岩性和含水量对多年冻土厚度的形成起重要作用，主要是通过导热系数(λ)、热容量（C）和水的相变热（Qф）来直接影响多年冻结层的厚度。冻土层厚度与λ成正比；C的变化对厚度影响不大；随Qф增大冻土层厚度有重大变化。坚硬岩石的导热系数一般大于第四纪松散层的导热系数。所以，在其他条件等同情况下，坚硬岩石中冻土层厚度大约是松散层中的1.3～1.5倍。如果考虑冻、融时的相变，则可到1.5～2.0倍以下（В.А.Кудрявцев и др., 1981）。从青藏高原冻土层厚度可以看出，高山区厚度最大，可到200～400m及其以上，昆仑山与唐古拉山之间的丘陵地带次之（60～130m），高平原及河谷地带最小（0～60m）。这种差异，首先是高度地带性决定的；其次，与前述地温梯度和地中热流在高山区比盆地要小些有关。第三，岩性和含水量的差异显然是很重要的影响因素，高山和丘陵地带的基岩导热系数大、含水量较小，而在高平原上松散层导热系数小、含水量较大，因而，高山和丘陵地带形成了较厚的冻土层。当然，在河谷地带除上述影响因素外，河水和地下水以及河床相沉积较粗(砂卵砾石)等，对减薄冻土层厚度，甚至形成融区有重要作用。冬季逆温层控制我国东北大部分多年冻土区，加上岩性、含水量等影响，致使低处冻土比高处更发育，表现为低处(山间洼地、河谷阶地)冻土年平均地温比高处要低1～2℃，最多到4～5℃；相应地低处冻土厚度大，地下冰最发育。在此，冻土高度带性具有逆温特点，只在一定高度以上即逆温层顶面以上（大约在700～800m以上）才出现正常的高度带性。
