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1、第九章第九章 下垫面对气候的影响下垫面对气候的影响一一、海洋性气候与大陆性气候、海洋性气候与大陆性气候由于海陆分布对气候形成的巨大作用，使得在同一纬度带内：在海洋条件下形成的气候称为海洋性气候；在大陆条件下形成的气候称为大陆性气候。（一）气温指标（一）气温指标海洋性气候与大陆性气候在气温上的标志一般用气温日较差、气温年较差、年温相时、春秋温差值和大陆度等指标表示，（1 1）气温年较差：大陆大于海）气温年较差：大陆大于海洋。洋。（2 2）年温相时：大陆最热月在）年温相时：大陆最热月在7 7月，最冷在月，最冷在1 1月，而海洋最热月月，而海洋最热月在在8 8月，最冷月在月，最冷月在2 2月。出现时
2、间月。出现时间比大陆落后比大陆落后1 1 个月。个月。（3 3）春温与秋温差值：气候学）春温与秋温差值：气候学上通常以上通常以4 4 月和月和10 10 月气温分别月气温分别代表春温和秋温。春温低于秋温。代表春温和秋温。春温低于秋温。大陆性气候，春温高于秋温。大陆性气候，春温高于秋温。（4 4）气温日较差：气温日较差）气温日较差：气温日较差一般在夏季比冬季大。大陆大于一般在夏季比冬季大。大陆大于海洋。海洋。（二）水分标志（二）水分标志1 1、海洋性气候年降水量多于、海洋性气候年降水量多于同纬度大陆性气候。同纬度大陆性气候。2 2、海洋性气候一年中降水的、海洋性气候一年中降水的分配比较均匀，而以
3、冬季为分配比较均匀，而以冬季为较多。气旋雨的频率为最大，较多。气旋雨的频率为最大，降水的变率小。降水的变率小。3 3、大陆性气候以对流雨居多，、大陆性气候以对流雨居多，降水集中于夏季，降水变率降水集中于夏季，降水变率大。大。4 4、海洋性气候的绝对湿度和、海洋性气候的绝对湿度和相对湿度一般都比大陆性气相对湿度一般都比大陆性气候大。候大。5 5、相对湿度的年较差海洋性、相对湿度的年较差海洋性气候小于大陆性气候。气候小于大陆性气候。（三）气候大陆度（三）气候大陆度定量表示各地气候大陆的程度，采定量表示各地气候大陆的程度，采用气候大陆度为指标来衡量。用气候大陆度为指标来衡量。大陆度计算的方法很多，通
4、常以气大陆度计算的方法很多，通常以气温年较差（消去纬度影响）和气温温年较差（消去纬度影响）和气温的纬度距平为依据。的纬度距平为依据。1 1、伊凡诺夫的计算方法：、伊凡诺夫的计算方法：AyAy：当地气温年较差当地气温年较差，AdAd：年平均气温日较差年平均气温日较差，D D0 0 ：最干月湿度饱和差最干月湿度饱和差j j：所在地纬度所在地纬度，该地的气候大陆度按下述经验公式来计算：该地的气候大陆度按下述经验公式来计算：K K100100，则为大陆性气候，百分则为大陆性气候，百分数愈大，大陆性愈强；数愈大，大陆性愈强；反之，如分子值小于分母值，得出反之，如分子值小于分母值，得出K K 值值1001
5、00，则为海洋性气候，百分，则为海洋性气候，百分数愈小，海洋性愈强。数愈小，海洋性愈强。伊凡诺夫根据该式求出的伊凡诺夫根据该式求出的K K 值把大陆度值把大陆度分为以下分为以下10 10 个等级（表个等级（表6969）2、波罗佐娃的计算方法： 应用1 月、7 月气温对纬圈距平值来分别计算该两月的大陆度。式中式中A A1 1为某纬度上某地的气温距平值；为某纬度上某地的气温距平值； A A+ +MAXMAX为该纬圈上该月的最大正距平值；为该纬圈上该月的最大正距平值；A A- -MINMIN为该纬圈上该月的最大负距平值。为该纬圈上该月的最大负距平值。此式适用于此式适用于30- 7030- 70N N
