石大气象学与气候学课件06气候的形成

第六章气候的形成气候概念气候是指一地在多年时期内的大气平均状态或统计状态.气候系统的影响因素它是在太阳辐射、下垫面性质、大气环流和人类活动等因素长时间综合作用下形成的.气候系统的组成是由大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈组成的庞大系统。

气候系统的性质1、气候系统是一种开放的梯级系统，其周期性与非周期性是可以相互转化的2、气候系统的整体性3、气候系统的相关性——反馈过程4、气候系统的有序性气候系统的自身特有的属性1、热力属性2、水分属性3、动力属性4、静力属性

第一节气候形成的辐射因子一、太阳辐射与天文气候（一）什么是天文辐射与天文气候1、太阳辐射在大气上界的分布，是由太阳与地球间的天文位置决定的，即主要由太阳高度、日地距离、日照时间（白昼长度）等天文因素所决定，所以又称为天文辐射，2、由天文辐射所决定的地球气候称为天文气候，它反映了世界气候的基本轮廓。（二）天文辐射的计算1、日地距离太阳辐射的强度与日地距离的平方成反比，在某一时刻大气上界的太阳辐射强度I应为：

I=a2/b2I0

（a为地球公转轨道的平均半径，b为该时刻的日地距离）进一步变形：I=I0/ρ2（ρ=b/a）月份123456789101112%3.42.81.80.2-1.5-2.8-3.5-3.1-1.7-0.31.62.8

表6-1大气上界太阳辐射强度的变化

2、太阳高度用球面三角公式求出任意时刻太阳高度的的表达式：

sinh=sinφsinδ+cosφcosδcosω在太阳高度为h时，单位面积上所获得的太阳能为Isinh，再考虑到日地距离的影响，那么单位时间落到大气上界任意地点的单位水平面上的天文辐射能量为sinh所以，太阳高度的不同到达大气上界的天文辐射量不同因此，任一地点、任一天太阳辐射在大气上界流入量的日变化，以及一年中任意时刻，地球表面水平面上的天文辐射为：3、白昼长度从日出到日没的时间间隔，它与太阳辐射量有关。

因为日出日没太阳正好在地平圈，所以h=0°

根据sinh=sinφsinδ+cosφcosδcosω则sinh=sinφsinδ+cosφcosδcosω=0

cosω=–tgφtgδ2ω就是白昼长度，它随地理纬度和太阳赤纬变化。4、综合以上三个方面计算任一地点在一天内，1平方米水平面上天文辐射的总能量，可由下式计算此式充分表明，到达大气上界的天文辐射量与日地距离、太阳高度、以及白昼长度有密切的关系。5、进一步计算某纬度在某日天文辐射的日总量可用下式：用此式计算出的若干纬度上天文辐射的年变化如图6-2。北半球水平面上天文辐射的分布如表6-2所示。（三）天文气候1、天文辐射的时空分布特点分析图6-2、6-3以及表6-2归纳如下：（1）天文辐射能量的分布是完全因纬度而异的。（2）夏半年获得的天文辐射量的最大值在20°—25°的纬度上，由此向两极减少，最小值在极地。（3）冬半年北半球获得天文辐射最多的是赤道。（4）天文辐射南北差异冬夏半年不同，而且在同一时间内随纬度也不同。（5）冬、夏半年天文辐射的差值是随纬度的增加而加大。（6）在极圈内，有极昼极夜现象，在极夜期间，天文辐射为零。2、天文气候带二、辐射收支与能量系统1、辐射收支的地理分布：（1）年平均总辐射最高值并不出现在赤道，而是位于热带沙漠地区。（2）年平均总辐射等值线并不完全与纬线平行。

