目前，我国已知的最大冻土厚度为150～200米，“冰冻三尺非一日之寒”，这么厚的冻土层，显然不是一年或几年的产物，需经过相当漫长的地质年代。
大家知道，大气和地球内部，通过地表岩层，以辐射、传导、对流的方式进行着复杂的热交换过程。
地表面白天吸收太阳辐射，夜间又不断地向大气辐射热能；而大气又以逆辐射形式将部分热量返回地壳。另外，地表面与大气间还通过蒸发耗热、水汽凝结、近地面乱流热交换和大气环流形式，进行着垂直及水平方面的热交换及热调整。这是岩层与大气间的热交换。除此之外，地球内部的温度高达5000～6000℃，因此，不断地有热流传到地表，参加与大气间的热交换过程。
地表与大气间发生的热交换过程十分复杂，但最终结果无非是地表吸热或散热。
冷半年时，地表散失热量，使近地表土层逐渐冷却。当土层温度降至0℃以下时，土中的水分冻结而形成冻土，如果冻土存在的时间大于一个月时，就称为季节冻土；小于一个月时称为瞬时冻土。如果一个地方一年中的地表吸热量大于散热量，则冷半年形成的季节冻土，在热半年时就会全部能化完；相反，如果该处一年中的地表散热量大于吸热量，那么冷半年形成的冻土，在热半年时就会残留一部分，人们称它为融年层。如果长期保持每年地表散热大于吸热的条件，天长日久，年复一年，就会使融年冻土层逐渐增厚，而形成多年冻土。
那么，如何知道地表面每年吸收和散发出的热量呢？通常是以地表年平均温度来衡量的。地表年平均温度低于零度，表明每年地表散热大于吸热；相反，则地表吸热大于散热。就是说，当年平均地表温度等于或低于零度时，即可能保存或者生成多年冻土。
在同一个地区，由于不同地表面的土壤成分、含水量、雪盖、植被、坡向、坡度不同，可使地表面温度相差好几度。就以雪盖来说吧，冬天，雪盖的地表面要比裸露的地表面的温度高5～15℃；春天，太阳辐射值逐渐增大，而雪盖反射了80～90%的太阳辐射，阻碍地表增热，对地表又起了降温作用。但是，因北方地区冬长春短，雪盖的保温效应大于降温效应，对地表总的来说是起到了保温使用。当雪盖相当厚时，保温效应尤为显著。例如，苏联叶尼塞河流域，冬季的稳定雪盖厚达80厘米以上，这里北纬62度以南没有多年冻土；而外贝加尔地区的纬度比叶尼塞河流域偏南4度左右，气温也偏高1～2℃，可是这里却保存有岛状多年冻土，很大程度上与这里的雪盖只有10～20厘米厚有关。
植被对地表温度的影响更加复杂，植被能遮挡大部分的太阳辐射，同时还能减小地表向大气的散热强度。其影响程度取决于植被的类型、特征和稠密程度。由表13和表14可以看出，植被愈稠密，地表温度愈低，同时，植被根系有保持水分的能力，如苔藓层极为潮湿，夏天蒸发水分，消耗大量热量，阻碍太阳辐射热往下传递。与无苔藓及植被层的地段相比，可使地表温度降低1～10℃，对保存冻土层极为有利。
表13 不同类型植被下的地表温度℃
植被类型 | 五月 | 六月 | 七月 | 八月 | 九月 |
杂草 | 2.1 | 12.9 | 16.8 | 12.0 | 1.7 |
灌木丛 | 2.6 | 12.0 | 17.5 | 13.9 | 1.7 |
稠密落叶松 | 0.3 | 10.3 | 13.5 | 9.3 | 1.9 |
林中空地 | 1.5 | 11.6 | 15.8 | 12.0 | 1.3 |
表14 苔藓层对地表温度的影响
时间 度（℃） | 六月 | 七月 | 八月 | 九月 |
苔藓表面 | 11.8 | 13.5 | 9.3 | 0.1 |
苔藓层下地表面 | 2.1 | 3.6 | 2.5 | 0.3 |
除了上述因素外，坡向、坡度、地形高度等，也决定着地表获得太阳辐射热量的多少，对地表温度有着重要的影响。关于这方面的知识前边已有介绍，这里不再赘述。
一般说来，地表温度愈低，则形成的冻土层就愈厚，而温度也愈低。
上面介绍了各种自然地理因素对冻土层形成的作用。大家知道，冻土层是大气通过地表面与岩层进行热量交换的产物，其热源来自两个方面，一是太阳辐射的热能；一是来自地壳深处的热量。上述只是说了事情的一半，即地表面性质、状况及覆盖特点等对太阳辐射热在地表面分布的影响。接下来介绍地下深处热能传至地表过程中，又受哪些主要因素的影响呢？
由岩石热物理研究得知，随地质年龄的增大，岩石的变质程度也就愈大，其导热性能也将增大；相反，疏松或密集较小的后成岩石，导热性是最小的。这样，就是来自地下深处的较均一热量，在古老岩层地段比较新岩层地段就散失得快，因而，古老岩层的热流则小于较新岩层。因此，当寒冷期来临时，地质年龄古老的岩层就冻结得厚一些；而较新岩层则冻结得薄些。
对于来自地壳深处的热流来说，地球表面可视作一个等温面，而热流方向总是垂直地表面的。实际上地表面是凸凹不平的，有的地段突起成为高山，而有的地方呈现为谷地。这样，就使来自地壳深处的热流在地表重新分布，造成谷地下热流密度增大，地表突起的山地部分的热流密度减小（图23），结果在热流密度较大的谷地，由于热量聚积多而冻土层比较薄，热流稀疏的山地，因热量聚积少而冻土层厚度大于谷地。
组成地壳的岩层和结构是不均匀的，因此地壳不同位置处的温度状态也不相同。下面让我们讨论自然界中一种最常见的，即两种导热性能差别较大的岩层相接触的情况。导热系数较小的水平岩层，覆盖在古老基层的隆起或凹陷之上（图24）。在这种情况下，由于古老基底岩层导热系数大，易于传导热，使来自地壳深处均匀热流，在基底与上覆岩层接触面处重新分布。当热流到达隆起两侧，也就是基底相对凹下部位时，由于上覆岩层热阻较大，不利于热量通过，因此热流沿基底隆起两翼向顶部集中。隆起顶部得到附加热流，并使该处热流密度增大。与此同时，在隆起顶部上覆盖的岩层积蓄了更多的热量，其温度也高于两翼，等温线突向地表重现隆起形状。这样，当寒冷期到来气温下降时，基底隆起上方岩层形成的冻土自然就薄些，而两翼及凹陷上方岩层形成的冻土就厚些。
至此，概略介绍了各种地质、地理因素在冻土形成中的作用及影响。通过分析得知，多年冻土冻并不仅是寒冷气候的产物，多年冻土的形成、存在及消亡，不仅和气候因素有关，而且与各种地质地理环境因素也有密切关系。气候条件只决定能否产生多年冻土，而生成怎样的冻土，是厚的还是薄的，是温度接近零度，还是温度更低的，……，则主要取决于地质地理环境因素。
