地表层在不同状况下，具有不同的小气候、地形、地质和水分条件，在反复交替的冻融过程中，表现冻土--石环出不同的冰缘作用营力。
　　（1）与寒冻风化、重力作用有关的冰缘地貌形态
　　由于节理裂隙中的水分冻结膨胀，致使岩石破裂成岩块，或者因温度变化，使组成岩石的矿物不均一地热胀冷缩，并在内部产生不均匀应力，从而造成岩石破裂和岩块崩落。这一过程被称为寒冻风化作用。经寒冻风化作用破碎崩落的岩块、岩屑，有的停留原处，有的经重力作用再搬运而形成不同地貌形态。
　　石海：寒冻风化作用产生的大量大小不等的棱角状岩块及岩屑，在地形平缓条件下，大多在原地残留下来，形成碎石覆盖地面，这就是石海。石海是我国青藏高原、高原西部高山及大兴安岭北部冻土区均有分布。发育石海不仅要岩石坚脆、节理发育，如花岗岩、石英岩、玄武岩、石灰岩、硬砂岩、板岩等，而且还要有一定的水热条件，既要有一定的水分，同时温度为0℃上下持续波动的时间要长。显然，年平均气温为0℃的等温线附近具备上述温度条件。我们知道，年平均气温为0℃的等温线出现的海拔高度，随纬度降低而增高。因此，石海出现的海拔高度随纬度降低而增高。如青藏高原北部的昆仑山，现代石海发育在海拔4900～5000米以上的花岗片麻岩山地；而南部喜马拉雅山地区，现代石海出现在5300～5400米的山顶上。
　　石流坡（也称岩屑坡）：石流坡的物质来源及产生与石海大体相似，但二者出现的地貌部位不同。石海多见于平缓的山顶；石流坡出现在山坡。石流坡的岩状、碎屑，除斜坡上经寒冻风化在原地产生外，还有在策略作用下来自山顶的。这样就决定了石流坡的组成物质是上细下粗，坡上方多是岩屑；坡下方主要是粗大岩块。其岩性取决于山顶母岩。石流坡的休止角一般在25～35度，坡面比较平直。石流坡是多年冻土地区常见的一种冰缘地貌形态，在大兴安岭和我国西部高山、高原冻土区有广泛分布，几乎到处可见。
　　石河：由寒冻风化产生的岩块、岩屑，在重力作用下汇集到斜坡沟槽内，碎石沿沟槽徐徐向下移动，故取名石河。
　　（2）与冻融分选作用有关的冰缘地貌形态
　　天然条件下，地表物质常常是粗细混杂的。由于石块和土的导热性能不同，因此冻结速度也各不一样。碎石导热率大，则先冻结，水分就先向碎石附近迁移，并于碎石周围形成冰。水变成冰后体积膨胀，则使碎石产生位移，这样就产生了粗细物质的分异。久而久之，粗细物质相对集中，呈现出各种形态。这一过程被称为冻融分选作用，它可以形成下述冰缘地貌形态。
　　石环：平缓而又粗细混杂的地表层，经冻融分选作用，使泥土岩屑集中在中间，岩块被排挤到周边，呈多边形或近圆形，形成所谓的石环。形成石环地段地松散层一定是岩块和泥土粗细混杂；要有充足的水分条件，含水量一般要在30%以上；气温在0℃上下波动的持续时间要比较长。石环常见于河漫滩、洪积扇前缘及山前缓坡地带，因为这些地貌部位常常具备石环形成的条件。但也有例外，在中天山海拔3850～3950米的古冰斗底部，曾发现直径1～4米的石环群。为什么石环会在这里出现呢？据考察，这是因为陡峻的冰斗壁，经长期寒冻风化和雪融作用，在冰斗底部堆积了比较丰富的粗细粒物质。同时冰斗内存在积雪，就是夏天也有断续积雪。积雪融化，给石环发育提供了水分条件。
　　斑土：形成机制和过程与石环十分近似，地表呈现出岩块、岩屑遍布，泥土呈斑装嵌在碎石之间，格外引人注目。有人比喻石环与斑土，是一母双胎，同族姐妹；也人有认为，斑土是石环发育的初级阶段，因此岩块环形显示还不完全。
　　石条：常常与岩屑坡同时存在，碎石与细粒物质呈条形相间顺坡排列，登高俯视，宛如田野沟。它是由于岩屑坡上的碎石经反复冻融及冻融分选使碎石汇集于低处，又经策略作用碎屑顺坡向下延伸而形成的。
