雪氷圏
(地球の反射能は主として雲量によって決まり、冬に高緯度地域が受ける日射量による寄与はわずかである。)夏と秋の季節は北極海が曇天である割合が高い時期であるため、海氷域面積の大きな季節的変化と関連している反射能フィードバックは非常に減少する。グロイスマンら(1994a)は、積雪地域に入射する太陽光が最大の春季(4月~5月)に積雪が地球の放射照度に大きな影響を与えることを観察した。
雪氷圏の構成要素の熱の特性はまた重要な気候的意義をもつ。雪と氷の熱拡散率は空気のそれよりも非常に小さい。熱拡散率とは温度波が物質を透過することのできる速度の指標である。雪と氷は空気よりも熱の拡散が何桁も値が異なるほど効率的でないのである。よって、積雪は地表を、海氷はその下にある海洋を覆って、熱や水分の流動に関する表面と大気の境界面を分断する。水面からの水分の流動は厚さの薄い氷によってでさえ断ち切られてしまう一方で、薄い氷を介した熱の流動は存在し、この現象は氷が30~40cmを超えるほどの厚さになるまで続く。しかしながら、氷の上部に少量の雪があると、それだけで驚くべきほど熱の流動が抑えられ氷の成長速度が遅くなる。この雪の遮断効果はまた、水循環と重要なつながりがある。ゆえに、永久凍土のない地域では雪の遮断効果が非常に大きいので、本当に地表に近い地面のみが凍結して深水域の排水は妨げられない。
積雪は雪氷圏の構成要素の中で2番目に広い面積をもち、その大きさは、最大だと、平均しておよそ4700万km2である。地球上で雪に覆われた地域の大部分は北半球に位置し、時間的な変化率は季節循環によって左右され、北半球の積雪域面積は1月の4650万km2から8月の380万km2まで変化する。北アメリカ大陸の冬の積雪域面積は、今世紀を通じて主に降水量の増加に伴い増加傾向を示している(ブラウンとグディソン 1996; ヒューズら 1996)。しかし利用可能な人工衛星の記録によると、半球での冬の積雪は1972年から1996年の間、毎年わずかな率でしか変化しておらず、1月の北半球の積雪の変動係数(=標準偏差/平均値)は0.04である。グロイスマンら(1994a)によると、観察された今世紀の北半球の春の気温の上昇を説明するためには北半球の春の積雪は減少傾向を示すはずだという。ただ、過去に基づき復元されたその場所での積雪データからの積雪域面積の仮見積もりによると、ユーラシア大陸の場合にはこの傾向が見られるが、北アメリカ大陸の場合は20世紀のあいだ春の積雪が現在と同程度にとどまっていたことが示唆されている。人工衛星のデータの期間中に北半球の気温と積雪域面積との密接な関係が観察されているので、気候変動を検知し継続観察するために北半球の積雪域のモニタリング調査には少なからぬ関心が寄せられている(IPCC 1996)。
雪氷圏(せっぴょうけん、英: cryosphere)は、地球の固体の水の層である。