气候的形成

辐射的作用

  海陆表面的热能主要来自太阳,太阳辐射能是大气中一切物理过程的原动力。各地气候差异的基本原因是太阳辐射能量在地球上分布不均匀。各地全年所得太阳辐射因纬度而异即随着纬度的增高而减少。各地所得太阳辐射量的季节变化也因纬度而不同,即随纬度的增高季节变化加大。由此可看出都表现在纬度的差异上。

  如果把地面和上面的空气柱看作是一个整体,那么收入的辐射(地面和大气吸收的太阳辐射)和支出辐射(返回宇宙间的地面和大气的长波辐射)的差额,就是地一气系统的辐射平衡。辐射差额赤道最大,向高纬度逐渐变小由赤道到纬度30°地区为正值,在30°以北变为负值。它的绝对值向高纬度增加而到极地为最大。由此可见,热带和副热带热量收入大于支出,而温度和寒带则支出大于收入,因此必然会发生热量由赤道向两极输送的情况。

  我们分析一下纬度所引起的辐射因子的最简单的情况,也就是在大气上界的太阳辐射情况,即天文辐射。因为大气上界排除了大气对太阳辐射的影响,那么,太阳光热的分布,只受日地距离、日照时数和太阳高度(即太阳入射角)三个因素的影响,尽管这是一种纯理论研究的理想情况,但它与今天地表面的实际辐射情况大体相似,而且,它是实际辐射情况的基础,是今天世界辐射分布和气候状况的基本轮廓。因此,它是具有现实意义的。

表13-1 水平面上天文辐射日总量(卡/厘米2·日)

纬度日总量日期

90°N

70°N

50°N

30°N

10°N

0°N

10°S

30°S

50°S

70°S

90°S

春分

0

316

593

799

909

923

909

799

593

316

0

夏至

1110

1043

1020

1005

900

814

708

450

170

0

0

秋分

0

312

312

789

898

912

898

789

596

312

0

冬至

0

0

181

480

756

869

962

1073

1089

11145

1195

表13-2 北半球各纬度冬夏半年和全年辐射量(千卡/厘米2)

纬度辐射量日期

10°

20°

30°

40°

50°

60°

70°

80°

90°

夏半年

160.6

170.0

174.6

174.4

169.7

160.9

149.1

138.7

134.5

133.3

冬半年

160.6

146.8

129.0

107.8

84.0

58.7

33.6

134.4

3.24

0

全年

321.2

316.8

303.6

282.2

253.7

219.6

182.7

152.1

137.8

133.3

  
  (1)天文辐射日总量的分布在纬度方向上是不均衡的。在春、秋分日,太阳直射赤道,单位面积上所获得太阳光热最多,而且在南北半球各相当纬度的太阳高度角对称分布,大致相同,日照时间也相等,获得等量的太阳辐射,并向两极逐渐减少。故赤道地区全年有两个最高值(春分日和秋分日),使低纬度气温的年变化具有"双峰型"的特点。在夏至日,太阳直射北回归线,这时南极圈以内的地区出现极夜,日照时间自南极圈向北逐渐增大;太阳高度自南极圈的0°逐渐向北增大,至北回归线达最高,再向北又逐渐减小。因此,太阳辐射的分布自南极圈起向北递增。在北极圈附近,由于日照时数的增长大于因太阳高度角的减小而少得的太阳辐射,所以到达北极出现了最高值(冬至日情况与此相反)。这样,就使高、中纬度的气温年变化呈现“单峰型”的特点。

  (2)天文辐射日总量的年变化,是随纬度的增高而加大的。赤道上为109卡/厘米2·日,极地则为1110卡/厘米2·日,二者相差10倍。这和气温年变化随纬度的增高而加大的特点是一致的。

  (3)天文辐射的年总量随纬度的增高而递减。最高值出现在赤道,最小值在极地。这正和赤道在一年之内太阳高度角最大,获得的热量最多,气温是随纬度的增高而降低的规律相符合。

  (4)太阳辐射最高值,夏半年在20°N~30°N附近的地区,由此向南、向北减少,且南北之间的辐射量差异小。这和夏季热赤道随着太阳直射点的北移、南北温差较小的特点相吻合;而冬半年则出现在赤道,随纬度的增高而减小,且南北之间的辐射量相差较大。这与冬半年南北温差较大的特点是一致的。