　　冻胀草环：在地表面构成草皮的多边形或近似圆形，其间裸露，布满岩屑碎石。中间赤黄，周边碧绿，异彩夺目，是冻土区少见的一种冰缘地貌形态。目前对它的形成机制和过程还不十分清楚。人们认为，在草皮破裂处或老鼠洞地点，草皮下部泥土碎石经反复冻融拥出地表形成斑土，斑土继续发展扩大，多个相邻斑土如此发展扩大，最后草皮呈环状排列成草环。
　　（3）与冻胀作用有关的冰缘地貌形态　　
　　土层冻结，其中水分向冻结锋面迁移，产生重分布并变成冰，使原土层体积增大，或使地面抬升的过程，称冻胀作用。
　　冻胀是造成各类建筑物冻害的主要原因。当地基土层冻结，体积膨胀，建筑物和外部荷载不能克服地基土层冻结的膨胀力时，基础便被抬起。由于各侧基础受力不同，建筑物就要产生裂缝、倾斜，严重者甚至倒塌。
　　与冻胀过程有联系的冰缘地貌形态有冰椎、冰丘（冻胀丘）、冻胀拔石、泥炭丘、冻胀草丘等。
　　冰丘（也称冻胀丘）：冬天季节融化层，由上而下和由下而上冻结，因过水断面缩小，冻结层上水处于承压状态；同时，冻结过程中水向冻结面迁移而产生聚冰层。随冻结面向下发展，当冻结层上水的压力和冰层膨胀力大于上覆土层强度时，地表就发生隆起，便形成了冰丘。冻胀丘是我国多年冻土地区经常可以见到的一种冰缘地貌类型。它常出现于河漫滩、阶地后缘和山麓地带，以及地形转折地段，冻胀丘底部的直径由几米到几十米，高1～2米，有的可达3～5米。冻胀丘表面经常存在纵横交错的裂缝。开裂后往往有地下水溢出，这是地下水的压力得到释放，冻胀丘也就不再继续发展。冻胀丘按存在时间，可分为一年生和多年生。由冻结层上水补给水的，一般形成一年生冻胀丘；由深部冻结层下水补给的形成多年生冻胀丘。一年生冻胀丘，初冬开始隆起，待季节融化层回冻结束，冻胀丘发育成熟，隆起达到顶峰，春天以后逐渐消失，一年生冻胀丘在我国冻土区分布比较普遍，多年生冻胀丘也有出现。青藏公路62道班的冻胀丘，是多年生冻胀丘的典型代表，也是目前我国已知最大的冰丘。底部直径为40～50米，高达20米，似座小山。它高大罕见，在学术界享有盛名。
　　泥炭丘：形成机制与冻胀丘相似，不同的是，泥炭丘在形成过程中，水分对聚冰层补给不那么充分，因此泥炭丘冰层较薄而且分散，同时个体也没有冻胀丘那样高大宏伟。泥炭丘常出现在地表植被茂密的山间谷地、低洼地和扇间洼地等湖沼地带。
　　冰椎：在多年冻土地区，有时老远就可以看到银光闪闪的冰体，这就是冰椎。它的形状、大小变化很大，有的直径2～3米，有的呈现冰坡、冰幔延伸几十米乃至数百米，有时带有几个溢水口。冰椎在冰土地区分布非常普遍，它们常出现于河漫滩、阶地后缘、洪积扇前缘及山麓地带。原因是这些地段常有地下水出露。冬季融化层回冻，地下水压力增大，冲破上覆土层溢出地表，溢出口冰体逐渐增大升高，并呈锥形。溢水边流边冻，并沿原地下水流路延伸，这样就形成了冰椎。冰椎对各种建筑物危害很大。有时，由于路堑边坡截断地下水流，地下水从堑坡上流出，随流随冻，形成堑坡挂冰，甚至冰漫轨道，严重阻塞行车。有时，人们喜欢将房屋修在坡脚下。由于房屋基础切断地下水去路，冬天来临大地封冻，而房屋下因取暖而形成融化盘，致使斜坡地下水在此溢出，导致屋内地板冒水。人们说，这是“水上人家”。
　　（4）与热融作用有关的冰缘地貌形态
　　由于天然或人为的因素改变了地表状况，引起季节融化深度加深，导致层状地下冰或高含冰冻土融化，而使地面下陷或改变地表形态的过程被称热融作用。热融可以形成热融滑塌、热融洼地、热融湖、热融沟等。
　　热融地貌类型多出现在地下冰发育或含冰量较高的平缓坡地、山间谷地、高平原地带。