6、 范围内。范围内。K K 值愈大，大陆度愈高。值愈大，大陆度愈高。9.1.3 9.1.3 海陆分布与周期性风系海陆分布与周期性风系由于海陆分布引起气温差异而造成的周期性风系，主要有海陆风和季风。（一）海陆风（一）海陆风白天，风从海洋吹向陆地；夜晚，风从陆地吹向海洋，这种风称为海陆风。海陆风多出现的地方海陆风多出现的地方：1 1）在热带地区，气温日变化较大，特别是冷）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，全年洋流经过的海岸地带，海陆风最强烈，全年都可出现。都可出现。2 2）温带地区海陆风较弱，主要在夏季出现。）温带地区海陆风较弱，主要在夏季出现。海陆风深入陆地的距
7、离因地而异，一般为海陆风深入陆地的距离因地而异，一般为2050km2050km。3 3）海陆风对滨海地区的气候有一定的影响，）海陆风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，往往白天吹海风，海上水汽输入大陆沿岸，往往形成雾或低云，甚至产生降水，同时还可以形成雾或低云，甚至产生降水，同时还可以降低沿岸的气温，使夏季不致于十分炎热。降低沿岸的气温，使夏季不致于十分炎热。（二）季风（二）季风1 1、季风、季风大范围地区的盛行风随季节而有大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风。显著改变的现象，称为季风。2 2、季风指数、季风指数：1 1）、）、1 1 月与月与7 7
8、 月盛行风向的变移至少有月盛行风向的变移至少有120120，2 2）、）、1 1 月与月与7 7 月盛行风向的频率超过月盛行风向的频率超过4040，3 3）、至少在）、至少在1 1 月或月或7 7月中有月中有1 1 个月的盛行风的个月的盛行风的平均合成风速超过平均合成风速超过3m/s3m/s。3、季风形成的原因：、季风形成的原因：1）由于海陆间的热力差异，以及这由于海陆间的热力差异，以及这种差异的季节变化，种差异的季节变化，2 2）行星风带的季节移动；）行星风带的季节移动；3 3）广大高原的热力、动力作用。）广大高原的热力、动力作用。行星风带季节性位移夏季 冬季4、世界上主要的季风区世界上季风
9、区域分布甚广：1）东亚是世界上最著名的季风区。大致包括我国东部、朝鲜、韩国和日本等地。二、地形起伏对气候的影响二、地形起伏对气候的影响 根据陆地的海拔高度和起伏形势，可分为山根据陆地的海拔高度和起伏形势，可分为山地、高原、平原、丘陵和盆地等类型，它们地、高原、平原、丘陵和盆地等类型，它们以不同规模错综分布在各大洲，构成崎岖复以不同规模错综分布在各大洲，构成崎岖复杂的下垫面。杂的下垫面。这些下垫面，又因沉积物、土壤、植被等的差这些下垫面，又因沉积物、土壤、植被等的差异，具有不同的特性，使陆气相互作用的过异，具有不同的特性，使陆气相互作用的过程更为复杂。程更为复杂。一、地形与气温一、地形与气温（一
10、）高大地形对气温的影响（一）高大地形对气温的影响1.1.机械阻挡作用机械阻挡作用对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原。西走廊、黄土高原而直下东部平原。这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。低。2、分支作用、分支作用冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿
11、高原绕行，形成南槽北脊，高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。2.热力作用从11 月至翌年2 月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以12 月、1 月份为最大，向四周自由大气吸收热量600 多J/cm2d。春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以6、7 月份为最大，向四周大气提供热量850J/cm2d 以上。就全年平均而论，青藏高原地就全年平均而论，青藏高原地- -气系统气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏季的暖区范围很广，整高原的西部。夏季的暖区范围很广，整个对
