冻土温度和厚度反映着冻土的发育程度，其值大小对评价建筑地基稳定性有着重要意义。多年冻土的温度和厚度是进行各类型建筑地基基础设计不可缺少的依据。
在介绍我国冻土的温度和厚度之前，先说明一下冻土温度和厚度的函义。
一定深度内的冻土温度，是随气温的变化而变化的。我们将某一深度处的地温在一年中变化幅度的一半称为地温年较差。随深度增加，地温年较差减小，到某一深度其值等于零。地温年较差等于零的深度，称地温年变化深度（图7）。此深度以上的地温一年中是变化的；此深度以下的地温进行着多年变化，它受长周期气候波动和来自地下深处的地中热流控制。
地温年变化深处的地温值称为冻土年平均地温。其值愈低，表明冻土稳定性愈大，冻土愈厚；相反，则冻土稳定性愈小，并且冻土厚度也薄。
前边介绍过，多年冻土地区，地表以下一定深度由每年夏季融化，冬天冻结，称季节融化层。季节融化层底板以下，终年处于冻结状态。季节融化层底板的埋藏深度，也称多年冻土上限。
多年冻土层的底部称作多年冻土下限，下限处的地温值为零度。下限以上为多年冻土；以下为融土。冻土上限和下限之间的距离为多年冻土厚度（见图7）。
冻土层的产生是大气圈与岩石圈热交换作用的结果。而影响二者之间热交换过程的自然因素，诸如地理纬度、海拔高度、气候、地表状况、植被、坡向、岩性、地质构造等，在整个自然中千变万化。因而冻土层的温度和厚度在整个冻土地区的变化也非常之大，可以说，找不到冻土温度和厚度完全相同的地方。但也不是说冻土温度和厚度完全杂乱无章，无规律可循。高纬度冻土及高海拔多年冻土，由于所在地理纬度不同，以及冻土形成过程中受控的主要因素不同，因而冻土在温度和厚度上反映的规律也不一样。
我国东北大小兴安岭多年冻土区，地处欧亚大陆冻土南缘，与苏联、北美冻土相比，这里的冻土温度高得多，厚度也薄得多。但它和苏联、北美多年冻土一样，其温度及厚度受纬度地带性制约。由冻土南界往北，冻土温度降低，厚度增大。冻土南界附近，年平均地温为0～1.0℃，冻土厚度为5～20米；往北到我国北部边疆一带，冻土温度降低到-1.0～-4.2℃，冻土厚度增厚到50～120米（表7）。有人作过粗略计算，大约每向北推进100公里（约1个纬度），冻土温度下降0.5℃，冻土厚度增加10～15米（表7）。
表7 东北大小兴安岭高纬度冻土的温度和厚度
冻土分区 | 年平均气温 （℃） | 年平均地温 （℃） | 冻土厚度 （米） | |
大块连续冻土 岛状融区冻土 岛状冻土 | 由南界向北 | <-5.0° -5.0～-3.0° -3.0～0° | -1.5～-4.2 -0.5～-1.5 0～-1.0 | 50～120 20～50 5～20 |
上面所谈的，是东北大小兴安岭高纬度冻土的温度和厚度，随着纬度增高而变化的总规律。但对一个具体地方来说，冻土温度和厚度又表现出另外一种规律。不论是冻土南界附近，还是北部边锤地区，都是低处的冻土比高处发育，冻土温度低处低于高处，冻土厚度低处大于高处。在同一谷地里，一般是谷底冻土温度最低，厚度最大，往上到山坡，冻土温度升高厚度变薄，到了山顶，冻土温度最高，厚度最薄甚至有时冻土消失，图8是大兴安岭北部满归的一个冻土实测剖面，由图上可以看出，谷底地温低达3.8℃，冻土厚度为120米；阴坡冻土温度1.9℃，阳坡为零度，冻土厚度阴坡比谷底减薄了40米，阳坡上冻土已近消退。
为什么大小兴安岭多年冻土区的地温低处普遍比高处低，并冻土厚度大呢？这是由于一系列地质地理因素综合影响的结果。其中具有普遍意义的因素，这是逆温层广泛分布。逆温的存在使得低处比高处气温低。大约每升高100米，气温升高0.5～1.0℃。我们知道，现在存在的多年冻土，是地质历史时代寒冷气候时期而产生的。与冻土形成时期相比，今日气温大约高10℃左右，因而目前现存冻土正处在退化之中。自然，气温低的地方比气温高的地方冻土退化要慢些。经历漫长的地质历史过程，现存冻土表现出低处温度低，厚度大。其次，低洼地段及谷底，一般都有不同程度的沼泽化，同时植被茂密，泥炭苔藓层发育（与高处相比）。这些因素均有利于冻土保存，因此形成低处及谷底冻土退化慢于别处。年复一年，其结果表现出谷底冻土温度低，厚度大。就是同一谷地，因底部植被多少、苔藓泥炭层的发育及沼泽化程度的不同，冻土的温度和厚度在不同地段也有差异。
前面第二部分已经讲了，我国西部高山、高原的多年冻土，由于受海拔高度控制，其分布有明显的垂直地带性规律；反映多年冻土特征及发育程度的主要标志--冻土温度及厚度也同样表现出上述规律，即随海拔升高，冻土温度降低，厚度增大。对于高海拔多年冻土来说，上述规律是普遍存在的。但由于不同山地的具体地质地理条件不同，随海拔升高，冻土温度及厚度变化幅度也并非到处一样。
