第二章 苔原地質 林雨莊 編譯
地質學是對岩石，岩石的形成及其破裂的研究。這兩個過程都在苔原地區起作用。在與苔原土地相鄰的海洋中，以及在一些極地和高山地貌所佔據的湖泊中，侵蝕的土壤和岩石碎片不斷地沉積為沈積物。這些積聚並最終形成了未來的沉積岩。火山活躍在一些苔原地區，無論是極地和高山，深地球下面將“ 地殼熔融的岩石表面冷卻變硬，形成了將苔原植被被入侵的新景觀。在低溫下，侵蝕力在苔原中也很活躍。沉澱物可能會結冰。冰在地球表面的重量' 的地殼可能抑制它，因為它滑過地下冰的質量將岩石磨到像麵粉般的均勻。然後，這種“ 岩粉” 被融化的冰和雪形成的溪流和河流侵蝕，並重新分佈在整個景觀上。在冰活動留下的碎石中，植物開始生長，土壤開始形成。苔原生態系統開始發展。因此，苔原地區是受地質活動強烈影響的地區。
極地地質學
如第一章所述，地球上大多數極地苔原生境都位於北冰洋邊緣。該地區的岩石分佈在三個巨大的部分，稱為盾牌，它們佔據了圍繞北冰洋的三大洲。這些是加拿大盾牌，其中包括格陵蘭島；波羅地盾(Fennoscandian Shield)，覆蓋了北歐的北歐和歐洲的芬蘭；和安加拉盾(Angara Shield)，延伸到亞洲的北部邊緣。
屏蔽岩非常古老，已形成前寒武紀時期(540多億年前)有，當一些世界“ 最古老的岩石產生的。據信地球已形成約46億年前，格陵蘭島包含一些迄今最古老的岩石，年齡為38億年。在這個時候地球上只有生命，所以化石很稀有。該前寒武紀的EON包括地球的大部分“ 歷史(前四十億年)，接著是顯生宙，在生活的各個視覺形式的演變。後生代分為三個時代：普里斯科時代 (大約46億至40億年前)，古生時代(大約40億至25億年前)和元古代(大約25億至5億年)前)。正是在古細菌時代，形成了大盾牌的岩石。
隨著地球冷卻，古細菌時代是地殼發展的時期。此後，在元古代時期，太古岩在強烈的加熱和壓力作用下發生了變化，形成了被稱為片麻岩的緊實岩石。這是北盾的主要岩石。通過這些過程融化，破碎和轉化的岩石稱為變質岩。這些岩石很可能曾經形成了大山，隨著時間的流逝逐漸消失，留下了更加平坦的景觀。岩石通常堅硬，幾乎不含植物養分，因此會形成酸性，養分貧乏的土壤。但是，這些岩石正在地上用冰動作紙漿的事實是否意味著土壤經常補充。
北極的某些地區有過去火山活動的證據，例如揚馬延島和格陵蘭島。確實，該地區仍然發生火山活動，但主要是在海底。由於1963年的水下火山爆發，薩特西島在冰島海岸附近出現了一夜。火山活動與中大西洋海脊有關，海脊是一條直達大西洋並延伸到大西洋的海底火山線北冰洋。
南極大陸幾乎完全被南極冰蓋所覆蓋，因此只有在山頂從冰上伸出來的地方或冰沒有形成完整覆蓋層的沿海地區，才能看到固態的地質。南極的基本地質結構由前寒武紀的岩石組成，類似於北極的地盾構造，但也存在一系列年輕的岩石。南極洲從前曾經與地球上的所有其他主要陸塊匯合在一起，成為連接非洲，印度和澳洲的一個超級大陸。岩石中的化石表明，過去的氣候與當今的南極洲大不相同。在大約2.9億年前的二疊紀時代，闊葉落葉林生長在現在的南極附近，因此地球一定要比現在溫暖得多。這些古老森林的木材有年輪，表明即使總的狀況一定比現在溫暖，氣候仍存在強烈的季節性差異。早期探險家對這些舌羊齒屬(Glossopteris )樹的化石的發現證明了南極洲和澳洲之間植被的連續性，在那裡也發現了這些化石，並使地質學家認為這些大陸曾經是單個陸地的一部分。
一個大山脊從南極羅斯冰架的東部邊緣延伸，並在靠近南極的弧線上延伸，然後沿著南極半島的線在羅納冰架以西延伸。這些被稱為“跨南極山脈”的山脈包含了砂岩，這些岩石上載有泥盆紀時期的魚類和侏羅紀時期的恐龍化石。大約在1.4億年前的白堊紀時期，大陸破裂並各自漂流。到了4000萬年前，南極洲與南美洲和澳洲大陸分開，南極洲成了孤獨的大陸。
板塊構造
地球上相對涼爽的表面，稱為岩石圈或地殼，漂浮在熔融的岩心上。在該流體核心內，會產生對流，在對流中，密度較小的熱物料上升而冷卻，而密度較小的物料下降。這些電流使地殼變形和移位。地殼不是均勻的層，而是分為一系列板塊，對這些板塊及其運動的研究稱為板塊構造。
在某些地區，兩塊板塊被推開，因為來自地幔的熱物質衝破了地殼，形成了一個火山活動帶。中大西洋海嶺就是這樣的地區之一。它是一條由北向南延伸的線，地球深處上升的熱和密度相對較低的熔融岩石升至地表，導致地殼裂開並遠離線，向東和向西移動。因此，大西洋海底的擴散速度非常緩慢，每年會擴大5至10cm。美國和歐洲正在逐漸分散。哥倫布1492年航行的距離比他今天要航行的距離短約50米。另一起地殼擴散事件導致曾經包含南極洲的陸地破碎。
地殼運動不僅使大洲彼此遠離，而且使大陸彼此遠離。它們也可能導致碰撞。印度與亞洲的一次此類碰撞導致接觸線彎曲，使喜馬拉雅山鏈條推高。當板塊碰撞時，一個板塊可能會滑過另一個板塊的頂部，迫使某些地殼物質向下進入熔融的地幔，發生這種情況的區域稱為俯衝帶。
山地地質
苔原棲息地不僅在極地地區，但還取決於許多世界上發現的高山，甚至在低緯度地區或赤道地區的高山。世界上的山區地質情況千差萬別，山區可能是由各種火山岩和沈積岩組成的。它們的景觀形式和植被通常與岩石的性質密切相關，尤其是它們被侵蝕的方式和形成的形式。山地含有雜質的形成取決於地球的運動“ 的地殼。
