12-冰川运动与补给

• 我国冰川多属暖季补给型：
• 冬季降水量少，冷季积累微弱，夏季降水量大； • 夏季既是主要的积累期，又是主要的消融期。
冰川区内积累和消融的空间分布：
• 海拔高度、冰川朝向、坡度等
• 年最大累积区：
粒雪盆后壁的中下部，海拔较高的背阳缓坡处也 较多，陡峭的山顶则很少积累；
• 消融强度最大区：
冰舌末端。
第八节 冰川运动与补给
• 地表固态降水的积累与演化，形成能自行流 动的天然冰体称为冰川，是陆地表面的一种 固态水体。 • 多分布于地表的高山地区、河流的源头：
湿润年、冷季，固态降水，积存 干旱年、暖季，消融相变，补给河流
• 地表的天然“固体水库”。
• 地表冰川总面积为1620万平方公里，占世界陆地面 积11％；总储水量为2406万立方公里，约占地表淡 水资源总量的68.7％； • 假定冰川全部融化，将会使洋面上升60多米，全球 陆地则要被淹没150万平方公里，约减少现有陆地 面积的1％。 因此，冰川的积累和消融，积极参与了水圈的 水循环，强烈地影响着地表的演化过程。
（二）冰川的形成
• 冰川冰：浅蓝而透明、具有塑性的多晶冰体；
• 积累在雪线以上的雪，逐渐演变成冰川冰之后， 沿斜坡流动，形成冰川。
成冰过程： • 雪的沉积
粒雪化
成冰作用
粒雪
Baidu Nhomakorabea新雪
更致密的粒雪 冰川冰
1、雪的沉积：
• 新雪落地十分松软，孔隙大，其密度小； • 新雪堆积具有成层性等特性。
2、粒雪化：
• 多角的雪花晶体要达到最稳定状态，就必须圆化。 雪粒枝角的升华，和凹窝处的凝华； 小的雪粒相变过程转移到大冰晶上； 大晶体合并小晶体，形成圆球状的雪粒。
2、冰川融水对河流的补给作用
（1）冰川融水补给加剧 了西部山区河流径流 年内分配的不均匀性：
• 中国西北部高山区，高温 及多雨期在夏季，全年融 水集中在7—8月，而年降 水也集中在夏季； • 春旱，而夏季水量过剩， 这是中国河西地区和新疆 天山南北坡河流普遍存在 的严重问题。
（2）冰川作为高山固体水库，具有调节多年河 川径流量的作用： • 低温湿润年，热量不足，冰川消融减弱，积累增加； • 干旱少雨年，晴天多热量大，冰川消融释放大量融水； • 缓和了中国西部山区冰川融水河流的丰、枯水年的水量 变化。
（2）风：
• 冰雪覆盖的山头是个冷中心，形成稳定的下沉气 流，紧贴冰川表面吹向下游，形成“冰川风”； • 在傍晚，冰川风和山风迭加在一起，风势特强； • 白天则因谷风上吹而有所减弱。
（二）冰川与海洋的相变转换 • 地球上气候转冷的时候，冰川的规模就 大，大量的水从海洋转移到冰川上储存 起来，导致海面降低。 • 气候转暖时，冰川退缩，大量的冰川融 水又通过河流注入大海，导致海面抬升。
1、冰川的积累与消融
• 积累：主要来自粒雪盆降雪；其次为周围山坡峰 岭上的风吹雪和雪崩；少量来自表面水汽的凝结 和冻结在雪内的雨水。
• 消融：主要是指在太阳辐射、暖湿气流及其它有 关热源的作用下，冰川发生融化或蒸发。
• 积累：降水量 • 消融：温度 • 消融量：冰川径流
• 冰川积累的年内变化可分两类： 冷季补给型 暖季补给型
2、海湾型河口 1）三角港河口：大径流河流 冲击平原 出口入海， 如长江口，径流、潮流均很强； 2）喇叭形河口：由海向陆 河口宽度变小 河口口 大里小，如钱塘江河口，径流弱，潮流强。
• 南极冰盖：巨大的“冷源”，高压中心，既强又稳 定。
冷高压使南极盛行南风和东南风，风速离大陆中心愈远愈大， 吹至冰面陡急的冰盖边缘时，形成强大下降风。 冷高压使气旋很难深入南极大陆，年降水量非常少。
2、山岳冰川：
（1）降水： • 据部分高山冰川的气象观测，山地中部森林带出现 丰沛的降水带外，在高山冰川带还存在另一个更大 的降水带： • 海拔2400米处为天山托木尔峰的森林丰沛降水带 （最大降水量高度）； • 向上降水量减少，到冰川消融区下部，降水又增加， 到冰川消融区上部达最大值。 • 在相同高度上，冰川表面气温低，湿度高，水汽易 饱和，利于降水。
我国的冰川：
