季节冻结和融化与土的热物理性质关系极为密切，而土的热物理性质又决定于土的成分、密度、孔隙度及含水量等。据徐学祖等研究（1991），冻土和融土的导热系数、导温系数和容积热容量均随干容重增大而增大。这是由于干容重增大，单位体积土中矿物骨架数量增多，孔隙减少，矿物骨架的导热系数和导温系数远远大于所相充填物之故。当干容重相同时，上述土的热物理参数随总含水量增大而增大，但随含水量多少和水的相变而是阶段性增大，并且冻土和融土有些差别。在干容重和含水量相同时，一般是粗粒土的导热系数、导温系数要比细粒土的大（表3-14）。在细粒土中又以泥炭的导热系数和导温系数为最小，而比热为最大（表3-15和表3-16）。因而，在其他条件等同情况下，粗粒土中的季节冻结和融化深度比细粒土中的大，其中以泥炭中最小。据王春鹤（1982）对400个试坑资料的统计，在大兴安岭北部，残坡积层中季节融化深度最大（ 3.5米 ），泥炭中最小（ 0.5~1.0米，有的小于 0.5米 ）（表3-17）。在青藏高原（青藏公路沿线），季节融化深度在砂砾卵石中为 3.0~3.5 米，亚砂土中 1.5~2.5 米，亚粘土中 1.1~1.8 米，草炭中只有 0.8~1.1 米（王家澄，1979）。在天山，含腐殖质的粉质亚粘土中，季节融化深度1.2米，角砾亚粘土中到 2.0 米，亚粘土下伏砂卵砾石或二者互层时，可达 2.7~4.9 米不等（邱国庆、张长庆，1981）。
表3-14 不同于容重和含水量条件下各种土的热参数
土名 | 干容重 (kg/m3） | 含水量 （%） | 容积热容量（kJ/m3?℃） C | 导热系数（W/ m?℃） λ | 导温系数（m2/h） α | |||
Cu | Cf | λu | λf | αu?10-3 | αf?10-3 | |||
草炭亚 粘土 | 400 | 30~130 | 903..3 ~21576.1 | 710.9 ~11547.3 | 0.13~0.41 | 0.13~0.88 | 0.50~0.57 | 0.62~2.06 |
900 | 11171.0 ~51796.3 | 11342.4 ~31483.6 | 0.38~1.32 | 0.46~2.92 | 0.68~0.82 | 1.03~3.02 | ||
亚粘土 | 1200 | 5~35 | 1254.6 ~2760.1 | 1179.3 ~2032.5 | 0.26~0.86 | 0.26~1.45 | 0.73~1.12 | 0.76~2.57 |
1600 | 1672.8 ~3680.2 | 1572.4 ~2709.9 | 0.46~1.54 | 0.46~2.40 | 1.01~1.51 | 1.05~3.20 | ||
砾砂 | 1400 | 2~18 | 1229.5 ~2166.3 | 1083.1 ~1551.5 | 0.42~1.39 | 0.49~1.86 | 1.23~2.27 | 1.62~4.31 |
1800 | 1580.8 ~2785.2 | 1392.6 ~1994.8 | 0.95~2.18 | 1.19~3.05 | 2.17~2.82 | 3.09~5.51 | ||
注：表中C、λ、a的脚标u为未冻土，f为已冻土；表中资料均摘自文献（徐学祖、邓友生，1991）。
表3-15 各种土的骨架比热[kJ/(kg/℃)]
状态 | 泥炭* | 粘土* | 草炭亚粘土 | 亚粘土 | 碎石亚粘土 | 亚砂土 | 砂砾碎石土 |
融化 冻结 | 1.92 | 1.47 | 1.00 0.84 | 0.84 0.77 | 0.84 0.75 | 0.84 0.73 | 0.79 0.71 |
注：表中注有*者引自文献（Л. Т. Роман，1987），其余均自文献（徐学祖、邓友生，1991）。