歐洲阿爾卑斯山是由非洲板塊向北移動到歐亞板塊的壓力而形成的，大約在五百萬年前的喜馬拉雅山隆起的同時開始。從那時起，阿爾卑斯山隆起約2,000米，喜馬拉雅山隆起約3,000米，台灣高山隆起約2500米。加利福尼亞內華達山脈的隆起比阿爾卑斯山脈或喜馬拉雅山脈年輕。它是在過去三百萬年內通過擠壓和移動北美洲西側相鄰板塊而創建的。在這段時間內，內華達山脈上升了約2,000米，該地區仍然活躍，地震頻發。1872年，在加州隆派恩(Lone Pine)鎮附近，一場強烈的地震造成了超過6.5米高的懸崖，表明山脈仍在隆起。但是，所有山脈一旦形成就開始被夷為平地，因此，即使是相對年輕的內華達山脈也有很多侵蝕的證據。就像加拿大和芬諾斯坎迪亞(Fennoscandia)北部盾構的前寒武紀岩石一樣，有一天它們會由於氣候的作用而磨損。在北極和高山苔原中，侵蝕最活躍的因素之一是冰。
積冰
冰積聚在有大量積雪且溫度足夠低以防止降雪完全融化的地方。複雜而復雜的雪晶在沉降後幾天內就發生了變化。它們會破碎成碎片，它們可能會在陽光下融化，或者可能由於積雪的增加而變得緊密。它們變得越來越硬，變硬，形成了像糖一樣的顆粒，被壓碎在一起，消除了空氣空間(儘管有些氣泡可能會永久性地困在其中)。如果溫度足夠低以至於無法生存，雪花將在兩年內完全改變其形狀，從而產生所謂的forn或“ 舊雪”。“ 在另外三四年，積雪將被壓實到冰川。
儘管冰蓋和冰川主要由冰組成，但它們也包含許多雜質。積雪可能包含一系列空氣傳播的污染物，從灰塵和花粉粒到人為污染物。尤其是在存在活躍火山氣的地質活躍地區(例如冰島)，火山爆發時，由稱為特非拉(Tephra)的細小玻璃顆粒組成的火山灰可能會沉積在冰川上。隨著進一步冰層的堆積，這些特非拉層被掩埋，它們的存在提供了一種在冰塊中確定特定層位的手段。例如，氣象學家可能會在冰上鑽探以確定過去冰的堆積速度，而特弗拉則有助於確定日期。細粉塵的化學性質非常獨特，可以通過分析冰中捕獲的顆粒來確定噴發的來源。在單獨的噴發過程中，化學成分甚至可能有所不同，因此可以確定過去特定火山的特定噴發。
冰蓋，冰蓋和 冰川
地球上有幾種類型的冰積聚，包括冰蓋和冰川。現在只有兩個真正的冰原存在，一個覆蓋南極洲大部分地區，另一個覆蓋格陵蘭大部分地區。南極冰原的面積是澳洲的兩倍，比整個加拿大大。關於世界的85％ “ 的新鮮水冰的一個質量，這在地方達到4公里的深度被鎖定。它的下面是一塊土地表面，其中大部分都位於當前海平面以下，尤其是在西部。這是因為冰片的大量重量實際上按壓地球' 地殼深入地幔的作為其組合質量達到平衡下的流體層。另一方面，沿著南極洲的東部邊緣和跨南極脊，則是山脈，其中一些山脈的高度足以突出到冰面之上。在南極冰原的西部和東部之間，有一塊相當平坦的冰區，即羅斯冰架。這個冰架漂浮在海面上，形成了一個向南極深入南極中心的海灣，其東部邊緣環繞著高山。
格陵蘭冰原比南極洲小得多，但仍然和墨西哥一樣大。它包含了對世界的又一個8％的淡水。格陵蘭島的中心是一個巨大的盆地，周圍是高高的山脈，冰原上充滿了盆地，並流經山脈到達北大西洋，在那里分裂成冰山。在某些地方，該冰蓋到達約3公里的深度。幾個極小的冰蓋散佈在極地地區，通常在山區的高原上發展。它們比冰蓋小得多，但形成冰積聚的中心，冰從那里以冰川形式向外擴散。例如在冰島和北極的斯瓦爾巴群島上就發現了這種較小的冰蓋。
冰川是流動的冰塊，它們從冰蓋和冰帽中散發出來，或者可以在世界山地山谷中形成。冰川比冰蓋和冰蓋小得多，通常僅覆蓋幾平方公里。冰川在青康藏高原周邊和紐西蘭等北部和南部的山區很常見，但也可以在赤道附近的高山上找到，例如在歐洲的阿爾卑斯山，亞洲的喜馬拉雅山，甚至在東非的山脈幾乎位於赤道本身。
冰原，冰蓋和冰川可能會根據積雪和冰融化的平衡而生長或收縮。在高山冰川中，雪在較高區域的積聚最快，因此冰川有效地從頂部生長。冰塊重量的增加導致斜坡逐漸滑落，那裡的天氣變暖，因此冰川的底端將成為融化的主要區域。地球地幔，地殼底下，是熱的，熔化，所以保暖可以從下面的岩石冰川到達。冰不能很好地傳遞熱量，它的絕熱特性意味著冰川的底面會變暖，並且也是融化的區域。冰流失的過程稱為消融。因此，特定的冰塊是在增長還是在縮小，取決於積累和消融之間的平衡。這又取決於氣候條件和當地的地形設置。顯然，消融是在其夏季高峰期，同時積累往往是在冬季最大，所以冰川的整體增長是全年的結果“ 的漲幅和損失。如果可以追踪單個水分子落在冰川上部的歷史，則可能會發生以下情況：該水分子首先被壓縮到局部冰層中，然後隨著進一步積雪被掩埋。然後它將逐漸滑下山坡，穿過冰川塊，直到最終出現在冰川的下端，然後融化並流走。
冰川的移動通常非常緩慢，太慢而無法被眼睛察覺。對於冰川來說，每天1米的速度是相當快的。但是，有時冰川會加速增長。在北美，1986年一個“ 最長的冰川，哈伯德冰川在阿拉斯加州南部，突然它的移動速度增加到每天約10米。它越過海灣前進，壓碎了沿途小島上的樹木，最後與海灣的另一側相撞，並在其陸側阻擋了一個大湖。哈伯德冰川' s加速似乎已經從它的支流冰川降水的高列夫-埃爾斯的結果之一，在冰的供應突然增加造成的。冰川激增並不常見，但已知發生在冰島，格陵蘭，阿拉斯加和俄羅斯的一些地方。在遠離北極的高山冰川中，這是非常不尋常的，但是在南美的安第斯山脈，卻記錄了冰川的激增。
因此，冰川就像水一樣向山下流。頂部新積冰的重量將整個團塊向下推。由地球產生的溫熱效果，在冰和底層岩石也之間的接合處的熱度有助於該流程中，熔化該基礎冰和潤滑冰川的底部。冰在冰川中的大量運動產生了張力和張力線。可能會發生表面開裂，導致形成沿冰川運動線延伸的深裂；這些裂縫稱為裂隙。在下部，質量滑移會導致與運動方向成直角的裂紋形成，稱為剪切線。在冰川的兩邊和最低點融化會導致冰塊突出，而在冰層下融化會導致從隧道流出的被稱為冰嘴的水流出現。當光線在這些更零散的部分中穿過冰塊發光時，可能會顯現出鮮豔的藍色。這是由於這樣的事實，儘管冰反射了很多落在冰上的光，但實際上吸收了穿透到冰中的光的光譜，只透射了藍光。