西部高山地带；
43000多条，总面积约58650平方公里，占亚洲冰川 总面积的一半还多； 各大山系中：
昆仑山（ 20.6％） 喜马拉雅山（19.6％） 天山（18.7％） 60％
主要内容
一、冰川的形成及类型 二、冰川的物质平衡与运动 三、冰川积雪融水对河流的补给作用 四、冰川与大气、海洋的相变转换
高，冰舌在森林带以上， 低，冰舌尾端可达森林 +1000m 带中 缓慢，30~50m/a 弱 快，＞100m/a 大
运动速度 消融强度
进退幅度
侵蚀作用 我国分布
小
弱 西、北
大
明显 东
二、冰川的物质平衡与运动
（一）冰川的物质平衡：
• 冰川上各种相态水的收入和支出之间的关系，称 为冰川的物质平衡；
• 冰川水体的收入 ：积累； • 冰川水体的支出：消融，脱离。
不同点：
1、冰川是固体流，河流是水体流； 2、冰川运动速度只有河水流速的几万分之一，平 均流速的单位只能以厘米计算；
3、 冰川运动速度与温度有关，河流运动速度与温 度无直接关系；
4、冰川运动速度沿程变化：自补给区向雪线方向逐 渐增大，雪线附近最大，夏季快、冬季慢； • 河流运动速度沿程变化：自上游向下游逐渐减小。 5、冰川跃动/波动，河流无此现象。 • 有一些冰川，运动速度时缓时快，称为冰川跃动/ 波动，是冰川运动的一种特殊形式。
大陆冰盖： 面积大，冰层厚，分布不受地形限制，冰川呈盾形， 中部最高，冰体向四周辐射状挤压流动，至冰盖边缘 往往伸出巨大的冰舌，断裂后入海，成为巨大的海洋 漂浮冰。主要分布：南极和格陵兰。
• 山岳冰川：也称山地冰川，运动占优势、积累与消 融大致平衡，基本上受下伏地形控制，以重力流方 式向下滑动，一般散布于高山地区，其规模与厚度 远不及大陆冰盖。
三、冰川积雪融水对河流的补给作用
（一）冰川融水对河流的补给作用：
• 冰川融水调节着河川径流的年际变化，使年际 变化趋于均匀，是山区河流稳定可靠的水源。 • 占全国河川径流量的2％，是西北河流水资源 的重要组成部分。
1、冰川融水径流的特征
（1）季节性径流： • 夏季高温，冰川冰和冰川表面的积雪融水汇入 河道，形成冰川融水径流；
• 气温较高，雪层中发生融水活动，粒雪化 进行得十分迅速； • 粒雪化的结果：
增大积雪的单位体积容量，积雪厚度变薄； 松散的雪粒变成比较坚实的固结雪粒和聚合雪粒。
3、成冰作用：冷型和暖型
（1）冷型变质成冰作用： • 低温干燥，冰层温度梯度小，巨厚的粒雪层对 下部雪层施加巨大压力，晶粒间的接触面积增 大，排出空气，孔隙率趋向封闭，促使粒雪进 行重结晶； 特点： • 没有融水渗浸； • 晶粒很小； • 成冰时间长。
（4）不同类型的冰川其融水径流年内变化 的特性也不同：
• 大陆型冰川径流年内变化很大，分配极不均匀，消融 期短，流量高度集中在夏季7、8、9三个月，基流小， 冬季甚至断流； • 海洋型冰川径流年内变化小，分配也较均匀，消融期 长，基流大，一般不断流。
（5）年际变化较小： • 冰川径流的年际变化一般较小，通常融 水径流年径流变差系数Cv值比降雨径流 的Cv值小； • 显然这与冰川地区气温的年际变化不大 有关。
一、冰川的形成及类型
（一）雪线：
年平均固态降水量等于融化和蒸发量（消融量）， 即雪量收支平衡的地带称为雪线。 • 雪线高度： 温度 降水 地球上雪线高度的分布一般自低纬向高纬逐渐降低 全球雪线位臵最高：南北半球的副热带高压带
受降水量的影响，海洋性气候区雪线要低些。
• 赤道地区降水量大 • 温度差别不大 • 消融量也不多
• 朝阳南坡的冰川消融强烈，北坡消融最弱。
2、冰川物质平衡
冰川物质平衡的差额： 冰川年总积累与总消融的差额。
• 负值：则冰川退缩和减薄； • 正值：则冰川前进和增厚。 物质平衡水平：
冰川上平均总积累和平均总消融之差的一半（绝对值）。
• 由于降水和气温的年际变化，常导致冰川 物质平衡的多年变化：
乌鲁木齐河源1号冰川： • 1959—1986年的28年中，多数年份出现负平衡状 态，导致该冰川面积减少0.11平方公里。 • 气温上升及降水减少所致。
