在高纬和高山等气候寒冷地区，如果降雪的积累大于消融，积雪将逐年加厚。在一系列物理过程影响下，积雪就变为冰川。冰川本身就是一种地貌，也是寒冷地区重要的地貌营力，可塑造一系列冰川地貌。但在降水量少的条件下，地表不能积雪成冰川。在这种地区土层的上部常发生周期性的冻融，下部则长期处于冻结状态，成为多年冻土。多年冻土层中发生的冻融作用，可塑造一系列冻土地貌。
关于冰川作用和冰川类型、分布，在第五章第四节已有介绍。这里只着重讨论冰川的地貌作用和冰川地貌的特点。
一、冰川作用
冰川在运动时能对地表进行侵蚀。但冰川运动的速度缓慢，每年只有数十米至数百米不等。冰川各个部分的运动速度并不一致，其中从粒雪盆（雪线以上的积雪盆地，即冰川的补给区）出口到冰舌上部这一段速度最快；在横剖面上则以冰川中部为最快。实际观察还证明，冰川表面运动速度最快，且自冰面向底部递减。冰川运动的速度有季节变化和日变化，一般是夏季快，冬季慢；白昼快，夜间慢。
在粒雪盆中冰川有向心运动和下沉运动，在冰舌部分有侧向运动和上升运动。冰川运动是由可塑带的流动和底部的滑动组成的。而冰川滑动则是产生侵蚀作用的根本原因。冰川是一种巨大的侵蚀力量。冰岛的冰源河流含沙量为非冰川河流的五倍，侵蚀力可能超过一般河流的10—20倍。冰川主要是依靠冰内尤其是冰川底部所含的岩石碎块对地表进行侵蚀。在冰川滑动过程中，它们不断锉磨冰川床，这种作用通常称为磨蚀（刨蚀）作用。另外，冰川下面因节理发育而松动了的岩块和冰冻结在一起，冰川运动时岩块被拔起带走，这就是拔蚀（掘蚀）作用。
冰川的搬运能力是惊人的。大陆冰川可以把大片基岩搬走；山岳冰川的搬运能力也不小。喜马拉雅山中即有直径28米，重量超过万吨的大漂砾。
冰川通过磨蚀、拔蚀、雪崩和山坡上的块体运动获得大量碎屑物质。这些碎屑被冰川携带而下，通称运动冰碛。其中，出露于冰面的叫表碛；夹带在冰
内的叫内碛；在冰川底部的叫底碛；位于冰川两侧的叫侧碛；两支冰川会合则形成中碛。
由于冰川的消融或负荷过多，被搬运的物质就堆积下来成为冰碛物。冰碛物往往是由漂砾（特大的石块）、砾石、砂和粘土组成的混合堆积物，因此有人把冰碛物称为冰砾泥。但由于冰川活动区岩性的影响，冰碛物的成分和粒度可有较大的差别。冰碛物缺乏分选，不显层次，但其中可夹有冰水形成的砂砾透镜体。冰碛物中常含有大量砾石，磨圆度差，多呈次棱角状。冰碛石表面常有冰川搬运时砾石与基岩或砾石之间相互刻磨而成的擦痕、刻槽及磨光面。冰碛物中的石英砂粒棱角尖锐。在冰川的研磨作用下，颗粒常具贝壳状断口。有些侧碛有冰川表碛滚落堆积，因而可出现明显向外侧倾斜的现象。有些冰碛石在运动过程中，适应冰流方向，调整自己的方位，其长轴顺冰流方向延伸。
二、xx地貌
冰川地貌分为冰蚀地貌、冰碛地貌和冰水堆积地貌三类。
（一）冰蚀地貌
冰蚀地貌主要有冰斗、xxxx、xx等。
1.冰斗是山岳冰川作用的结果。冰斗呈剧场形状或围椅状，三面环以陡峭的岩壁，开口处为一高起的冰槛（岩槛），因而冰斗底部是一个洼地。山坡集水盆中的多年积雪斑洼地岩石因冻融作用频繁，崩解为岩屑，并在重力和融雪水联合作用下搬运到低处，积雪斑后缘逐渐形成一个陡坎，雪斑下的地面也逐步蚀低成为洼地，这就是雪蚀洼地。积雪演化为冰川后，冰川对底床的磨蚀作用使底床加深，在前方造成坡向相反的冰槛，陡壁受冰川的拔蚀作用而后退变高，就成为冰斗。冰斗按其分布位置。可分为谷源冰斗和谷坡冰斗两种。相邻冰斗后退可形成刃脊和角峰冰斗发育于雪线附近，因而具有指示雪线的意义。
2.冰川谷是冰川下蚀和展宽形成的槽谷，谷底自上游向下游变窄，谷地两侧常有谷肩和冰川切削山嘴而成的三角面，横剖面呈U形或槽形，故又称U形谷或槽谷。冰床上常有冰川差别侵蚀形成的冰坎与冰盆。这种差别侵蚀与冰床基岩的岩性、节理、构造及冰前期河床纵剖面的原始起伏有关。