  (5)同一纬度地带,日、季、年辐射量到处都相同,这表明天文辐射具有纬向带状分布的特点。这就是气温呈纬向分布的基本原因。

  天文辐射的纬向分布特点,使地球上出现相应的纬向气候带,如赤道带、热带、副热带、温带、寒带等,都称为天文气候带。这是理想的气候带,而实际气候远为复杂,但这已形成全球气候的基本轮廓。

大气环流的作用

  在高纬与低纬之间、海洋与陆地之间,由于冷热不均出现气压差异,在气压梯度力和地转偏向力的作用下,形成地球上的大气环流。大气环流引导着不同性质的气团活动、锋、气旋和反气旋的产生和移动,对气候的形成有着重要的意义。常年受低压控制,以上升气流占优势的赤道带,降水充沛,森林茂密;相反,受高压控制,以下沉气流占优势的副热带,则降水稀少,形成沙漠。来自高纬或内陆的气团寒冷干燥,来自低纬或海洋的气团温和湿润。一个地区在一年里受两种性质不同的气团控制,气候便有明显的季节变化。如我国气候冬季寒冷干燥,夏季炎热多雨,则是受极地大陆气团和热带海洋气团冬夏交替控制的结果。总之,从全球来讲,大气环流在高低纬之间,海陆之间进行着大量的热量和水分输送。在经向方向的热量输送上,大气环流输送的热量约占80%。

  在大气环流和洋流的共同作用下,使热带温度降低了7~13℃,中纬度温度则有所升高,60°N以上的高纬地区竟升高达20℃。

  大气环流水分输送,也起着重要的作用。大气中水分输送的多少、方向和速度与环流形势密切相关。北半球,水汽的输送以30°N附近为中心,向北通过西风气流输送至中、高纬度;向南通过信风气流输送至低纬度。我国的水汽输送,主要有两支:一支来自孟加拉湾、印度洋和南海,随西南气流输入我国;另一支来自大西洋和北冰洋,随西北气流输入我国。南方一支输送量大,北方一支输送量小,两者的界线是黄淮之间和秦岭一线,基本上相当于气候上的湿润和半湿润的界线。

  降水的形成离不开天气系统,离不开云、水汽的输入和空气的垂直上升运动。这一切都和环流形势紧密相连。例如,降水量的多少和进入各种天气系统的水汽量有关,暖湿赤道空气的流入能在几小时或1小时以内产生100毫米的降水;雷暴降水量的多少可和流入积雨云内水汽量的多少成正比。

  世界降水的分布有两个高峰和两个低峰,即两个多雨带和两个少雨带,两个多雨带和赤道辐合带、极锋辐合带两个气流辐合带的位置基本相符;两个少雨带和副热带高压带、极地高压带两个气压带的位置一致。

  大气环流在气候的形成中起着极其重要的作用。在不同的环流控制下就会有不同的气候,即使同一环流系统,如环流的强度发生改变,则它所控制的地区的气候也将发生改变;如环流出现异常情况,则气候也将出现异常。

  大气环流状况的变化,可用经向环流和纬向环流的强弱和转换来表示。某地区在较长时间内的大气环流的变化都有一个该时期的平均状况。当某年某一段长时间内的经向环流和纬向环流的持续时间和转换频率,大大超过该时期的平均状况时,则称某年某一段长时间内的大气环流状况为环流异常。如1972年的主要环流特征,北半球有两个稳定而强大的长波槽脊存在,12~3月在欧洲上空和北太平洋上空为阻塞高压,大西洋西部和亚洲为低槽,5~9月,欧洲和北美西部为阻塞高压,北美东部和东亚为大槽。整个一年里,北大西洋、北太平洋、欧洲东部和东北部、亚洲西部大部分地区在强大的大范围阻塞高压控制之下,故对于北半球而言,1972年为环流异常年。

