[拼音]：bing xue rongshui jingliu

[外文]：ice-snow melt runoff

冰川冰、粒雪和冰川表面的积雪融水汇入冰川末端河道形成的径流。有的定义为整个冰川作用区，包括 山坡的雨雪形成的径流。当冰川覆盖率接近1.0，上述两定义所述径流数值相近，否则相差较大。冰雪融水是高寒山区河流重要的水源。

据估算，我国多年平均冰雪融水量约550亿米3，约占全国多年平均径流量2.64万亿米3的2％，其中内陆河流的冰雪融水量约为250亿米3，约占冰雪总径流量的45％，外流河的约300亿米3，占55％。冰雪融水对河川径流的补给百分比的分布趋势，是由青藏高原边缘的10％向高原腹地递增至30～40％。

由0℃的冰转为0℃液态水需要消耗一定的热量（79.7卡／克）。这种热源主要是太阳辐射热，其次是冰面与近地面层大气湍流交换热和水汽凝结释放热。冰川消融与辐射平衡的关系密切（图1）。冰面辐射平衡值决定于冰面反射率，冰面反射率越大，冰面辐射平衡值越小，而冰面反射率的大小与冰面性质和污化有关。冰面反射率由冰舌末端至粒雪盆随高度递增，故冰面消融强度随高度减弱。冰面的污化，如表碛（堆积于冰川上的石块）也影响反射率（见冰雪消融的人工调节）。珠穆朗玛峰绒布冰川表碛厚度小于0.2厘米，能促进冰川消融；厚度超过3.0厘米，则减弱冰川消融。坡向也影响消融，南坡冰面消融强度大于北坡。液态降水可促进冰川消融。冰川消融强度以气温增高1℃时冰川的日消融深（毫米）表示。

北半球春季气温回升到 0℃以上，低山带积雪首先开始融化，随着季节的推移，积雪的消融逐步扩展到中、高山带。这时形成的融雪径流是山区河流春汛（4～5月）的补给来源。4月底至5月初冰舌末端季节积雪开始融化，融水大多渗入雪层的孔隙中。夜间，气温急剧下降，雪层中的水冻结成冰，径流十分微小。到了强烈消融期（6～8月），气温不断上升，冰舌末端的季节积雪融完，冰面消融扩大到粒雪区，产生大量冰面径流，冰面侵蚀作用随之产生，在冰面上形成网状水流。水流一部分顺着冰面向冰舌末端河道排泄，一部分渗入冰裂隙和冰内垂直通道，通过冰下河道排入河流。冰内、冰下河道主要发育于温冰川，而冷性冰川以冰面径流为主。

主要有示踪法、氚含量法。根据这两种方法可以估算冰川径流的组成，如冰融水、粒雪融水和雪融水的量及相应的停蓄时间。在阿尔卑斯山弗尔纳格特冰川，来自冰舌末端的冰川冰融水的停蓄时间为 4小时，来自粒雪区的粒雪融水约为30小时，来自冰川更高的部位的积雪区的雪融水约达 430小时。此外，还有用气象要素对比分析法分割流量过程线，以及线性水库理论分析法和冰川径流模数倍比法等。

（1）冰雪径流日变化大，这是区别于其他河流径流的重要特征。 河Ⅰ号冰川水文断面（流域面积F = 3.34平方公里）较低水位出现在8时左右，较高水位出现在17～18时（图2）。洪扎河巴托拉上桥站（F = 4975平方公里），峰、谷分别出现在 2时左右和20时左右。峰谷水位出现时间滞后于相应气温的出现时间，滞后时间值与水文站离冰舌距离、流域面积大小有关。峰谷交替及其形态的陡缓与冰内蓄水量、排泄条件有关。

（2）冰雪径流的年内分配极不均匀。5月初消融初期流量比较小，径流量高度集中在强烈消融期(6～8月)。祁连山老虎沟冰川1960年6～8月径流量占年径流量的90.0％（图3）。海洋性冰川的消融期，一般为 4～10月，大陆性冰川为5～9月。

（3）冰雪径流的年际变化主要受气候变化制约。在高温干旱年份，冰川支出量大于积累量，冰川处于负平衡状态，冰雪径流量大，为丰水年。在低温湿润年，冰川物质积累量大于支出量，冰川由负平衡转为正平衡状态，冰雪径流量较小。冰雪径流年际变化以冰雪径流变差系数(Cv用区的冰雪径流变差系数比出山口河流径流的变差系数大，前者Cv=0.20～0.30，后者Cv=0.10～0.20。

（4）冰雪径流模数。指单位时间内单位冰川面积的融水量，以升/（秒·平方公里）表示。 它反映不同类型的冰川、或同一类型但分布在不同气候区的冰川的融水径流强度。海洋性冰川的径流模数比大陆性冰川大。我国的念青唐古拉古乡冰川（海洋性）的径流模数为190升/（秒·平方公里），帕米尔慕士塔格山的一条冰川（大陆性）为40升/（秒·平方公里）。同样是大陆性 (或海洋性)冰川，降水量少冰雪径流模数小，反之，则大。

冰川象一座“固态水库”起着多年调节河流径流量的作用。在高温干旱年份，冰川释放大量冰雪融水，补充河流水量的不足，而在冷湿年份天然固态降水储存于冰川。冰雪融水可以缓和河流丰枯水年水量的变化。这种调节能力主要视冰雪融水对河流补给比重的大小。我国天山西段台兰河，冰雪融水补给量约占50％，1962年降水量比正常年减少19.6％，而河流径流量却比正常年大23.2％。1971年降水量比正常年大46.5％，而河川径流量却小9.9％。

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