定義
凍土凍土是指土壤溫度低於0℃並出現凍結現象、具有表土呈現多邊形土或石環等凍融蠕動等形態特徵的土壤。全球凍土面積約590萬平方公里，占陸地總面積的5.5%。包括的土類有冰沼土（冰潛育土）和凍漠土。
因為土壤裡面或多或少的都含有水分，但溫度降到零度或零度以下，土壤里的水分就會凝結成冰將土壤凍結，這樣就產生了凍土。在凍土表面溫度是隨深度的增加而降低的，但是到了一定深度它的溫度就不再降低，而是常年保持一個基本恆定的溫度，科學家將這個層稱為恆溫層，在往下因為越來越接近地心，溫度反而逐漸升高。
凍土是一種低於零攝氏度並且含有凍的特殊土體。凍土不同於黃土、黑土、紅土，它是一種凍結土，可以是凍結黑土，也可以是凍結黃土，當然凍結紅土少一些，因為紅土大多發育在南方，而南方溫度低於零度的時候不多。凍土分布區氣候嚴寒或乾寒，且有永凍層，土壤自然肥力很低，不經改造不宜於農用，冰沼土上生長有鹿的主要飼料——地衣，所以發展養鹿業乃是利用冰沼土的重要途徑之一。
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。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。
又可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。
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。
凍土
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。
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：WorldSoils）的材料歸納成以下幾個亞類：
凍土1．極地荒漠土（Arcticdesertsoils）相當於原始冰沼土。美國分類中的典型冰凍潮濕新成土（Typiccryaquent），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（Arcticgleysoils）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。
廣泛分布於前蘇聯、加拿大北部，系低地永凍層上發育而成。具有泥炭層（Oi），厚約8厘米左右，其下為帶有赭色斑點和暗色有機質花紋的淺藍色潛育層（Bgsh），母質富含粘粒。荷蘭格爾島的極地潛育土的潛育層可厚達44厘米，A層有機質含量達50克每千克。
3．極地棕色土（Arcticbrownsoils）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
包括高山荒漠土（Alpindesertsoil)、高山寒凍土（Alpinefrozensoil）。該土壤主要發育在我國青藏高原等高山區冰雪活動帶的下部。一般在海拔4000米以上。凍漠土是凍土中具有乾旱土壤水分狀況，具有淡色表層，無鹽積層和石膏層的土壤。
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（Typicfrozendesertsoils）具凍漠土類的典型特徵。
2．鹽化凍漠土（Salinizedfrozendesertsoils）凍漠土中具鹽積特性的土壤。
3．龜裂凍漠土（Takyricfrozendesertsoils）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，指的是持續三年或三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。中國的青藏鐵路就有一段路段需要通過凍土層。工程師需要通過多種方法去使凍土層的溫度穩定，以避免因為凍土層的轉變而使鐵路的路基不平，防止意外的發生。
前蘇聯和加拿大近一半的領土都是凍土層，阿拉斯加有85%的土地都是凍土層，赤道附近的吉力馬札羅峰頂也發現有多年凍土層。
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。
凍土（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。
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，
（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。
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。
中國凍土類型分布圖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。
凍土分類
凍土按地理分布
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。
（一）冰沼土（Tundrasoils）
又稱苔原土，中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。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：WorldSoils）的材料歸納成以下幾個亞類：
1.極地荒漠土（Arcticdesertsoils）相當於原始冰沼土。美國分類中的典型冰凍潮濕新成土（Typiccryaquent），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（Arcticgleysoils）相當於典型冰沼土，中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。