  由于环流异常,就必然引起气压场、温度场、湿度场和其它气象要素值出现明显的偏差,从而导致降水和冷暖的异常,出现旱涝和持续严寒等气候异常情况。

  世界气象组织在1972年度报告中指出:“1972年世界的天气是历史上最异常的年份之一”。这一年,1月,美国密执安州的功圣马利降雨、雪量达1351.3毫米,超过正常年份十倍以上;2月,强烈暴风雪袭击了伊郎南部,在阿尔达坎地区,许多村庄被埋在8米深的大雪之下;3~~5月,美国中、北部和欧洲地中海沿岸各国先后遭到强大的风、雨、雪袭击,而在中东和近东地区几乎同时也发生了数次暴风雪并伴有强烈的低温、冻害;5~6月,印度酷热,最高气温超过50℃以上,香港发生了百年难遇的特大暴雨;7~8月,北冰洋上漂浮着一眼望不到头的大冰山,比常年同期多出四倍。苏联欧洲地区连续近两个月出现酷热少雨天气,引起泥炭地层自焚及森林着火,而西欧地区却连续低温,致使英国伦敦出现了1972年夏至日最高气温比1971年冬至日气温还低的特异现象;秋季,亚欧东部地区普遍低温,使初霜提早;冬季,西北欧的瑞典出现了两百年来少见的暖冬,苏联也出现了异常暖冬,莫斯科郊区的蘑菇竟能在冬季破土而出,列宁格勒下了百年未见的"冬季雷雨",在崐西非、印度以及苏联欧洲地区,几乎出现了全年连续干旱的严重旱情。西非,人和牲畜的饮水都成了问题。

  在我国,由于欧洲和亚洲西部阻塞形势持久稳定,冷暖空气在我国交绥机会少,以致我国北方和南方的部分地区汛期少雨,干旱严重。

  由此可知,在环流异常的情况下,可能在某一地区发生干旱,而在另一地区发生洪涝,或者在某一地区发生奇热,而在另一地区发生异冷。

  大气环流因子在气候形成中起着重要的作用。它不仅通过环流的纬向分布影响气候的纬度地带性,而且还通过热量和水分的输送,扩大海陆和地形等因子的影响范围,破坏气候的纬度地带性。当环流形势趋向于长期的平均状况时,气候也是正常的;当环流形势在个别年份或个别季节内出现异常时,就会直接影响该时期的天气和气候,使之出现异常。

海陆分布对气候的影响

  海洋占地球总面积的71%,陆地仅占29%,所以海陆差异是下垫面最大和最基本的差异。海洋和大陆由于物理性质不同,在同样的辐射之下,它们的增温和冷却有着很大的差异。冬季,大陆气温低于海洋,夏季,大陆气温高于海洋。

表13-3 30°N不同高度上海陆气温的差异

高度

季节

亚非大陆(℃)

太平洋(℃)

T陆-T海(℃)

海平面

1月

9.2

12.5

-3.3

7月

31.0

24.7

6.3

850毫巴

1月

5.5

6.5

-1.0

7月

24.0

16.4

7.6

700毫巴

1月

-1.3

-0.3

-1.0

7月

13.9

8.6

5.3

500毫巴

1月

-16.5

-14.5

-2.0

7月

-4.3

-6.8

-2.5

300毫巴

1月

-41.8

-38.5

-3.3

7月

-28.1

-33.0

4.9


  如表所示,从海平面对流层上层,1月份陆上气温比大洋上气温低;7月份相反。两者的差值,7月比1月大;低层比高层大,陆上年较差大于海洋上年较差。

  海陆对气压和风也有明显的影响。气压分布随气温分布而变化。夏季,大陆是热源,海洋为冷源,因此陆上气压低,海上气压高,风从海洋吹向大陆;冬季,海洋是热源,大陆为冷源,海上气压低,陆上气压高,风从陆上吹向海洋。此外,海陆对湿度、云量、雾和降水量都有很大的影响。

  海陆对气候影响显著,在地球上形成了差别很大的大陆性气候和海洋性气候。
海洋性气候与大陆性气候的差别,在气温方面的表现为:大陆性气候的特点是变化快、变化大,因此大陆性气候的日较差、年较差数值都较大,而海洋性气候则相反。大陆性气候最高温出现在7月,最低温出现在1月,海洋性气候一般最高温出现在8月,最低温出现在2月,气温变化落后于大陆。在同一纬度,春夏的气温,陆上较高,海上较低;相反,冬秋的气温,陆上较低,海上较高。从而大陆性气候具有春温高于秋温的特点,而海洋性气候则有秋温高于春温的特点。在湿度和降水方面,海洋性气候的特征是相对湿度较大,相对湿度年变化小,云量多、降水量多,降水的年变化小,秋冬降水较多。而大陆性气候的特色是,相对湿度较小,相对湿度的年变化大,云量少,晴天多,降水量少,降水的年变化大,夏季降水较多。大陆性气候与海洋性气候的区别可概括为表13-4。

表13-4 大陆性气候与海洋性气候比较

项目

气温
日较差

气温
年较差

月最高气温

月最低气温

春温-秋温
4月-10月

年降水
分配

云量

大陆性

7月

1月

正值

不均匀

较低

海洋性

8月

2月

负值

均匀

较高

地形与气候

  地形起伏不仅使它本身的气候显著不同,而且高耸绵亘的山脉,往往是低层空气流动运行的障碍,它可以阻滞北方的冷空气和南来的暖空气(如阻碍寒潮的行动,使锋带停滞),又可使气流的水份大大损耗。

