氣候變暖使黃河源區多年凍土明顯退化，主要表現為凍土下界上升、季節融化層深度增加、多年凍土層區域性消失、凍土型別改變等。1991 年鑽孔勘探時，青康公路沿線的黑河南灘地、阿湧貢瑪錯（星星海）湖岸、野牛溝山前洪積扇均有多年凍土層揭露，到1998年原位復勘時，凍土層已消融。2001年勘探表明，巴顏喀拉山北坡，凍土下界高程上升幅度大於50m；南坡，升幅大於70m。據瑪多縣氣象站凍土觀測資料表明，自1980年以來，融區內季節性凍土厚度由3.2m漸變為2.8m。黃河源區多年凍土退化總體趨勢表現在以下幾方面：由連續多年凍土區逐漸變為不連續凍土分佈區；富含冰凍土逐漸退化為乾燥凍土；季節融化深度增加；凍土下界高程上升等。

在凍結水環境條件下，多年凍土是以“隔水層”的形式，作為水文地質結構中的一個重要組成。凍土退化必然會引起水文地質結構發生變化，從而導致與其相關的地下水儲存、補給、徑流、排洩條件的改變，並使生態環境改變。

黃河源區大面積凍土退化，引起季節融化帶深度增加，凍結層上水水位下降，是區域水位下降的主要原因之一。凍結層上水水位下降，往往會導致與其相關的水文地質條件和生態環境改變，普遍出現沼澤草甸、高寒乾草原植被退化、泉水乾涸或泉水排洩帶上界位置下移等現象。圖10-6表明，冰水洪積扇前因凍土退化，引起季節融化帶深度增加，凍結層上水水位降低，造成泉水排洩帶上界位置下移。與之相對應，沼澤草甸上部逐漸失水，出現退化，長根系的植物逐漸取代短根系的嵩草類植物。

凍土退化使季節融化帶逐漸乾旱化。全球性氣候變暖，使得凍土上限下移，季節融化帶厚度增加。暖季，季節融化帶發育過程中，水分不斷地向溫度最低的凍土上限附近聚集，即使氣態水也會在水汽壓力梯度作用下，不斷地向凍土上限運移、凝結，造成上部含水量不斷減少，使得季節融化帶上部不斷失去水分，趨向於乾旱，導致植被群落髮生逆向演替。

①凍結期，埋藏小於水分零通面的地下水大量補給土壤凍結，土壤含水達到飽和或過飽和，地下水位下降；埋藏大於零通面的地下水獲得少量土壤水，如果埋藏較深且凍結前較為乾旱，地下水位不能得到土壤水的補給，水位幾乎不會受到凍融的影響；地下水埋藏小於零通面時，凍層為隔水層，幾乎不發生蒸發到地表以上或地表水入滲，埋藏大於零通面時，土壤可能達不到飽和凍結，凍層雖然具有一定的滲透能力，但是由於埋藏較深，蒸發到地表或地表水下滲對地下水位影響不大。

②凍融期，水勢發生變化，零通面消失。潛埋型地下水在凍結期貯存大量的水，融化時大量釋水補給地下水，地下水位上升，凍融水成為地下水補給的重要來源；深埋型地下水，土壤貯水沒有前者多，釋水補給地下水較少或不補給，地下水位影響不大；潛埋型地下水在融通前不能得到融雪水等地表水的補給，深埋型地下水或者具有空洞、蟻穴腐爛根道等土壤的地下水能夠接受融雪入滲或其他地表水的補給，水位變化依情況而定。