當冰川或冰原直接流入海洋時，它們會形成高高的冰崖，而它們不斷向海中運動會導致這些冰壁的坍塌。整個冰塊可能會破裂並在浮冰島(冰山)中釋放。這個過程被稱為產犢，因為它幾乎就像冰川在生出新的小冰團一樣。在海螺溝冰川很容易觀察到，由於該地區令人印象深刻的冰崖、冰瀑、冰湖、冰裂縫、冰橋景觀，該地區已成為旅遊勝地。
冰川作用
許多冰川形成的高山地區都受到強烈侵蝕，因此形成的瓦礫，土壤和碎屑通常最終落在冰川的冰面上。它從懸崖上掉下來，從山坡上滑下來，堆積在下面山谷中緩慢移動的冰河上。當冰沖刷底部的地面時，可能會得到更多的侵蝕材料。沉重的冰塊在下坡時緩慢磨碎，將岩石切碎並在巨大的重量下破碎。當發生燒蝕(融化導致冰流失)時，所有這些懸浮物會再次釋放，並可能在現場沉積或被冰融化產生的水(稱為河水沖刷)進一步輸送。結冰很久以後，這些沉積的材料(通常遠離活動冰川的任何剩餘區域)提供了以前的冰川作用的證據。
陸地占地球表面積5.1億平方公里(占球面29%)，其中冰雪覆蓋占1500萬平方公里。在2萬2000年前，冰雪覆蓋的面積大約是它的三倍。我們之所以知道這一點，是因為冰川退縮時留下的直接和間接跡象。苔原的許多地區，無論是極地的還是高山的，在最近的過去都帶有冰行動的痕跡。
當冰川沿著山谷向下滑動時，它們會以非常有特色的方式挖掘材料。山谷的底部變得光滑而圓潤，而山谷的側面則保持陡峭，因此，一個冰川谷在剖面上具有獨特的U 形。陡峭的一側可能切回到空谷進入主谷的側谷，使其短切或“ 懸垂” ，其溪流通常以瀑布的形式降入主谷。主要山谷的頭部通常以陡峭，圓形，盆地狀的形式雕刻而成。形成了幾個山谷冰川的焦點的山脈經常像銳利的山峰一樣，一直尖銳，四面侵蝕，而由山麓或“ 山麓” 冰川雕刻的山峰則是圓形的，光滑。暴露在過去的冰川中的岩石表面可能會形成平行線狀的疤痕，以及由於緩慢移動的冰塊所含岩石的研磨而引起的划痕。紐約市中央公園上有許多大石頭，上面刻有這樣的痕跡，見證了該地區以前的冰川。這提供了證據，證明苔原生物群系曾經在地球上更加廣泛，到達了南至現代紐約市。
當氣候變暖，冰川退縮時，它們會將岩石碎屑留在原來的冰川谷裡，這些材料為它們以前的範圍和運動方向提供了進一步的證據。冰運輸的物質包括大塊的岩石和巨石以及細碎的碎屑，有時也稱為“ 岩粉”。“ 當這個組合被存放在一個無序的質量，直到變成泥礫。
是由於冰川的流動冰對物質的侵蝕和夾帶所致。它沉積在一段距離向下的冰層上，形成末端，外側，內側和地面的溝紋。
冰磧（也稱為冰漂移）是未排序的沉積物一個冰川沉積的; 直到這是冰川直接沉積的一部分冰川漂流。它的含量可能是沙粒，礫石和巨石上的粉粒大小的小顆粒。該物質主要來自冰川前的冰河侵蝕和夾帶，其中包括先前可獲得的未固結沉積物的冰川運動冰。基岩也可以通過冰川挾帶和磨蝕作用以及由此產生的碎屑侵蝕。
最終，沉積物的沉積組合將被從其源頭向下一定距離拋棄。當消融速度超過累積速度時，會留下碎屑。這是冰川直至沉積的過程。冰川冰磧層的沉積是不均勻的，並且由於耕層相對於運輸冰川的各種侵蝕機制和位置，單一冰磧層面上可能包含多種不同類型的冰磧。
北美和北歐的大部分地區以及北亞的部分地區都覆蓋有此類冰磧，這些冰磧源自遙遠的岩石，這些岩石是由大型冰川運動帶到南方的。許多冰磧源於最近的地質冰川(通常發生在過去的一百萬年之內)，但也有遠古時代的冰磧。這些非常古老的冰磧已被固結，膠結和硬化，直到它們具有岩石的外觀。它們對地質學家非常有價值，因為它們為古代冰川的時間和位置提供了線索。
冰磧可能會完全掩埋該地區的母岩，也可能包含從遙遠的地方運來的大型岩石，這被稱為不穩定。在周圍地區的地質情況下進行研究，這些不確定性可以提供冰川流動方向的證據。有時，直到一塊塊內的所有岩石碎片都指向同一方向，並且它們的方向可以指示以前的冰流方向。從浮冰中獲得的刻痕也不一樣。當冰山融化時，它還會將其中包含的所有碎屑沉積到海床上，但是這種沉積物中不會有石頭的定向。有時，此類材料包含一些微觀的海洋化石，這可以幫助識別海冰留下的材料。
冰川的前進和後退取決於氣候及其對冰塊積累/消融平衡的影響。冰川可能會保持靜止一段時間(也許幾十年甚至幾個世紀)，然後退縮，在這種情況下，冰川往往會留下明顯的直至到達終點位置的脊。這種功能也被稱為冰磧 ，通常會對景觀的未來發展產生深遠的影響。如果它阻止了融化的冰川或後繼冰川的水流，則會導致形成湖泊。以這種方式在以前被冰川化的地區創造了許多湖泊。這些冰磧湖泊的形成極大地豐富了冰川景觀，正如在加利福尼亞內華達山脈看到的那樣，康維特湖是冰磧冰川湖的一個很好的例子。這些湖泊中積聚的沉積物提供氣候、植被和其他環境變化的湖泊的過程中發生記錄 的歷史。
除沉積在冰川的末端外，還可能在冰下堆積，在這種情況下，堆積的材料呈獨特的流線型形式，與冰川流動的方向對齊。當冰融化時，這些被稱為冰鼓丘的構造就變得顯而易見。在水平的山谷地面和高原上留下的孤立的冰塊稱為死冰融化，釋放出無定形的，隨機散佈的一系列堆，直到被稱為交錯冰磧。最後，單塊冰埋入直到緩慢融化，形成深而陡峭的空洞，這些空洞經常充滿水，形成壺眼湖。北美草原地區的坑洼濕地是從灌滿壺眼湖泊的地區發展而來的。
