冰川形成条件

出处：按学科分类—自然科学总论 北京出版社《现代科技综述大辞典上》第717页（3841字）

冰川是寒冷地区多年降雪积聚、经过变质作用形成一定规模和运动着的冰体。

它的形成是在一系列外部因素和内部因素作用下，经过相当长的一段时间过程形成的。从外部条件看，寒冷的气温和丰富的固体降水，在一定的海拔高度和地形条件下才得以实现。从内部因素看，由雪的变质，经过粒雪化和成冰过程才形成冰川冰。冰川的存在与人类活动有着密切的关系，它既是全球环境的组成要素，又是重要的淡水资源，而且还是若干地区形成严重灾害的发源地。

研究冰川形成条件，掌握它的规律，可以进一步利用它和改造它，使其为人类服务。

对现代冰川的系统观测，始于1830年阿迦西(L．Aggasiz)建立的世界上第1个冰川研究站。该站系统地观测了阿尔卑斯山的冰川，发现冰川中部流速最快，而向两侧以及源头和末端减缓。直到1849年汤姆逊(Thomson)在实验室中才证实冰川的流动。

经过大量的观测研究，对冰川的认识开始成熟起来。1884年成立了国际冰川委员会。其他国家如意大利也相应成立了冰川小组。一些有影响的着作开始出现，1884年海姆(A．Heim)出版了《冰川学指南》。

1976年克鲁泡特金(П．А．Кропотин)着有《关于冰期研究》。1913年库克(J．P．Koch)韦格纳(A．L．Wegener)开创了对大陆冰盖的研究，观测了成冰过程等。1920～1940年阿尔曼(H．Ahlmann)对北极诸岛和斯堪地那维亚冰川变化与气候的关系作了经典研究等。上述研究和工作奠定了对冰川形成条件的认识。

1939年卡列斯尼克(С．В．Калeсник)提出，根据冰川是稳定的自然冰体的概念，可得出冰川首先是一定气候状况下的产物的结论。可以产生冰川的地区，以雪线为界。

要了解冰川产生所需的条件，首先应该研究现代冰川存在的条件。1963年他又指出，从普通气候学的观点来看，冰川产生所需要的条件是：冬季或全年均有固态降水和低温，特别是夏季的低温，这样才能使每年都留下不融雪层。

近年来各国冰川学家以雪线所在的温度和降水，代表冰川形成的气候条件。雪线是冰川上年积累量与消融量相等的零平衡线。

积累主要取决于降雪，在夏季也降雪的前提下，可大体以年降水量为代表。消融主要在夏季进行，取决于辐射平衡和暖空气湍流热，其综合指标为温度，这里所说的温度不是年平均温度，而是暖季消融期温度，通常以夏季6～8月平均气温代表。

1975年克林克(A．N．Krenke)和霍达科夫(Khodakov)分析中亚冰川消融与夏季气温的关系后发现，气温和消融期的持续时间以及辐射平衡之间存在着一定的内在联系。根据冰川区观测资料，获得任意冰川表面有如下经验关系：a_s=(T_s+9．5)³。

1982年科特里亚科夫等(V．M．Kotlyakov和Krenke)，根据国际水文10年中获得的大量资料，对上式进行了修正，得出如下平衡线处的经验公式：a_so=1．33(T_so+9．66)^2．85，式中，a_s、T_s分别为暖季消融(mm)和6～8月2m高处的平均气温(℃)；a_so，T_so分别为平衡线处的a_s和T_s。

修正后的公式在帕米尔和兴都库什计算冰川年消融量获得了较好的结果。几乎所有平衡线上夏季温度都是根据附近气象台站地面或探空温度资料推算所得，困难在于正确地确定垂直温度梯度值，而在不同时间不同地区与从非冰川区过渡到冰川表面均有相当变化，从而增加了计算的复杂性。平衡线上的降水量主要根据考察者在冰川上实地观测结果，一般多采用测量雪坑中年层厚度估算而得。

由于缺乏直接观测数据，不论平衡线上的降水值还是夏季温度值，多系间接推算所得的近似值。1989年施雅风等，根据中国西部与欧洲阿尔卑斯山区冰川平衡线的年降水与夏季消融温度资料，平衡线上年降水量出入于200～2000mm，夏季6～8月平均温度出入于－2℃～4．4℃，平衡线上年降水大体在500mm左右时，夏季平均气温在0℃左右，年降水增至1000mm时，夏季平均气温增至2℃左右，年降水量增大至2000mm时，夏季平均温度升至4℃左右。

具备了冰川形成的气候条件以后，地形对冰川的形成以至冰川的形态和规模等有很大影响。

1963年С．В．卡列斯尼克建议把雪线和雪线以上的山顶之间的高程差称为冰川作用正差，雪线与雪线以下的地形点之间的高程差称为冰川作用负差。冰川作用正差越大，对冰川形成越有利。1988年施雅风等总结中国山地冰川形成条件时认为，接近或低于雪线水准面的山地，一般不发育冰川。