在支冰川注入主冰川的汇合处，常在谷肩出现悬谷。这是由于主冰川厚度较大，侵蚀深度也较大，而其两侧支冰川，则因厚度较小，侵蚀力较弱，冰床深度不大，故冰川退却后，支冰川谷常高悬在主冰川谷的谷底之上，形成悬谷。
峡湾是冰川谷的一种特殊形式。在大陆冰川或岛屿冰盖入海处常形成许多峡湾，它是过去溢出冰川的通道。目前峡湾仍在海面以下。
3.羊背石在冰床的表面，由冰川侵蚀形成一些似羊背的石质小丘，称羊背石。羊背石的迎冰川面因受磨蚀而平缓，布满磨光面、擦痕、刻槽等微形态；背冰川面因受拔蚀多为参差不齐的陡坎。
（二）冰碛地貌
冰碛地貌可分为冰碛丘陵、侧碛堤和终碛堤等。
1.冰碛丘陵（基碛丘陵）冰碛丘陵是冰川后退过程中，由于冰体的逐渐消融，原来的表碛、内碛、中碛都堆积在底碛之上形成的，表面丘陵起伏，洼地常常积水。冰碛丘陵以大陆冰川区分布最广，高度由数十米至百余米。大规模的山岳冰川区也能形成冰碛丘陵，分布在冰川谷的底部，高度较小。
2.侧碛堤（侧碛垅）与中碛堤（中碛垅）侧碛堤位于山谷冰川的两侧，常成条状岗地，两条侧碛会合形成中碛堤，它位于冰川谷的中间。
3.终碛堤（终碛垅）终碛堤又称前碛堤，位于冰川末端，呈弧形，常与侧碛堤相连。终碛堤是冰川补给与消融处于相对平衡时，冰舌末端位置变动不大，大量冰碛物在此堆积而形成的。如果冰川后退是断续进行的，则可形成数道终碛堤。故根据终碛堤的分布及条数，可以确定与此相应的冰川作用范围及冰川退缩的阶段性和冰期的次数。
4.鼓丘是高数十米、长几百米的流线型丘陵。平面上呈蛋形，长轴与冰流方向平行。迎冰面（后坡）陡，背冰面（前坡）缓，大部分鼓丘完全由冰碛物组成，有的则有一基岩核心。鼓丘成群分布在大陆冰川终碛堤内侧不远的地方。山岳冰川区则很少见。
（三）冰水堆积地貌
冰水是冰川的融水，因此冰水与冰川的动态息息相关。同时冰水又具有流水作用的一般特征。冰水作用主要是将冰碛物进行再搬运和再堆积，因此冰水堆积物有的具冰川作用的痕迹。堆积物经分选，形成层理，其中砾石磨圆度较好。
冰水堆积地貌主要有冰水扇、冰水排泄平原、季候泥、蛇形丘等。冰融水从冰川两侧和底部流到冰川末端，汇成冰前河流。冰前河流将大量碎屑物质堆积于终碛堤的外围，形成冰水扇，许多冰水扇联合成外冲平原；在山谷中形成冰水排泄平原，经后期切割则成冰水阶地。
在冰川区域，湖泊往往是冰川作用的产物。其中有的是冰蚀作用形成的；有的是冰积物堆积阻塞局部冰融水的结果。冰水湖泊中的沉积，有明显的季节变化，夏天冰融水增多，携带颗粒较粗的泥沙入湖沉积，颜色变浅；秋季冰融水骤减，冬季湖泊封冻，悬浮的粘土胶粒沉淀，颜色较深。
这样就形成季候泥，亦称纹泥，它不仅象树木年轮一样，可据以计算沉积物形成的年代，而且因其中含有孢粉，能为该地区的植物和气候演变提供线索。
蛇形丘是一种狭长而曲折的岗地，蜿蜒伸展如蛇形，故名蛇形丘。蛇形丘两坡对称，丘脊狭窄。大的蛇形丘长达数十公里，有的还爬上高坡。
这主要是冰下河道中的沉积，当冰川融化后，沉积物便显露出来，成为蛇形丘。组成物质几乎全部是大致成层的砂砾，偶夹冰碛透镜体。蛇形丘主要分布在大陆冰川地区。
冰川地貌类型具有明显的组合规律。山岳冰川地貌由山顶至山麓，地貌组合依次为：
①冰斗、刃脊、角峰带位于雪线以上，为冰蚀地貌带。
②冰川谷、侧碛堤和冰碛丘陵带位于雪线以下，终碛堤以上，为冰蚀-冰积地貌带。③终碛堤带位于山谷冰川末端，为冰积地貌带。
④冰水扇和外冲平原带位于终碛堤以外，为冰水堆积地貌带。
大陆冰川地貌组合以终碛堤为界，堤内以冰碛地貌为主，以冰碛丘陵为代表；堤外以冰水堆积地貌为主，以冰川外冲平原为代表。
三、冻土与冻土地貌
（一）冻土
