尽管冻土地貌都形成于寒冷的气候区，但不同种类的冻土地貌形成动力和过程不同，其形态也有差异，根据这些特征，可将冻土地貌分为以下几种。
1. 石海、石河和岩屑坡
这些地貌主要分布在气候寒冷，植物生长线之上、雪线之下的基岩裸露地区，有人认为石海分布的下限比雪线低 200 ～400m。这些地区由于长期处在 0℃以下的负温条件，物理风化作用非常强烈，尤其是冰劈作用使基岩表面破裂，形成大面积的分布在基岩面上的碎石块群，这就称为石海(rock block field，blockmeer)。石海分布的地形比较平坦，在高原面、平的山顶面等比较常见，如在我国的青藏高原、蒙古高原等有广泛的分布。
在比较缓的山坡上，经物理风化作用形成的碎石缓慢下移，堆积形成岩屑坡(debrisslope)。如果山坡比较陡，风化形成的岩石碎屑，在重力的作用下向低洼沟谷移动聚集形成带状的岩屑堆积地貌，即石河(stone river)(图 6-24)。
这三种地貌都是由基岩碎屑构成的，岩石碎屑无分选性，无磨圆，其成分为下伏的基岩。
图 6-24 常见的冻土地貌组合图(据 C. Г. 博奇，1957)
2. 冻融泥流阶地
冻融泥流阶地(solifluction terrace or mud-flow terrace)主要发育在多年冻土区的山坡上，在冻融泥流向下蠕动的过程中，当遇到了障碍或山坡变缓时，堆积形成的台阶状地形(图 6-24)。有的冻融泥流阶地的前缘凸出呈舌状，称泥流舌(solifluction lobe)。形成冻融泥流阶地的山坡表层常有粘土、砂土或含砾砂土等细粒物质覆盖，山坡的坡度比较缓，尤以 2°～30°的山坡最优。形成冻融泥流阶地的作用称为冻融泥流作用，它有两种方式: 一种方式是在冻土的融化季节(春、夏季)，土层水分饱和，高孔隙水压使土层的剪切强度降低，在重力的作用下土层向下移动(蠕动)形成冻融泥流阶地; 另一种方式是在冻结温度频繁波动的季节(秋、春季)，由于土层中的水频繁冻融，土层体积也频繁胀缩，导致土层向下蠕动。冻融泥流阶地的阶地面不平整，高低起伏，通常向坡下倾斜，阶地之间不存在切割关系，但有时高的冻融泥流阶地覆盖低的冻融泥流阶地。冻融泥流阶地堆积物无分选和磨圆，岩石碎屑、砂土、粘土混杂堆积在一起。
冻融泥流阶地在山坡上常成群分布，有连续的，也有不连续的，这与山坡的坡度、土层中的水分、土层岩性有关。坡度均匀，水分均匀，常形成大片较连续的冻融泥流阶地。
3. 热融地形
热融地形(thermokarst landform)，也称热融喀斯特(thermokarst)，是指因地下冰融化而产生的地貌，主要有沉陷漏斗、沉陷盆地、浅洼地、热融滑塌等，积水后形成热融塘湖。它的形成是由于冻土层中局部温度升高，冻土融化或冰块融化，使地表下凹或沉陷，形成洼地。造成冻土层中局部温度升高的有多种原因，既有自然的，也有人为的。如地下水位下降造成局部植被死亡，动物对地表植被的破坏，人类破坏草皮、开荒、开采沙金、采砂修路等，这些都可能使冻土层表面的温度保护层遭受破坏，而使冻土层局部温度升高。
图 6-25 巴颜喀拉山北坡的冻胀丘剖面图(据程捷，2006)
4. 冻胀丘与冰核丘
在多年冻土区，冻土中的物质成分和水分的分布并不均匀，在含水多的细粒砂土中更容易形成分凝冰，随着分凝冰的长大和体积膨胀，使地表鼓起形成冻胀丘(frost-heaved mound)(图 6-25)。如果中心完全被冰体占据就称为冰核丘(pingo)(图 6-26)。
图 6-26 冰核丘形成示意图(据 J. R. MacKay，1985)
冻胀丘和冰核丘的规模差别很大，长度从数米到几十米，高度从不到一米到一、二百米。小型的冻胀丘即使冰体融化后，其形态也比较完整，表面生长一些草形成草丘。大型 冻 胀 丘 的 表 面 为 冰 层 和 土 层(图6-25)，中心空，当冰层融化后就塌陷成洼地。冻胀丘和冰核丘一般发育在地下水比较充沛的地区，因此它们常分布在山脚、河谷阶地、河漫滩或地下水的溢出带。另外，在高纬度地区，在消亡的湖泊后期(沼泽阶段)常形成规模很大的冰核丘。