（3）在广阔的洋面上，年平均总辐射等值线大致与纬线平行，其值由低纬向高纬递减，在极地最低。只有在冷暖洋流交汇的地方，年总辐射差额的带状分布才遭到破坏。（4）在地—气系统净辐射的分布来看，除两极地区全年为负值，赤道附近地带全年为正值外，其余大部分地区是冬季为负值，夏季为正值，季节变化十分明显。（5）就全球地—气系统全年各纬圈吸收的太阳辐射和向外射出的长波辐射的年平均值而言，对太阳辐射的吸收值，低纬度多于高纬度，对长波射出而言，高低纬度间的差值却小得多。低纬度有热量的盈余，而高纬度有热量的亏损。（如图6-5）图6-5地球不同纬度太阳辐射的收入与长波辐射的支出（二）地面能量平衡地面能量平衡方程

Rg+LE+Qp+A=0地面能量平衡决定着活动层以及贴近活动层空气的增温和冷却，影响着蒸发和凝结的水相变化，是气候形成的重要因素。

海洋和大陆表面热量平衡各分量的纬度年平均分布如图（三）全球能量级联

太阳辐射能

是整个气候系统的主要能源，在太阳辐射能的驱动下，通过气候系统内部的相互作用，产生能量的交换和转移。如图6-9。

（四）全球能量平衡模式图6-10地球能量平衡模式

第二节气候形成的环流因子一、海汽相互作用与环流1、海洋是大气环流运转的能量和水汽供应的最主要源地和储存库。到达地表的太阳辐射约有80%被海洋所吸收，并且将其中的85%左右的热能储存在大洋表层，这些能量再以长波辐射、蒸发潜热和湍流显热等方式输送给大气。海洋通过蒸发作用，向大气提供约86%的水汽。2、在CO2循环中，海洋是CO2的巨大储存库，它也通过调节大气中的CO2含量来影响气温和环流。3、海洋是从大气圈的下层向大气输送热量和水汽，而大气运动所产生的风应力则向海洋上层输送动力，使海水发生流动，形成“风生洋流”。如图6-12，世界洋流分布与地面风向分布密切相关。二、环流与热量输送1、南北方向——赤道与极地之间的热量输送（1）输送量的计算：①在南北方向单位时间的显热输送量由下式计算：②从地面到大气上界潜热在南北方向上的水平输送公式为：（2）输送量的时空分布分析图6-14看出：1、由赤道到极地的热量传输随纬度和季节而异。2、从年平均来看，以纬度40°附近为最大，热赤道约在5°N左右。3、从季节来讲，冬季高低纬度间温差最大，环流也最强，由低纬向高纬输送的热量也最大，夏季南北温差小，热量的传输强度也小。

具体来看：①显热的输送在纬度分布上有两个高点，分别在20°附近和50-60°附近。②潜热的输送约在回归线附近分别向高、低纬度输送，高纬度在40°附近为最高峰，向低纬度输送的在10°附近是另一个高峰。③洋流热通量约自2°N左右的洋面分别向南北输送，在20°附近达到最高峰。（3）输送的形式从大气环流的输送形式来讲，有平均经圈环流输送和大型涡旋输送。在显热输送上，两者具有同一量级，潜热的经向输送在30-70°N地带以大型涡旋输送为主，平均经圈环流次之，但在低纬度则基本上由信风和反信风的定常输送来完成。（4）输送的结果：环流的输送作用调节了高低纬度间的温度（表6-3）

实际结果显示，由于环流经向输送热量的结果，低纬度降低了2-13℃，中高纬度却升高了6-23℃。据最新资料，赤道实测温度比辐射差额温度降低了14℃，而极地则提高了25℃。因此，大气环流和洋流在缓和赤道与极地之间的南北温差上，确实起了极大的作用。经度地区0°大西洋130°E欧亚大陆170°W