凡处于零温或负温，并含有冰的各种土（或岩），称为冻土。温度状况相同但不含冰的，则称为寒土。冻土按其处于冻结状态的时间长短，可以分为季节冻土和多年冻土两类。一两年之内不融化的土层称为隔年冻土，是上述两类冻土之间的过渡类型。
多年冻土可分为上下两层，上层为夏融冬冻的活动层，下层为多年冻结层。活动层在冬季冻结时，能和下部的多年冻结层完全连接起来的，称为衔接多年冻土。在这种情况下，活动层又称季节融化层。活动层在冬季冻结时不与下部多年冻结层衔接，中间隔着一层融土的，则称为不衔接多年冻土。在这种情况下，活动层又称季节冻结层。多年冻结层距地表的深度，称为多年冻土的上限。
多年冻土在地球上的分布表现出明显的纬度地带性和垂直地带性规律。
无论在水平方向或垂直方向上，多年冻土带都可以分出连续冻土带和不连续冻土带。在北半球，多年冻土从中纬向极地厚度不断增加，上限逐渐缩小。北纬48°附近的多年冻土南界，地温接近0℃，冻土层厚度仅1—2米。连续多年冻土带南部，年平均地温约为-3—5℃，冻土厚度可达100米。北极附近岛屿的年平均地温降至-15℃，冻土厚度达到1000米以上，上限趋近地面。中低纬高山高原区冻土的分布，则表现为随海拔高度而变化。
海拔愈高，地温愈低，则冻土愈厚，而上限深度愈小。
地下冰的存在是冻土的最基本特征。冻土中的地下冰，根据成因和埋藏形式可以分为组织冰、洞脉冰、埋藏冰等类型。土层中的水分冻结所形成的组织冰是分布最广、含量最多、但冰的聚合体最小的一类地下冰。
洞脉冰是地表水注入土、岩垂直裂隙和洞穴冻结形成的，可分为脉冰和洞穴冰两种。由于地表水周期性注入，因而在裂隙中多次重复冻结，这样形成的
脉冰叫做复脉冰。它具有垂直条带状构造，每一条带代表一个年层，常伸入到多年冻土层内，年代愈长，裂隙愈扩大，所以复脉冰也被称为冰楔。
埋藏冰是地表冰体（冰椎、河冰、湖冰、冰川冰等）被堆积物掩埋后形成的，通常呈透镜体。
我国多年冻土区地下冰分布很广泛，有的地方地下冰厚度很大，如青藏公路风火山最厚单层地下冰可达5米，昆仑山垭口夹于沉积层中的冰透镜体，最厚可达10余米。地下冰的数量、分布及其与土中其他组成要素的位置关系不同，形成不同的冻土构造类型。除地下冰外，冻土中还有一部分液态的地下水。根据地下水与冻土层的位置关系，多年冻土区的地下水可以分为冻结层上水、冻结层间水和冻结层下水三类。地下水与整个冻土层有密切的关系，一方面冻土影响着地下水的运动，另方面地下水的存在对冻土的温度、厚度变化也产生明显影响。
（二）冻土地貌
由于温度周期性地发生正负变化，冻土层中的地下冰和地下水不断发生相变和位移，使土层产生冻胀、融沉、流变等一系列应力变形，这一复杂过程称为冻融作用。冻融作用是寒冷气候条件下特有的地貌营力，它使岩石遭受破坏，松散堆积物受到分选和干扰，冻土层发生变形，从而塑造出各种类型的冻土地貌。冻土地貌也可称为冰缘地貌。冰缘原指冰川边缘地区，现已泛指所有不被冰川覆盖的气候严寒地区，大致与多年冻土区相当。
1.石海与石河基岩经过剧烈的冻融风化，岩石崩解，产生大片巨砾岩屑，堆积在平缓的地面上，形成石海。石海线与雪线有密切的关系，这是因为雪线附近气温在0℃上下波动频繁，有利于岩石的冻融崩解。
当山坡上冻融崩解产生的大量碎屑物充填凹槽或沟谷，而岩块在重力作用下顺着湿润的碎屑垫面或多年冻土层表面发生整体运动时，就形成石河。大型的石河称石冰川。有的石冰川，其内部具有冰川冰。石河运动多呈蠕动状态，在湿润气候条件下移动较快，干燥环境下移动较慢。
2.构造土是多年冻土区广泛分布的一种微地貌形态。由松散堆积物组成的地表，因冻裂作用和冻融分选作用而形成网格式地面，单个网眼近于对称的几何
形态，如呈环形、多边形。根据组成物质和作用性质的差别，构造土可分为泥质构造土和石质构造土两类。
泥质构造土也称多边形土，是土层冻结之后，温度继续降低，引起地面收缩，或土层干缩，产生裂隙而成。多边形径长从1米左右到200米。
