冰雪融水徑流
正文
冰川冰、粒雪和冰川表面的積雪融水匯入冰川末端河道形成的徑流。有的定義為整個冰川作用區，包括裸露山坡的雨雪形成的徑流。當冰川覆蓋率接近1.0,上述兩定義所述徑流數值相近，否則相差較大。冰雪融水是高寒山區河流重要的水源。據估算,中國多年平均冰雪融水量約550億米3,約占全國多年平均徑流量2.64萬億米3的2％，其中內陸河流的冰雪融水量約為250億米3，約占冰雪總徑流量的45％，外流河的約300億米3，占55％。冰雪融水對河川徑流的補給百分比的分布趨勢，是由青藏高原邊緣的10％向高原腹地遞增至30～40％。
冰雪消融因素 由0℃的冰轉為0℃液態水需要消耗一定的熱量（79.7卡／克）。這種熱源主要是太陽輻射熱，其次是冰面與近地面層大氣湍流交換熱和水汽凝結釋放熱。冰川消融與輻射平衡的關係密切（圖1）。冰面輻射平衡值決定於冰面反射率，冰面反射率越大，冰面輻射平衡值越小，而冰面反射率的大小與冰面性質和污化有關。冰面反射率由冰舌末端至粒雪盆隨高度遞增，故冰面消融強度隨高度減弱。冰面的污化，如表磧（堆積於冰川上的石塊）也影響反射率（見冰雪消融的人工調節）。珠穆朗瑪峰絨布冰川表磧厚度小於0.2厘米，能促進冰川消融；厚度超過3.0厘米，則減弱冰川消融。坡向也影響消融，南坡冰面消融強度大於北坡。液態降水可促進冰川消融。冰川消融強度以氣溫增高1℃時冰川的日消融深（毫米）表示。 冰雪融水徑流的形成 北半球春季氣溫回升到 0℃以上，低山帶積雪首先開始融化，隨著季節的推移，積雪的消融逐步擴展到中、高山帶。這時形成的融雪徑流是山區河流春汛（4～5月）的補給來源。4月底至5月初冰舌末端季節積雪開始融化，融水大多滲入雪層的孔隙中。夜間，氣溫急劇下降，雪層中的水凍結成冰，徑流十分微小。到了強烈消融期（6～8月），氣溫不斷上升，冰舌末端的季節積雪融完，冰面消融擴大到粒雪區，產生大量冰面徑流，冰面侵蝕作用隨之產生，在冰面上形成網狀水流。水流一部分順著冰面向冰舌末端河道排泄，一部分滲入冰裂隙和冰內垂直通道，通過冰下河道排入河流。冰內、冰下河道主要發育於溫冰川，而冷性冰川以冰面徑流為主。
冰雪融水徑流的估算方法 主要有示蹤法、氚含量法。根據這兩種方法可以估算冰川徑流的組成，如冰融水、粒雪融水和雪融水的量及相應的停蓄時間。在阿爾卑斯山弗爾納格特冰川，來自冰舌末端的冰川冰融水的停蓄時間為 4小時，來自粒雪區的粒雪融水約為30小時，來自冰川更高的部位的積雪區的雪融水約達 430小時。此外，還有用氣象要素對比分析法分割流量過程線，以及線性水庫理論分析法和冰川徑流模數倍比法等。
冰雪融水徑流的基本特徵 ①冰雪徑流日變化大，這是區別於其他河流徑流的重要特徵。烏魯木齊河Ⅰ號冰川水文斷面（流域面積F = 3.34平方公里）最低水位出現在8時左右，最高水位出現在17～18時（圖2）。洪扎河巴托拉上橋站（F = 4975平方公里），峰、谷分別出現在 2時左右和20時左右。峰谷水位出現時間滯後於相應氣溫的出現時間，滯後時間值與水文站離冰舌距離、流域面積大小有關。峰谷交替及其形態的陡緩與冰內蓄水量、排泄條件有關。②冰雪徑流的年內分配極不均勻。5月初消融初期流量比較小,徑流量高度集中在強烈消融期(6～8月)。祁連山老虎溝冰川1960年6～8月徑流量占年徑流量的90.0％（圖3）。海洋性冰川的消融期，一般為 4～10月，大陸性冰川為5～9月。③冰雪徑流的年際變化主要受氣候變化制約。在高溫乾旱年份，冰川支出量大於積累量，冰川處於負平衡狀態，冰雪徑流量大，為豐水年。在低溫濕潤年，冰川物質積累量大於支出量，冰川由負平衡轉為正平衡狀態，冰雪徑流量較小。冰雪徑流年際變化以冰雪徑流變差係數(Cv用區的冰雪徑流變差係數比出山口河流徑流的變差係數大,前者Cv=0.20～0.30,後者Cv=0.10～0.20。④冰雪徑流模數。指單位時間內單位冰川面積的融水量，以升/（秒·平方公里）表示。 它反映不同類型的冰川、或同一類型但分布在不同氣候區的冰川的融水徑流強度。海洋性冰川的徑流模數比大陸性冰川大。中國的念青唐古拉古鄉冰川（海洋性）的徑流模數為190升/（秒·平方公里），帕米爾慕士塔格山的一條冰川（大陸性）為40升/（秒·平方公里）。同樣是大陸性 (或海洋性)冰川，降水量少冰雪徑流模數小，反之，則大。 冰雪融水對河流的補給 冰川象一座“固態水庫”起著多年調節河流徑流量的作用。在高溫乾旱年份，冰川釋放大量冰雪融水，補充河流水量的不足，而在冷濕年份天然固態降水儲存於冰川。冰雪融水可以緩和河流豐枯水年水量的變化。這種調節能力主要視冰雪融水對河流補給比重的大小。中國天山西段台蘭河，冰雪融水補給量約占50％,1962年降水量比正常年減少19.6％,而河流徑流量卻比正常年大23.2％。1971年降水量比正常年大46.5％，而河川徑流量卻小9.9％。
配圖
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