太平洋90°W北美大陆1月227447587月1682525平均19413641表6-4大陆和大洋上赤道至北极圈气温的差别2、东西之间——海陆间的热量传输

冬夏不同的季节，大陆和海洋互为冷热源。海陆间的热量交换是造成同一纬度带上，大陆东西岸和大陆内部气温有显著差异的重要原因。大气环流的作用，使迎风海岸的气温能够受到海洋的调节，扩大了海洋性气候区域。同时，在背风的海岸，即使在海洋表面，受到大陆气团的影响，也会出现较大的气温年较差。如鄂霍次克海、渤海等。

三、环流与水分循环1、水分循环的过程：蒸发、大气中的水分输送、降水和

径流四个方面。2、水分循环的类型：

水分外循环（大循环）水分内循环（小循环）

3、水量平衡：据长期观测，地球上的总水量是不变的，即水分的收入与支出是平衡的。这种平衡是水分循环的结果，而水分循环又必须通过大气环流来实现。

根据水分循环中的三个过程：蒸发、降水和大气中水分的输送的平均经向分布（如图6-16）可以说明大气环流所起的作用。4、就全球的水分输送计算证明：在低纬度哈德莱环流对水汽输送起的作用很大，在中高纬度也主要是通过大型涡旋运动进行输送。四、各纬度环流与气候1、低纬度环流与气候低纬度环流包括信风带、赤道辐合带、赤道西风和副热带高压带，大体南北纬30°之间，其1月和7月海平面等压线和流场如图所示。

2、中纬度环流与气候中纬度环流以温带西风为主。在西风这个基础气流带中，经常有移动性的气旋和反气旋自西向东移动，再加上北半球温带大陆面积大，海陆冬夏热力性质不同，气压的季节变化显著，这使得北半球近地面层的温带西风很不明显。在温带西风大陆的东西两岸气候有显著的不同。3、高纬度环流与气候

极地是冰洋气团的源地，因地面冷却作用形成反气旋。通过极地环流将冷空气向中纬度输送，在中高纬度的边缘地区，冷暖空气交绥带上，气旋活动频繁，经常出现降水，大风等恶劣天气。极地相应的形成了寒带的气候。综上所述，大气环流在气候的形成中起着重要的作用。当环流形势趋于长期的平均的正常状态时，各地的气候也是正常的。当环流形势在个别的年份或季节内出现异常时，也会导致某些地区的候出现异常。五、环流变异与气候1、厄尔尼诺现象：指北太平洋东部，南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）延伸到赤道东太平洋向西到日界线附近的海面温度异常增暖的现象。连接厄尔尼诺和地球现象厄尔尼诺一词源出于西班牙文“ElNino”，原意是“圣婴”。最初用来表示在有的年份圣诞节前后，沿南美秘鲁和厄瓜多尔附近太平洋海岸出现的一支暖洋流，后来科学上用此词表示在南美西海岸（秘鲁和厄瓜多尔附近）延伸至赤道东太平洋向西至日界线（180°）附近的海面温度异常增暖现象。