通常规模愈大，反映形成时的气温愈寒冷。
石质构造土中最典型的是石环。在颗粒大小混杂而又饱含水分的松散土层中，冻融作用产生的垂直分选和水平分选，使砾石由地下被抬升到地面，再集中到边缘，并呈环状分布，而细粒土或碎石则位于中间。石环直径可达数十米。我国祁连山、唐古拉山常见的石环仅数米。随着地面坡度的加大，冻融分选在重力和融冻泥流作用的参与下，石环过渡到椭圆形的石圈，石圈再过渡到狭长形的石带。
3.冰丘与冰椎地下冰的冻胀而使地面形成丘状的冰丘。冰丘内部有冰透镜体的称冰核丘。冰丘多分布在地下水位较高、地形较平缓、土层较厚、土质较细的地区。
冰椎是在寒冷季节流出封冻地表和冰面的地下水或河水冻结后形成的丘状或椎状冰体。
4.热融地貌是指由热融作用产生的地貌。热融地貌分为热融滑塌和热融沉陷两种。由于斜坡上的地下冰融化，土体在重力作用下沿冻融界面移动，就形成热融滑塌。大型的热融滑塌体长达200米左右，宽数十米。
平坦地表因地下冰的融化而产生各种负地貌，称热融沉陷。由热融沉陷形成的地貌有沉陷漏斗（直径数米）、浅洼地（径长数百米）、沉陷盆地等。当这些负地貌积水时，就形成热融湖。我国西藏高原多年冻土地区，热融湖分布很广泛。
5.融冻泥流地貌融冻泥流是指坡地上土屑物质在解冻时似泥浆状沿着融冻界面向下蠕动的现象。融冻泥流多发生在10°—30°的坡地上。在坡度较大的斜坡上，常形成泥流坡坎；坡度较缓的地方，则形成泥流阶地。
山坡在长期的融冻泥流作用下，形成平缓均匀、覆盖着碎屑物质的融冻泥流坡。
融冻泥流堆积物无分选性，缺乏层理，堆积物中常见草皮和泥炭夹层，以及揉褶现象。
上述冻土地貌从山岭到平原，有一定的分布规律和地貌组合。在山岭平缓的顶部和山坡凹槽中，以冻融风化为主，形成石海和石河；在松散碎屑物覆盖的山坡和山麓，融冻泥流形成泥流阶地、泥流坡坎，冻裂作用形成多边形土，冻胀、冻融分选作用形成石质构造土；在松散堆积较厚的平原，冻胀作用形成冰丘、冰椎，热融作用形成各种洼地等。冻土地貌对生产建设有一定的破坏作用和不良影响，常称为“冻害”。
冻胀融陷能改变地面形态，使铁路路基变形；公路和城市建设中道路“翻浆”，也是冻融的结果；热融滑塌危及交通和工程建筑。另外，冻土地貌也不利于农林业生产的发展。
四、第四纪冰期
第四纪气候曾发生多次冷暖变化，冰川曾多次增长和消退。冰川大规模增长、气候显著变冷的时期，称冰期。冰期时全世界平均气温比目前大致下降5—7℃冰川大规模消退、气候显著变暖的时期，称间冰期。间冰期介于两个冰期之间。由于地球上区域气候变化的差异性，使冰川作用的开始与消退，冰期与间冰期的次数不完全一样，但各地区较长的寒冷期和温暖期的变化大致是同期的。
冰期时，冰川扩张，大量水体聚积于陆地，使海面下降，大陆面积扩大，海岸线变迁，海陆轮廊发生变化，全球大气环流形势发生改变，对动植物、土壤、地质地貌的发生发展产生巨大的影响。
关于冰期的次数，是根据冰川直接作用的遗迹，不同时期冰碛物之间、冰碛物与非冰川堆积物之间的接触关系，风化程度，古土壤及有关沉积层的化石等来确定。冰川作用的遗迹，即冰川地貌及其堆积物是划分冰期的一种常用的方法。冰斗代表雪线的高度，因此，在相同的自然环境下，存在不同高度的冰斗，就说明是不同冰期的产物。冰川谷中上U形谷（老U形谷）内叠套下U形
谷（新U形谷），横剖面呈阶梯状，上下U形谷是不同冰期冰川侵蚀形成的。终碛堤和侧碛堤两者往往共生。不同时期的终碛和侧碛在同一冰川谷中复合，常构成冰川谷中不同高程部位的侧碛堤并列和终碛堤多列环布的现象，其中较老的侧碛位置较高，而较老的终碛在冰川谷底较低的部位。此外，冰水阶地等也可以作为划分冰期的依据。
北半球在第四纪可分为四—五个冰期（表6－1）。
xx地貌与冻土地貌
