冰川

冰川（英文名：Glacier），又被称为冰河，是高山地区地表上存在的，并具有沿地面缓慢运动状态的天然冰体。冰川多年积雪，经过压实、重新结晶、再冻结等成冰作用而形成的。

冰川这个词是法语的借词，通过法兰克-普罗旺斯语可以追溯到庸俗的拉丁语，源自晚期拉丁语“Glacia”，最终是拉丁语“Glacier”，意思是“冰”。 由冰川引起或与冰川相关的过程和特征被称为冰川。

冰川的形成和发育与气候因素有密切的关系。冰川的发育是在一系列外部因素与内部因素作用下，经过相当长的一段时间过程才形成的。从外部条件看，较低的气温和丰富的固体降水，在高纬度地区或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能形成冰川冰。其中，固体降水的不断积累是其必要条件。冰川冰最初形成时是乳白色的，经过漫长的岁月，冰川冰变得更加致密坚硬，里面的气泡也逐渐减少，慢慢地变成晶莹透彻、带有蓝色的水晶一样的老冰川冰。冰川冰在重力作用下，沿着山坡慢慢流下就形成了冰川。

冰川形成

大气固态降水的年收入等于年支出的界线，称为雪线。雪线不是一条线，而是一个高度带，雪线以上终年积雪而不被融化掉，雪线以下则没有永久积雪。在冰川学中，还常常使用粒雪线的概念，粒雪线是指冰川上有积雪覆盖与无积雪覆盖的分界线，也就是冰川上的雪线。在暖渗浸成冰作用的冰川（海洋型冰川）上，粒雪线和雪线基本一致，而在冷渗浸或渗浸冻结成冰作用的冰川（大陆型冰川）上，由于有附加冰的存在，粒雪线位置则高于雪线。在现代冰川学文献中，常用平衡线代替粒雪线和雪线，指的是冰川上积累量与消融量相等处的诸点连线，通常和粒雪线高度一致，但是在有附加冰的冰川上，却低于粒雪线。

雪线

从气候学的角度看，形成冰川的有利条件是全年低温和大量的固态降水，特别是夏季的低温，这样才有可能使固态降水不仅不被消融掉，而且每年不断积累。那么，雪线（平衡线）则是关键，而影响雪线高低的就是气温条件，气温高，雪线升高，气温低，雪线也相应降低。雪线附近的年平均气温越低，则为冰川发育所提供的冷储备就越充足，这种气温条件为冰川形成提供了很好的低温条件。海洋性气候条件下的冰川，雪线附近年平均气温要高得多，这种气温状况只有当具备非常充足的固体降水量时才有利于冰川的形成。

气温影响雪线高低示意图

冰川的形成不仅取决于雪线附近的气温状况，而且还与那里的固体降水量有重要关系，在某些山区甚至也具有决定性作用。高山区的降水量一般随山地海拔升高而增加，并且固态降水的比例也相应增多。因此，雪线以上的粒雪盆中，固态降水为冰川发育提供了重要的物质条件，且有利的降水条件对冰川发育的规模有积极意义。

地形条件是冰川发育的另一因素，但不是决定的因素。地球的两极地区即使在接近海平面的陆地上，由于长年低温和有限的固态降水的积累，也可以形成冰川。但是在大多数地方，特别是对山岳冰川，地形和地势仍是影响冰川形态、规模和性质的重要条件。如果山地海拔低于雪线以下，即使有宽阔的场地也不能发育冰川。如果山地的海拔高出雪线以上，但山势或山峰陡峻，没有停积冰雪的场所也不可能发育成冰川。如果山地高出雪线以上，并有宽阔的足以停积冰雪的场地，则可发育成冰川。

山脉和谷地的走向与大气环流的流动方向是否一致，对冰川发育也有影响。三者走向一致，则有利于冰川发育，水汽输送有利于山脉内部的冰川发展，并有可能成为冰川作用中心。如果它们互相垂直，在山脉外缘的迎风坡向上容易造成气流阻塞和骤然抬升，外缘山地的冰川可以得到充分发展，但却影响山脉内部的冰川发育。另外，山脉的坡向也会影响冰川发育，一般说来，阴坡有利于冰川的生存，而阳坡因接受太阳的辐射较多，且有消融作用，因而冰川规模小，甚至不能形成冰川。