  (1)对气温影响 在山脉两侧,气候可以出现极大差异,高大的山脉往往成为气候的分界线。大抵与纬线平行的山脉以山南山北气温的悬殊为主;从表13-5对比天山南北、秦岭南北的冬季气温,可看出屏障作用的影响。

表13-5 对比天山南北、秦岭南北的冬季气温

月份/地名

奇台        哈密

西安        汉中











十一
十二
纬度
高度

-18.8      -12.3
-15.4      -5.6
-3.4       4.8
8.8        13.1
16.2       20.3
21.4       25.5
23.7       27.7
21.9       26.2
15.4        19.4
5.8         9.8
-5.7        -1.0
-15.3       -9.1
44°01ˊ      42°49ˊ
796.4m       737.9m

-1.3       2.0
2.1        4.6
8.0        9.5
14.0       15.0
19.2       19.5
25.3       23.8
26.7       25.9
25.4       25.0
19.4       20.0
13.6       14.8
6.5        8.6
0.6        3.6
34°18ˊ      33°04ˊ
396.9m      508.3m


  与海岸平行的山脉,以沿海内陆雨量的悬殊为主。就整个气候来讲,无论山脉的走向如何,只要高度足以阻碍盛行气流的运行,就会对两侧的气温、降水及其它气候要素产生影响,成为气候的障壁,而世界气候区的划分也往往以高耸的地形为界。我国著名的南岭,它是由一系列东西走向的山地组成,北来冷气团常常受阻于岭北,以1月平均气温为例,岭南曲江为10.7℃,岭北的坪石为7.5℃,二者相差3℃;前者冬季很少飞雪,后者冬季常有。这样,南岭以南可以发展某些热带作物,具有热带性环境;南岭以北热带作物不能越冬,具有亚热带环境。

  (2)对降水影响 山地降水一般是随着高度增加而增多。特别是一些不太高的山区,山脚下与山顶的降水量有明显的差别。对比西安、泰安、九江、衡阳、峨眉几城市与附近山顶的降水量就可说明这一点:降水是随高度的增高而增加的,见表13-6。为什么降水随高度的增高而增加呢?

表13-6 降水与海拔高度的关系

对比地点

海拔(米)

年降水量(毫米)

华山西安

2065397

753.1624.0

泰山泰安

1534129

1210.9711.6

庐山九江

121532

1833.71493.7

衡山衡阳

1266103

2231.91353.0

峨眉山峨眉

3137447

2033.91668.7

  其原因:第一是山地上气温低,水汽容易达到饱和,凝结为雨;第二是空气与较高地方的寒冷地面相接触,容易冷却致雨;第三是暖湿气流遇到山地,被迫沿山坡上升,由于绝热冷却,水汽容易凝结致雨。表13-7以台湾西部平原到阿里山间的降水情况为例,说明降水量随高度的变化。

表13-7 降水量随高度的变化

 

北港

竹崎

幼叶林

阿里山

距海(公里)

17

43

56

70

海拔(米)

9

129

1060

2406

降水量(毫米)

1493

2555

3045

4357

  山地降水随高度的增加,只发生在一定限度以内,超过了这一限度,空气湿度减少,降水量就随高度增高而减少。这个限度的高度,就称为“最大降水带”。“最大降水带”决定于地理环境、季节和其它条件,它随时随地不同。例如,喜马拉雅山上这一限度在1000~1500米。

  (3)山地立体气候 在山地上,随着高度的增加,日照增强,气温降低,气压减低,降水在达到最大降水带以前不断增加,但超过这一高度即行减少,在高山顶上还有冰雪覆盖。同时,地面形状和山坡的方向、坡度,也对各气候要素发生显著影响,而且在生产上具有重要意义。例如,同一山地,由于向阳坡日照时间长,气温高,霜冻情况比阴坡大为减轻,以至阳坡可以发展某些经济林木,而阴坡则因冬季受到冻害而不宜种植;因此在山地中,自下而上,气候垂直变化,形成垂直气候带。气候的垂直气候带的顺序性,决定于山岭位于哪一个水平气候带内:位于赤道的高山,由山麓到山顶,气候带和植物带分布与由赤道到两极的分布情况一样;如果山岭位于苔原地区,那么向上去只有冰雪区。