廣泛分布於前蘇聯、加拿大北部，系低地永凍層上發育而成。具有泥炭層（Oi），厚約8厘米左右，其下為帶有赭色斑點和暗色有機質花紋的淺藍色潛育層（Bgsh），母質富含粘粒。荷蘭格爾島的極地潛育土的潛育層可厚達44厘米，A層有機質含量達50克每千克。
3.極地棕色土（Arcticbrownsoils）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。
（二）凍漠土（Frozendesertsoil）包括高山荒漠土（Alpindesertsoil)、高山寒凍土（Alpinefrozensoil）。該土壤主要發育在我國青藏高原等高山區冰雪活動帶的下部。一般在海拔4000米以上。凍漠土是凍土中具有乾旱土壤水分狀況，具有淡色表層，無鹽積層和石膏層的土壤。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。
中國把凍漠土分為三個亞類：
1.典型凍漠土（Typicfrozendesertsoils）具凍漠土類的典型特徵。
2.鹽化凍漠土（Salinizedfrozendesertsoils）凍漠土中具鹽積特性的土壤。
3.龜裂凍漠土（Takyricfrozendesertsoils）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。
按季候
當天氣變暖的時候這種凍土就會融化，我們稱這種凍土為季節凍土（seasonally frozen ground）。除此之外，兩年或者兩年以上保持凍結狀態的土，那就是多年凍土（permafrost），比如在北極或者青藏高原，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，既使在比較溫暖的年份，融化的也僅僅是表面一小層。
凍土的存在主要受溫度的影響。越往緯度高的地方溫度就越低，因為南半球陸地面積少，所以多年凍土主要分布在亞歐大陸和北美洲的北部。同時我們還知道，越往高處溫度就越低，在一些高山上那裡的溫度常年也低於零度，所以中低緯度的高山和高原上也存在多年凍土，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。
青藏鐵路—向凍土宣戰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。
中國的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）。在中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℃。
世界凍土分布凍土是指地表至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（Geliccambisols）、潛育土中的冰凍潛育土（Gelicgleysols）、粗骨土綱中的冰凍粗骨土（Gelicregosols）、有機土綱（Histosols）中的冰凍有機土（Gelichistosols），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。
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。
凍土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。
凍土融化釋放溫室氣體
地球的兩極就像兩個巨大的空調冷凝器，不斷對全球熱平衡進行調節，並對全球氣候產生巨大影響。北極地區通常是指北緯66度34分北極圈以北的廣袤區域，面積2100萬平方公里，由陸地、島嶼和海洋組成。目前（2013年）僅東西伯利亞北極大陸架海床中就有約500億噸的甲烷以水合物的形式存在，這些甲烷氣體就像定時炸彈一樣。在自然界中，甲烷水合物(俗稱可燃冰)在高壓和低溫狀態下形成，在兩極地區的永凍層以及大陸架一帶的海床下均有相當廣泛的分布。環境和溫度的變化將促使甲烷氣體從中分離。甲烷氣體與等量的二氧化碳相比，增溫效果要高出20倍左右。
假定以現有北極凍土融化速度，這些甲烷氣體在10年內全部揮發，若經由海水或者直接釋放到大氣層，將造成全球溫度在未來15年到35年的時間內升高2攝氏度左右。這將加速全球變暖，導致北極海冰減少，格陵蘭冰蓋邊緣消融速度加快。對全球氣候的影響包括極端天氣增多以及農作物產量受到影響，沿海低地被淹沒、海水倒灌等，而這些主要發生在亞洲、非洲以及南美地區，因此開發中國家將是受到影響最嚴重的。研究顯示，如果不採取任何措施減緩北極冰雪融化的速度，僅俄羅斯北側東西伯利亞海下方的永久凍土融化就可能造成60萬億美元的經濟損失，整個北極地區受到的損失將更加難以想像，而2012年全球經濟總量為70萬億美元。
利用與改良
凍土分布區氣候嚴寒或乾寒，且有永凍層，土壤自然肥力很低，不經改造不宜於農用，冰沼土上生長有鹿的主要飼料——地衣，所以發展養鹿業乃是利用冰沼土的重要途徑之一。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。[5]
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。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（frozengroundofChina）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。