2、什么叫“拉尼娜”拉尼娜现象是指赤道东太平洋的海表温度比常年偏冷的现象。

近来，赤道东太平洋地区海洋、大气的各种监测数据表明，厄尔尼诺现象正在迅速向“拉尼娜”现象转化。

它也被称为“反厄尔尼诺”现象。

拉尼娜现象与厄尔尼诺相反。拉尼娜原意为西班牙语小女孩的意思。用以指赤道太平洋东部和中部海表温度大范国持续异常变冷（连续6个月低于常年0.5℃以上）的现象。可见，拉尼娜的定义正好与厄尔尼诺相反，故也被称为“反厄尔尼诺”。拉尼娜常与厄尔尼诺交替出现，但其发生频率要低于厄尔尼诺。例如，80年代以来发生了3次拉尼娜，是厄尔尼诺发生频率的一半。与厄尔尼诺的发生机制正好相反，当赤道太平洋信风持续加强时，赤道东太平洋表面水被吹走，深层的冷水上翻作为补充，海表温度进一步变冷，从而形成拉尼娜。拉尼娜对天气、气候的影响大致与厄尔尼诺相反，但其影响程度和威力较厄尔尼诺要小。拉尼娜出现时印度尼西亚、澳大利亚东部、巴西东北部、印度及非洲南部等地降雨偏多，在太平洋东部和中部地区、阿根廷、赤道非洲、美国东南部等地易出现干旱。拉尼娜年，我国容易出现冷冬热夏，即冬季气温较常年偏低，夏季偏高。另外，在西太平洋和南海地区生成及登陆我国的热带气旋个数，拉尼娜年比常年多。3、南方涛动：（1）指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系。（即南太平洋副高比常年增高或降低，而印度洋的赤道低压就出现相反的情形。两者的气压变化有“跷跷板”现象。）（2）南方涛动指数（SOI）：南太平洋海平面气压值与印度洋赤道低压的差值。（3）厄尔尼诺/南方涛动事件的主要特征是：当赤道东太平洋海水温度（SST）出现异常高位相（增暖时），南方涛动指数（SOI）出现异常低位相。两者呈负相关。4、低纬度涛动（北方涛动）它是由两种基本状态和其间的过渡状态组成。（1）在涛动的低指数时期赤道低压主体减弱，南北太平洋副热带高压减弱，导致信风减弱，赤道西风发展，造成中、东太平洋海面水温升高，使得沃克环流发生变化。原先的赤道太平洋干旱带变为多雨带，印度洋和西太平洋的雨量大大减少。（2）在涛动的高指数时期，情况完全相反。（3）两种状态之间的转换主要通过副热带高压强度和位置变化这个重要环节。第三节海陆分布对气候的影响一、

海陆分布与气温1、海陆与大气热量交换的差异（1）、从海陆热力性质的角度看①海洋的反射率比大陆小；海洋能够大量储存能量；②海洋的热容量比陆地大，它的增温和冷却都比陆地缓慢；③海洋提供给大气的年平均潜热量远高于湍流显热量，而陆地两者相差不大。

（2）再从海陆面积大小的分布看

地球表面海陆面积大小的分布是很不对称的，北半球陆地面积比南半球约大一倍，而北半球东半部的又比西半部大两倍。所以这又使海陆分布的影响更加复杂。

由表得出结论：冬夏不同的季节，大陆和海洋互为冷热源。2、海陆气温的对比

海陆冷热源的作用反映在海陆气温的对比上是十分明显的。①在纬度30°N上，从海平面到对流层上层，1月陆地气温都低于海洋，7月相反。二者的差值是7月大于1月。②从全年来讲，在500百帕等压面上，每年10月到次年4月都是海上气温高于陆地，6-9月相反，5月和10月是转变月。（2）定量说明同纬度地带海陆气温的差异性，可用气温等距平线图来表示

气温的距平值是该地气温与同纬圈平均气温的差值，在相同纬度、相同海拔高度的各站气温距平值，主要决定于海陆分布。

小结：海陆气温的差异，在冬季的高纬度为最突出，在夏季则以副热带纬度最显著。就全球而言，由于北半球海洋面积相对比南半球小，所以北半球冬季比南半球冷，夏季比南半球热。二、海陆分布对大气水分的影响1、对蒸发和空气湿度的影响：