冰川
顯然，當氣候變化導致冰川後退時，它們留下了許多線索，表明它們曾經存在過，這些標誌在地形上告訴地質學家過去曾經存在過冰。但是，冰本身的影響並不是唯一的線索。冰川融化物不僅會沉積碎屑，還會釋放出大量的水，因此，不可避免的是，許多因冰川活動而產生的物質會被水流洗滌和分選。當冰川仍然完好無損時，在冰的主體內部形成了水流，這些被冰封住的水流將碎屑分類為長而彎曲的山脊，稱為埃斯克爾。它們的高度可以高達30米，並且在冰塊離開後很長一段時間仍具有獨特性。沿著冰川的邊緣，融水可以形成類似的帶狀物質，在山谷一側形成梯田。這些被稱為kame梯田。在冰川的下游，沉積的碎屑繼續通過融水流進行分類，形成“ 編織的” 水流，這些水流以一系列平行的肋骨流動，由於冰川侵蝕造成的粘土含量高，它們的水面通常呈乳白色。
水不是冰川碎屑可以進一步運輸和分類的唯一手段。風也是一種活性劑。當水帶走並分選出從冰川出來的不同大小的顆粒時，這些顆粒會沉積在河床中一系列狹窄，平行的山脊中，稱為編織山脊，然後在那裡變乾。一旦形成山脊的顆粒乾燥，冰川附近經常發生的強風就會將較細的沉積物吸收並帶走很長的距離，然後再將其沉積在新的位置。由於河流提供了這種物質的恆定來源，因此風可能攜帶大量物質並將它們全部沉積在一起，形成粉質或沙質黃土。因此，黃土土壤富含細顆粒。由於它們是由剛磨碎的岩石形成的，因此它們也富含化學營養素，因此它們產生的土壤非常肥沃。在阿拉斯加，中歐(從比利時到烏克蘭)和中國，黃土土壤尤為常見。美國中西部的主要農業地區均以黃土為基礎。
毫無疑問，冰川沉積物中的化石稀缺。物理損壞和磨損的程度妨礙了大多數生物材料的生存。除此之外，冰川景觀通常不支持大量的動植物。但是，偶爾，大型哺乳動物的骨骼會與其他抗性極高的材料(如甲殼蟲的翅膀)一起在冰川沖刷中留存。在極少數情況下，會保留豆莢土，其中通常含有北極-高山植被的植物碎片。冰川周圍的洞穴也是化石的良好來源，因為包括人類在內的動物經常將它們用作棲身之所，而殘骸可能已經積聚在洞穴底部。沉積物在多年的過程中以一系列的順序堆積，最深的是最古老的。因此，隨著時間的推移，洞穴沉積物可以提供冰川地區生物歷史的證據。
通過研究這些各種冰川特徵及其在景觀上的標記，冰川地質學家已經能夠將以前冰川事件的詳細圖片匯總在一起。
然而，由於最近一次冰川活動經常破壞或掩蓋了先前冰川事件的證據這一事實，很難回答最近發生了多少次冰川這一看似簡單的問題。冰川特徵本身相對容易識別，但是要準確地確定它們的生產時間和順序則要困難得多。地質學家繪製了大約22,000至20,000年前最後一個冰河時代達到最高冰期時的冰範圍，並且上面的地圖顯示了北半球的這種範圍。在過去的一百萬年中，許多被冰蓋覆蓋的區域在以前的寒冷時期曾被冰川化，但是這些較早冰川的許多證據都被這一最終的冰期破壞了。
地面上的圖案
冰川退縮後冰川邊緣周圍的地區稱為周緣區。這裡的條件很冷，但還不足以支撐全年的冰蓋。即使當冰從某個區域撤退，留下裸露的岩石和冰川碎屑時，冰也可能殘留在地面以下。這種情況尤其發生在極地地區，但也發生在世界上一些較高的地區，例如西藏高原。如果年平均溫度保持在水的冰點以下，則地下的水可能保持在冰凍狀態。然而，地表水被太陽加熱，並在短暫的夏天保持液態，因此濕潤的土壤覆蓋著永久性的冰。永久凍結的地下土壤稱為永久凍土。以這種方式受影響的區域可以方便地分為兩種類型：連續多年凍土，其中地下不間斷的永久凍結土壤層；不連續的永久凍土，那裡的凍土不完整，並散佈著季節性除霜的區域。附圖顯示了多年凍土的地理分佈。正是在南部較溫暖的地區(通常被針葉林而不是苔原所佔據)，永久凍土才變得零星。在不連續的地方，永久凍土的剩餘部分往往被限制在較裸露的山脊上，而冬季積雪不能積聚在那裡。多年凍土的深度是可變的，但可能很深。加拿大的記錄表明，多年凍土的深度可延伸到1000米深。
該圖顯示了不連續和連續多年凍土的面積，可以看出，真正的苔原區域主要落在連續多年凍土的區域內。永久凍土圖還顯示了永久性近海冰的位置，這實際上與永久凍土在海洋上等效，因為一年中的所有時間水都保持凍結。觀察到，與西伯利亞一樣，在大陸氣候最豐富的地區，每個霜凍地區向南延伸最遠。還要注意，在西藏高原的主要永久凍土分佈的南部，有一大塊不連續的永久凍土。這些地區距離任何海洋都非常遠，因此不能被溫暖的洋流影響加熱。陸地的熱量散失也比海洋快，因此各大洲的內陸地區往往冬季氣溫較低。就西藏的高地而言，高海拔(大部分土地都高於3,600米)也是造成低溫的原因。在這張地圖中，北大西洋向北移動的溫暖洋流的影響也很明顯。由於這些洋流的變暖作用，北歐沒有連續多年凍土，儘管事實上它位於西伯利亞和加拿大大部分北部。沒有熱電流滲透到這些區域，因此這些土地被鎖定在永久凍土中。
地表受永久凍土上方土壤的凍融循環的強烈影響。每年春季除霜的上層土壤稱為活動層。大多數物理，化學和生物土壤過程都在土壤的這一層內發生。植物的根被限制在這一層。植物根通常僅佔據土壤的最上層(大約頂部10 cm)，但在某些地方可能會向下延伸到大約25 cm。活性層的深度取決於許多因素，包括土壤的性質。在平坦的草地土壤上，夏季僅能解凍30至40cm的頂部，而在較乾燥的地方，解凍的深度可能會延伸到1米左右。如果在礦物土壤上有一層有機垃圾或濕的泥炭(通常是這種情況)，則可以使土壤免受春季變暖的影響，並且活性層保持很淺。