  云南省的东川市,山脚的新村,海拔1254.1米,年平均气温20.3℃,≥10℃积温6821.3℃,霜期1个月左右,是南亚热带气候。可种甘蔗、花生、水稻等喜温作物,水稻一年两熟;山腰的汤丹,海拔2252.4米,年均温13.1℃,≥10℃积温3560.7℃,霜期3个多月,属暖温带气候,只宜种植玉米、马铃薯、小麦、蚕豆等,一年一至两熟;山顶附近的落雪,海拔3227.7米,年平均气温7.1℃,≥10℃积温762.6℃,霜期半年之上,属寒温带气候类型,只能种植马铃薯、荞子等喜凉作物,一年一熟;最高处气候更寒冷。假期四月的某日去东川市旅行,从新村坐汽车到落雪只需3个小时,量你可以感觉到,山脚炎热难当,山腰春暖花开,山顶大雪纷飞,寒风刺骨。“一山有四季”、“山高一丈,大不一样”,就是对这种立体气候的真实写照。

  (4)青藏高原对气候的影响 青藏高原是地球上最年轻、大幅度整体隆起的大高原。影响自然环境的一个重要方面是气候,而青藏高原的隆起在很大程度上改变了我国以至整个亚洲的大气环流。在晚第三纪高原隆起以前,是行星风系占主导地位,我国盛行西风。青藏高原的隆起,迫使西风带北撤,并在北部形成强大的蒙古一西伯利亚高压。冬季,蒙古-西伯利亚高压每隔一定时间表现为寒潮的侵袭。寒潮南下过程中,遇到青藏高原的阻挡,便折向东,直驱华北以至华南,使我国东部气温低于世界其他同纬度地区。由于青藏高原的大幅度抬升,喜马拉雅山脉便成了阻止印度洋气流北上的主要大障碍,使喜马拉雅山脉以北地区,尤其是藏北高原的气候变得干燥少雨。这种变化影响到整个西北地区。

洋流与气候

  海洋下垫面的性质是不均一的,其差异主要表现在冷、暖洋流上。洋流的形成有许多原因,主要原因是由于长期定向风的推动。世界各大洋的主要洋流分布与风带有着密切的关系,但洋流流动的方向和风向一致,在北半球向右偏,南半球向左偏。在热带、副热带地区,北半球的洋流基本上是围绕副热带高气压作顺时针方向流动,在南半球作逆时针方向流动。在热带由于信风把表层海水向西吹,形成了赤道洋流。东西方向流动的洋流遇到大陆,便向南北分流,向高纬度流去的洋流为暖流,向低纬度流去的洋流为寒流。

  洋流是地球上热量转运的一个重要动力。据卫星观测资料,在20°N地带,洋流由低纬向高纬传输的热量约占地-气系统总热量传输的74%,在30°~35°N间洋流传输的热量约占总传输量的47%。洋流调节了南北气温差别,在沿海地带等温线往往与海岸线平行就是这个缘故。

  暖流在与周围环境进行交换时,失热降温,洋面和它上空的大气得热增湿。我们以墨西哥湾暖流为例,"湾流"每年供给北欧海岸的能量,大约相当于在每厘米长的海岸线上得到600吨煤燃烧的能量。这就使得欧洲的西部和北部的平均温度比其它同纬度地区高出16~20℃,甚至北极圈内的海港冬季也不结冰。苏联的摩尔曼斯克就是北冰洋沿岸的重要海港,那里因受北大西洋暖流的恩泽,港湾终年不冻,成为苏联北洋舰队和渔业、海运基地。再如,对我国东部沿海地区的气候影响重大的"黑潮",是北太平洋中的一股巨大的、较活跃的暖性洋流。它在流经东海的一段时,夏季表层水温常达30℃左右,比同纬度相邻的海域高出2~6℃,比我国东部同纬度的陆地亦偏高2℃左右。黑潮不但给我国的沿海地区带来了温度,还为我国的夏季风增添了大量的水汽。根据观测资料进行的计算和不同区域的比较都充分说明:气温相对低而且气压高的北太平洋海面吹向我国的夏季风,只有经过“黑潮”的增温加湿作用以后,才给我国东部地区带来了丰沛的夏季降水和热量,才导致了我国东部地区受夏季风影响的地区、形成夏季高温多雨的气候特征。

  而冷洋在与周围环境进行热量交换时,得热增温,使洋面和它上空的大气失热减湿。例如,北美洲的拉布拉多海岸,由于受拉布拉多寒流的影响,一年要封冻9个月之久。寒流经过的区域,大气比较稳定,降水稀少。象秘鲁西海岸、澳大利亚西部和撒哈拉沙漠的西部,就是由于沿岸有寒流经过,致使那里的气候更加干燥少雨,形成沙漠。

