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。冻土岛一般出现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)。据实验资料(徐学祖等，1991)，此含水量界限因不同土而异，如草炭亚黏土(干容重ρd＝500公斤/立方米)为30%，亚黏土（ρd＝1 400公斤/立方米）为18%，碎石亚黏土(ρd＝1400公斤/立方米)为3～6%。当 ，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。在冬季积雪薄的东北地区和青藏高原，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150～250厘米，山坡上60～170厘米，风口附近的积雪地段达400～500厘米），但在山间洼地泥炭丘中发育有厚5～6米的多年冻土层（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。据А.П.Горбунов，在北天山西段林带中，这种粗块石冻土岛出现在海拔2600m的阴坡；在北天山东段乌鲁木齐河流域海拔2 200m的云杉密林内，发现苔藓覆盖的粗块石土中有冻土岛。此处年平均气温为4.5℃(A.P. Gorbunov，1993)。粗碎块石冻土岛出现的海拔高度比岛状冻土带下界要低300～500 m，有时可到800m。因此，А.П.Горбунов （1986）建议在岛状冻土带下再划出零星冻土带。在阿尔泰山中山带（岛状冻土带内，海拔2600m左右）阴坡上，冰碛物构成的洞穴中发育着洞穴多年冻土层和洞穴冰（童伯良等，1986），估计与前述粗块石土中冻土层有类似的形成条件，此外，洞穴也为冷空气滞留和结冰创造良好场所。
      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。