當水凍結時，它會膨脹，從而對與之接觸的任何物體施加壓力。隨著冬季的開始，與多年凍土層接觸的土壤深層所含的水開始凍結。暴露於寒冷的夜間空氣中的表層土壤溫度也迅速下降，並且所持水也凍結了。由於上方和下方的土壤正在膨脹，因此夾在上，下冰區之間的濕的，未凍結的土壤層因此受到壓力。結果是，濕的土壤可能會冒泡通過地面，從而在當地植被上釋放出大量的泥濘物質。發生這種情況的地方，苔原的表面變得不整齊，裸露的土壤區域通常由於來自下方的壓力而升高到其周圍。
陽光明媚，但晚上卻很冷。由於這種石頭的特性，它們周圍的土壤(尤其是緊鄰其下方的土壤)變冷的更快，這就是水開始凍結的地方。由於凍結而產生的膨脹將石頭向上推動穿過土壤，最終到達表面。
通常，較大的石頭要比小的石頭更有效地向上推動，因此霜凍會將岩石分類為不同的大小。而且，當岩石和石頭被帶到地表時，它們並不是隨機分佈的，而是經常以圖案的形式發展。這是由於石頭向側面以及向上移動的事實造成的。在平坦的地面上，石頭排列成一種稱為石多邊形的網絡。為什麼要形成一個網絡是一個很好的問題，可以考慮一下水池乾涸後會發生什麼：即使在溫帶氣候下，裸露的泥漿通常也會結塊並破裂成明顯的多邊形圖案。這些通常是六邊形的形狀是由於土壤變乾和收縮的方式而形成的。同樣，在苔原中，地面的凍結和融化會導致土壤週期性地收縮成多邊形，而沿土壤向上傳播的石頭會移動到表面的裂縫中，從而形成石頭多邊形。在斜坡上，這些多邊形是成行的，在陡峭的斜坡上，它們形成了一系列沿著輪廓對齊的線性石條紋。在如今遠離苔原的地區，例如新英格蘭和英國南部，仍然可以檢測到地面上的這些石紋，這表明這些地區曾經經歷過冰緣條件。
冰川周緣區域的另一個特徵是在土壤中形成冰楔。當土壤凍結時，它會在其表面形成裂縫，並且如上所述，這些裂縫通常採用多邊形網絡的形式，看起來像是空氣中的蜂窩。苔原的低窪地區盛產水，這是因為在低溫下蒸發量很低，它充滿了這些裂縫，然後在冬天凍結並膨脹，從而將裂縫推向土壤的更深處，並在此過程中將其拓寬。在橫截面中，在這些裂縫中凍結的水看起來像是楔入土壤中的楔形物，因此這些特徵稱為冰楔形物。它們在地面最寬，每年夏天添加更多的水，在最深處最窄。生成的帶圖案的景觀採用了冰楔形多邊形的形式，這些覆蓋了苔原景觀的許多區域。多邊形的中心可能會升高到干燥的峰頂，或者可能會在夏天凹陷並下沉，從而使多邊形的中心和邊緣帶有不同的植被，從而進一步強調了圖案。楔子本身在夏季融化，形成相互連接的狹窄水路網，這些水路充斥著水生植物，然後隨著周圍土壤侵蝕進入河道而淤積。
冰楔多邊形只會在非常寒冷的條件下形成，通常年平均溫度為–6℃或更低。它們可能發生在其當前分佈以南的土地上的化石狀態中，這表明過去該地區普遍存在非常低的溫度。多邊形的大小是可變的，直徑範圍從幾米到最大100米。當由於冰楔的膨脹使周邊略微升高到中心上方，從而迫使裂縫中的沉積物上升時，則多邊形的凹陷中部可能會變成開放的水池(請參閱插圖)。
在高山地區，那裡的天氣足夠冷，也會發現石條和多邊形的圖案。即使在東非赤道山脈的山頂上，也可以找到多邊形，但是在這裡多邊形要小得多，通常只有10到20cm寬。它們是由與極地對應物相同的基本機制形成的，但是凍結和融化是由於晝夜溫度的差異而不是季節的差異。也許這就是為什麼他們的發展規模如此之小的原因。
在某些冰緣地區，巨大的土丘(可能甚至有幾百米的高度和直徑)可能會從原本平坦的地形中升起。這些在阿拉斯加沿海平原和格陵蘭東部沿海地區尤其常見。這些被稱為冰核丘(Pingos)的結構通常在乾的湖盆上或沿河流和河流的兩側發展。由於丘底中心的冰芯的生長，冰核丘變得高高的，而丘核的中心是從下方的水壓形成的。通常，它們在壓力下從地面升起的水泉中生長，並餵入冰芯，冰芯在靠近地面時會凍結。土丘的上部與周圍的低地有非常不同的微氣候，而冰核丘的南坡可能具有氣候變暖的植被特徵，甚至有可能被樹木覆蓋。但是，如果總體氣候變暖，則在冰核丘中心的冰芯融化，整個物質塌陷，形成一個深水池，周圍是由土壤和其他碎屑形成的圓形邊緣或“ 城牆” 在土堆旁。如今，在苔原地區以南的很遠的地方可以找到帶有城牆的圓形池塘，這表明那裡曾經盛行著冰緣條件。
有時在北極的泥炭沼澤豐富的地區形成類似類型的結構，這被稱為冰泥炭丘(palsa)。像冰核丘(pingos)一樣，冰泥炭丘是由地下表面冰層形成而形成的大丘。冰泥炭丘通常小於冰核丘，高度僅2至3米，寬約45米。它們通常位於濕地地區，在這些濕地地區散佈著處於各種發展狀態的開放式水池和其他冰泥炭丘。冰泥炭丘開始形成時是莎草沼澤表面上的細小不規則。即使很小的3或5公分高程也會影響積雪。積雪從小丘吹來，並積聚在它們之間的空洞中，因此，海拔較高的地點在冬季積雪較少。他們有-脫穎而出變得更冷，因為雪充當保溫毯，保留了一些地面“ 的熱度，它在夏日的陽光獲得。相比之下，寒冷會滲透到地面上任何小的凸起區域，從而在其中形成冰芯(如插圖所示)。隨著冰的形成，冰不斷膨脹，將嗡嗡聲推得更高，從而使大風中的積雪更少。因此，冰泥炭丘的生長是一個自我傳播的過程：冰泥炭丘的生長越高，它變得越冷，冰芯膨脹並向上推動冰泥炭丘的溫度就變得越冷。冰芯在整個夏天都可以生存，因此它的生長持續了很多年，甚至幾個世紀。
冰泥炭丘(Palsas)是具有永久凍結的泥炭和礦物土壤芯的泥炭丘。它們是不連續多年凍土的極地和亞極地帶的典型現象。它們的特徵之一是具有陡峭的斜坡，其上升到泥潭表面上方。這導致它們周圍積雪大量。即使在冬天，帕爾薩斯的山頂也沒有積雪，因為風將積雪和沈積物堆積在斜坡上以及平坦的泥潭表面上的其他地方。冰泥炭丘Palsas的直徑最大為150 m，高度可以達到12 m。
