青藏高原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（半月至数月）以及多年冻土（数年至数万年以上）。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%。冻土是一种对温度极为敏感的土体介质，含有丰富的地下冰。因此，冻土具有流变性，其长期强度远低于瞬时强度特征。正由于这些特征，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。

青藏高原抬升对高原及其周边，乃至东亚自然生态环境产生了诸多影响。多年冻土是青藏高原自然生态系统重要的组成部分，因此高原隆升对青藏高原多年冻土形成，地域分异规律，以及历史演变亦有重要作用。主要表现如下几方面： 从中新世中期至上新世末(距今15～2.8百万年前)青藏高原抬升比较缓慢，至上新世末，青藏高原主体内部山地高原不超过2 000 m，盆地区不超过1 000～1 500 m(朱允铸等，1994)。自此以后高原抬升速度及幅度逐渐加剧，尤其是自更新世以来，连续几次大幅度抬升，至晚更新世末期(距今1.1～2.5万年前)高原面海拔达到4 000～4 500 m。由于高原巨大的海拔高度，使其具备了形成和保存多年冻土的低温条件，与同纬度的我国东部地区相比，现均气温低18～24℃，具有-3.0～-7.0℃的年均气温。晚更新世末期受全球气候波动控制，气温普遍下降。晚更新世冰盛期降临青藏高原，形成了现今存在的高原多年冻土的主体。可见，现今青藏高原具有的低温条件，为高原晚更新世以来及现存多年冻土的形成与保存提供必要的气候环境。青藏高原抬升对高原多年冻土发生、发展及保存起了决定性作用

岩性和含水量对多年冻土厚度的形成影响

岩性和含水量对多年冻土厚度的形成起重要作用，主要是通过导热系数(λ)、热容量(C)和水的相变热（Qф）来直接影响多年冻结层的厚度。冻土层厚度与λ成正比；C的变化对厚度影响不大；随Qф增大冻土层厚度有重大变化。坚硬岩石的导热系数一般大于第四纪松散层的导热系数。所以，在其他条件等同情况下，坚硬岩石中冻土层厚度大约是松散层中的1.3～1.5倍。如果考虑冻、融时的相变，则可到1.5～2.0倍以下（В.А.Кудрявцев и др., 1981）。从青藏高原冻土层厚度(表2-4)可以看出，高山区厚度最大，可到200～400m及其以上，昆仑山与唐古拉山之间的丘陵地带次之（60～130m），高平原及河谷地带最小(0～60m)。这种差异，首先是高度地带性决定的；其次，与前述地温梯度和地中热流在高山区比盆地要小些有关。第三，岩性和含水量的差异显然是很重要的影响因素，高山和丘陵地带的基岩导热系数大、含水量较小，而在高平原上松散层导热系数小、含水量较大，因而，高山和丘陵地带形成了较厚的冻土层。当然，在河谷地带除上述影响因素外，河水和地下水以及河床相沉积较粗(砂卵砾石)等，对减薄冻土层厚度，甚至形成融区有重要作用。冬季逆温层控制我国东北大部分多年冻土区，加上岩性、含水量等影响，致使低处冻土比高处更发育，表现为低处(山间洼地、河谷阶地)冻土年平均地温比高处要低1～2℃，最多到4～5℃；相应地低处冻土厚度大，地下冰最发育。在此，冻土高度带性具有逆温特点，只在一定高度以上即逆温层顶面以上(大约在700～800 m以上)才出现正常的高度带性。

岩性对冻土发育的影响

岩土成分和性质对冻土发育的影响，在多年冻土南界和下界附近最为显著。在很小范围内相邻两处因岩性差异，往往形成冻土层与融土层、季节融化层与季节冻结层并存的局面。岩石成分和性质主要是通过其热物理性质和含水量来影响冻土的发育。在岛状冻土区，岩性和含水量对冻土岛的生存起决定作用。冻土岛一般存在低洼潮湿的沼泽化地段，如山间谷地、河谷河漫滩和阶地上，阴坡及分水岭顶面等。这里土层含水量大，泥炭和粉质亚黏土，亚砂土发育，并且地面有植被(苔藓、草被或森林)覆盖。潮湿的泥炭土、粉质亚黏土和亚砂土，在周期性稳定状态热传导下其导热系数λ在冻结和融化状态时有差别，超过一定含水量后，冻结土的导热系数(λf)大于融化土的导热系数(λu)。季节冻结层底面年平均温度将比地面年平均温度低2～3℃，甚至3～4℃，即温度位移值(Δtλ)。这样，在年平均气温和地面年平均温度为正温情况下，局部地段季节冻结和融化层底面可出现低于0℃的年平均地温(tξ)，就有多年冻土层发育的可能。