12、流层的温度都是高原比四周高，再个对流层的温度都是高原比四周高，再往高层暖区范围扩大。往高层暖区范围扩大。从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点从青藏高原的地面气温看来，具有如下特点：（1 1）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高，）地球的第三极地：青藏高原由于海拔高，气温特别低。气温特别低。（2 2）气温日、年较差大：青藏高原上）气温日、年较差大：青藏高原上地面气温日较差比同纬度东部平原地区地面气温日较差比同纬度东部平原地区和四川盆地都大，比同高度的自由大气和四川盆地都大，比同高度的自由大气更大。更大。（3 3）气温季节变化急，春温高于秋温：）气温季节变化急，春温高于秋温：以上这些情况都说明高原
13、气温具有大陆以上这些情况都说明高原气温具有大陆性气候的特征。性气候的特征。（二）中小地形对气温的影响（二）中小地形对气温的影响中小地形对气温的影响也是相当复杂的。首中小地形对气温的影响也是相当复杂的。首先由于坡地方位不同，日照和辐射条件各异，先由于坡地方位不同，日照和辐射条件各异，导致土温和气温都有明显的差异。导致土温和气温都有明显的差异。1 1、。在我国，多数山地是南坡的温度高于北、。在我国，多数山地是南坡的温度高于北坡，坡，2 2、地形凹凸和形态的不同，对气温也有明显、地形凹凸和形态的不同，对气温也有明显的影响。的影响。3、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，根据我
14、国多数山区实测资料看来，大都是夏季气温递减率大，冬季递减率小，这与我国季风气候有关。二、地形与地方性风二、地形与地方性风因地形而产生的局部环流主要有高原季风、山谷风，因地形而产生的局部环流主要有高原季风、山谷风，因经过山区而形成的地方性风有焚风和峡谷风等。因经过山区而形成的地方性风有焚风和峡谷风等。（一）青藏高原季风（一）青藏高原季风1 1、高原季风。高原季风。在青藏高原由于它与四周自由大气的热力差异，所在青藏高原由于它与四周自由大气的热力差异，所造成冬夏相反的盛行风系，称为造成冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。高原季风。冬季高原上出现冷高压，冬季出现热低压，其水平冬季高原上出现冷高压，冬季出
15、现热低压，其水平范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。范围低层大，高层小，其厚度夏季比冬季大。2、风的季节变化，一般是高原北侧开始最早，高原上次之，高原东侧再次，高原南部最迟。高原季风对环流和气候影响很大，我国西南地区冬夏季分别处在青藏冷高压环流和热低压环流的东南方，应分别盛行东北季风和西南季风，这与由海陆热力差异所形成的低层季风方向完全一致，两者叠加起来，遂使我国西南部地区季风的厚度特别大。3、冬季、冬季：高原上形成冷高压，与西北：高原上形成冷高压，与西北利亚高压环流方向一致，加强了下沉气利亚高压环流方向一致，加强了下沉气流，高原冷高压引导西北气流进一步南流，高原冷高压引导西北气流进一步南