多年凍土上發現冰泥炭丘沼澤僅在冰泥炭丘本身，它的形成是基於泥炭的物理性質。乾泥炭是很好的絕緣體，但濕泥炭的導熱性更好，而冷凍泥炭的導熱性甚至更好。這意味著寒冷會深入泥炭層，而冬季熱量很容易從較深的濕層中流出。相比之下，冰泥炭丘表面上的乾泥炭可以隔離冰凍的岩心，並防止其在夏天解凍。
隨著冰泥炭丘高度的增加，排水會改善，其表面的植被會變得更乾燥。然後，冰泥炭丘的表面可能會形成地衣的植被覆蓋。許多地衣是白色或淡灰色的，它們反射陽光，在夏季保持土墩涼爽。隨著時間的流逝，矮灌木會取代這些地衣，但它們的顏色較深，並會吸收夏季陽光中更多的熱量。隨著圓頂高度的增加，這最終導致表層土壤的侵蝕，從而露出下面的泥炭。深色的泥炭吸收更多的熱量，並且其暴露導致冰芯融化。岩心很快坍塌，導致形成一個開放的水池，當循環再次開始時，可以重新定殖。在1980年代工作的芬蘭科學家通過實驗證明了該過程的運作方式。他們整個冬天都在參觀北極莎莎沼澤地，在那裡用掃帚掃過一片積雪，並在整個冬季保持積雪。結果是在地下形成了永久性的冰芯，並在短短的幾年之內逐漸將其發展為冰泥炭丘-帕爾薩。
與苔原環境相關的所有這些結構導致了多種多樣的景觀和地貌。當考慮到可在凍土荒涼的世界中居住的動植物所利用的微雜味的範圍時，這一點非常重要。丘陵和窪地，濕地和乾旱地，斜坡和懸崖都為生物尋找家園，生存和繁殖提供了機會。顯而易見的是，苔原的生物多樣性並不高，但其中的豐富程度很大程度上是由於其景觀特徵的多樣性。地質學，或更嚴格，地貌，對維持苔原的重要作用“ 小尺度的生物多樣性。
苔原中的土壤形成
如上所述，在多年凍土地區，土壤的較深部分一年四季都被凍結，而上層則在夏季融化。每年急劇變化的結果是，土壤狀況也從一個季節到另一個季節都發生了很大變化。冰的形成意味著不斷地對土壤進行沉重，攪拌，扭曲和攪動，從而導致一定程度的不穩定。在斜坡上，由於潮濕的表層土壤滑過凍結的下層的頂部，上層在夏季可能會變得高度活動。土壤滑下坡並在所謂的固溶過程中聚集在基部。即使在平坦的地面上，土壤也會有效地自我耕作，因為石頭被向上拉至地表，導致上層不斷混合。隨著它們的移動，這些石頭會因霜凍和機械損壞而破碎。
最初，世界上所有土壤都是通過將岩石分解成小塊而產生的。這個過程稱為風化，是由岩石上的物理和生物因素共同作用產生的。在苔原中，凍結和融化的作用尤為重要，因為冰滲入岩石表面會將其分成多個部分，從而使岩石在應力作用下腐爛。當岩石和懸崖面直接暴露於溫度變化最強烈的空氣中時，這一點尤其明顯。凍結和融化會導致岩石墜落，並在懸崖下面的山坡上產生大量的碎石，稱為塔石碎石。這在山區尤為明顯，在高山地區，夏季岩石破裂可能特別活躍。2003年歐洲阿爾卑斯山非常炎熱的夏天導致了明顯的岩石崩塌，甚至出於安全原因，關閉了登山者最喜歡的山峰之一，瑞士的馬特宏峰。在冬天，雪崩經常是山區人類的最大危險。它們也是造成岩石破裂和破壞的主要因素。
在苔原土壤中，岩石風化主要發生在活動層，每年發生融化和重新凍結。在土壤的更深處，在多年凍土中，不會發生這種溫度變化，並且下面的岩石仍保持在冰點以下。結果是物理風化主要發生在地面以上或土壤的活動層內。這可能不如懸崖面發生的大規模岩石破裂那麼壯觀，但這仍然是一個重要的過程。岩石顆粒被水分解成較小的部分，然後滲透到裂縫中並凍結。隨著時間的流逝，岩石中所含的化學物質被困在岩石中數百萬年後才被釋放出來，它們再次被生態系統中的活植物所利用。
除了物理分解外，生物活動還可能導致風化，在生物活動中，活生物體有助於岩石分解。例如，裸露岩石表面上的地衣通過分泌酸性化合物積極地攻擊岩石，這些酸性化合物溶解了岩石下面的岩石表面。這樣可以在稱為剝落的過程中剝落岩石片。藻類可能同樣會覆蓋岩石表面。吃蝸牛的軟體動物，例如吃藻類和地衣的蝸牛，然後可能會用舌頭刮擦岩石本身。植物的根部，包括矮柳和仙女木的根部，可能會穿透岩石中的裂縫，並隨著根部的生長和擴展而擴大。根系在地下覓食水和礦物質時，根系所施加的力完全足以使岩石分裂。
儘管岩石的物理風化發生在苔原中相對較快，但生物和化學風化發生的速度卻相當緩慢。由於溫度低，苔原中土壤中有助於岩石分解的化學反應(例如大氣中的酸對土壤顆粒的影響)比熱帶地區要慢，因此化學風化作用較慢。細菌和真菌在土壤中的作用會產生腐蝕物質，侵蝕礦物和有機物質，但是在苔原中，該過程速度較慢，或者在一年中溫度較高以允許細菌和真菌生長的有限時間內。因此，儘管凍結和解凍對岩石的風化影響很大，但化學物質和土壤生物的微妙作用卻很慢。
土壤中細菌和真菌的活動受到限制，這意味著植物死角產生的有機物不會迅速腐爛。因此，土壤可能會發展有機物質的儲備。在潮濕的地方，這種有機物甚至可能以泥炭的形式積累。有機物像海綿一樣能保持水分，因此可以防止許多苔原土壤在夏天變得過於乾燥。它還可以有效地保持植物營養所需的稀有礦質元素，從而使泥炭在土壤中形成重要的元素儲備。北極的大多數岩石在植物所需化學物質方面相對較差。尤其是磷和氮短缺。降水量低也意味著從大氣中進入的化學物質相對較少。
苔原的土壤類型
有可能將苔原土壤分為兩種主要類型，“骨骼土壤(skeletal soils)” 和泥炭土。骨骼土壤之所以被稱為是因為它們主要由各種大小的岩石碎片組成，並且有機質很少，因此在排水良好的地點發育。這裡的植被稀疏，來自大氣的有限降水迅速穿過土壤，沿著斜坡向下移動到山谷和平原上的積水地區。在這些潮濕的地方，大量的水抑制了分解，因此有機物質不會腐爛，而是在泥土上發展為泥炭。