在自然界，细粒土的含水量往往较大，尤以泥炭层的含水量大。在大兴安岭北部山间沟谷沼泽地带，泥炭的含水量一般都要到100%~200%以上，最大到700%以上（表3-16）。据Л. Т. Роман（1987）测定，泥炭的饱和水容度最大值可到500%~4000%。泥炭的持水能力强，水相变耗热就多，因而季节冻结和融化深度就小。
表3-16 大兴安岭北部已融泥炭热参数野外测定结果
地点 | 场地/ 深度（m） | 含水量 （%） | 干容重 （kg/m3） | 导温系数 [×10-3/ (m2/h]] | 导热系数 [W/( m/℃)] | 备注 |
阿木尔 | T2-0.25 | 744.5 | 15.2 | 导温系数是用最高、最低温度表测得该层顶面和底部日较差，后代入公式 算得 | ||
T4-0.13 | 104.2 | 287.8 | 0..26 | |||
T5-0.09 | 441.4 | 36.7 | 0.24 | 0.26 | ||
T5-0.17 | 241.5 | 112..9 | 1.43 | 0.36 | ||
古莲 | T7-0.10 | 58.9 | 0.19 | 导热系数是用热流板埋入泥炭层内测得T017为淤泥质泥炭，测定时间：阿木尔1990年7月，古莲1988年5~6月 | ||
T13-0.15 | 78.2 | 0.22 | ||||
T14-0.15 | 190.7 | 0.65 |
表3-17 大兴安岭北部不同岩性多年冻土上限个数统计（据400个试坑资料）
岩性 | 上限深度(m) | ||||
0.5 | 0.6~1.0 | 1.1~1.5 | 1.6~2.0 | 2.1~3.5 | |
泥炭层 | 38 | 70 | |||
泥炭层覆盖下亚粘土 | 10 | 52 | 61 | 23 | 6 |
泥炭层覆盖下砂砾石 | 16 | 16 | 5 | 3 | |
基岩、坡残积层 | 2 | 7 | 9 | ||
其它类土 | 1 | 5 | 34 | 28 | 8 |
注：据王春鹤（1982）。
当土壤表面处于稳定的周期性温度状态时，在土的融化状态与冻结状态互相转变过程中，土的导热系数要发生变化，即土在冻结状态时的导热系数（λf）不等于其在融化状态时的导热系数（λu），于是在季节冻结或融化层内产生温度位移。B. A. Kудрвцев将土壤表面多年平均温度（t0）与季节冻结和融化层底面多年平均温度（tξ）之间的差值称为温度位移（Δtλ）。当λf >λu时，tξ总是低于t0；当λf >λu时，则相反。由于温度位移，t0为正值的地方可以有多年冻土存在。在大陆性气候条件下，潮湿的细粒土和饱水泥炭中温度位移也最大（3~4℃）（ЛСГарагуля, 1985）。Δtλ是随土的（含冰量）增加而增大。从图3-15可见，λf /λu比值起初随含水量增大而减小，超过一定含水量后比值迅速增大，以后又缓慢增大。λf /λu =1时的含水量界限，对于不同的土不一样，如在该图上，对于干容重为500 公斤/立方米的草炭亚粘土，此含水量约在28%；对于干容重为1 400 公斤/立方米的亚粘土和碎石亚粘土，此含水量分别为15%和3%左右。总之，随着土中含水量增大，λf /λu比值增大，温度位移就大，季节冻结和融化层底面的年平均温度降低，其结果使季节融化深度减小。但与此同时，随含水量增大，相变热消耗大，也使融深减小。二者叠加结果，可使季节融化深大为减小。对于季节冻结层来说，由于相变时施的热量阻碍土的冻结，与Δtλ的降温作用互有抵消，季节冻深受影响要小些。
此外，土的季节冻结与融化过程受到土的含水量与含盐量影响。据邱国庆等（1996）研究，由于土的冻结温度随含盐量的增大而降低、随含水量的增大而升高（含水量大的土相变潜热大），所以，在同样的气候条件下和土质、温度动态大致相同的情况下，含水量高、含盐量低的土先冻结、迟融化，含水量多、含盐量高的土迟冻结、先融化；含盐量很高的干燥盐渍土甚至整个冬天也不冻结；在含水量、含盐量极不均匀的盐渍土中，季节冻土呈间层状或透镜状存在。