在高纬和高山等气候寒冷地区，如果降雪的积累大于消融，积雪将逐年加厚。在一系列物理过程影响下，积雪就变为冰川。冰川本身就是一种地貌，也是寒冷地区重要的地貌营力，可塑造一系列冰川地貌。但在降水量少的条件下，地表不能积雪成冰川。在这种地区土层的上部常发生周期性的冻融，下部则长期处于冻结状态，成为多年冻土。多年冻土层中发生的冻融作用，可塑造一系列冻土地貌。
关于冰川作用和冰川类型、分布，在第五章第四节已有介绍。这里只着重讨论冰川的地貌作用和冰川地貌的特点。
一、冰川作用
冰川在运动时能对地表进行侵蚀。但冰川运动的速度缓慢，每年只有数十米至数百米不等。冰川各个部分的运动速度并不一致，其中从粒雪盆（雪线以上的积雪盆地，即冰川的补给区）出口到冰舌上部这一段速度最快；在横剖面上则以冰川中部为最快。实际观察还证明，冰川表面运动速度最快，且自冰面向底部递减。冰川运动的速度有季节变化和日变化，一般是夏季快，冬季慢；白昼快，夜间慢。
在粒雪盆中冰川有向心运动和下沉运动，在冰舌部分有侧向运动和上升运动。冰川运动是由可塑带的流动和底部的滑动组成的。而冰川滑动则是产生侵蚀作用的根本原因。
冰川是一种巨大的侵蚀力量。冰岛的冰源河流含沙量为非冰川河流的五倍，侵蚀力可能超过一般河流的10—20倍。冰川主要是依靠冰内尤其是冰川底
部所含的岩石碎块对地表进行侵蚀。在冰川滑动过程中，它们不断锉磨冰川床，这种作用通常称为磨蚀（刨蚀）作用。另外，冰川下面因节理发育而松动了的岩块和冰冻结在一起，冰川运动时岩块被拔起带走，这就是拔蚀（掘蚀）作用。
冰川的搬运能力是惊人的。大陆冰川可以把大片基岩搬走；山岳冰川的搬运能力也不小。喜马拉雅山中即有直径28米，重量超过万吨的大漂砾。
冰川通过磨蚀、拔蚀、雪崩和山坡上的块体运动获得大量碎屑物质。这些碎屑被冰川携带而下，通称运动冰碛。其中，出露于冰面的叫表碛；夹带在冰内的叫内碛；在冰川底部的叫底碛；位于冰川两侧的叫侧碛；两支冰川会合则形成中碛。由于冰川的消融或负荷过多，被搬运的物质就堆积下来成为冰碛物。冰碛物往往是由漂砾（特大的石块）、砾石、砂和粘土组成的混合堆积物，因此有人把冰碛物称为冰砾泥。但由于冰川活动区岩性的影响，冰碛物的成分和粒度可有较大的差别。冰碛物缺乏分选，不显层次，但其中可夹有冰水形成的砂砾透镜体。冰碛物中常含有大量砾石，磨圆度差，多呈次棱角状。冰碛石表面常有冰川搬运时砾石与基岩或砾石之间相互刻磨而成的擦痕、刻槽及磨光面。冰碛物中的石英砂粒棱角尖锐。在冰川的研磨作用下，颗粒常具贝壳状断口。有些侧碛有冰川表碛滚落堆积，因而可出现明显向外侧倾斜的现象。有些冰碛石在运动过程中，适应冰流方向，调整自己的方位，其长轴顺冰流方向延伸。
二、xx地貌
冰川地貌分为冰蚀地貌、冰碛地貌和冰水堆积地貌三类。
（一）冰蚀地貌
冰蚀地貌主要有冰斗、xxxx、xx等。
1.冰斗是山岳冰川作用的结果。冰斗呈剧场形状或围椅状，三面环以陡峭的岩壁，开口处为一高起的冰槛（岩槛），因而冰斗底部是一个洼地。山坡集水盆中的多年积雪斑洼地岩石因冻融作用频繁，崩解为岩屑，并在重力和融雪水联合作用下搬运到低处，积雪斑后缘逐渐形成一个陡坎，雪斑下的地面也逐步蚀低成为洼地，这就是雪蚀洼地。积雪演化为冰川后，冰川对底床的磨蚀作用
使底床加深，在前方造成坡向相反的冰槛，陡壁受冰川的拔蚀作用而后退变高，就成为冰斗。冰斗按其分布位置。可分为谷源冰斗和谷坡冰斗两种。相邻冰斗后退可形成刃脊和角峰冰斗发育于雪线附近，因而具有指示雪线的意义。
2.冰川谷是冰川下蚀和展宽形成的槽谷，谷底自上游向下游变窄，谷地两侧常有谷肩和冰川切削山嘴而成的三角面，横剖面呈U形或槽形，故又称U形谷或槽谷。冰床上常有冰川差别侵蚀形成的冰坎与冰盆。这种差别侵蚀与冰床基岩的岩性、节理、构造及冰前期河床纵剖面的原始起伏有关。