地形对积雪的影响

降落到地面的新雪，孔隙很多，其中的空气为水汽所饱和。雪晶为了使其最大限度地达到稳定状态，力图使具有最小的表面能，而球体的表面能最小。所以，具有小曲率雪晶的水汽压力，要比那些枝状或棱角状雪晶的水汽压小，因而雪晶突出部分升华的水汽则向凹洼部分迁移并沉积。水汽迁移的结果，使各种几何形状的雪晶逐渐消失原来形态，而成圆球状雪粒，这就是雪的圆化作用。等温变质作用的特点是温度低，雪层内温度梯度很小，整个过程没有融水的参与。所以，又称冷型变质作用。

雪变质的另一种过程是由雪变成深霜。它的发育条件是雪层内存在着温度梯度。由于雪层具有隔热的特点，在寒冷的冬季，积雪下层温度比上层高，雪层内部形成温度差，使雪层下部较大的饱和水汽压使雪晶表面产生升华，水汽就向温度较低的上部迁移，当达到饱和时，雪晶表面则产生凝华。这种升华——凝华过程，一方面使下部雪层晶粒松散，并伴有瞬时沉陷；另一方面，使雪层上部晶粒形成更高级的具有多棱角的大雪晶体——深霜。

与等温变质作用和温度梯度变质作用不同，消融—冻结变质作用的主要特点是有融水的参与。暖季，雪层温度接近0℃，白天吸收的热量使雪晶融化，夜间则放出热量，使雪层中的部分融水冻结。这种变化有时可以影响到整个雪层。融化—冻结过程在雪层内反复进行就产生消融一冻结变质作用。由于这一过程的温度相对较暖，故又称暖型变质作用。

粒雪就是雪晶变质成完全丧失其晶体特征的圆球状雪粒。粒雪化作用就是雪晶变质的圆化过程，该过程在雪的三种变质作用中都可发生。新降落的积雪可以在几天或1至2周内即可发展成粒雪，称为细粒雪或新粒雪，但它在成冰作用中意义不大。而当经过一个消融季节后残留下来的老粒雪，则可以参与冰川的物质积累，在成冰作用中才有意义。粒雪化作用除减少了雪层的亮度和透光度外，提高了雪的密度，相应的硬度也增强。

重结晶成冰作用又称为等温变质成冰作用，冷而干的粒雪依靠不断增加的雪层重力而缓慢地渐渐压实成冰。压力的增大使晶粒之间产生位移和变形，同时，也提高了晶粒的密度，当密度达到0.5至0.6克/立方厘米时，晶粒之间已靠得很紧，甚至很难作相对运动。当密度进一步提高到0.8克/立方厘米左右时，粒雪（层）则逐渐变为重结晶冰（层）。这种成冰过程需要经过较缓慢的进程才能实现，特别是固体降水积累量不多的地区。由于它是在较低的等温条件下进行的，又缺少融水的参与，所以，这种粒雪（层）常被称为冷粒雪（层），其过程属于“冷型”或“干燥型”成冰作用。

渗浸一冻结成冰作用又称为消融一冻结变质成作用，主要靠粒雪层的消融和融水下渗再冻结成冰的。如果冷季粒雪层完全冻结，而暖季时消融又很强烈，其成冰过程是通过融水下渗和冻结实现的，常形成附加冰和渗浸冰，密度可达0.88至089克/立方厘米，成冰进程较快。如果冷季粒雪层只部分冻结，而暖季消融微弱，粒雪层通过沉陷和再冻结作用成冰的，常形成渗浸——再结晶冰，冰的密度比前者稍小，一般达0.82至0.84克/立方厘米。

冰川主要分布在地球的两极和中、低纬度的高山区，全球冰川面积1600多万平方千米，约占地球陆地总面积的11%，极不均衡地分布在世界各大洲中。其中，96.6%的冰川是大陆冰川，位于南极洲和格陵兰。而其他地区冰川只能发育在高山上，称为山岳冰川。山岳冰川面积居世界前三位的国家依次是加拿大、美国和中国。而在中低纬度带（包括赤道带、热带和温带，大体位于北纬60°至南纬60°之间），66%的冰川分布在亚洲，中国独占30%，是世界上中低纬度带冰川数量最多、规模最大的国家。欧洲冰川的总面积约8600平方千米，主要分布在斯堪的纳维亚和阿尔卑斯山。非洲是全球冰川最少的大陆，冰川面积只有23平方千米。北美洲冰川面积共有6.7万平方千米，主要分布在阿拉斯加和加拿大地区。南美洲冰川面积约为2.5万平方千米。大洋洲冰川面积约1000平方千米，主要分布在新西兰。