在岩石風化過程中產生大量碎片的地方發現了骨骼土壤，有時也稱為“ 等級” ，但並未對植被的發展和水的滲透產生長期影響。從某種意義上說，它們可以看作是年輕的土壤或未成熟的土壤。它們具有基本的礦物質成分，但缺乏在完全發育的成熟土壤中發現的所有動物，植物和微生物。隨著這些附加成分的到來，以及隨著水不斷通過土壤向下運動，土壤形成了一系列獨特的層，稱為地層。土壤中的層層有序序列稱為剖面。土壤的剖面是其橫截面，土壤科學家通常通過在基岩下面挖一個坑來觀察它(見插圖)。在骨骼土壤中，土壤剖面非常簡單，由覆蓋在基底岩石上的碎石或永久凍土的冰組成。下層基礎岩石通常是構成土壤的碎片的來源，因此被稱為母體材料。在最近冰川退縮的地方或在斜坡上乾燥的骨骼土壤被發現。在北極低矮的灌木苔原中，植被形成了連續的覆蓋層，土壤可能成熟形成更複雜的輪廓。該地區的地表植被由屬於藍莓和石南科的植物組成，而這些植物的枯葉掉落到地面時會產生極強的酸性。這種枯死的植物材料通常會在土壤表面堆積為一層緩慢分解的有機物質，稱為腐殖質。腐殖質下面的礦質土壤由兩個不同的層組成：上層是蒼白的漂白層，下層是較暗的帶紅色的底層。有機頂蓋和漂白層稱為A層，下部紅色層稱為B層。有一個叫做C層的下層土壤，它實際上只是在分解岩石，通常位於永久凍土中。具有這種分層或分層輪廓的土壤稱為灰化土(podzol)。它在北方針葉林地區非常普遍，但也延伸到苔原的南部，那裡有大量的矮灌木植物覆蓋。灰化土(Podzol)的A層通常是酸性的，營養成分很差，因此這種土壤剖面的發育對植被產生了影響，因此也對食草動物產生了影響。
生產灰化土(Podzol)層所需的條件非常複雜。在重力的影響下，融雪或夏日雨水產生的水向下穿過土壤。當水穿過有機垃圾層時，水會吸收各種有機化學物質，其中包括一些被稱為多酚的有機化學物質，這些化學物質來自植物組織的分解。這些酸性化合物有助於溶解土壤上層中的許多無機化學物質，包括鐵和鋁，並且它們還使粘土細顆粒變得可移動並沿土壤剖面遷移。所有這些移動的材料都沉積在較低的B層中，在那裡它們形成暗紅色區域，這主要是由於存在的氧化鐵的顏色。這種類型的土壤剖面取決於水的向下運動，因此只有在水相對自由地流過土壤時才能發展。
當排水不暢時(例如某個地點低窪並從周圍區域接收水流)，下面的土壤通常會永久性地被淹，這會嚴重影響其化學和生物學。排水不良也會影響其整體外觀。在這樣一個充滿水的北極地區挖一個坑，首先會發現一層黑色的腐爛程度極低的有機物，而在它下面是一層礦質土壤，通常呈藍灰色。這樣的土壤被稱為草甸土、潛育土(Gley Soils)。其灰色的原因是它缺氧。大多數健康的土壤內部都具有空氣空間，空氣滲透到土壤中可使氧氣到達細菌，真菌、土壤、植物根以及其他生活在土壤中並依賴氧氣呼吸的生物。當土壤完全被水飽和時，通向地面的所有空氣空間和通道都被積水阻塞，空氣不再滲透到下層。儘管氧氣確實溶解在水中並且可以通過在水中擴散而移動，但是當溶解在水中時，氧氣的移動速度比空氣中的移動速度慢約10,000倍。因此，在一個水浸泡的環境中，氧氣通常非常短缺，這意味著微生物，動物和植物的根都缺乏氧氣。實際上，許多植物和動物都淹沒在如此困難的棲息地中。
缺氧還會影響化學過程。土壤中的某些化學反應取決於氧氣，尤其是涉及元素鐵的反應。鐵是所有土壤中非常常見的元素，在通風良好的土壤中，鐵通常以氧化態的鐵-III(三價鐵)形式存在。鐵-III經常與氧氣進一步結合，形成具有紅色(生鏽)顏色的氧化鐵，這通常使土壤具有豐富的深色。但是，當氧氣短缺時(例如在草甸溝土壤中)，鐵會還原為鐵II形式(亞鐵)。在鐵-II形式中，元素呈藍灰色，在the利土壤剖面中非常明顯。因此，苔原的澇漬土壤呈現出貧氧環境中所含鐵的灰色特徵。
仔細檢查草甸溝土壤剖面有時會發現斑點或帶紅色的線條。這些生鏽的斑點和條紋通常與植物的根部穿過的通道和管相關：老根部通道，根部已經死亡並腐爛，形成空氣進入土壤的通道。他們創造出可以使氧氣沿其行進的管，並通過形成具有其特有��色的鐵-III氧化物來顯示其存在。
(右)奧地利萊赫冰川撤退的殘骸被草本植物所佔據。灌木開始侵入發育中的土壤。
(右)玉山苔原帶矮灌木叢-高山杜鵑。
土壤隨時間變化
土壤會隨著時間的推移而變化，這在冰川退縮並留下地面岩石的區域變得尤為明顯，而這些岩石將逐漸發展成土壤。確實，一些最重要的土壤發育科學研究與冰川退縮點有關，特別是在記錄了冰川運動時間的地方以及因此可以將時間表用作土壤發育框架的地方。生態系統的發展和成熟過程涉及一系列動植物，生物體到達和生長的地點會導致苔原土壤(無論是極地還是高山)的變化。
由後退冰川沉積的土壤本質上是通過冰作用而被磨碎的大量岩石顆粒，也許是通過水運動而分類的，最終沉積在其物理穩定的位置。這是典型的等級等級或骨骼土壤，有機質很差。剩下的任何較大的岩石都會被地衣定居，這些岩石進一步腐蝕固體物質，產生較小的顆粒，使其沉降在下面的土壤上。許多地衣也能“ 修復” 從空氣中氮(，而這些發揮作用提供植物營養素是所有活生物體所必需的。然後，植物可以開始在土壤中定殖，並且在它們蓬勃發展並最終死亡時，會向土壤中添加有機物質。這是因為當一個模具廠，生活伴侶-里亞爾的比例就產生通過光合作用被沉積在土壤中，它改變了土壤 ，希望能非常自然。有機物起著海綿的作用，並保持水分，使土壤成為潮濕的地方，可以種植更多的植物。它還為以死菜物質為食的動物(如跳尾和earth)提供能源。土壤中的有機腐殖質成分對於將各種礦物質(例如鈣和鉀)保持在土壤中也非常有效，因此它們不會丟失，但可以作為植物生長的貯藏庫。