在支冰川注入主冰川的汇合处，常在谷肩出现悬谷。这是由于主冰川厚度较大，侵蚀深度也较大，而其两侧支冰川，则因厚度较小，侵蚀力较弱，冰床深度不大，故冰川退却后，支冰川谷常高悬在主冰川谷的谷底之上，形成悬谷。
峡湾是冰川谷的一种特殊形式。在大陆冰川或岛屿冰盖入海处常形成许多峡湾，它是过去溢出冰川的通道。目前峡湾仍在海面以下。
3.羊背石在冰床的表面，由冰川侵蚀形成一些似羊背的石质小丘，称羊背石。羊背石的迎冰川面因受磨蚀而平缓，布满磨光面、擦痕、刻槽等微形态；背冰川面因受拔蚀多为参差不齐的陡坎。
（二）冰碛地貌
冰碛地貌可分为冰碛丘陵、侧碛堤和终碛堤等。
1.冰碛丘陵（基碛丘陵）冰碛丘陵是冰川后退过程中，由于冰体的逐渐消融，原来的表碛、内碛、中碛都堆积在底碛之上形成的，表面丘陵起伏，洼地常常积水。冰碛丘陵以大陆冰川区分布最广，高度由数十米至百余米。大规模的山岳冰川区也能形成冰碛丘陵，分布在冰川谷的底部，高度较小。
2.侧碛堤（侧碛垅）与中碛堤（中碛垅）侧碛堤位于山谷冰川的两侧，常成条状岗地，两条侧碛会合形成中碛堤，它位于冰川谷的中间。
3.终碛堤（终碛垅）终碛堤又称前碛堤，位于冰川末端，呈弧形，常与侧碛堤相连。终碛堤是冰川补给与消融处于相对平衡时，冰舌末端位置变动不大，大量冰碛物在此堆积而形成的。如果冰川后退是断续进行的，则可形成数道终
碛堤。故根据终碛堤的分布及条数，可以确定与此相应的冰川作用范围及冰川退缩的阶段性和冰期的次数。
4.鼓丘是高数十米、长几百米的流线型丘陵。平面上呈蛋形，长轴与冰流方向平行。迎冰面（后坡）陡，背冰面（前坡）缓，大部分鼓丘完全由冰碛物组成，有的则有一基岩核心。鼓丘成群分布在大陆冰川终碛堤内侧不远的地方。山岳冰川区则很少见。
（三）冰水堆积地貌
冰水是冰川的融水，因此冰水与冰川的动态息息相关。同时冰水又具有流水作用的一般特征。冰水作用主要是将冰碛物进行再搬运和再堆积，因此冰水堆积物有的具冰川作用的痕迹。堆积物经分选，形成层理，其中砾石磨圆度较好。
冰水堆积地貌主要有冰水扇、冰水排泄平原、季候泥、蛇形丘等。
冰融水从冰川两侧和底部流到冰川末端，汇成冰前河流。冰前河流将大量碎屑物质堆积于终碛堤的外围，形成冰水扇，许多冰水扇联合成外冲平原；在山谷中形成冰水排泄平原，经后期切割则成冰水阶地。
在冰川区域，湖泊往往是冰川作用的产物。其中有的是冰蚀作用形成的；有的是冰积物堆积阻塞局部冰融水的结果。冰水湖泊中的沉积，有明显的季节变化，夏天冰融水增多，携带颗粒较粗的泥沙入湖沉积，颜色变浅；秋季冰融水骤减，冬季湖泊封冻，悬浮的粘土胶粒沉淀，颜色较深。
这样就形成季候泥，亦称纹泥，它不仅象树木年轮一样，可据以计算沉积物形成的年代，而且因其中含有孢粉，能为该地区的植物和气候演变提供线索。
蛇形丘是一种狭长而曲折的岗地，蜿蜒伸展如蛇形，故名蛇形丘。蛇形丘两坡对称，丘脊狭窄。大的蛇形丘长达数十公里，有的还爬上高坡。
这主要是冰下河道中的沉积，当冰川融化后，沉积物便显露出来，成为蛇形丘。组成物质几乎全部是大致成层的砂砾，偶夹冰碛透镜体。蛇形丘主要分布在大陆冰川地区。
冰川地貌类型具有明显的组合规律。山岳冰川地貌由山顶至山麓，地貌组合依次为：
①冰斗、刃脊、角峰带位于雪线以上，为冰蚀地貌带。
②冰川谷、侧碛堤和冰碛丘陵带位于雪线以下，终碛堤以上，为冰蚀-冰积地貌带。
③终碛堤带位于山谷冰川末端，为冰积地貌带。
④冰水扇和外冲平原带位于终碛堤以外，为冰水堆积地貌带。
大陆冰川地貌组合以终碛堤为界，堤内以冰碛地貌为主，以冰碛丘陵为代表；堤外以冰水堆积地貌为主，以冰川外冲平原为代表。
三、冻土与冻土地貌
（一）冻土
