地表沼泽化对土壤既可起保温作用，也可起冷却作用。这与地区雪盖厚度、沼泽化地段地面积水情况、苔藓和草被对地面的覆盖程度及其饱水状况等有很大关系。
从目前掌握的情况看，沼泽化在我国多年冻土区主要起冷却作用，即降低地温和减小季节融化深度。如在大兴安岭北部大片多年冻土区，沼泽化地段（沟谷湿地）土层年平均温度最低（-2～-4℃），季节融化深度仅1m左右，而山坡上的年平均地温比沼泽化地段要高1.5～4.0℃，因而常发育不衔接冻土或季节冻土。季节冻结深度由2~3m至7～9m不等（见表3-4，3-5）。在岛状冻土区，沼泽化是冻土岛存在与否的决定性条件，就是青藏高原也不例外，如唐古拉山以南的岛状冻土区，沼泽湿地的年平均地温达-1.0～-1.2℃，季节融深仅1.0~1.5米，而到沼泽地边缘年平均地温就升至0～ -0.2℃，季节融深可到2米。很典型的是两道河地区，在面积不到2 平方公里的地段，因地表沼泽化程度及岩性差异，就发育有衔接的和不衔接的多年冻土及季节冻土（王家澄等，1982）。
据中国科学院院长长春地理研究所的观测研究，夏季（白天）三江平原沼泽地的反射率为0.15～0.20，耕地为0.07～0.15；在大兴安岭北部天然沼泽地为0.18，而火烧过的沼泽地为0.15。夏季，白天沼泽表面吸收的太阳辐射量大于有效辐射，辐射平衡为正值；夜间，沼泽表面因有效辐射而丧失热量，辐射平衡为负值。但从7～9月间沼泽表面热量平衡各分量的日间总量分配情况来看，70%～80%的热量支出用于沼泽表面的蒸散过程。白天，沼泽由土表传入深层的热通量小于开垦后的耕地和火烧过的沼泽地段，夜间相反（刘兴土，1988；阎敏华，1994）。可见，夏季沼泽表面这些特征均导致由地表进入土层的热量减小。与此同时，潮湿、饱水的苔藓层和泥炭层的热容量大、导热度小、导温系数小、相变耗热大，均使沼泽地温低、融化深度小。而到冬季，苔藓、泥炭冻结后导热率增大，有利于沼泽地散热和冷却。此外，我国多年冻土区雪盖薄（一般小于0.2～0.3米），沼泽的冷却作用仍然是很强的。冬季逆温层存在又会进一步加强沼泽的冷却作用。
但是，在雪盖厚度大的地区，雪的保温作用良好，可以使冬季地表在长时间内保持“零点幕”，饱水土几乎不冻结，因而沼泽化地段的地温要比疏干地段高（ЛСГарагуля，1985）。在俄罗斯境内近北极圈的伊加尔卡、活尔库塔等地，雪盖厚达0.8～1.0米，即见到上述情况（Πод ред В. А. Кудрявцева，1978）。在加拿大，多年冻土岛主要发育在泥炭地的干燥部位（程国栋，1979），看来与干燥部位雪盖较薄有关。R. J. E. Rrown and T. L. Pewe（1973）的研究表明，只有在平均积雪厚度小于65～75cm的地区，多年冻土才能下沉发育。在我国阿尔泰山中山带，积雪厚80～250厘米，但在山间沼泽化洼地的泥炭且（丘高2～6米，面积约40米×30米）中有多年冻土岛发育（童伯良等，1986），估计也是与积雪受微地形影响不均匀分布有关。
