所需的溫度愈低。一般情況下，泥炭土、亞粘土及淤泥質亞砂土，開裂所需的年均地溫為-1～-2℃；粉質亞砂土、粉砂及細砂，開裂所需的年均地溫為-2～-4℃；中粗砂及砂礫，則要在-5～-8℃開裂。
脈冰（冰楔）及冰楔假型：脈冰是土脈的進一步發展。當地表溫度很低，寒凍劈裂貫入季節融化層以下時，夏天上部季節融化層融水浸入凍土上限以下裂劈，繼後凍結成冰。次年夏天，季節融化層融化，並有融水浸入，經如此反覆凍結與融化，脈冰逐漸增寬和向下發展。在地表溫度比較穩定的情況下，脈冰侵入到一定深度時就不再往下發展，此時脈冰發育進入成熟階段。有地表鬆散層逐年堆積的條件下，隨土層加積，凍土上限逐漸抬升，脈冰隨之向上增長。在這種情況下，就是地表溫度較穩定時，脈冰長度仍要逐年增大。蘇聯西伯利亞西部20～30米長的脈塊，大多是在地表土層加積條件下形成的。曾先後在大興安嶺伊圖里河及西崑侖山發現脈塊。它們的個體不大，脈冰上寬0.1～0.3米，延續深度到凍土上限以下1.0米左右。這些脈冰大都停止生長，據冰體中亞粘土塊測年，屬於距今3000年寒冷期的產物。由於氣溫升高，或是地表水淹沒等原因，造成凍土退化，脈冰消融，脈冰空腔被塌落的圍岩和上部土脈充填，這樣便形成了冰楔假）。從外形上看，冰楔假型與土脈、砂楔很相似，但仔細觀察，二者則有不同。冰楔假型個體大，而且延續到凍土上限以下；土脈、砂楔個體小，延深一般不超過季節融化層。冰楔假型在季節融化層呈鍋底狀斷面，在凍土上限以下呈楔狀斷面；土脈及砂楔多呈單一的楔狀斷面。冰楔假型往往存在明顯的塌落構造和圍岩滑向楔內的痕跡；土脈圍岩有時也能看到滑向楔內的痕跡，但不像冰楔假型那么明顯，同時彎曲度也不大。由於脈冰延深到凍土上限以下。因此，脈冰形成的溫度要比土脈及砂楔更低。對於細粒土（泥炭土、亞粘土、亞砂土）來說，其中形成冰楔所需的年均地溫為-4～-5℃；粗粒土（中粗砂及砂礫石）中形成冰楔所需的年均地溫，則為-6～-10℃。
俗話說：“冰凍三尺，非一日之寒。”北方地區，冬季溫度常在0℃以下，潮濕的土壤呈凍結狀態，這種現象在氣象學上稱為凍土。溫度愈低且持續時間愈久，凍土層便愈厚。根據埋人地面氣象觀測場中的凍土器內水柱凍結的部位和長度，可探測凍結層次的上限和下限深度。
進入北極圈，凍土厚度可達200～600米，有的地方甚至達到了1000米。在北冰洋沿岸，凍土層厚達400～900米，這裡是世界上凍土厚度最後的地方，最厚的地方達1400米。
在世界各地，凍土帶占據蘇聯領土的一半，加拿大和阿拉斯加的大部分地區，地球陸地面積1/4。我國凍土帶主要分布在北緯30度以北的廣大地區，此線以南幾乎不見凍土。西部川陝地區由於山脈地形屏障，北緯33度以南未出現過凍土現象。
進入北極圈，凍土厚度可達200～600米，有的地方甚至達到了1000米。在北冰洋沿岸，凍土層厚達400～900米，這裡是世界上凍土厚度最後的地方，最厚的地方達1400米。
在世界各地，凍土帶占據蘇聯領土的一半，加拿大和阿拉斯加的大部分地區，地球陸地面積1/4。我國凍土帶主要分布在北緯30度以北的廣大地區，此線以南幾乎不見凍土。西部川陝地區由於山脈地形屏障，北緯33度以南未出現過凍土現象。
主要性狀
診斷層和診斷特性
凍土具有永凍土壤溫度狀況，具有暗色或淡色表層，地表具有多邊形土或石環狀、條紋狀等凍融蠕動形態特徵。
形態特徵
土體淺薄，厚度一般不超過50厘米，由於凍土中土壤水分狀況差異，反映在具常潮濕土壤水分狀況的濕凍土和具乾旱土壤水分狀況的乾凍土兩個亞綱的剖面構型上有著明顯差異，濕凍土剖面構型為O—Oi—Cg或Oi—Cg型，乾凍土為J—Ah—Bz—Ck型，
理化性質
凍土有機質含量不高，腐殖質含量為10—20克每千克，腐殖質結構簡單，70%以上是富里酸，呈酸性或鹼性反應，陽離子代換量低，一般為10厘摩爾（+）每千克土左右，土壤粘粒含量少，而且淋失非常微弱，營養元素貧乏。
中國的凍土
中國的凍土（frozen ground of China）中國凍土可分為季節凍土和多年凍土。季節凍土占中國領土面積一半以上，其南界西從雲南章鳳，向東經昆明、貴陽，繞四川盆地北緣，到長沙、安慶、杭州一帶。季節凍結深度在黑龍江省南部、內蒙古東北部、吉林省西北部可超過3 米，往南隨緯度降低而減少。多年凍土分布在東北大、小興安嶺，西部阿爾泰山、天山、祁連山及青藏高原等地，總面積為全國領土面積的1/5 強。
青藏高原凍土退融
自1962年以來，青藏高原凍土正表現為凍結持續天數縮短、最大凍土深度減小等現象。青藏公路沿線分布的各類凍土層凍脹融沉強烈。在岡底斯山－念青唐古拉山以北、安獅公路南北面積分別為30多萬平方公里的區域內，其凍土幾十年來在持續退化。
高原凍土的融化加劇凍土區域的地面不穩定性，並引發出更多的凍土區工程地質問題，不利於大型道路和工程的建設。