祁连山地区，在多年冻土下界附近（海拔3500～3800米）的岛状冻土厚度一般为25～35米，个别5～15米；当海拔升高到连续冻土区时（海拔3800～4000米以上），冻土厚度增加到50～90米。目前已知，祁连山地最大冻土厚度为140米，该山地热水煤矿地区，结合矿区开发，作了大量冻土地质勘探工作，取得了表8中的数据。根据表8资料，大致可以求出，海拔每上升100米，冻土厚度可增加12～13米，冻土温度下降0.3℃。
表8 祁连山热水煤矿地区冻土温度、厚度、海拔关系
海拔（米） | 3500 | 3700 | 3850 | 4050 |
冻土厚度（米） | 20 | 30 | 60 | 90 |
冻土温度（℃） | 0 | -1.5 |
在天山，海拔大约每升高100米，冻土厚度可增加20米左右。天山莫托萨拉煤矿取得冻土厚度171米，是目前天山已知冻土厚度的最大值。
其它山地，如阿尔泰山、横断山、喜马拉雅山等，目前还没有冻土测温资料，随海拔升高，冻土温度及厚度如何变化还不得而知，但上述规律是肯定存在的。
大家知道，我国西部各山脉的走向基本上是近东西或北西??南东方向。如阿尔泰山、天山、祁连山、喜马拉雅山，以及青藏高原上的昆仑山、唐古拉山、念青唐古拉山等。由于山地接收太阳辐射热量南坡大于北坡，随纬度偏北，差异增大。由此产生了山地南、北坡冻土温度和厚度的不对称性。同一山地相同海拔高度上，北坡比南坡的冻土温度低，厚度大。据已有资料表明，祁连山地区在相同海拔高度上南北坡冻土厚度相差30米左右；天山地区南坡冻土温度比北坡高2.0℃左右，冻土厚度相差80米；青藏高原南北坡冻土温度相差1.7～2.4℃，冻土厚度相差达到50～70米。
说到这里，读者可能要提出一个问题，即大小兴安岭高纬度冻土地区，地貌形态也是由大大小小的许多山地、谷地而组成的，是否南北坡冻土的分布、温度和厚度也表现出不对称呢？图8中满归的冻土地质剖面已经作出了肯定的回答。由冻土实测断面图看出，南北坡冻土的温度和厚度是有差别的，其差值与西部山地大体相当。正如前边说的那样，大兴安岭地处纬度较高，南北坡冻土的温度和厚度差异理应比西部山地更大些。可是，事实并非如此。大兴安岭素有林海之称，地表几乎全被森林覆盖，太阳光均不能直射地面，从一定程度上减小了南北坡之间吸收太阳辐射的差别。自然，南北坡冻土的温度和厚度的差异也就不那么突出了。
青藏高原的冻土与西部高山的冻土，虽然同属高海拔多年冻土类型，但青藏高原多年冻土的温度和厚度的分布规律与西部高山的冻土还不完全一样。青藏高原既高又大，其高，与邻区海拔高度相差1500～2500米；其大、方圆200余平方公里，南北跨越6～7个纬度。这就决定了高原多年冻土的温度和厚度，不仅具有高度地带性规律，而且又展现了水平方向的变化。
高原冻土的温度和厚度的高度地带性规律，在高原边缘地带表现明显，水平方向变化展现在高原内部。
表9中所列的青藏高原冻土的温度和厚度数据，是我国冻土科学工作者在青藏公路沿线辛勤劳动而取得的，它反映了由南而北高原多年冻土的温度和厚度的平面变化。由表9可大致看出，随纬度增加，冻土温度下降、厚度增大的趋势。在大体相同条件下大约自南而北每推进100～200公里，冻土温度降低0.5～1.0℃，冻土厚度增大10～20米。高原南北跨越几个纬度，按理来说，冻土的温度和厚度在水平方向上的变化，应当非常明显。表9中的数据似乎反映了上述变化趋势，但又不十分明显，其原因何在呢？
表9 青藏公路沿线多年冻土的温度和厚度
地点 | 地理纬度 （N） | 海拔高度 （米） | 年均气温 （℃） | 年均地温 （℃） | 冻土厚度 （米） |
西大滩 | 35°44′ | 4150～4500 | -2.0～-3.5 | 0-1.0 | 5～50 |
昆仑山垭口 | 35°40′ | 4800～5000 | -4.0以下 | -2.8～-3.5 | 75～120 |
楚玛尔河 | 35°20′ | 4480～4500 | -6.2 | -1.2 | 40 |
五道梁 | 35°15′ | 4620 | -6.5 | -1.4 | 35～60 |
北麓河 | 34°27′ | 4610 | -6.6 | 0～-0.5 | 10～30 |
风火山 | 34°20′ | 4750～5100 | -6.5 | -2.0～-4.5 | 60～120 |
沱沱河 | 33°50′ | 4500～4700 | -4.4 | 0～-1.0 | 5～50 |