16、下，加强了冬季风。扩大了冬季风的范下，加强了冬季风。扩大了冬季风的范围。围。4、夏季、夏季：高原上形成热低压，与印度：高原上形成热低压，与印度低压环流方向一致，加强了上升气流，低压环流方向一致，加强了上升气流，高原热低压引导西南季风进一步北上，高原热低压引导西南季风进一步北上，加强了夏季风。扩大了西南季风的范围。加强了夏季风。扩大了西南季风的范围。5、季风经圈环流高原季风的更大影响还在于它破坏了对流层中部的行星气压带和行星环流。形成强的季风经圈环流。冬季：出现与哈德莱环流圈相似的环流。夏季：则出现与哈德莱环流圈相反的环流，（二）山谷风二）山谷风1 1、当大范围水平气压场比较弱时，在山区白、当大
17、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。从山坡吹向谷地，这就是山谷风。白天因坡上的空气比同高度上的自由大气增白天因坡上的空气比同高度上的自由大气增热强烈，于是暖空气沿坡上升，成为谷风。热强烈，于是暖空气沿坡上升，成为谷风。夜间由于山坡上辐射冷却，使邻近坡面的空夜间由于山坡上辐射冷却，使邻近坡面的空气迅速变冷，密度增大，因而沿坡下滑，流气迅速变冷，密度增大，因而沿坡下滑，流入谷地，成为山风，入谷地，成为山风，白天：吹谷风白天：吹谷风晚上：吹山风晚上：吹山风三、三、 冰雪覆盖冰雪覆盖对对气候气候的影响
18、的影响冰雪覆盖（冰雪圈）是气候系统组成部分之一冰雪覆盖（冰雪圈）是气候系统组成部分之一它包括它包括 季节性雪被季节性雪被 高山冰川高山冰川 大陆冰盖大陆冰盖 永冻土永冻土 海冰海冰由于它们的由于它们的物理性质物理性质与无冰雪覆盖与无冰雪覆盖的陆地和海洋不同，形成一种的陆地和海洋不同，形成一种特殊特殊性质的下垫面性质的下垫面。从而影响气候。从而影响气候。在气候形成和变化中冰雪覆盖是一在气候形成和变化中冰雪覆盖是一个不可忽视个不可忽视的因子。的因子。一、世界冰雪覆盖概况一、世界冰雪覆盖概况雪线雪线是指某一高度以上，是指某一高度以上，周围视线以内有一半以上周围视线以内有一半以上为积雪覆盖且终年不化时
19、为积雪覆盖且终年不化时的高度（的高度（Snow lineSnow line）。）。1 1、雪线高度主要因纬度而异雪线高度主要因纬度而异。由图。由图635635可见：可见：1 1）全球最大雪线高度出现在南北半）全球最大雪线高度出现在南北半球的热带和副热带，特别是在其干球的热带和副热带，特别是在其干旱气候区。旱气候区。2 2）其次是在赤道地区）其次是在赤道地区3 3）随着纬度的继续增高，雪线逐步）随着纬度的继续增高，雪线逐步降低。降低。4 4）在极地，长冬无夏，地面积雪终）在极地，长冬无夏，地面积雪终年不化，雪线也就降到地平面上。年不化，雪线也就降到地平面上。2 2、在同纬度的山地，雪线高度可因种
20、种、在同纬度的山地，雪线高度可因种种条件各不相同。条件各不相同。1 1）在冬季，降雪多的地区雪线比较低，）在冬季，降雪多的地区雪线比较低，在降水集中于夏季的地区，雪线就比较在降水集中于夏季的地区，雪线就比较高；高；2 2）向阳坡的积雪比背阳坡易于融化，向）向阳坡的积雪比背阳坡易于融化，向风坡的积雪易被吹散，雪线比较高；背风坡的积雪易被吹散，雪线比较高；背风坡积雪易于积存，雪线比较低；风坡积雪易于积存，雪线比较低；3 3）向海洋的湿润坡降雪量大于向内陆的）向海洋的湿润坡降雪量大于向内陆的干旱坡；雪线前者低于后者。干旱坡；雪线前者低于后者。例如例如：喜马拉亚山南坡雪线高度平均位喜马拉亚山南坡雪线高
21、度平均位于于3900m3900m，北坡平均位于北坡平均位于4200m4200m，个别地区雪线高达个别地区雪线高达6000m6000m。3 3、地球上冰的比例：、地球上冰的比例：1 1）各种形式的总水量中，约有）各种形式的总水量中，约有2.152.15是是冻结的。冻结的。2 2）就淡水而言，几乎有）就淡水而言，几乎有80808585是以是以冰和雪的形式存在的。冰和雪的形式存在的。3 3）全地球约有）全地球约有1010的面积为冰雪所覆盖。的面积为冰雪所覆盖。其其在南北半球的分布如图在南北半球的分布如图636636所示。所示。现代地球冰雪圈各组成部分所占面积的年平现代地球冰雪圈各组成部分所占面积的年