在冬季积雪薄的青藏高原，多年冻土南界和下界附近常见到这样的冻土岛。如在阿尔泰山的中山地带即岛状冻土带冬季积雪很深(在谷地150～250cm，山坡上60～170cm，风口附近的积雪地段达400～500cm)，但在山间洼地泥炭丘中发育有厚5～6m的多年冻土层(童伯良等，1986)。显然，在冻土岛出现地段，积雪经受风力重分布，此处积雪变薄、变密实，不影响土层冬季的冷却和冻结。

此外，在高山区多年冻土下界附近及其以下，在粗碎块石中有冻土岛(体)发育。这一般在粗碎块石组成的北坡和坡麓地带的岩屑堆、石海、石冰川中。粗碎块石中的细粒土充填物很少或缺失，块石间孔隙敞开程度高，而且冬季地面积雪少，夏季有植被遮荫。冬季的空气对流，使冷空气自由侵入粗碎块石体，积雪融水(尤其在冬末和春季)大量渗入而成冰。年平均地温比邻近的细粒土地段要低2～3℃，这为隔年层和多年冻土形成创造了有利条件。

地形对多年冻土发育的影响

地形对多年冻土分布等特征的影响是多方面的。这里我们从两方面来看，一是大区域地形组合和格局影响多年冻土的地带性表现。在东北，冻土发育规律主要表现为纬度地带性，但足松嫩平原介于大、小兴安岭山地和东部山地之间，高度分带性叠加结果，使多年冻土区南界沿山地向南突出，而在平原地区南界则向北移，因而南界呈现“W”字状，摆动在46°N和49°N之间。在西北，阿尔泰山、天山山地与准噶尔、塔里木大型盆地南北相间。高山与盆地高差大。在高度分带性控制下，高山发育多年冻土，而盆地仅发育季节冻土。青藏高原巨大的海拔高度决定了多年冻土的发育规律主要服从高度分带性，在高原周边高山区河谷深切地带尤为突出。但在地形起伏较为和缓的高原面上，冻土纬度地带性有清楚表现。这些规律性表出前面有关冻土分布、温度和厚度变化规律部分已作过介绍，在此不再赘述。二足坡向的影响，使山地冻土特征往往具有明显的非对称性。坡向控制到达地面的直接太阳辐射，南坡接受热量最多，北坡最少。南坡季节性积雪比北坡早融完。南坡往往较陡、基岩裸露，所以土层较干燥，而北坡往往较缓，有植物蔽荫，土层较潮湿。这些都促使北坡有较低的年平均地温，冻土分布下界海拔较低，相应地，季节冻结和融化、冷生过程和现象自然在南北坡也有差别 在我国西部山区，多年冻土分布下界的海拔高度在南坡比北坡高，其差值在阿尔泰山600m(童伯良等，1986)，在天山400 m(邱国庆等，1981)，祁连山210～250m(Guo Pengfei et al.，1983)昆仑山北麓(西大滩)300 m，阿尼玛卿山?巴颜喀拉山200～400 (王绍令等，1991)，横断山300 m(东南坡与西北坡之差)(李树德等，1983)，喜马拉雅山300～400 m(周幼吾等，1982)。可见，南、北坡上冻土下界高度之差一般为200～400 m,唯有阿尔泰山差值到600 m，估计这与阿尔泰山区冬季积雪受风吹扬，其厚度在南北坡上差别大有关。年平均地温在南坡高于北坡，或阳坡高于阴坡，其差值在大兴安岭阿木尔为1.1～2.7℃和1.0～1.7℃，在满归相差1.6～2.3℃，在青藏高原上地温相差1.7～2.4℃，冻土厚度相差50～70 m之多(周幼吾等，1982，1996；戴竞波，1982)。

地形对冻土的影响

青藏高原上山地、盆地、谷地、高平原相间的地貌格局，由于各地理区域地质，地理条件组合不同，而使后期多年冻土的发生、发展形成明显的地域差别。在同一气候波动下，山地因其海拔高于盆地、谷地、高平原，而具有温度更底的气候环境，再加上地势高耸有利于热量散失，以及基岩裸露具有较大导热率等原因，因此形成的多年冻土温度较低，厚度较大；高平原、盆地、谷地由于地势较低，气温相对较高，加上形成时间较晚，以及地表水、地下水影响等，故而高平原、盆地、谷地形成了温度高、厚度薄的多年冻土层。

