含冰凍結連續3年或3年以上的巖土。在北美，則將至少在兩個連續的冬季和其間的夏季，溫度均處於0℃以下的巖土，稱為多年凍土。
分佈 多年凍土分佈面積約占地球陸地面積的25％，包括蘇聯和加拿大近一半的領土，中國22％的領土，美國阿拉斯加85％的土地；在南極和格陵蘭的無冰蓋地段和被冰蓋邊緣覆蓋的地下；南美和中亞的高山地區也有分佈。除澳大利亞大陸外，地球上所有的大陸均有多年凍土分佈，甚至地地處赤道附近的非洲乞力馬紮羅峰頂也發現有多年凍土。
中國的多年凍土面積約215萬平方公裡，占世界第三位，主要分佈在青藏高原，東北大、小興安嶺和西部高山。中國東北的多年凍土區位於歐亞大陸高緯度多年凍土區的南緣，其南端可達46.6°N。在北美，多年凍土分佈的最南端為51°N。青藏高原的多年凍土區屬於高海拔多年凍土，是世界上中低緯度地帶海拔最高、面積最大的多年凍土區。
圍繞極地的多年凍土為高緯度多年凍土。其分佈有明顯的緯度地帶性，在北半球自北而南多年凍土分佈的連續性逐漸減小。北部為連續多年凍土帶，通常以-5℃年平均地溫等值線作為分佈的南界。往南形成斷續或廣佈多年凍土帶，其南界大致與-4℃年平均氣溫等值線相符。再往南為高緯度多年凍土區的南部邊緣地區，形成島狀或散佈多年凍土帶，其南部界線即為多年凍土南界。
多年凍土南界以南、一定海拔高度上出現的多年凍土稱為高海拔多年凍土。分佈有明顯的垂直帶性，其厚度一般自多年凍土出現的最低界線(即多年凍土下界)往上，隨高度的遞增而增加。
多年凍土南界以南還分佈有殘餘多年凍土。它們是更新世寒冷期形成的多年凍土退化殘存的結果。如在西西伯利亞，多年凍土南界為北緯66°，而在63°N地下200米深處發現殘餘多年凍土。殘餘多年凍土有時出現在多年凍土區南緣的地下深處，與現代多年凍土一起構成雙層多年凍土（圖1）。如在西西伯利亞南部第一層多年凍土厚30～80米，其下有厚度為20～150米的融化層，該融化層下埋藏著殘餘多年凍土。
圖1 多年凍土南北剖面示意圖
冰川下是否存在多年凍土取決於冰川冰溫度和厚度，一般講暖冰川底部溫度接近0℃，其下無多年凍土；冷冰川底部溫度低於0℃，其下往往有多年凍土。
在極地大陸架地區海底，有從過去寒冷期殘留下來的海底多年冷土。其溫度接近0℃，其中很大部分因被海水所飽和，所以具有負溫卻不含冰，屬多年寒土；另一部分則為多年凍土，但含冰量通常不大。
除地球上存在多年凍土外，一些學者推測月球巖石圈深處可能具有一定數量的地下冰。一些學者利用遙感技術發現火星表面上存在類似於熱喀斯特、多邊形裂縫、石冰川等的冰緣地貌，推測火星上多年凍土的平均厚度在赤道為1500米，在兩極為5000米。
厚度和溫度 多年凍土通常埋藏在地表下不深處，位於季節融化層（或活動層）下。活動層的厚度通常為20～30厘米至2～3米。一般活動層的底板與多年凍土的上限相連，這種多年凍土稱為銜接多年凍土。有時活動層在冬季的凍結深度達不到多年凍土上限，在季節凍結層和多年凍土上限之間隔著一層融土，便形成不銜接多年凍土。
