地表溫度是多少凍土層才能開

1. 在寒冷地帶，如果外界溫度是-30℃，那麼一般凍土層有多厚

凍層深度和當地年、日平均溫度有關，直接受到太陽照射強度影響。
1、如果是最低溫度-30℃左右，那麼類似於冬季的東北黑龍江地區。曾經看到過黑龍江查干湖冬季捕魚時的電視節目，介紹冰層厚度在1.5米左右，這也是當地的凍土層厚度。
2、如果是年平局溫度-30℃左右，那麼比南極地區的平局溫度還低，估計凍土層厚度要超過3.0米。

2. 多少度地面土就會凍

地面土沒有雜質0度就會結冰,有雜質要0度以下才結冰,大約零下3度左右。

凍土層（Tundra），亦作凍土、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0℃以下，並含有冰的各種岩石和土壤。

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（數年以上）。

凍土層處於水的結冰點以下超過千百年甚至數萬年的狀況，稱為永久凍土（Permafrost）。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%。

簡述

所謂凍土是指溫度下降到零度或零度以下，壤里的水分就會凝結成冰，並將土壤也凍結在一起，形成一層堅硬的凍土層。凍土有季節性凍土和多年凍土。凍土層的厚度與地表、地下溫度關系密切。

當天氣變暖時凍土層就會融化，我們稱這種凍土為季節凍土。但在有些地方存在一種持續多年不化的凍土，那就是多年凍土。如在北極、青藏高原，因為那裡常年溫度都在零度以下，所以凍土就會保持常年不化，即使在溫度偏高的年份，只是表面一小層土壤被融化，深層仍然是堅硬的凍土。

凍土的存在主要受溫度的影響，緯度越高的地方溫度就越低，多年凍土主要分布在亞歐大陸和北美洲的北部，南半球陸地面積少，凍土的面積少。

另外，從地面往高空,越往高處溫度越低。有些高山上的溫度常年也都低於零度，如美洲的安第斯山脈，非洲的乞立馬扎羅山以及我國的青藏高原，那裡的坡地、山峰終年積雪。所以中低緯度的高山和高原上也存在多年凍土。

3. 為什麼溫度升高凍土下限上升

1. 永凍層一般分布在地下30~40厘米處，通常又分為上下兩層，上層夏季融化，下層仍處於冰凍狀態。在南北極，可達幾百米。
2. 永凍層的形成條件：（1）氣溫要很低，如果年平均氣溫高於零度，雖然可以形成季節性凍土，卻無法形成永久凍土。（2）持續時間較長。
3. 您所說的地表往下溫度逐漸上升，前提是在地熱科學的研究領域里，其研究對象是地殼（6km～30km)范圍，遠超永凍層的深度范圍

4. 零下八度地面能凍多深

能凍5厘米。

要看零下八度溫度維持的時間長短，時間短只能凍到地皮，底下是凍不了的。一般至少要到零下十幾度甚至更低才能將地下凍結。凍土層的厚度從高緯到低緯逐漸減薄，以至完全消失。

凍土層簡介：

凍土層亦作凍土，凍原或苔原，語出薩米語tūndra，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0℃以下，並含有冰的各種岩石和土壤。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數年以上。

凍土層處於水的結冰點以下超過千百年甚至數萬年的狀況，稱為永久凍土。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%。

凍土的存在主要受溫度的影響，緯度越高的地方溫度就越低，多年凍土主要分布在亞歐大陸和北美洲的北部，南半球陸地面積少，凍土的面積少。

5. 季節性凍土與海拔，溫度，濕度，緯度之間的關系是什麼 謝謝！

季節凍結層分布於非多年凍土區，在南界以南（北半球）或下界（垂直地帶）以下的廣大地區，以及地帶。

季節凍土的分布
具有明顯的緯度及垂直帶性，一般說隨緯度及海拔的增高，其厚度增大，由0.1～0.2米增厚到2.0～3.0米。在北半球10月中下旬至12月，季節凍結層由北而南接連出現，2月下旬至6月初由南往北逐漸消失 。
我季節凍結層冬天形成時，隨凍結鋒面自上而下移動，土中水分向凍結鋒面遷移並發生聚冰作用，冰層及冰透

季節凍土
鏡體主要集中在最大凍結深度的2/3～1/2部位。凍結後的土體體積增大，由此產生的凍脹可使各類建築物產生變形和破壞。季節融化層的凍結有兩個方向，一是自地表往下，一是自多年凍土上限往上。由於水分向兩個凍結面遷移，因此季節融化層凍結後的聚冰現象及水分的重新分布與季節凍結層不同，在季節融化層上部 1/3處及凍土上限附近冰層和冰透鏡體較為集中。

6. 多少溫度可以讓土壤凝結

攝氏度以下就會讓土壤凝結。溫度下降到零度或零度以下，壤里的水分就會凝結成冰，並將土壤也凍結在一起，形成一層堅硬的凍土層。凍土有季節性凍土和多年凍土。凍土層的厚度與地表、地下溫度關系密切。

7. 湖南長沙建築基礎凍土層的標准

凍土是指零攝氏度以下，並含有冰的各種岩石和土壤。湖南長沙是季節凍土，凍土是一種對溫度極為敏感的土體介質，含有豐富的地下冰。具有以下標准：
1、長沙非多年凍土區，其凍土厚度為：0.1--0.5米，每年的12月份開始出現凍土，第二年2月下旬凍土逐漸消失。
2、凍土的形成原因。季節凍結層冬天形成時，隨凍結鋒面自上而下移動，土中水分向凍結鋒面遷移並發生聚冰作用，冰層及冰透鏡體主要集中在最大凍結深度的2/3～1/2部位。在湖南長沙季節融化層的凍結主要是自地表往下。
3、凍土的危害。凍結後的土體體積增大，由此產生的凍脹可使各類建築物產生變形和破壞。節凍結層融化時，由於冰層及冰透鏡體分布的不均勻，形成土層不均勻沉降是導致各類建築物變形和破壞的重要原因。
4、我國凍土層的分布。中國長江以北各省區都有季節凍土分布，其面積約佔中國領土的54%。季節融化層分布在多年凍土地區，下墊著凍土層。由多年凍土的南界往北或下界往上，季節融化土層逐漸變薄，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。

