冰川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。
第六章冻土地貌在高纬度的极地、亚极地及中低纬度的高山高原地区，如果处于较强大的大陆性气候条件下，地温常处于零温或负温，降水少，大部分渗入土层中，不能积雪成冰，而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，这样的土层就是多年冻土层。
由多年冻土层中的冻融作用而产生的地貌，称为冻土地貌。
在冰川边缘地区也能形成一类类似冻土区的地貌，所以冻土地貌包括冰缘地貌。
第一节冻土一、冻土概述㈠冻土的基本特征凡处于零温或负温，并含有冰的各种土（岩），统称冻土。
冻土按其冻结时间的长短，可分为季节冻土和多年冻土两类。
前者指冬季冻结，夏季融化的土层。
后者指冻结持续多年，甚至可达数万年的土层。
冬季冻结，一、二年内不融化的土层称为隔年冻土。
隔年冻土是季节冻土和多年冻土的过渡类型。
多年冻土可分为上下两层，上层为夏融冬冻的活动层，下层为多年冻土层。
活动层在冬季冻结时与多年冻土层能完全衔接起来，称衔接多年冻土，活动层在冬季冻结时不与多年冻结层衔接，其间隔有一层未冻结的土层，则称为不衔接多年冻土。
如今夏融化深度小于去年冻结深度，结果便在活动层与多年冻土层之间出现一薄层（一般厚0-20cm）隔年冻土层。
隔年层可以保留一年或数年。
冻土层的温度是随着气温而变化的，地温变化的幅度以地表最大，随着深度加大而减小，至某一深度，其值等于零。
这个深度称地温年变化深度。
在此温度下地温不发生年变化，而在地热影响下，随着深度的增加地温又逐渐增加。
地温年变化深度处的地温值称年平均地温，在多年冻土地区，其值为负值，其值越低，则冻土越厚。
其值升高，说明冻土退化。
㈡冻土的分布规律世界上冻土的分布面积约为3500万平方千米，占地球全部大陆面积的25%。
俄罗斯和加拿大是冻土分布最广的国家。
我国冻土分布在东北北部地区、西北高山区及青藏高原区。
冻土面积约215万平方千米，占全国总面积的22.3%。
冻土在地球上的分布具有明显的纬度地带性和高度地带性。
在水平方向和垂直方向上，多年冻土带都可以分为连续多年冻土带和不连续多年冻土带。
