[拼音]：duonian dongtu
[外文]：permafrost
含冰冻结连续3年或3年以上的岩土。在北美，则将至少在两个连续的冬季和其间的夏季，温度均处于0℃以下的岩土，称为多年冻土。
分布多年冻土分布面积约占地球陆地面积的25％，包括苏联和加拿大近一半的领土，中国22％的领土，美国阿拉斯加85％的土地；在南极和格陵兰的无冰盖地段和被冰盖边缘覆盖的地下；南美和中亚的高山地区也有分布。除澳大利亚大陆外，地球上所有的大陆均有多年冻土分布，甚至地处赤道附近的非洲乞力马扎罗峰顶也发现有多年冻土。
中国的多年冻土面积约215万平方公里，占世界第三位，主要分布在青藏高原，东北大、小兴安岭和西部高山。中国东北的多年冻土区位于欧亚大陆高纬度多年冻土区的南缘，其南端可达46.6°N。在北美，多年冻土分布的最南端为 51°N。青藏高原的多年冻土区属于高海拔多年冻土，是世界上中低纬度地带海拔最高、面积最大的多年冻土区。
围绕极地的多年冻土为高纬度多年冻土。其分布有明显的纬度地带性，在北半球自北而南多年冻土分布的连续性逐渐减小。北部为连续多年冻土带，通常以-5℃年平均地温等值线作为分布的南界。往南形成断续或广布多年冻土带，其南界大致与-4℃年平均气温等值线相符。再往南为高纬度多年冻土区的南部边缘地区，形成岛状或散布多年冻土带，其南部界线即为多年冻土南界。
多年冻土南界以南、一定海拔高度上出现的多年冻土称为高海拔多年冻土。 分布有明显的垂直带性， 其厚度一般自多年冻土出现的最低界线(即多年冻土下界)往上，随高度的递增而增加。
多年冻土南界以南还分布有残余多年冻土。它们是更新世寒冷期形成的多年冻土退化残存的结果。如在西西伯利亚，多年冻土南界为北纬66°，而在63°N地下200米深处发现残余多年冻土。残余多年冻土有时出现在多年冻土区南缘的地下深处，与现代多年冻土一起构成双层多年冻土（图1）。如在西西伯利亚南部第一层多年冻土厚30～80米，其下有厚度为20～150米的融化层，该融化层下埋藏着残余多年冻土。
冰川下是否存在多年冻土取决于冰川冰温度和厚度，一般讲暖冰川底部温度接近0℃，其下无多年冻土;冷冰川底部温度低于0℃，其下往往有多年冻土。
在极地大陆架地区海底，有从过去寒冷期残留下来的海底多年冷土。其温度接近0℃，其中很大部分因被海水所饱和，所以具有负温却不含冰，属多年寒土；另一部分则为多年冻土，但含冰量通常不大。
除地球上存在多年冻土外，一些学者推测月球岩石圈深处可能具有一定数量的地下冰。一些学者利用遥感技术发现火星表面上存在类似于热喀斯特、多边形裂缝、石冰川等的冰缘地貌，推测火星上多年冻土的平均厚度在赤道为1500米，在两极为5000米。
厚度和温度多年冻土通常埋藏在地表下不深处，位于季节融化层（或活动层）下。活动层的厚度通常为20～30厘米至2～3米。一般活动层的底板与多年冻土的上限相连，这种多年冻土称为衔接多年冻土。有时活动层在冬季的冻结深度达不到多年冻土上限，在季节冻结层和多年冻土上限之间隔着一层融土，便形成不衔接多年冻土。
多年冻土上下限之间的距离即为多年冻土厚度(图2)。当充填在土粒孔隙和岩石裂隙中的水为淡水时，冻结以后形成的多年冻土下限与0℃地温等温线一致。当充填在土粒孔隙和岩石裂隙中的水为咸水或盐水时，或当岩石无裂隙时，或不含水的土冻结时，多年冻土下限则与0℃地温等温线不一致。在含有地下冰的多年冻土层下还存在着干寒土层和湿寒土层时，冻土层、干寒土层和湿寒土层组成多年冷土层。迄今为止，实测到的多年冻土最大厚度为1300米，见于苏联外贝加尔的乌达康山区56°N处;实测到的多年冷土层的最大厚度为1450米，见于雅库梯西北、马尔赫河源头的北极圈纬度上。推测天山和帕米尔高山区的多年冷土层厚度可达2500～3000米。
多年冻土上层的地温在一年内随季节而变化。这种变化随深度增加而衰减，至某一深度上，多年冻土的温度在一年内相对稳定不变（一年内不超过±0.1℃），这一深度为地温年变化深度或零较差深度。地温年变化深度一般为10～15米。该深度上的年平均地温即为多年冻土的年平均地温，通常为0～-15℃。推测天山和帕米尔高山区道多年冻土年平均地温低达-25℃，南极的山地则为-40℃。
在年变化深度以下，多年冻土的温度随深度增加而升高，在多年冻土或多年冷土层的下限处达到0℃。因此在冻土层中存在着地热梯度，其值在不同的地区很不一样，可由每20米变化1度至每100米变化1度。
多年冻土厚度和温度的变化也受纬度地带性和垂直地带性的控制。当其他条件相同时，在中国东北纬度每增加1度，多年冻土年平均地温平均降低0.5℃；在祁连山区海拔每升高100米，多年冻土温度降低0.6℃，厚度增加14～21米。
形成和演变当岩土的温度降至0℃以下，岩土中水就冻结形成冻土。如果该处地表一年中的吸热量大于散热量，冷季形成的冻土在热半年全部融化，便为季节冻土。如果该处地表一年中的吸热量小于散热量，冷季形成的冻土在暖季不全部融化，年复一年，就成为多年冻土。
多数多年冻土是在物质沉积之后自上而下冻结形成的，称为后生多年冻土。在沼泽、冲积平原和洪积扇等堆积地区，有时在沉积过程中发生冻结，产生自下而上冻结的多年冻土，称为共生多年冻土。由后生和共生作用混合形成的冻土称为多生冻土。
在地球历史上，多年冻土曾广泛发育。迄今为止，有据可查的最老的多年冻土位于北极北部，自60万年前形成后一直保存到现在。中更新世的多年冻土也有一部分保留到现在，如苏联中雅库梯的多年冻土，其年代距今至少10万年。晚更新世时，苏联多年冻土南界南进到48°N处，中国多年冻土南界达到北纬39°～40°，北美多年冻土南界至少比现在的位置南推2000公里。全新世时期，多年冻土逐渐向北退缩。北极地区一些近海低地的多年冻土开始退化，成为现今的海底多年冻土。晚更新世时在苏联欧洲部分北部和西西伯利亚形成的多年冻土并没有全部融化，而以残余冻土的形式保存下来。中国满归以北和西部高山高原区海拔较高处的多年冻土也没有全部融化。约2000～3000年前出现了新冰期，多年冻土重新发展。在西西伯利亚北部，新形成的多年冻土与更新世残余多年冻土衔接在一起；在南部，新形成的多年冻土覆盖在融化层上，故与融化层下的残余多年冻土组成双层多年冻土。这一时期冻土的范围比更新世时小，所以在新冰期的多年冻土南界以南的地下深处仍有更新世残余多年冻土存在。中国东北这一时期的多年冻土南界已超过了现今多年冻土南界的位置。距今约 700年前开始的小冰期，北半球多年冻土南界位置的变化很不一致，有的南进，有的北退。
现代多年冻土处在变化之中。从全球范围看处在退化阶段，但不排除局部地区的多年冻土出现加积的可能。