多年凍土上下限之間的距離即為多年凍土厚度（圖2）。當充填在土粒孔隙和巖石裂隙中的水為淡水時，凍結以後形成的多年凍土下限與0℃地溫等溫線一致。當充填在土粒孔隙和巖石裂隙中的水為咸水或鹽水時，或當巖石無裂隙時，或不含水的土凍結時，多年凍土下限則與0℃地溫等溫線不一致。在含有地下冰的多年凍土層下還存在著幹寒土層和濕寒土層時，凍土層、幹寒土層和濕寒土層組成多年冷土層。迄今為止，實測到的多年凍土最大厚度為1300米，見於蘇聯外貝加爾的烏達康山區56°N處；實測到的多年冷土層的最大厚度為1450米，見於雅庫梯西北、馬爾赫河源頭的北極圈緯度上。推測天山和帕米爾高山區的多年冷土層厚度可達2500～3000米。
圖2 多年凍土典型垂直剖面
多年凍土上層的地溫在一年內隨季節而變化。這種變化隨深度增加而衰減，至某一深度上，多年凍土的溫度在一年內相對穩定不變（一年內不超過±0.1℃），這一深度為地溫年變化深度或零較差深度。地溫年變化深度一般為10～15米。該深度上的年平均地溫即為多年凍土的年平均地溫，通常為0～-15℃。推測天山和帕米爾高山區道多年凍土年平均地溫低達-25℃，南極的山地則為-40℃。
在年變化深度以下，多年凍土的溫度隨深度增加而升高，在多年凍土或多年冷土層的下限處達到0℃。因此在凍土層中存在著地熱梯度，其值在不同的地區很不一樣，可由每20米變化1度至每100米變化1度。
多年凍土厚度和溫度的變化也受緯度地帶性和垂直地帶性的控制。當其他條件相同時，在中國東北緯度每增加1度，多年凍土年平均地溫平均降低0.5℃；在祁連山區海拔每升高100米，多年凍土溫度降低0.6℃，厚度增加14～21米。
形成和演變 當巖土的溫度降至0℃以下，巖土中水就凍結形成凍土。如果該處地表一年中的吸熱量大於散熱量，冷季形成的凍土在熱半年全部融化，便為季節凍土。如果該處地表一年中的吸熱量小於散熱量，冷季形成的凍土在暖季不全部融化，年復一年，就成為多年凍土。
多數多年凍土是在物質沉積之後自上而下凍結形成的，稱為後生多年凍土。在沼澤、沖積平原和洪積扇等堆積地區，有時在沉積過程中發生凍結，產生自下而上凍結的多年凍土，稱為共生多年凍土。由後生和共生作用混合形成的凍土稱為多生凍土。
在地球歷史上，多年凍土曾廣泛發育。迄今為止，有據可查的最老的多年凍土位於北極北部，自60萬年前形成後一直保存到現在。中更新世的多年凍土也有一部分保留到現在，如蘇聯中雅庫梯的多年凍土，其年代距今至少10萬年。晚更新世時，蘇聯多年凍土南界南進到48°N處，中國多年凍土南界達到北緯39°～40°，北美多年凍土南界至少比現在的位置南推2000公裡。全新世時期，多年凍土逐漸向北退縮。北極地區一些近海低地的多年凍土開始退化，成為現今的海底多年凍土。晚更新世時在蘇聯歐洲部分北部和西西伯利亞形成的多年凍土並沒有全部融化，而以殘餘凍土的形式保存下來。中國滿歸以北和西部高山高原區海拔較高處的多年凍土也沒有全部融化。約2000～3000年前出現瞭新冰期，多年凍土重新發展。在西西伯利亞北部，新形成的多年凍土與更新世殘餘多年凍土銜接在一起；在南部，新形成的多年凍土覆蓋在融化層上，故與融化層下的殘餘多年凍土組成雙層多年凍土。這一時期凍土的范圍比更新世時小，所以在新冰期的多年凍土南界以南的地下深處仍有更新世殘餘多年凍土存在。中國東北這一時期的多年凍土南界已超過瞭現今多年凍土南界的位置。距今約700年前開始的小冰期，北半球多年凍土南界位置的變化很不一致，有的南進，有的北退。
現代多年凍土處在變化之中。從全球范圍看處在退化階段，但不排除局部地區的多年凍土出現加積的可能。