凡处于零温或负温，并含有冰的各种土（或岩），称为冻土。温度状况相同但不含冰的，则称为寒土。冻土按其处于冻结状态的时间长短，可以分为季节冻土和多年冻土两类。一两年之内不融化的土层称为隔年冻土，是上述两类冻土之间的过渡类型。
多年冻土可分为上下两层，上层为夏融冬冻的活动层，下层为多年冻结层。活动层在冬季冻结时，能和下部的多年冻结层完全连接起来的，称为衔接多年冻土。在这种情况下，活动层又称季节融化层。活动层在冬季冻结时不与下部多年冻结层衔接，中间隔着一层融土的，则称为不衔接多年冻土。在这种情况下，活动层又称季节冻结层。多年冻结层距地表的深度，称为多年冻土的上限。
多年冻土在地球上的分布表现出明显的纬度地带性和垂直地带性规律。
无论在水平方向或垂直方向上，多年冻土带都可以分出连续冻土带和不连续冻土带。
在北半球，多年冻土从中纬向极地厚度不断增加，上限逐渐缩小。北纬48°附近的多年冻土南界，地温接近0℃，冻土层厚度仅1—2米。连续多年冻土带南部，年平均地温约为-3—5℃，冻土厚度可达100米。北极附近岛屿的年平均地温降至-15℃，冻土厚度达到1000米以上，上限趋近地面。中低纬高山高原区冻土的分布，则表现为随海拔高度而变化。
海拔愈高，地温愈低，则冻土愈厚，而上限深度愈小。
地下冰的存在是冻土的最基本特征。冻土中的地下冰，根据成因和埋藏形式可以分为组织冰、洞脉冰、埋藏冰等类型。土层中的水分冻结所形成的组织冰是分布最广、含量最多、但冰的聚合体最小的一类地下冰。
洞脉冰是地表水注入土、岩垂直裂隙和洞穴冻结形成的，可分为脉冰和洞穴冰两种。由于地表水周期性注入，因而在裂隙中多次重复冻结，这样形成的脉冰叫做复脉冰。它具有垂直条带状构造，每一条带代表一个年层，常伸入到多年冻土层内，年代愈长，裂隙愈扩大，所以复脉冰也被称为冰楔。埋藏冰是地表冰体（冰椎、河冰、湖冰、冰川冰等）被堆积物掩埋后形成的，通常呈透镜体。
我国多年冻土区地下冰分布很广泛，有的地方地下冰厚度很大，如青藏公路风火山最厚单层地下冰可达5米，昆仑山垭口夹于沉积层中的冰透镜体，最厚可达10余米。地下冰的数量、分布及其与土中其他组成要素的位置关系不同，形成不同的冻土构造类型。
除地下冰外，冻土中还有一部分液态的地下水。根据地下水与冻土层的位置关系，多年冻土区的地下水可以分为冻结层上水、冻结层间水和冻结层下水三类。地下水与整个冻土层有密切的关系，一方面冻土影响着地下水的运动，另方面地下水的存在对冻土的温度、厚度变化也产生明显影响。
（二）冻土地貌
由于温度周期性地发生正负变化，冻土层中的地下冰和地下水不断发生相变和位移，使土层产生冻胀、融沉、流变等一系列应力变形，这一复杂过程称为冻融作用。冻融作用是寒冷气候条件下特有的地貌营力，它使岩石遭受破坏，松散堆积物受到分选和干扰，冻土层发生变形，从而塑造出各种类型的冻
土地貌。冻土地貌也可称为冰缘地貌。冰缘原指冰川边缘地区，现已泛指所有不被冰川覆盖的气候严寒地区，大致与多年冻土区相当。
1.石海与石河基岩经过剧烈的冻融风化，岩石崩解，产生大片巨砾岩屑，堆积在平缓的地面上，形成石海。石海线与雪线有密切的关系，这是因为雪线附近气温在0℃上下波动频繁，有利于岩石的冻融崩解。
当山坡上冻融崩解产生的大量碎屑物充填凹槽或沟谷，而岩块在重力作用下顺着湿润的碎屑垫面或多年冻土层表面发生整体运动时，就形成石河。大型的石河称石冰川。有的石冰川，其内部具有冰川冰。石河运动多呈蠕动状态，在湿润气候条件下移动较快，干燥环境下移动较慢。
2.构造土是多年冻土区广泛分布的一种微地貌形态。由松散堆积物组成的地表，因冻裂作用和冻融分选作用而形成网格式地面，单个网眼近于对称的几何形态，如呈环形、多边形。根据组成物质和作用性质的差别，构造土可分为泥质构造土和石质构造土两类。
泥质构造土也称多边形土，是土层冻结之后，温度继续降低，引起地面收缩，或土层干缩，产生裂隙而成。多边形径长从1米左右到200米。