高出雪线400～500m的山地，只能形成小型的悬冰川或冰斗冰川，如祁连山冷龙岭的现代冰川。由于不同坡向水分和热量条件的差别，可能出现山地的一侧存在冰川，而另一侧则有缺失冰川的现象。

高出雪线近1000m的山地，冰川的补给比较充足，使冰川向山谷低处较长距离伸展，就形成山谷冰川。高出雪线若接近2000m或更多时，将会形成支流众多、冰舌下伸更低的树枝状大型山谷冰川。

另外，山体的形态、位置对局部气候有相当大的作用。例如阴坡和阳坡、迎风坡和背风坡、和缓开展的谷地和陡峻狭窄的谷地等，都不同程度对雪的积累消融产生重大影响。在不利部位，如突出陡崖，尽管高出于气候雪线，雪仍无法积聚，不能形成冰川。在有利的部位，如荫蔽的有利于吹雪或雪崩雪积聚的洼谷，虽然低于气候雪线数十米以至数百米，但仍然可能形成冰川，这里的地形雪线就远低于气候雪线。

冰川向低处伸展的程度取决于平衡线以上流来的冰量，流来的冰量越充沛，冰川向低处伸展的能力就越强，冰川作用负差就越大。在正常状态下，积累区面积都大于消融区面积，积累区面积与冰川总面积之比，简称AAR值。在瑞士阿尔卑斯山，冰川处于稳定状态时的AAR值平均为0．67。

积累在平衡线以上的雪如果不变成冰川冰，则山顶上只能有永久积雪，而不会有冰川。

只有当年复一年地积累起来的雪经过变质作用形成冰川冰之后，在重力作用下沿斜坡流动，形成真正的冰川。1955年舒姆斯基(П．А．ШумскиЙ)、1963年卡列斯尼克等对冰川冰的形成进行了详尽的论述。认为积雪经过变质形成冰川冰的过程可以分为：雪的沉积过程；粒雪化；成冰过程。新降的雪花形态万千，但基本上是六角状雪片和柱状雪晶，其直径一般为0．5～2．0mm，大的可达5mm，新雪密度一般仅0．01～0．1g／cm³，最大可达0．3g／cm³，孔隙度则达67%～99%。

新雪降落到地面后，经过一个消融季节未融化的雪叫粒雪。新雪的水分子从雪片的尖端和边缘向凹处迁移，使晶体变圆的过程叫粒雪化。

在这个过程中，雪逐渐密实，经融化、再冻结、碰撞、压实，使雪晶体合并，数量减少而体积增大，雪晶间的孔隙减少，发展成颈状连接，称为密实化。粒雪化和密实化过程在接近融点的温度下，进行很快；在负温下，进行缓慢。

当粒雪密度达到0．5～0．6g／cm³时，粒雪化过程变得缓慢。在自重作用下，粒雪进一步密实或由融水渗浸再冻结，晶粒改变其大小和形态，出现定向增长。当密度达到0．84g／cm³时，晶粒间失去透气性和透水性，便成冰川冰。粒雪转化成冰川冰的时间从数年至数千年。

冰川冰是大而形态不规则的多晶集合体。其密度，山岳冰川很少超过0．9g／cm³，极地冰盖深处接近纯冰(0．917g／cm³)。上述过程在有些雪堆下部也形成冰，但不能运动的，则不能被称为冰川，而被称为雪溪。

冰川的大规模扩展和收缩将会影响到全球环境的变化，另外，冰川冰层中储存有许多连续记录下来的气候与环境变化的信息等，这些都是人类极需要了解和认识的，特别是过去冰川的发育环境和现代冰川形成条件以及演化过程等，均未被人类完全掌握。联合国教科文组织长期执行的国际水文计划(IHP)中，冰川是重要的研究内容。其主要目标是监测全球性的气候环境变化，冰、雪在其中的作用与其它圈层之间的相互作用及机制，特别对水资源的影响。

另外，各国也有相应的组织和研究计划，特别是随着高寒地区的开发以及对全球变化的研究，使冰川研究将有广阔的前途。

。【参考文献】：

1 Krenk A N. Show and Ice (Proceedings of the Moscow symposium,Aug ,1971).IAHS Publ. (104),1975,30～34

2 Kotlyakav V M, Krenk A N. Investigation of the hydrolo-gical condition of alpine regions by glaciolgical meehods. IAHS Publ. (188),1982,31～41

3 卡列斯尼克СВ．着．冰川学概论．丁亚梅，等译．兰州：中国科学院兰州冰川冻土研究所，1982，40～51

4 施雅风，黄茂桓，任炳辉．中国冰川概论．北京：科学出版社，1988．20～25

(中国科学院兰州冰川冻土研究所苏珍副研究员撰；任炳辉审)