22、平均值如表均值如表616616所示。所示。4 4、全球冰雪覆盖面积有明显的季节、全球冰雪覆盖面积有明显的季节变化：变化：1 1）北半球海冰和雪盖面积均以北半球海冰和雪盖面积均以2 2 月月为最大，为最大，8 8 月为最小。月为最小。2 2 月海冰面月海冰面积相当于积相当于8 8月的月的2 2 倍强，雪盖面积更倍强，雪盖面积更相当于相当于8 8 月的月的10 10 倍有余。倍有余。2 2）南半球海冰面积以南半球海冰面积以9 9 月为最大，月为最大，2 2 月最小，月最小，其其9 9 月海冰面积约相当月海冰面积约相当于于2 2 月的月的4 4 倍多。倍多。5 5、海冰的年、海冰的年际际变化：变化：
23、1 1）从从70 70 年代初到年代初到80 80 年代初，南半球海年代初，南半球海冰面积平均减少了冰面积平均减少了2.4102.4106 6kmkm2 2，即大约减即大约减少了少了2020，2 2）但但80 80 年代初又有所回升，此后一直到年代初又有所回升，此后一直到90 90 年代初，比较平稳，年际变化不明显。年代初，比较平稳，年际变化不明显。3 3）从近从近2020年的资料看来，南半球海冰面年的资料看来，南半球海冰面积的变化远大于北半球。积的变化远大于北半球。4 4）20 20 年中北半球变化的幅度只有年中北半球变化的幅度只有0.40.40.5100.5106 6kmkm2 2，而南半
24、球则达到而南半球则达到2.2102.2106 6kmkm2 2以上，约为北半球的以上，约为北半球的45 45 倍倍。6 6、大陆雪盖面积的年变化：、大陆雪盖面积的年变化：1 1）在）在19671979 19671979 年中，北美和欧年中，北美和欧亚大陆雪盖面积分别增加了亚大陆雪盖面积分别增加了2.0102.0106 6kmkm2 2 和和4.0 104.0 106 6kmkm2 2 。2 2）但从）但从70 70 年代末至年代末至90 90 年代的十余年代的十余年间，北半球大陆雪盖面积减少了年间，北半球大陆雪盖面积减少了大约大约4.0104.0106 6kmkm2 2 。大陆雪盖，海冰对气候
25、的异常影响大陆雪盖，海冰对气候的异常影响最大最大二、冰雪覆盖与气温二、冰雪覆盖与气温冰雪覆盖是大气的冷源，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。冰雪覆盖面积的季节变化，使全球的平均气温亦发生相应的季变化。温度与雪盖面积呈反相关系温度与雪盖面积呈反相关系雪盖面积正距平的年份，大陆气温即为负距平。而雪雪盖面积正距平的年份，大陆气温即为负距平。而雪盖面积为负距平时，大陆气温即呈现出正距平。盖面积为负距平时，大陆气温即呈现出正距平。（一）冰雪表面的辐射性质（一）冰雪表面的辐射性质冰雪表面的致冷效应是由于下列因素造冰雪表面的致冷效应是由于下列因素造成的：成的：1 1
26、、反射率大：冰雪表面对太阳辐射的反、反射率大：冰雪表面对太阳辐射的反射率甚大，一般新雪或紧密而干洁的雪射率甚大，一般新雪或紧密而干洁的雪面反射率可达面反射率可达86869595；而有孔隙、；而有孔隙、带灰色的湿雪反射率可降至带灰色的湿雪反射率可降至4545左右。左右。大陆冰原的反射率与雪面相类似。海冰大陆冰原的反射率与雪面相类似。海冰表面反射率约在表面反射率约在40406565左右。左右。2 2、其长波辐射能力很强，这就使得雪盖、其长波辐射能力很强，这就使得雪盖表面由于反射率加大而产生的净辐射亏表面由于反射率加大而产生的净辐射亏损进一步加大，增强反射率造成的正反损进一步加大，增强反射率造成的正