地热对冻土的影响

深部地温和地中热流，是影响多年冻土层发育的下边界条件。据王钧等(1990)研究，我国东部和西南部分别处于太平洋板块和印度板块与欧亚板块相碰撞的影响范围之内，区域构造活动较为强烈，是具有较高地温的地热地质条件的地区。雅鲁藏布江至滇西部一带，都有较高的深部地温，1 000m深处40～70℃，2 000m处达70～80℃，最高可达100℃以上。同时，有较大的地温梯度4～5℃/100m，甚至7～8℃/100m，并有较高的地中热流，最高在100mW/m2以上。在藏南羊卓雍湖和普莫雍湖湖底8～30m的湖积层中地中热流在91～146 mW/m2之间，但在我国中部和西北部，构造上较为稳定(除昆仑山与天山相交处构造活动较强烈外)，具有较为广泛的低温地热地质背景。1 000m地温一般在30～40℃或低于30℃，2 000m地温一般在40～60℃，有的低于或稍高于此值。地温梯度一般在1.5～3.0℃/100m之间，地中热流40～60mW/m2，有的地区或小于、或稍大于此值。②一般盆地中地温、地热值比周围山区高，如松辽盆地1 000m地温比大兴安岭要高出10-15℃以上，2 000m地温则高出30℃。地温梯度比大兴安岭大2～3℃/100m，甚至更多到5～6℃/100m。地中热流要高出20～60mW/m2以上。又如准噶尔盆地、塔里木盆地的地温、地热值比阿尔泰山天山要高许多。③我国西部按区域地质构造特征，以昆仑山、祁连山、岷山、大雪山为界，又可分为西北部和西南部。前者具有低温地热背景，而后者则具有较高地温地热背景。如柴达木盆地、河西走廊及青藏地区的地温在同等深度上，要比新疆两大盆地的地温高10～20℃；藏北高原比其北部高山区2 000m深处地温较高，并有较大的地温梯度。

在青藏高原大片多年冻土区，地温梯度和热流值均较大，温度梯度大于5℃/100m都、热流值在60(冻土)～70(融土)mW/m2以上者，主要分布在中新生代盆地(昆仑山垭口盆地、沱沱河盆地、通天河盆地)，且与构造断裂有关。

自上新世末以来，在欧亚与印度大陆板块撞碰挤压作用下，青藏高原先后几次隆起抬升而成为地球上海拔最高、最年轻的高原。由于构造抬升差异性使青藏高原沿着主干或次级构造线呈现出的山地、高平原、盆地、谷地彼此相间的地貌格局。同时，随着频繁的构造运动，沿构造线有多期岩浆侵入、火山喷发及水热汽活动，使高原成为我国最强烈的地热异常区，具有较高的地热背景值。据中国大陆地区大地热流汇编资料(汇集黄少鹏，1990)，西藏地区热流值为100～350 mW/m2，而其他省区热流值多在100 mW/m2以下。较高的地热背景，决定了后期青藏高原多年冻土形成具有地温高、厚度薄、构造-地热融区发育等特点。与我国东北及俄罗斯西伯利亚、北美高纬度多年冻土相比，其稳定性不如后者，对气候变化的响应更为敏感。

青藏高原既是我国地貌的第三台阶，又是欧亚大陆上最高最大的地貌台阶，南北跨越10～11个纬度，东西穿越30多个经度。青藏高原既高又大的特征，不仅决定着高原多年冻土分布温度及厚度具有垂直分带性，同时又使上述冻土特征具有明显的纬向变化规律。青藏公路可视为纵贯青藏高原南北的剖面，其上的冻土分布及南、北冻土下界变化亦反映了上述规律。青藏公路由格尔木至拉萨1 150 km，由西大滩的60～61道班之间至两道河以南的124～125道班之间，长约650 km左右为高原冻土区。其中由昆仑山垭口至安多北山(116道班一带)为大片多年冻土，长约550～560 km。 由60～61道班之间至昆仑山垭口和安多北山至124～125道班之间，分别为青藏公路北、南段岛状冻土区，北段冻土分布下界为海拔4 150～4 250 m；南段冻土分布下界为海拔4 640～4 680 m，自南而北大致纬度升高1°N、冻土下界降低80～100 m。上述青藏公路南、北岛状冻土区的同时存在，以及冻土分布下界随纬度的变化也是受海拔高度和纬度控制的，也是高原多年冻土空间分布格局高度带性和纬度地带性规律的集中表现。此外，巨大的高原及其东西部地势和气候的差异，也会带来多年冻土在经向上的变化