8. 東北地區凍土地下1米、2米最低溫度是多少

凍土層1米下溫度在4度左右，凍土層2米下溫度在6度左右。

凍土的溫度不是一樣的，正在融化的地區溫度可能會高一些，在所挖的探坑中測溫時，溫度也會有所變化。

寒冬時節凍土可以達到1.5米，其凍土地下1米也低於0度。而東北的中部吉林一代，一般凍土層達到0.6米左右，其凍土層1米下溫度在4度左右，凍土層2米下溫度在6度左右。遼寧一代要高於吉林1度左右。

(8)地表溫度是多少凍土層才能開擴展閱讀

東北地區土地面積145萬平方公里，總人口1.2億。「東北」一詞，起源較早。遼金之際，設有東北路統軍司、東北路招討司等官職，賦予東北以區域管理之意。明清之時，「東北」一詞已將方位和區域之意合二為一。

9. 誰有凍土的資料

凍土 frozen soil

凍土定義

凍土是指0攝氏度以下，並含有冰的各種岩石和土壤。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（數年至數萬年以上）。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%。

凍土是一種對溫度極為敏感的土體介質，含有豐富的地下冰。因此，凍土具有流變性，其長期強度遠低於瞬時強度特徵。正由於這些特徵，在凍土區修築工程構築物就必須面臨兩大危險：凍脹和融沉。

地理分布

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%，佔世界冰沼土面積的28.6%。凍漠土廣泛分布在我國青藏高原和其他高山地區。此外，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。

中國凍土分布

我國多年凍土分為高緯度和高海拔多年凍土。高緯度多年凍土主要集中分布在大小興安嶺，面積為38-39萬平方公里。高緯度的多年凍土是歐亞大陸多年凍土南緣，平面分布服從緯度地帶性規律，即往約往海拔高的地方凍土面積約達，厚度越厚。

高海拔多年凍土分布在青藏高原、阿爾泰山、天山、祁連山、橫斷山、喜馬拉雅山，以及東部某些山地，如長白山、黃崗梁山、五台山、太白山等。高海拔多年凍土形成與存在，受當地海拔高度的控制。

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℃。

凍土是指地表至100厘米范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。

成土條件

（一）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。

（二）植被

由於凍土區氣候嚴寒，植被是以苔蘚、地衣為主組成的苔原植被，草本植物和灌木很少，常見的植物有：石楠屬、北極蘭漿果、金鳳花等開花植物，南緣有雲杉、落葉松、樺、白楊、柳、山梣等，生長緩慢，矮小且畸形，各種植物的年生長量均不大，苔原地帶每年有機質的增長量為400公斤/公頃，是世界各自然地帶中最少的。高山凍漠土區植被為多年生和中旱生的草本植物、墊狀植物和地衣，常見的有鳳毛菊屬、葶藶屬、桂竹香屬、虎耳草屬、點地梅屬、銀蓮花屬、金蓮花屬、紅景天屬等，一簇簇地生長在石隙之間，或在冰雪融水灌潤的地方局部呈小片分布。五顏六色的粗糙碟衣、地圖黃綠衣、岩表黃綠衣等則著生於石塊上面。

（三）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。

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，反復進行著融凍和濕干交替作用，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。

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復雜過程，稱為凍融作用。它包括融凍風化、融凍擾動和融凍泥流作用。

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。

凍土地貌

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，在反復交替的凍融過程中，表現出不同的冰緣作用營力。

（1）與寒凍風化、重力作用有關的冰緣地貌形態

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、節理發育，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。如青藏高原北部的昆侖山，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。

（2）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。為什麼石環會在這里出現呢？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。同時冰斗內存在積雪，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復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。目前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復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。

（3）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。

與凍脹過程有聯系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麼充分，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、低窪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，沖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」。

（4）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（鏟除草皮、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。

（5）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，這里地表以下是厚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表流衡釋融土層，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製作用。因此，這里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。

（6）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系。

以寒凍劈裂為基礎，再經反復凍結與融化，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，經反復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，如此反復，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，經如此反復凍結與融化，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。近年來，曾先後在大興安嶺伊圖里河及西昆侖山發現脈塊。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。

主要性狀

（一）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。

（二）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干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，干凍土為J—Ah—Bz—Ck型，

（三）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。

凍土分類

根據凍土的地理分布，成土過程的差異和診斷特徵，可分為冰沼土和凍漠土兩個土類。

詳見:

10. 知道該地區最低環境溫度如何確定凍土層深度

對季節凍土而言，中國的多數規范如JGJ 118-2011和GB/T 50662-2011等都是通過查找中科院寒旱所編制的第二版《中國季節凍土標准凍深線圖》得到標准凍深，再乘以各影響系數得出設計凍深。

美國和俄羅斯等國家規定可以實測或查找氣象局查出凍結深度分布圖，但也給出了數值求解方法或近似計算，見附圖。

如果不使用查資料圖表法，你所提出問題中給定條件用於計算明顯不足。因為凍土層厚度或者凍結深度，不但與外部條件（溫度）有關，還與取決於土體的的熱學性質，更精確的話還應取決於所在場地的熱學條件。