海洋的蒸发远大于陆地2、对雾的影响3、对降水的影响三、海陆分布与周期性风系由于海陆分布引起的气温差异而造成的周期性风系：一日为周期的海陆风和一年为周期的季风。

1、海陆风

（1）

概念：

白天，风从海洋吹向陆地，夜晚，风从陆地吹向海洋。这种风叫海陆风。（2）

形成：

（3）

分布：在热带地区，气温日变化较大，特别是冷洋流经过的海岸地带，海陆风最强烈，全年都可出现。温带地区海陆风较弱，主要在夏季出现。

（4）

对气候的影响：对滨海地区的气候有一定的影响，白天吹海风，海上水汽输入大陆沿岸，形成雾或低云，甚至产生降水，同时还可以降低沿岸的气温。2、季风

（1）、季风的定义季风是盛行风向的季节变化Ramage(1971)给季风的定义：1月与7月盛行风向的变化有120°；1月与7月盛行风向的频率超过40%；至少在1月和7月中有一个月的平均合成风超过3米/秒在5°经纬度矩形内，这两个月份中每个月气旋与反气旋的交替至少每两年一次。Webster(1987)给季风定义标准：冬、夏风向的季节性反转和干湿期的季节性交替出现（2）季风的特点盛行风向随季节变化有很大差异，甚至接近相反。两种季风各有不同的源地，因而气团性质有根本的不同。能给天气现象造成明显不同的季节性差异。（3）季风的形成机制主要原因有四个：海陆热力差异行星风带的季节变化大地形的作用南北半球气流的相互作用

（4）

分布：世界季风区分布很广，其中东亚是世界上最著名的季风区。另外就是亚洲南部季风

四、海洋性气候与大陆性气候在海洋性条件下的气候叫海洋性气候，在大陆性条件下的气候叫大陆性气候。

区别两者的标志很多，其中最主要的表现在气温和降水。1、气温指标

一般用气温日较差、气温年较差、年温相时，春秋温差值和大陆度等指标。2、水分指标

一般用降水量，降水变率，湿度等指标。气温标志气温日较差气温年较差年温相时春秋温差海洋性气候小小落后春温低于秋温大陆性气候大大提前春温高于秋温水分标志降水量降水变率相对湿度绝对湿度海洋性气候多小大大大陆性气候少大小小两种气候类型的区别如下表：3、大陆度：是定量表示气候大陆性程度的指标，计算方法很多。（1）伊凡诺夫：综合考虑当地气温年较差、年平均气温日较差、最干月湿度饱和差以及所在地的纬度。利用经验公式计算气候大陆度。值越大，大陆性越强。（2）波罗佐娃：应用1月、7月气温对纬圈距平值分别计算该两个月的大陆度。值越大，大陆度越高（3）除此以外，还有用降水和大陆气团出现的频率等来计算大陆度的。第四节地形和地面特性与气候一、地形与气候（一）世界陆地地形1、陆地上最高大的山脉按走向可分为两条高山带：一条是呈东西向分布的阿尔卑斯山系和非洲北缘的阿特拉斯山脉一条是环绕太平洋东岸呈南北向分布的科迪勒拉—安第斯山系2、与上述高山带相毗连的巨大的高原，如青藏高原、伊朗高原、安纳托利亚高原、中西伯利亚高原、蒙古高原、阿拉伯高原、印度的德干高原、巴西高原等等。世界陆地上高原的面积要比高山大得多。3、世界陆地约有1/3是海拔不足200米的平原。4、大陆上盆地和丘陵所占面积不大，盆地大都出现在亚洲和非洲。（二）、地形与辐射地形对辐射的影响是随着海拔高度、坡向、坡度、地形等而有差异的。1、就直接辐射与总辐射而言，随着海拔高度的增加，有增强的现象。

2、太阳直接辐射还因坡向、坡度、纬度、季节和一天中的时刻而不同。（三）地形与气温1、高大地形对气温的影响

（1）机械阻挡作用（屏障作用）：①对北来的寒潮冷空气的阻挡：

表1：天山南北侧冬半年各月平均气温（℃）的比较地名海拔高度（米）10月11月12月1月2月3月4月乌鲁木齐6548.2—2.6—12.0—15.2—12.20.710.8焉耆10568.5—1.2—9.8—12.3—6.63.811.6南北差别4020.31.42.22.95.63.10.8西风暖平流冷平流气流辐合②冬季对西风气流的阻挡：西风气流遇到青藏高原的阻碍被迫分支，分别沿高原绕行。③夏季青藏高原对南来的暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，