  洋流对气候的影响,主要是通过气团活动而发生的间接影响。因为洋流是它上空气团的下垫面,它能使气团下部发生变性,气团运动时便把这些特性带到所经过的地区,使气候发生变化。一般说,有暖洋流经过的沿岸,气候比同纬度各地温暖;有冷洋流经过的沿岸,气候比同纬度各地寒冷。

  正因为有洋流的运动,南来北往,川流不息,对高低纬度间海洋热能的输送与交换,对全球热量平衡都具有重要的作用。从而调节了地球上的气候

冰雪覆盖对气候的影响

  冰雪覆盖是气候系统的组成部分之一,海冰、大陆冰原、高山冰川和季节性积雪等,由于它们的辐射性质和其他热力性质与海洋和无冰雪覆盖的陆地迥然不同,形成一种特殊性质的下垫面,它们不仅影响其所在地的气候,而且还能对另一洲、另一半球的大气环流、气温和降水等产生显著的影响。在气候形成中冰雪覆盖是一个不可忽视的因子。

  地球上各种形式水的总量估计为1384×106km3,其中97.4%是海水;0.0009%是大气中的水汽;0.5%是地下水,大部分处在深处;0.1%在江湖中,另外2%是冻结的。就淡水来讲,其中80%是以冰和雪的形式存在的。

  南极冰原是世界上最大的大陆冰原,体积达28.6×106km3。目前南极大陆上只有1.4%的地区是无冰的,如果覆盖这个高原大陆的冰原全部融化了,那末世界大洋的海平面要抬升65米。冰原上的降水多以固态形式落下,液态很少。

  海冰覆盖的面积变化较大,在海冰覆盖面积最小时,其面积和终年不化的陆地冰覆盖面积是大致相同的;而当它的覆盖面积最大时,则约为终年不化的陆地冰的两倍。

  全球冰雪覆盖面积在一年中的季节变化非常明显,就北半球而论,以1月份冰雪覆盖面积为最大,2-3月份变动不大,到了4月份大陆冰雪覆盖面积显著退缩,但海冰却向南推进甚远,此后由于太阳辐射增强,冰雪面积逐月减少,到9月初达到全年最低值。南半球相反,9、10月份冰雪覆盖面积达到今年最高值,2月份出现最低值。由于北半球冰雪覆盖面积比南半球大,全球冰雪面积的季节变化也以1月份为最大,8月份为最小,9月份接近全年最小值。

  雪被冰盖是大气的冷源,它不仅使冰雪覆盖地区的气温降低,而且通过大气环流的作用,可使远方的气温下降。由于冰雪覆盖面积的季节变化,使全球的平均气温也发生相应的季节变化。冰雪表面的致冷效应是由于:

  (一)冰雪表面的辐射性质不同于其他下垫面对太阳的辐射,它对太阳短波辐射的反射率很大,能够吸收的太阳辐射能小,再加上冰雪表面的长波辐射能力很强,几乎与黑体完全一样,这就使得冰雪表面的有效辐射在相同温度条件下要比其他的下垫面大;

  (二)冰雪表面与大气间的能量交换和水分交换能力很微弱。冰雪对太阳辐射率和导热率都很小。当冰雪层厚度达到50厘米时,地表和大气之间的热量交换基本上被切断,因此大气就得不到地表的热量输送。冰雪表面的饱和水汽压比同温度的水面低,冰雪供给空气的水分甚少。于是空气反而向冰雪表面输送热量和水分,所以冰雪不仅有使空气制冷的作用,还有致干的作用。冰雪表面上形成的气团冷而干,其长波辐射能因空气中缺乏水汽而大量逸散到宇宙空间,大气逆辐射微弱,冰雪表面上有效辐射失热更难以得到补偿;

  (三)当太阳高度角增大,太阳辐射增强时,融冰化雪还需要消耗大量热能。在春季无风的天气下,溶雪地区的气温往往比附近无积雪覆盖区的气温低数十度。

  冰雪覆盖的致冷效应,使地面出现冷高压,而高层等压面降低,出现冷涡。由于冰雪覆盖面积的年际变化,随之气压场和大气环流也产生相应的变化。在冰雪覆盖面积变化特别显著的年份,往往会出现气温和降水异常现象,这种异常可影响到相当遥远的地方。