通常规模愈大，反映形成时的气温愈寒冷。
石质构造土中最典型的是石环。在颗粒大小混杂而又饱含水分的松散土层中，冻融作用产生的垂直分选和水平分选，使砾石由地下被抬升到地面，再集中到边缘，并呈环状分布，而细粒土或碎石则位于中间。石环直径可达数十米。我国祁连山、唐古拉山常见的石环仅数米。随着地面坡度的加大，冻融分选在重力和融冻泥流作用的参与下，石环过渡到椭圆形的石圈，石圈再过渡到狭长形的石带。
3.冰丘与冰椎地下冰的冻胀而使地面形成丘状的冰丘。冰丘内部有冰透镜体的称冰核丘。冰丘多分布在地下水位较高、地形较平缓、土层较厚、土质较细的地区。
冰椎是在寒冷季节流出封冻地表和冰面的地下水或河水冻结后形成的丘状或椎状冰体。
4.热融地貌是指由热融作用产生的地貌。热融地貌分为热融滑塌和热融沉陷两种。
由于斜坡上的地下冰融化，土体在重力作用下沿冻融界面移动，就形成热融滑塌。大型的热融滑塌体长达200米左右，宽数十米。
平坦地表因地下冰的融化而产生各种负地貌，称热融沉陷。由热融沉陷形成的地貌有沉陷漏斗（直径数米）、浅洼地（径长数百米）、沉陷盆地等。当这些负地貌积水时，就形成热融湖。我国西藏高原多年冻土地区，热融湖分布很广泛。
5.融冻泥流地貌融冻泥流是指坡地上土屑物质在解冻时似泥浆状沿着融冻界面向下蠕动的现象。融冻泥流多发生在10°—30°的坡地上。在坡度较大的斜坡上，常形成泥流坡坎；坡度较缓的地方，则形成泥流阶地。
山坡在长期的融冻泥流作用下，形成平缓均匀、覆盖着碎屑物质的融冻泥流坡。融冻泥流堆积物无分选性，缺乏层理，堆积物中常见草皮和泥炭夹层，以及揉褶现象。
上述冻土地貌从山岭到平原，有一定的分布规律和地貌组合。在山岭平缓的顶部和山坡凹槽中，以冻融风化为主，形成石海和石河；在松散碎屑物覆盖的山坡和山麓，融冻泥流形成泥流阶地、泥流坡坎，冻裂作用形成多边形土，冻胀、冻融分选作用形成石质构造土；在松散堆积较厚的平原，冻胀作用形成冰丘、冰椎，热融作用形成各种洼地等。
冻土地貌对生产建设有一定的破坏作用和不良影响，常称为“冻害”。
冻胀融陷能改变地面形态，使铁路路基变形；公路和城市建设中道路“翻浆”，也是冻融的结果；热融滑塌危及交通和工程建筑。另外，冻土地貌也不利于农林业生产的发展。
四、第四纪冰期
第四纪气候曾发生多次冷暖变化，冰川曾多次增长和消退。冰川大规模增长、气候显著变冷的时期，称冰期。冰期时全世界平均气温比目前大致下降5—7℃冰川大规模消退、气候显著变暖的时期，称间冰期。间冰期介于两个冰期之
间。由于地球上区域气候变化的差异性，使冰川作用的开始与消退，冰期与间冰期的次数不完全一样，但各地区较长的寒冷期和温暖期的变化大致是同期的。冰期时，冰川扩张，大量水体聚积于陆地，使海面下降，大陆面积扩大，海岸线变迁，海陆轮廊发生变化，全球大气环流形势发生改变，对动植物、土壤、地质地貌的发生发展产生巨大的影响。
关于冰期的次数，是根据冰川直接作用的遗迹，不同时期冰碛物之间、冰碛物与非冰川堆积物之间的接触关系，风化程度，古土壤及有关沉积层的化石等来确定。冰川作用的遗迹，即冰川地貌及其堆积物是划分冰期的一种常用的方法。冰斗代表雪线的高度，因此，在相同的自然环境下，存在不同高度的冰斗，就说明是不同冰期的产物。冰川谷中上U形谷（老U形谷）内叠套下U形谷（新U形谷），横剖面呈阶梯状，上下U形谷是不同冰期冰川侵蚀形成的。终碛堤和侧碛堤两者往往共生。不同时期的终碛和侧碛在同一冰川谷中复合，常构成冰川谷中不同高程部位的侧碛堤并列和终碛堤多列环布的现象，其中较老的侧碛位置较高，而较老的终碛在冰川谷底较低的部位。此外，冰水阶地等也可以作为划分冰期的依据。
北半球在第四纪可分为四—五个冰期（表6－1）。