④青藏高原的阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层的低层，并且波及到对流层的中层。

（2）热力作用（高原本身性质的影响）

①

将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季则偏高。：

月份123456输送量-615.5-368.4184.2498.2757.8866.7月份789101112输送量850.0644.8422.9-37.7-410.3-636.4年平均：184。2，说明青藏高原地-气系统是一个热源。表6-11青藏高原地-气系统逐月向四周大气输送的热量J/cm2d②

从青藏高原的地面气温看来，高原气温具有大陆性气候的特征。具体如下特点●地球的第三极地：气温比同纬度的平原低●气温的日、年较差大●气温的季节变化急，春温高于秋温2、中小地形对气温的影响（1）由于坡地方位不同，日照和辐射条件也不同，导致土温和气温都有明显的差异。坡向对气温的影响还因纬度和季节而异，高纬比低纬显著，冬季最大，夏季最小。（2）由于地形的凹凸和形态的不同，对气温也有明显的影响。在凸起的地形气温的日较差、年较差都较小，凹陷的地形则相反。

图6-28不同地形的气温日变化（黑龙江）（3）在低纬度的高原，气温的日变化虽较大，但年变化却较小。

（4）在同样的地形条件下，由于海拔高度不同，山地气温有很大的差异，一般情况都是随着地方海拔高度的加大，气温下降，但其变化速率因山地的性质和气候条件而不同。

（四）地形与地方性风1、青藏高原季风

青藏高原由于它和四周自由大气的热力差异，所造成冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。冬季高原上出现冷高压，夏季出现热低压。高原季风对环流和气候的影响很大：一是它使我国冬夏对流层低层的季风厚度加大；二是它破坏了对流层中部的气压带和行星环流2、

山谷风当大范围水平气压场比较弱时，在山区白天地面风常从谷地吹向山坡；晚上地面风常从山坡吹向谷地。这就是山谷风。3、焚风

沿着背风山坡向下吹的热干风叫焚风。

图6-30焚风的形成时空分布为：（1）我国不少地区都有焚风。（2）焚风也是世界性山地经常产生的一种现象，如亚洲的阿尔泰山、欧洲的阿尔卑斯山、北美的落基山东坡（在此处暖而干的风叫铁洛克风）等都是著名的焚风区。

（3）焚风在山地的任何季节，白昼或夜晚都可出现。

4、布拉风

从山地或高原经过低矮隘道向下倾落的寒冷暴风，称为布拉风。典型的布拉风出现在黑海北岸诺沃罗西斯克。

5、峡谷风当空气由开阔地区进入峡谷口时形成的强风，叫峡谷风。图6-31峡谷风（五）地形与降水1、对降水形成的影响在迎风的山地对降水有促进作用2、对降水分布的影响

（1）对降水分布范围的影响（2）对降水分布的影响与坡向有关：当海洋气流与山地坡向垂直或交角较大时，则迎风坡多成为“雨坡”，背风坡则成为“雨影”区域。

（3）降水分布与山地高度有关：由于山地对降水的形成有促进作用，所以，一般山上降水比山下多.

（六）山脉是气候的分界

高大山脉不仅本身具有特别的气候特征，而且还影响到临近地区的气候，有些山脉可以阻碍或改变气流的活动情况，使北来的寒潮不易南下，南来的暖湿气流缓上，又可是湿润的气团在迎风坡产生降水，而背风坡变得干燥。所以山脉两侧的气候有很大的差异，往往成为气候的分界，如我国的秦岭、天山山脉等。

二、地面特性与气候

地面特性指土壤、植被、小雪面、

小水面、局部地形，城市等特性，它们对近地面层的微细气候特征影响很大，是形成小气候差异的主要因素，这些小气候差异对人类的生产和生活都有影响。（一）小气候的概念指由于下垫面结构不均一性所引起的小尺度的近地层局地气候，它直接随下垫面的地方属性的差异而转移，在极短的距离内，气温有很大的差别，温度和湿度的垂直梯度都很大。（二）小气候形成的物理基础由于活动面的性质的不同，具有不同的热量平衡和水分平衡，以及湍流作用的差异，所以形成各种小气候。（三）小气候的一般特性

