由图4可以看出，高纬度多年冻土集中分布在大小兴安岭，面积约38～39万平方公里（表4）。因受地形及海拔高度影响，它的南界呈“W”型分布，沿大小兴安岭延伸方向明显向南突出；在松嫩平原北缘向北突出，二者相差近两个纬度。

表4    我国各地区多年冻土分布面积

      如前所述，这里的高纬度多年冻土是欧亚大陆多年冻土南缘，在平面上的分布服从纬度分带规律。由南界往北，冻土分布面积由5～20%到60～70%，由岛状分布过渡为大片连续分布，至祖国北部城镇西林吉、满归一带这类冻土最发育。这是高纬度多年冻土分布的总规律。但是，由于受植被、岩性、地表沉泽化、坡向等地质地理因素的作用，使得同一地方的不同地形部位，冻土分布及发育程度明显不同。南界附近，冻土岛多年分布在河漫滩和低级阶地，往往与沼泽湿地同为一体。大兴安岭北部地区，植被茂密的山间谷底、沼泽化洼地的冻土比阴坡发育；阴坡比半阳、半阴坡冻土分布面积大；阳坡及山顶常常没有冻土存在。说到这里人们会发现一个奇怪现象。就是在大小兴安岭地区，山间谷底的冻土比高处发育，甚至山顶上常常没有冻土，这种现象尤其在大兴安岭北部更为突出。如此冻土形成发育的规律与西部高原、山地高海拔多年冻土恰恰相反。这是高纬度与高海拔多年冻土形成发育规律上的重大差别。为什么大兴安岭地区低处比高处冻土发育呢？原因是多方面的。山间谷底及沼泽化洼地泥炭层发育，松散层厚度大，苔藓层厚等，均有利于多年冻土的保存。这是促使低处冻土发育的原因之一；重要的原因是这里广泛存在逆温。大兴安岭北部处在西伯利亚冷高压边缘。冬季冷高压中心的冷空气下沉，边缘空气上升补充高空空气的不足。空气上升形成绝热增温，而底层空气温度相对较低，因此自地面向高空形成温度逆增也就是逆温现象。由高压中心向边缘地区，温度逆增强度减弱，大兴安岭北部逆温梯度大约为1.0/100米。就是海拔每升高100米，气温则升高1.0℃。说到这里，我们就明白了。由于存在逆温，山顶气温高于谷底，因而山顶冻土不如谷底、洼地发育，或者冻土已退化消失。

     高海拔多年冻土分布在青藏高原、阿尔泰山、天山、祁连山、横断山、喜马拉雅山，以及东部某些山地（长白山、黄岗梁山、五台山、太白山等），其中青藏高原多年冻土面积为150万平方公里，其它山地的冻土面积约为27万平方公里。

     前边介绍过，高海拔多年冻土的形成及存在，受当地海拔高度控制，它存在于一定海拔高度以上。把一个山地开始出现多年冻土的高度的联线称为多年冻土下界。同一山地不同坡向，或不同纬度线上的山地，多年冻土下界值是不同的。

     我国冻土科学工作者，多年来通过大量野外实地考察，获取了青藏高原及主要山地多年冻土下界值。现在，我们将不同纬度线上各山地的多年冻土下界值，按纬度、冻土下界值点绘在直角坐标图上（图5），由图可以明显看出，随纬度升高，除受海拔高度的控制外，纬度分带也同时起作用，反映了明显的纬度分带规律。喜马拉雅山（N28℃）的冻土下界为5200米，阿尔泰山（N48℃）的冻土下界为2200米。南北相差20度，冻土下界值随纬度升降而增加大约为150米/1°纬度。掌握这一规律有一定的实际意义。我们知道，一地的纬度及多年冻土下界值，依此规律可粗略给出另一山地的冻土下界值，这就是古人所说的，“秀才不出门便知天下事”的道理。

     从图5还可以看出，东部山地和西部山地的冻土下界是两条相互平行的线，东部比西部冻土下界一般低800～1000米。

     同一纬度上，为什么东部比西部的冻土下界会低呢？如果解释这一现象，科学家持有不同的意见。多数人认为，我国受太平洋东南季风影响，由东向西或自东南往西北，降水量逐渐减小，土壤层含水量也依上述方向减少。冻土下界附近的冻土应属地质历史时期的产物，目前正处于退化状态。由于土壤湿度大，延缓冻土退化；相反，西部土壤温度比较小或趋于干燥状态，不利冻土保存，冻土退化相对快些。因此，在同一纬度上东部山地在海拔较低的高度就能见到多年冻土，而西部山地需要在海拔较高的地方才能保存冻土。

     纬度大致相同，冻土下界的经向变化不仅在东、西部山地有明显差别，就是在延续较长、走向近东西的山脉，也有显著反映。祁连山、天山的多年冻土下界都反映了经向变化（表5、6）。