• 主要分布：欧亚大陆和南、北美大陆的高山区。
2、按冰川发育的水热条件和物理性质：

大陆型 海洋型
大陆型（冷）冰川 补 温 雪 给 度 线
少，P≤1000mm （500~800mm） 低，恒为负温（雪线附 近年平均气温＜-8℃）
海洋型（暖）冰川
充分，P≥1000mm（雪 线附近：2000~3000mm） 较高，10m深处接近0℃
• 咸水界（含盐度≥2‰） 淡水界
2.河口区的分段 • 近口段： 径流 • 河口段 往复流 • 口外海滨段： 潮流和波浪
近口段 河口段 口外海滨段 河口区 潮 区 界 潮 流 界
二、河口的类型
1、河道型河口 1）单道河口：单一河道 直达出海口，如辽河河口 2）多汊河口：水流分汊 多股水道 三角洲，如珠江口
冰川运动的主要方式：
1、重力流： 因冰川自重而产生的沿坡向的分力大于冰川槽的阻 力时而引起的运动； 2、挤压流： 由于冰川堆积的厚薄不同使内部所受的压力分布不 均而引起的运动。
• 大陆冰盖的运动以挤压流为主； • 山岳冰川中两种运动方式均有，以重力流为主。
冰川运动与河流运动的异同点：
相似点： 1、主要影响因素相似： • 冰（水）量、坡降、冰（河） 槽断面面积等； 2、垂线和断面流速分布相似： • 自中央向两侧、自表面向底 部逐渐减小；
第九节 径流向海汇集及其效应
• 陆地表面的径流最后通过入海河流的尾 闾段不断地向海洋汇集。 • 入海河口指河流与海洋相结合的地段。 • 河流、海洋，独特的水文运动规律，重 要的传递纽带作用。
主要内容
一、河口区的范围和分段 二、河口的类型 三、河口的水文特性 四、河口区的泥沙
1、河口区的范围 • 潮流界：涨潮流上溯到一定距离，涨潮流速为零处； • 潮区界：潮流界以上，潮波继续传播，振幅减小， 潮差等于零处。
• 我国海洋型冰川，年降水量大，积累和消融量也大， 物质平衡水平高，冰川活动的能力也大； • 大陆型冰川降水量少，物质平衡水平较低，则冰川 活动能力也较差。
（二）冰川的运动
• 冰川是一种运动着的冰体; • 冰川冰不断地从冰川上、中部向冰川尾端运动， 把大量的冰体从积累区运送到消融区; • 冰川运动是塑造地表的重要动力。
• 层理结构清晰的冰川冰，具有 塑性，因此受力后内部常产生 褶皱、断裂和逆掩构造。
• 冰川冰在积累区形成之后，在 定向应力作用下沿坡向下移动， 越过雪线，蜿蜒而下形成冰舌， 于是就形成了冰川。
p 山谷冰川： • 积累区：雪线以上的粒雪盆 • 消融区：雪线以下的长条形冰舌
（三）冰川的类型
1、按冰川形态和运动特性划分： 大陆冰盖 山岳冰川
（二）积雪融水补给对河流水情的影响 • 影响融雪的因素：
暖气团 太阳辐射 降雨
• 决定融雪径流峰量的因素：
• 积雪量：受冬季降雪量控制； • 融雪的热量和强度：主要受春季暖气团控制； • 积雪自身的调蓄作用：融雪径流过程线缓和。
四、冰川与大气、海洋的相变转换
（一）冰川对大气的影响： 1、冰盖：
（2）径流特征值相差悬殊： • 不同类型的冰川，由于自然环境、水热条件及 冰川性质各异，故冰川融水径流的特征值也相 差悬殊；
（3）具有日变化：
• 日出后，水位随气温升高而增高，午后降温，水 位随之降低，夜间气温降到0℃以下，消融停止， 则流量最小或断流；
• 大陆型冰川径流主要来自冰面融水，其产流排泄迅速，故冰 面消融停止后，融水迅速排空，径流滞后时间较短； 不同类型冰川，冰川径流日变化的过程和幅度也不同： • 大陆型冰川径流的峰形尖、低，水量小而稳定； 海洋型冰川，除冰面消融外，融水下渗及冰内消融增加了汇 海洋型冰川径流峰形浑圆，低水量大，峰谷比较对称。 流时间，故融水径流具有较长的滞后时间。
（2）暖型变质成冰作用： • 气温接近0℃时，冰雪消融活跃，融水沿孔隙 渗浸，所携带的热量又部分地融化粒雪，出现 融水放出热量时，部分融水冻结，这个过程反 复进行，下渗的融水就逐渐以雪粒为核心，冻 结或再结晶成冰。 特点： • 渗浸成冰； • 成冰时间短。
• 冰川冰的结构是成层的，每年 积累的冰层称年层；