1、温度特性：有三个显著特点（1）温度的日变化剧烈，愈接近地面愈大。（2）短距离内气温的水平梯度非常大；（3）温度的垂直变化特别大，而且愈接近地面愈大。2、湿度特性（1）绝对湿度近地表的空气湿度大于较高层的。有日变化，其特点是两个最大值和两个最小值。（2）相对湿度的日变化和气温的日变化相反。3、风的特性近地层的风具有愈接近地面风速愈小和阵性明显的特点。

第五节冰雪覆盖与气候一、世界上冰雪覆盖概况1、什么是雪线？所谓雪线是指某一高度以上，周围视线以内有一半以上为积雪覆盖而且终年不化时的高度。①雪线高度主要因纬度而异，全球最大雪线高度并不在赤道，而在南北半球的热带和副热带，特别是干旱区。②在同纬度的山地，雪线高度可因种种条件各不相同。如季节、坡向、湿润坡与干旱坡等。2、影响雪线高度的因素3、分布（1）从平均值来看，多年冰雪覆盖占陆地面积的11%，占海洋面积的7%，全球约有10%的面积被冰雪所覆盖。在南北半球的分布如图6-36所示。组成面积（106km2）占地球面积%存留时间（年）全球陆地海洋大陆雪盖23。74。715。910-2-101海冰24。44。86。710-2-101大陆冰盖15。43。010。3103-105山岳冰川0。50。10。3101-103永冻土32。06。221。5101-103

表6-16现代地球冰雪圈（2）现代冰雪圈个组成部分所占面积

从上面理查德等人所绘制的陆地雪的全球分布图看出：在季节性雪盖范围最大的时候，其面积比所有海冰和大陆冰盖的面积要大得多。如果积雪常年维持就会转变为大陆冰盖（又叫大陆冰原）海冰：主要指在北冰洋及环绕南极大陆的海洋中，漂浮在海上的冰。海冰覆盖在海面并不结成一个整体，而是分裂成块，冰块之间是水体。海冰的体积仅相当于陆地冰的1/600。南极冰的破碎南极冰的破碎格陵兰冰盖

大陆冰盖：南极冰原：是世界上最大的大陆冰原。目前南极大陆上只有1.4%的地区是无冰的，如果南极冰原全部融化，世界海面要抬升70-80米。冰原上的降水以固态形式落下，液态很少。太空中看到的南极从太空看到的南极神秘的南极格陵兰冰原：是北半球最大的冰原，冰原上每年都有新的冰雪堆积，也有一定量的冰融化和冰山的流出。

格陵兰冰盖格陵兰冰原：是北半球最大的冰原，冰原上每年有新的冰雪堆积，但也有一定量的冰的融化和冰山的流出。格陵兰冰盖乌鲁木齐天山一号冰川山岳冰川：在陆地冰中所占的面积和体积都是最小的，但“高山冰川是气候变化的敏感的指示器”。对研究古气候变化具有意义。

永冻土：分布在高纬度，欧亚大陆和北美大陆的高纬地区都有分布。最大深度在欧亚大陆的西伯利亚是1400米，在北美是600米。

4、变化：（1）根据人造卫星探测资料，全球冰雪覆盖面积有明显的季节变化和年际变化。表6-17。

北半球海冰和雪盖面积均以2月为最大，8月为最小，2月海冰面积相当于8月的2倍强，雪盖面积相当于8月的10多倍。南半球海冰面积以9月为最大，2月最小，其9月海冰面积相当于2月的4倍多。可见南半球海冰面积的季节变化比北半球更大。（2）海冰还有明显的年际变化。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大致相同，而在它的覆盖面积最大的时候，则约为终年不化的陆地冰的两倍。