但是，不可避免地會丟失一些礦物質元素。當水從土壤剖面中排出時，它溶解了從腐爛的岩石顆粒中釋放出來的某些元素，並將它們運到離開土壤的排水水中。這種元素的損失稱為浸出。溶解在雨水中的某些化學物質有助於該過程，尤其是分別從大氣中吸收二氧化碳和硫氧化物而產生的酸，例如碳酸和硫酸。植物本身也可能導致浸出，如灰壤發展的情況下的速度。
土壤的逐漸發展伴隨著當地植被和動物生命的變化，因此它引領了整個生態系統的生長。當然，究竟哪種植物和動物能夠入侵並佔據住所，當然取決於在任何給定位置應用的氣候因素。杜鵑花科的矮灌木叢在土壤中的定殖可以導致排水良好的土壤上灰化土(Podzol)土壤的發育。在潮濕和排水條件較差的地方，會生長泥炭土和草甸土。因此，苔原地區擁有各種土壤，並且這些土壤在空間和時間上都會發生變化。
苔原的大氣
從岩石的風化到泥炭的形成，所有土壤過程都受到土壤上方和土壤結構孔隙內空氣的影響。土壤有自己的大氣層，與上方的大氣層相互作用並交換氣體。降水穿過大氣層，並在下落到地面時收集一些化學物質，因此大氣層可以通過這種方式向土壤提供元素。生長在土壤表面並在其結構中添加有機物質的植被在光合作用中從大氣中吸收了碳元素。因此，要了解苔原環境的化學性質，必須了解地面上方的大氣層。地球被大氣層包圍，一層氣體通過其引力保持靠近地球。最豐富的氣體是氮氣，約佔大氣的79％。這是一種相對不活潑的氣體，儘管氮作為蛋白質的成分對所有活生物體至關重要，但大氣中的氣態氮只能被少數微生物利用。在其餘的21％的大氣中，大部分由氧氣組成，氧氣對於呼吸至關重要。人們與大多數動植物一起吸收氧氣，並將氧氣用於細胞中的受控燃燒以釋放能量。這稱為呼吸。呼吸中使用的大氣氧氣由綠色植物補充，綠色植物將氧氣作為光合作用活動的廢物而產生。二氧化碳(少於0.04％)，水蒸氣和各種微量氣體佔據了很小一部分的大氣層。這些較小的大氣成分很重要，因為其中一些成分具有吸收和保留熱能的能力。他們創建一個圍繞地球的一種隔熱毯的吸收從地球輻射的熱量，並保持在地球相當穩定組條件“ S面。稀缺氣體的這種平衡和發現這種干擾影響苔原的方式人為干擾是越來越緊迫的問題。
由於大氣層上方的氣體壓力，大氣層靠近地球表面的密度最高。但地球' 大氣比一些其他行星，例如金星，其中二氧化碳的高濃度產生大氣壓力約90倍，地球的相當少的緻密的。大氣層隨著地球表面上方高度的增加而變稀，根據其組成和性質將其分為不同的層非常方便。對流層是最下層，一直延伸到約11公里的高度。大多數氣象活動都在這裡進行；雲，甚至最高的捲雲冰雲也主要位於該層內。如前所述，溫度隨著對流層內高度的增加而降低，但在該層的最頂層，發生在對流層頂上的變化。平流層就在對流層頂上方，這一層一直延伸到約50公里的高度。平流層中含有大量的臭氧，並且這種氣體的性質對極地苔原地區特別重要。臭氧吸收光譜的紫外線(UV)部分中的太陽輻射。結果，平流層的某些部分實際上比對流層的上層變暖，有時甚至高達10℃。地球表面可見的大部分光和植物用於光合作用的光都穿過平流層，但是紫外線的非常短的波長能量被平流層的臭氧吸收並被濾除。這對地球陸地上的所有生物都很重要，因為高能紫外線輻射可能會損壞細胞結構。它導致包括DNA在內的各種細胞成分分解，而DNA攜帶遺傳信息，這種破壞會導致細胞功能異常，甚至導致癌症，尤其是皮膚癌。因此，平流層中的臭氧對於保護地球上的生命至關重要。在苔原地區，尤其是南極，平流層臭氧的破壞已在近幾年指出，這是一個值得關注的原因。極地大氣層中發生的事情可以為世界上人口稠密並可能處於危險之中的那些地區提供預警。
極地大氣層的另一個重要方面涉及位於平流層上方的層。從50公里到80公里的高度上有一個稱為中層的層，其頂部的溫度可能約為–120℃。這裡的大氣層密度非常低，但是它仍然包含足夠的氧氣以燃燒隕石，這些隕石直奔地球，形成流星。在此之上，高達400公里處是熱圈，大氣層逐漸稀薄到空虛的空間。衛星定位在這個高度附近。也是在這一層中發生了顯著的極地現象，即極光。這由閃爍的光片組成，它們在北半球和南半球的高緯度地區穿過夜空。在北部，它被稱為極光或“ 北極光” ，在南半球被稱為南極光(Aurora australis)。當稀薄的高層大氣中的分子被太陽發射的帶電粒子轟炸時，就會發生這些壯觀的顯示。極光被限制在極地的原因是磁極吸引並集中了太陽風的帶電粒子。太陽發出的粒子的強度隨太陽活動的形式以黑子的形式變化。當太陽耀斑發生在太陽表面時，約24小時後發生極光的壯觀顯示。有時，可以在美國南部或英國的最南端看到這些極地顯示。它們的出現使得大氣層物理學家特別關注極地苔原上的大氣層。
小結
北部和南部兩極周圍地區的寒冷條件促使永久性冰蓋堆積。在世界的極地和一些山地地區，冰川形式的移動冰塊也得到了發展，冰的存在對苔原的物理環境產生了重大影響。在很長一段時間內，冰可以磨掉山脈並形成山谷。當冰融化時，會沉積碎屑，從而形成各種獨特的地形。土壤中的冰(多年凍土)也負責形成圖案化的地面和稱為冰核丘(pingos)和冰泥炭丘(palsas)的奇怪地質氣泡。苔原中的土壤通常是不穩定的，因為凍融過程使它們承受很大的壓力，但是隨著時間的推移，苔原土壤逐漸成熟，產生出明顯的分層輪廓，並且這種成熟伴隨著苔原植被的入侵和穩定。在地球上方，極地大氣是該行星上最壯觀的光顯示之一的位置。因此，苔原環境引起了地質學家和大氣物理學家的密切關注也就不足為奇了。