　　热融滑塌：这种现象最早发现于青藏高原风火山。养路工人取土修路，使路边斜坡的地下冰层暴露，夏天暴露的冰层融化，使上覆草皮和土层失去支承而塌落下来。冰层融水稀释塌落物质呈流塑状态，在重力作用下缓缓下滑。地下冰层继续融化，上边土层再次塌落，并使新的冰层继续露出。如此往复，经过几个夏天的滑塌，就滑塌到坡顶。
　　本世纪六十年代初，我国曾有人在风火山一带目睹过热融滑塌发育过程的片断。7～8月间的十来天，就有一块土层塌落下来，一个夏天塌落了6～7次。这一过程是由于冰层融化，上覆土层一块一块地塌落的，故取名热融滑塌。青藏公路其它地段、天山，以及大兴安岭冻土区也曾见过上述现象，但由于地下冰层厚度不大，其规模还不及风火山地区。
　　热融滑塌垮落的土体呈流塑状态，顺坡向下蠕动，土流常常覆盖路面，阻塞行车，严重地段需采取工程措施进行拦截片。
　　热融洼地、热融湖：由于天然或人为因素（铲除草皮、砍伐森林等）的影响，地下冰层融化，使地表沉陷成的负地形，被称为热融洼地；地下冰层融化，融水渗浸进入或地表水汇聚于洼地，便形成了热融湖。
　　热融洼地和热融湖在我国多年冻土区有广泛分布，特别是青藏公路沿线的楚马尔河高平原上更为多见。有人认为，高平原上热融湖的形成，可能与几千年前全球气候转暖，造成冻土上限下降，地下冰层融化有关。
　　（5）与融冻蠕流作用有关的冰缘地貌形态
　　由高含冰量细粒土构成的缓坡，在融化季节冻土融化使土层呈流塑状态，并在重力作用下，沿冻土层面顺坡向下缓缓蠕动下滑，这种过程称为冻融蠕作用。沿坡徐徐蠕动下滑的融土层，依坡度、坡形可形成融冻蠕流阶地、泥石舌、泥流扇等。
　　融冻蠕流阶地（融冻泥流阶地）：它常出现在地下冰发育的缓坡上，地面坡度一般为15～20度。顺直坡面对融冻泥流阶地形成最为有利。青藏高原风火山地区，这里地表以下是厚2～4米的亚粘土，含冰量大，并且层状地下冰发育，为泥流阶地和泥流舌形成提供了有利的条件。风火山垭口盆地发育有12级大型融冻泥流阶地，阶面宽5～12米，总长达150多米。如此多级的大型泥流阶地，在其它冻土区还未见过。
　　泥流舌、泥流坡坎：形成过程和产生机制与融冻泥流阶地大致相同。不同的是泥流舌、泥流坡坎形成的坡度要更大一些，一般在25～30度。同时，泥流舌及泥流坡坎的发生，除本身在策略作用下徐徐蠕动以外，来自上方坡面的降水表流衡释融土层，也促使它向下流动。因此，泥流舌的发育过程比融冻蠕流阶地要快，具有一定的突发性，同时分布也比较广泛。不过，在大兴安岭冻土区，森林植被根系使融化层增强了正体性，对融冻蠕流起了相当的抑制作用。因此，这里泥流阶地和泥流舌比较少见。
　　融冻褶皱（冰卷泥）：在融冻泥流阶地、泥流舌及泥流坡坎的形成过程中，当融化层向下滑动时，靠近冻土界面的融土受到冻土面的粘连，而滑动速度小；相反，融化层上部受阻力小向下滑动速度较大。这样，在下滑体速度出现了上快下慢现象，因此下滑融化层产生褶皱变形，故此取各融冻褶皱。融冻褶皱是融冻蠕流过程中，融化层滑动时结构变形的结果，因此地表面一般不易发现。只有在融冻泥流阶地、泥流舌及泥流坡坎的剖面上才能看到这种现象。
　　（6）与寒冻劈裂有关的冰缘地貌形态　　
　　冬天，在我国北方，人们经常会看到地面出现一些宽度不等的裂缝，有时纵横交叉，这些裂缝就是由寒冻劈裂作用形成的。
　　土层在负温条件下体积发生收缩，由于土层在不同深度处的温度不同，而体积变化也不同，因此便产生收缩应力。在这种应力作用下，土体便会开裂，这一开裂过程被称为寒冻劈裂，也有人称它为冻裂。寒冻劈裂所产生的裂缝宽度和延长深度和土层的温度梯度、水分状况和成岩程度等有着密切的关系。