开心岭 | 33°40′ | 4800～5000 | 25～75 | ||
通天河 | 33°30′ | 4500～4600 | -4.4 | -0.3～-1.0 | 5～25 |
布曲河 | 33°10′ | 4800 | -4.1 | 0～-1.0 | 0～20 |
唐古拉山 | 32°57′ | 4900～5300 | -6.4 | 10～120 | |
土门格拉 | 32°47′ | 4950 | -5.6 | -1.0～-1.7 | 70～90 |
唐泉沟 | 32°40′ | 5000 | 128 | ||
桃儿九山 | 32°40′ | 4800～5000 | |||
113～115道班 | 32°10′-30′ | 4780～5000 | 0～-1.0 | 1～50 | |
116道班 | 32°10′ | 4780 | -3.5 | 0～-0.5 | 20 |
申克里公山 | 32° | 4800 | -3.5 | 1～25 | |
两道河 | 31°50′ | 4790 | -3.4 | -1.1～-1.7 | |
四道梁 | 31°20′ | 4900 | 1～20 | ||
念青唐古拉山 | 31°00′ | 5000 | -4.3 | -1.0～-2.0 | 20 |
青藏高原形成过程中，由于差异抬升，使高原呈现出山地、谷地、盆地相间的地形格局。彼此之间多以深大断裂相接。沿断裂常有地下水出露或温泉、热泉、喷汽泉、热水沼泽等多种多样的地热显示。现已知道，在青藏高原上沿青藏公路线，由断裂构造和地热原因所造成的地热异常区达13处之多。无疑，像这些地段及其邻近地方，冻土自然就不能存在了，被称为构造地热融区；或者地温升高近接零度，冻土厚度很薄。
另外，由于各山地、盆地、谷地的抬升幅度、堆积物粗细、形成时代、地质结构以及地下水活动情况等的不同。它们都从不同的方面参与大气和岩石圈之间的热交换，并影响着冻土的发育程度。
青藏公路自北而南纵贯青藏高原，沿线冻土温度和厚度的变化，在一定程度上反映了高原冻土温度和厚度的平面分布状况。
公路线穿过的主要地质构造有西大滩、温泉谷地、北麓河、通天河、沱沱河、楚马尔河四个盆地。表10给出了各谷地、盆地多年冻土的温度和厚度。由表10可见，谷地、盆地的冻土温度和厚度与其形成时期早晚有一定的联系，也就是谷地、盆地形成时期愈早，冻土温度就愈低，而厚度就愈大。
表10 青藏公路沿线各盆地、谷地的冻土温度和厚度
谷地、盆地 名称 项目 | 地理纬度 | 谷地、盆地形成时期 | 冻土温度 （℃） | 冻土厚度 （℃） |
西大滩断陷谷地 | 35°40′～36° | 中更新世初期 | 0～0.5 | 0～25 |
温泉断陷谷地 | 33°20′～33°30′ | 中更新世初期 | 0～0.5 | 0～20 |
北麓河断陷盆地 | 34°40′～35° | 上新世未至早更新初期 | -0.4～-1.0 | 5～30 |
通天河断陷盆地 | 33°30′～33°50′ | 上新世未至早更新世初期 | -0.4～-1.0 | 5～25 |
沱沱河断陷盆地 | 33°50′～34°10′ | 上新世初期 | -0.5～-1.5 | 10～60 |
楚马尔河断陷盆地 | 35°20′～35°30′ | 上新世初期 | -0.5～-1.5 | 25～60 |
形成上述关系的原因比较复杂。谷地、盆地形成的早晚、岩性、水文地质条件等都不同程度的起了作用。但其中谷地、盆地发育时期及稳定程度可能是主导因素。因为除西大滩、温泉谷地外，北麓河、楚马尔河、通天河、沱沱河四个盆地的岩性大体相同。以岩性和水文地质条件等，远不能完全解释各谷地、盆地冻土温度和厚度的巨大差别。一般情况下，地质构造愈是古老稳定的地区，地壳的分异程度愈高，放射性元素愈集中于地壳表层，这样一来，一是地壳表层散热条件好，二是长期的剥蚀作用使地壳放射性元素含量日益减少，产生的热量愈来愈小，地中热流值愈来愈低，深部地温也随之降低，因此便出现了形成早的谷地和盆地的冻土温度低，厚度大；形成晚的谷地和盆地的冻土温度比较高，厚度薄。
如上所述，青藏高原南北跨越几个纬度，冻土的温度和厚度在水平方向上的变化应当更明显。但表10说明，冻土的温度和厚度与地质构造的关系恰恰相反，和地理纬度度毫无联系。正是像地质构造这样一些因素，破坏及干扰了冻土温度和厚度的水平分带性，使其在水平方向上变化不那么明显。在高度上冻土的温度和厚度更多地表现为区域性差异规律，而这种区域性变化主要受控于地质构造及地貌条件等。