27、反馈效应，使雪面愈益变冷。馈效应，使雪面愈益变冷。（二）冰雪（二）冰雪- -大气间的能量交换和水分交换特性大气间的能量交换和水分交换特性1、冰雪表面与大气间的能量交换能力很微弱。冰雪对太阳辐射的透射率和导热率都很小。当冰雪厚度达到50cm 时，地表与大气之间的热量交换基本上被切断。2、因此大气就得不到地表的热量输送。特别是海冰的隔离效应，有效地削弱海洋向大气的显热和潜热输送，这又是一个致冷因素。3 3、冰雪表面的饱和水汽压比同温度的水面低，、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。冰雪供给空气的水分甚少。相反地，冰雪表面常出现逆温现象，水汽压相反地，冰雪表面常出现逆温现象
28、，水汽压的铅直梯度亦往往是冰雪表面比低空空气层的铅直梯度亦往往是冰雪表面比低空空气层还低。于是空气反而要向冰雪表面输送热量还低。于是空气反而要向冰雪表面输送热量和水分（水汽在冰雪表面凝华）。和水分（水汽在冰雪表面凝华）。所以冰雪覆盖不仅有使空气致冷的作用，还所以冰雪覆盖不仅有使空气致冷的作用，还有致干的作用。有致干的作用。4 4、当太阳高度角增大，太阳辐射增强时，融、当太阳高度角增大，太阳辐射增强时，融冰化雪还需消耗大量热能。在春季无风的天冰化雪还需消耗大量热能。在春季无风的天气下，融雪地区的气温往往比附近无积雪覆气下，融雪地区的气温往往比附近无积雪覆盖区的气温低数十度。盖区的气温低数十度。结
29、论：结论：综合上述，诸因素的作用，冰雪表面使气温综合上述，诸因素的作用，冰雪表面使气温降低的效应是十分显著的。而气温降低又有降低的效应是十分显著的。而气温降低又有利于冰面积的扩大和持久。冰雪和气温之间利于冰面积的扩大和持久。冰雪和气温之间有明显的有明显的正反馈正反馈关系。关系。三、冰雪覆盖与大气环流和降水三、冰雪覆盖与大气环流和降水冰雪覆盖使气温降低，它往往成为冷源冰雪覆盖使气温降低，它往往成为冷源影响大气环流和降水。影响大气环流和降水。亚洲东海岸外的鄂霍茨克海在初夏期间亚洲东海岸外的鄂霍茨克海在初夏期间是同纬度地带中最寒冷的地区，是同纬度地带中最寒冷的地区，而这两月正是我国长江流域的梅雨期。
30、而这两月正是我国长江流域的梅雨期。鄂霍茨克海表面的寒冷使得该海区成为鄂霍茨克海表面的寒冷使得该海区成为向南移动的主要冷空气源地之一，在梅向南移动的主要冷空气源地之一，在梅雨的形成中起了主要的作用。雨的形成中起了主要的作用。在对梅雨的长期预报时，必需考虑鄂霍在对梅雨的长期预报时，必需考虑鄂霍茨克海年初的冰雪覆盖面积茨克海年初的冰雪覆盖面积例如青藏高原冬春的积雪与我国华例如青藏高原冬春的积雪与我国华南南56 56 月的降水有很好的相关。大月的降水有很好的相关。大量统计资料表明：冬春高原多雪，量统计资料表明：冬春高原多雪，则华南夏季降水偏多，冬春积雪日则华南夏季降水偏多，冬春积雪日数与华南数与华南6
31、 6 月降水为正相关（图月降水为正相关（图639639）冰雪覆盖面积和厚度的变化还影响海水冰雪覆盖面积和厚度的变化还影响海水水平面的高低。水平面的高低。在寒冷时期，降雪多而融化少，这样大在寒冷时期，降雪多而融化少，这样大陆就把水分以冰雪形式留在大陆上，不陆就把水分以冰雪形式留在大陆上，不能通过河川径流等水分外循环形式如数能通过河川径流等水分外循环形式如数还给海洋，导致海洋支出的水分多，收还给海洋，导致海洋支出的水分多，收入的水分少，海水就会变少，海平面就入的水分少，海水就会变少，海平面就会下降。会下降。相反，在温暖时期，大陆上的积雪相反，在温暖时期，大陆上的积雪就会融化，这时海洋收入的水分又就会融化，这时海洋收入的水分又会多于支出的水分，引起海水增多会多于支出的水分，引起海水增多和海平面上升。和海平面上升。据估算如果目前南极大陆冰原全部据估算如果目前南极大陆冰原全部融化则世界海洋的海平面要抬升融化则世界海洋的海平面要抬升7080m7080m。
