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2000米，盆地区不超过1000～1500米（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4000～4500米。由於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，现今年均气温低18～24℃（见附表），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。
      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1150公里，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公里左右为高原冻土区。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公里。 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4150～4250米；南段冻土分布下界为海拔4640～4680米，自南而北大致纬度升高1°N、冻土下界降低80～100米。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。
      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。由於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毫瓦每平方米，而其他省区热流值多在100毫瓦每平方米以下。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。
      青藏高原上山地、盆地、谷地、高平原相间的地貌格局，由於各地理区域地质，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，山地因其海拔高於盆地、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於热量散失，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、谷地由於地势较低，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。