5. 冻融构造
在高寒地区，强烈的冻胀作用可使冻土层开裂，水向裂隙中渗入结冰，并不断生长挤压周围的土层使其变形形成特殊的冻融构造(freeze-thaw structure)。冻融构造常见的有两类，冰楔和冻融皱褶。
冰楔与古冰楔 当冻土层开裂形成裂隙，水就向其注入并结冰，形成冰脉。一旦冰脉形成后，就会通过每年的冻结和融化使冰脉不断增长(图 6-27)，冰体就逐年加深变宽，挤压周围的地层，并从活动层楔入永冻层。即使在夏季，活动层中的冰脉融化掉，但永冻层中的冰脉不会被融化掉而保存下来，形成冰楔(ice wedge)。这种冰楔在平面上连接成多边形(图6-27)，而在剖面上为上宽下窄的楔形，故称冰楔。在冰楔的形成过程中，由于其对周围的地层具有挤压作用，致使地层发生变形(图 6-27)，形成褶皱。冰楔的规模不一，与形成的环境有关，年均气温低，地下水充分，冰楔的规模就大，有的深达几十米，上部宽一米多。目前的冰楔主要分布在西伯利亚、加拿大、美国的阿拉斯加等地，中国目前没有活动的冰楔发育，但在东北、青藏高原西部有不活动的冰楔保存，应是在全新世或更早的气候寒冷时期形成并残留下来的。冰楔的气候意义将在第十一章中论述。冰楔可分为三种类型(图 6-28)。第一种称为后生冰楔(epigenetic ice wedge)，在冰楔的生长过程中，活动层的上面没有沉积物的加积，活动层的高度位置不变，冰楔是以侧向生长占优势，所以冰楔为宽浅形的; 第二种称为共生冰楔(synge-netic ice wedge)，与第一种不同的是在冰楔的生长过程中，在活动层的上面有不断的加积作用，所以冰楔的生长与沉积作用是同时进行的，这种冰楔是侧向和垂向(向上)一起生长，所以它既高又宽，有的高达 20 ～30m，甚至达 50m 之多，冰体的年龄由上向下变老; 第三种称为反共生冰楔(anti-syngenetic ice wedge)，这种冰楔生长在斜坡上，由于斜坡上的土层被侵蚀掉，斜坡降低，在这种情况下，如果寒冻裂隙和冰脉生长与坡面的降低速度保持同步，冰楔便会随着坡面的降低沿垂直于坡面的方向继续往下生长和延伸，这种冰楔的生长条件刚好与共生冰楔的生长条件相反，是以冰楔顶部的损失为代价换来底部的生长，冰体的年龄由上向下变新。在第四纪冰期，在中、高纬度地区也有冰楔发育，冰楔融化后，砂和粘土就充填其内，这称为古冰楔(icewedge cast)，也称冰楔假形(ice-wedge pseudomorph)。在地 层 中若发现古冰楔，说明当时该地区的年均气温很低。由于古冰楔形成的特殊性，它具有一些野外鉴别标志，归纳起来有以下几点: ①在剖面上为楔形，在平面上为多边形; ②古冰楔切割地层的层理; ③充填物主要为砂、砂质粘土和粘土; ④充填物具有平行古冰楔壁的层理，或小砾石的 ab 面平行古冰楔壁; ⑤充填物一般与古冰楔周围的物质不同; ⑥古冰楔的壁较平直，一般不弯弯曲曲; ⑦古冰楔两侧的地层发生皱褶变形; ⑧在一个剖面上常可见多个古冰楔。
图 6-27 冰楔的形成过程及冰楔形态a—冰楔形成过程(据 A. H. Lachenbruch，1960); b—冰楔平面形态(据 A. Clows 等，1982)
图 6-28 冰楔的三种类型(据 Ehlers，1996)A—后生冰楔; B—共生冰楔;C—反共生冰楔1，2，3 为冰楔发育从早到晚阶段;a，b，c 分别为在 1，2，3 阶段形成的冰体
冻融皱褶 冻融皱褶(freeze-thaw fold)，也称冻囊、内卷构造、冻融扰动构造或冰卷泥，这类构造的形成机理与冰楔不同(图 6-29)。当温度降低时活动层开始冻结，其冻结过程是从上向下发展，而下面的永冻层始终保持冻结状态。当活动层上部被冻结时，就会产生向下的压力，而同时又受到永冻层向上顶托力的作用，那么位于两冻结层之间含水未冻结的泥、砂层，在压力的作用下发生脱水变形，形成冻融皱褶。由于冻融皱褶的形成有流动变形过程，因此冻融皱褶的形态相当复杂(图6-29)，没有什么规律性，如有碟形、扇形、扭曲、揉褶等，并伴有挤入袋状、包裹体等。冻融皱褶多数发育在粘土层、砂质粘土层中，但也可见砾石层中发育有冻融皱褶，后者的形成可能要求更低的气温。有时冻融皱褶与古冰楔共生，这时它的古气候指示意义就比较重要。冻融褶皱的扰动深度一般距地表不超过2 ～3m，与冻土活动层的深度相当。
