12-冰川运动与补给

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。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

受降水量的影响，海洋性气候区雪线要低些。全球雪线位置最高：南北半球的副热带高压带赤道地区降水量大温度差别不大消融量也不多（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。新雪粒雪更致密的粒雪冰川冰气温较高，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。（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；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。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）冰川海洋型（暖）冰川补给少，P≤1000mm（500~800mm）充分，P≥1000mm（雪线附近：2000~3000mm）温度低，恒为负温（雪线附近年平均气温＜-8℃）较高，10m深处接近0℃雪线高，冰舌在森林带以上，+1000m低，冰舌尾端可达森林带中运动速度缓慢，30~50m/a快，＞100m/a消融强度弱大进退幅度小大侵蚀作用弱明显我国分布西、北东二、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。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。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。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。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；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。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；（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；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；海洋型冰川径流峰形浑圆，低水量大，峰谷比较对称。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；海洋型冰川，除冰面消融外，融水下渗及冰内消融增加了汇流时间，故融水径流具有较长的滞后时间。（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。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。（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：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。（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。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。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。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2）潮波的变形：

河口区：河流向海洋倾斜，河水具有向海方向的水面比降和流速，并受岸壁的约束；潮波进入河口，逆坡、逆流形态变化三、河口的水文特性1、潮波的传播和变形1）潮波的传播：潮波进入河道：潮流界潮区界钱塘江河口（喇叭形河口）由海向陆宽度急剧减小底床高度急剧增大潮波进入，变形明显，前坡几乎直立，宛如大型水墙，排山倒海，天下奇观3）河口区潮汐的涨落过程