　　以寒冻劈裂为基础，再经反复冻结与融化，便可形成土脉、砂楔、冰楔（脉冰）及冰楔假型。它们的共同特征是在地面形成多边形裂缝，因此统称多边形构造。多边形构造的直径大小不等，小者4～5米，大者20～30米，还有更大的。土脉和砂楔延续深度一般不超过季节融化层；冰楔和冰楔假型可穿过季节融化层延深到多年冻土层内。在苏联西伯利亚北部，可以见到长达20～30米的脉体。
　　土脉和砂楔：土脉和砂楔是在寒冻劈裂基础上，经反复冻融或者风的堆积作用而形成的，但二者形成的环境有较大的差别。土脉多在湿冷环境条件下形成。地表潮湿，季节融化层的含冰量较大；砂楔多产生在干冷环境条件下，风的作用比较强，季节融化后的含冰量很少。寒冻劈裂夏天若被水充填，冬天水冻结成冰，便形成了季节性冰楔。由于水变成冰后体积增大，因此使寒冻劈裂扩宽加深。春夏季裂缝内冰体融化，部分裂缝空腔被围岩充填，次年冬天，裂缝聚积水又冻结成冰楔，裂缝再次扩宽并往下延深。如此多年，便形成了土脉。如地表温度条件无大的波动，土脉延深到季节融化层底部停止了发展。到目前为止，在我国多年冻土地区正在发展的土脉还没有发现。不过，已经停止生长的土脉还是很多的。不仅在多年冻土地区有，而且在广大季节冻土地区也有分布。例如，近几年通过野外调查，在黄土高原的定边、神池，大同，以及东北的吉林、辽宁北部等地都曾发现过土脉和砂楔。砂楔的发育过程与土脉不同。由于它形成在干冷气候环境，风的作用强烈，裂缝内没有水而被砂子育填。冬天来了，裂缝在收缩应力的作用下，再次开裂，之后又被砂充填，如此反复，便形成了砂楔。青藏高原近几年发现许多砂楔，有的已停止发展；有的砂楔中间还存在着裂缝，说明它还在发育成长。据国外研究，不同的土质在寒冻劈裂时对温度条件要求各不相同。土质愈粗，含水愈少，则开裂所需的温度愈低。一般情况下，泥炭土、亚粘土及淤泥质亚砂土，开裂所需的年均地温为-1～-2℃；粉质亚砂土、粉砂及细砂，开裂所需的年均地温为-2～-4℃；中粗砂及砂砾，则要在-5～-8℃开裂。
　　脉冰（冰楔）及冰楔假型：脉冰是土脉的进一步发展。当地表温度很低，寒冻劈裂贯入季节融化层以下时，夏天上部季节融化层融水浸入冻土上限以下裂劈，继后冻结成冰。次年夏天，季节融化层融化，并有融水浸入，经如此反复冻结与融化，脉冰逐渐增宽和向下发展。在地表温度比较稳定的情况下，脉冰侵入到一定深度时就不再往下发展，此时脉冰发育进入成熟阶段。有地表松散层逐年堆积的条件下，随土层加积，冻土上限逐渐抬升，脉冰随之向上增长。在这种情况下，就是地表温度较稳定时，脉冰长度仍要逐年增大。苏联西伯利亚西部20～30米长的脉块，大多是在地表土层加积条件下形成的。近年来，曾先后在大兴安岭伊图里河及西昆仑山发现脉块。它们的个体不大，脉冰上宽0.1～0.3米，延续深度到冻土上限以下1.0米左右。目前这些脉冰大都停止生长，据冰体中亚粘土块测年，属于距今3000年寒冷期的产物。由于气温升高，或是地表水淹没等原因，造成冻土退化，脉冰消融，脉冰空腔被塌落的围岩和上部土脉充填，这样便形成了冰楔假）。从外形上看，冰楔假型与土脉、砂楔很相似，但仔细观察，二者则有不同。冰楔假型个体大，而且延续到冻土上限以下；土脉、砂楔个体小，延深一般不超过季节融化层。冰楔假型在季节融化层呈锅底状断面，在冻土上限以下呈楔状断面；土脉及砂楔多呈单一的楔状断面。冰楔假型往往存在明显的塌落构造和围岩滑向楔内的痕迹；土脉围岩有时也能看到滑向楔内的痕迹，但不像冰楔假型那么明显，同时弯曲度也不大。由于脉冰延深到冻土上限以下。因此，脉冰形成的温度要比土脉及砂楔更低。对于细粒土（泥炭土、亚粘土、亚砂土）来说，其中形成冰楔所需的年均地温为-4～-5℃；粗粒土（中粗砂及砂砾石）中形成冰楔所需的年均地温，则为-6～-10℃。