表5    祁连山脉南北坡冻土下界经向变化

表6    天山多年冻土下界经向变化

     冻土下界除经向、纬向变化外，坡向对冻土下界分布高度也有很大影响。表5给出了祁连山在其它条件大致相同情况下，南、北坡的冻土下界值。从表5看出，南坡冻土下界值高于北坡，二者相差150～200米。这个道理容易理解，因为向阳坡（南坡）日照时间长，近地面空气吸收太阳辐射多，而气温高；阴坡（北坡）恰好相反，气温低于阳坡。这样一来，相同海拔高度的阳坡（南坡）气温高于阴坡（北坡）。随海拔升高，气温下降到能够使冻土保存的气温值时，自然南坡比北坡需要上升更高的海拔高度。因则产生南坡冻土下界高于北坡的普遍规律。东、西及其它坡向，日照时数、吸收太阳辐射均少于南坡，但多于北坡，因此，它们的冻土下界高度介于南坡及北坡之间。

     季节冻结层分布于大小兴安岭多年冻土南界以南、西部高山高原冻土下界以下的广大地区，以及多年冻土地区的融化地带。我国长江以北各省区都有季节冻结层分布，面积约514万平方公里（未包括冻土地区融区地带的季节冻土），占我国领土的54%左右。季节冻结层分布具有明显的纬度及垂直分带规律。随着纬度和海拔的（同一地区）增高，季节冻结层厚度增加，由0.1～0.2米增厚到2.0～3.0米或更厚，在冻土南界或下界达到最大值（图6）。季节冻结层每年10月中、下旬至12月，由北而南接续产生；次年2月下旬至6月初，由南往北逐渐融化消失。

     季节融化层分布在多年冻土地区，其下覆伏多年冻土，因此，它的分布面积应该说与多年冻土是一致的。季节融化层厚度在冻土南界或下界地带达到最大值（图6）。由南界往北，下界往上，季节融化层逐渐减薄，由2.0～3.0米或更大减小到0.1～0.2米。每年4月初，季节融化层开始产生，至9月底或10月中旬达到最大厚度。

     在同一地区，依据岩性、含水量、植被、雪盖、地表沼泽化、坡向等自然条件不同，季节冻结与融化深度有较大差别。当地下水埋藏比较深时，岩性的粗细决定着土层的含水程度。随粉土、粘土成分增加，土层含水量增大。因此，在其它条件近似情况下，依粘土、亚砂土、砂砾土顺序，季节冻结与融化深度增大。

     植被及雪盖处在地表面与大气之间，阻碍着二者的热交换。夏天，植被能遮挡和反射太阳辐射，减少进入土层的热量，起着降温作用，使季节融化深度减小。植被的这种作用在大兴安岭北部表现非常突出。一般苔藓层厚0.2米的地方，季节融化深度仅为0.3～0.5米；而无苔鲜层的林间地带，季节融化深度可达1.5～2.5米。冬天，植被像被子一样起着保温作用，阻碍土层向大气散热，使季节冻结深度减小。

     雪盖对土层的季节冻结及融化深度有同样的作用。在青藏高原及西部山地，夏天时常降冰雹、霜及雪，对季节融化层起着降温作用，使季节融化深度明显减小。冬天，雪盖对土层起保温作用。10厘米厚的积雪地面温度比无雪盖的地方高5℃～8℃。可见雪盖可以减小季节冻结深度。东北的三江平原、松嫩平原北部，雪盖的这种作用表现得十分明显。

     坡向、坡度决定着太阳入射角度，影响地面吸收辐射热量的不同。在其它条件近似的情况下，依南坡、西南坡、东北坡、北坡顺序，地面吸收辐射热量减少，季节融化深度依此顺序变小；而季节冻结深度增大。

     瞬时冻土主要分布在长江以南，珠江流域以北地区，其面积大约为230万平方公里。冬天，强大的西伯利亚寒潮南下，抵达东南沿海，江南地区气温大幅度下降，有时气温降至零度以下，这时有些地方便产生了瞬时冻土。寒潮过后，气温回升，短命的瞬时冻土随之消失。由于瞬时冻土来去匆匆，留给人们的印象很浅，常常不被人们注意，因此对它的了解甚少。瞬时冻土的面积约为230万平方公里，这只是说，我国有这么大的面积可能出现瞬时冻土。在长江以南、珠江以北的广大地区，是否每年冬天或每次寒潮南侵都能产生瞬时冻土呢？回答应该是否定的，因为能否产生瞬时冻土，决定于每次寒潮降温幅度，以及具体地方地表状况。用怎样的温度指标来确定瞬时冻土的存在及此条件下它的分布情况等，都还有待进一步研究。