图 6-29 冻融皱褶的形成过程示意图
6. 构造土
构造土(structure soil，patterned ground)，也称冰冻结构土(frost structure soil)。在河滩、湖滩、坡脚等地下水丰富的地方，一些砾石层的上部，由于冻融的分选作用，使冻土层中的砾石被推到地表并排列成几何形状的次生构造，称为构造土。
在冻土层中形成各种形状的构造土是由于冻融分选作用的结果。冻融分选作用可分为垂直分选和水平分选。垂直分选过程是: 当气温降低时，活动层开始从地面向下冻结，在富含水的砂砾层中，因砂砾层中的孔隙水冻结而膨胀，被冻结的砾石与地面一起向上抬升，那么在砾石的底部出现空隙，空隙被泥砂或水充填，充填的水结冰还继续推动砾石向上移动(图 6-30);当来年活动层融化时，因砂土和砾石的导热率不同，砂土中的冰先融化，而砾石下面的冰晚融化，其结果是当砾石上面的砂土中冰融化时，泥砂物质向砾石两侧移动，当砾石下面的冰体融化时，泥砂物质将充填进去，使砾石不能回到冻结前的位置，因此每冻结一次都使砾石向地面移动一段距离。经过这样多次的移动，砾石就被推到地表(图 6-30)。据观测，砾石垂直移动的速率为 2 ～10mm/a。
图 6-30 冻土层中砾石的垂直分选和水平分选过程a—垂直分选; b—水平分选; 1—砂砾石层; 2—永冻层; 3—冻结层; 4—冻结冰
在进行垂直分选的同时，还进行水平分选(图 6-30)，水平分选是在活动层的上部和表面进行。在冻结时，含水多的细砂土较粗的砂砾冻结强，膨胀率大，使其周围造成低的水汽分压，促使水汽向这里聚集，形成一个微微向上凸起的冻结膨胀中心，并推动砾石向四周移动;当翌年活动层解冻时，因导热率的不同，泥砂中的冰先融化易回到原来位置，并充填了融化后的空隙，等到砾石下面的冰融化时，砾石则不能回到原来的位置。经过反复多次的这样移动，砾石被推到四周堆积，而中心为泥砂或小砾石堆积成石多边形结构。
图 6-31 典型石多边形及分选示意图(据 R. D. 恩格曼，1954)
图 6-32 石环、石圈、石条(据 C. F. Stewanl Sharpe; 转引自杜恒俭等，1981)
在垂直分选和水平分选的作用下，在地表形成石多边形(stone polygon)的现象(图6-31)，其直径一般在 1～2m，不过在极其严寒的气候条件下也可形成直径达 100 多米的石多边形，如唐古拉山南麓风火山北麓形成于晚更新世的石多边形直径达 130m。如果地形平坦，砾石中含水丰富，砾石堆积可形成圆形的石环(stone ring)(图6-32)。若坡度在2°左右，在泥流的作用下，石环拉长变形成椭圆形的石圈(stone circle)。若坡度增加到 6° ～15°，石圈继续变形拉长，两边合并形成石条(stone stripe)。
冻土地貌都是在气候寒冷的条件下形成的，如果第四纪时期的冻土地貌保存完整，尤其是在一个地区出现多种冻土地貌时，它们的气候意义是非常重要的。另外，冻土地貌对工程有很大的影响，尤其是活动层的冻结和融化可造成一些工程事故，目前已建成的青藏铁路遇到一系列非常复杂的冻土处理和保护问题。冻土地貌的变化对生态环境也有影响，多年冻土层的减薄或融化，会造成地下水位的下降，地表水的枯竭，沼泽的消失，植被的死亡，从而引起土地沙漠化，如黄河源区的土地沙化在某种程度上就是受到冻土融化或永冻层顶界降低的影响。
思考题
1)冰川剥蚀地貌有哪些特征? 与河流地貌有什么本质的差别?
2)在野外如何甄别冰碛物和冰水沉积物?
3)水在冻土地貌形成过程中有何作用?
4)研究冻土地貌的理论和实际意义是什么?
5)冻土地貌发育的条件是什么?
6)冰碛地貌与冰水沉积地貌的差异有哪些?