3.5冰川运动与补给(5)

　　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。

　　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冰川融水对中国西部山区河流的补给起着重要作用，尤其是西部山区的内陆河流，冰川融水量约占其河川径流量的23％。据统计，中国西部山区冰川融水补给比重在25％以上的河流约有30条以上，比重在50％以上的也有12条，其中天山南坡的木扎提河融水比重高达81％以上。冰川融水的补给加剧了这些河流径流年内分配的不均匀性，因为中国西北部高山区，高温及多雨期同在夏季，全年融水80％集中在7—8月，而年降水也有60—70％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。

　　冰川作为高山固体水库，具有多年调节河川径流量的作用。在低温湿润年份，因热量不足，冰川消融减弱，积累增加，而干旱少雨年份，晴天多热量大，冰川消融释放大量融水，故中国西部山区有冰川融水的河流，多雨年水量也不大，干旱年也不缺水，缓和了丰、枯水年的水量变化。这给中国西部干旱地区农业生产稳定发展提供了有利条件。

　　（二）积雪融水补给对河流水情的影响

　　除了高山雪线以上的永久积雪带之外，季节性积雪在我国分布很广。基本上以秦岭-淮河一线为界，其北每年冬季都有比较稳定的积雪。华北地区平均积雪日数为15—30天，东北和新疆北部约90天以上，稳定积雪厚度约在10厘米以上，其北部一般可达20—30厘米，阿尔泰山和黑龙江北部几乎可达半年左右。

　　影响融雪的因素有三，暖气团来临、太阳辐射和降雨，暖气团挟带大量的热量来临时，气温急剧升高，使积雪迅速融化，热空气带来的水汽遇到雪面时降温发生凝结，1克水汽凝结时放出的热为597卡（1卡=4.1868焦耳），能使7.5倍的积雪消融。一般说融雪的热量中约有70％来源于暖气团，太阳辐射的能量可使30—35％的积雪融化。降雨对融雪的作用不仅在于它带来的热量，主要在于它能破坏雪的结构，引起积雪物理特性的变化，从而加速了融雪过程。

　　决定融雪径流峰量的因素主要有积雪量、融雪的热量和强度。前者受冬季降雪量控制，后者主要受春季暖气团控制，暖气团影响的范围一般都比较广泛而均匀。此外，流域上的积雪具有内部调蓄作用，能暂时蓄积一定数量的水，融雪水漫流汇集因受积雪阻滞影响速度也较缓慢，因此，融雪径流过程线比降雨径流过程线缓和得多。由于春汛显著受温度的影响，流量过程线与气温变化往往有相应的关系，因此融雪径流具有日变化的特性，往往每天有一个峰。

　　四、冰川与大气、海洋的相变转换

　　（一）冰川对大气的影响

　　辽阔的南极冰盖是一个巨大的“冷源”，在那里形成一个稳定的高压中心。与北极相比，南极的冷高压既强又稳定。北极地区由于海洋性质的影响，每年6—8月由高压转变为低压，气旋活动经常可达北极；而南极的高压，甚至夏季也不消失，只是其强度略有降低而已。强大的冷高压使南极地面的盛行风常保持为南风和东南风，风速离大陆中心愈远愈大，当其吹至冰面陡急的冰盖边缘时，形成强大的下降风，年平均风速可达20米/秒，以致南极地区有“风极”之称。同时稳定的冷高压使气旋很难深入南极大陆，故在南极冰盖中心部分年降水量仅约数十毫米，与撒哈拉沙漠差不多。可以设想，如果北极不是海洋而是冰盖，北半球的气候也将会严酷得多。

　　山岳冰川规模虽不及冰盖，但它对气候也有明显的影响。据祁连山、天山和喜马拉雅山等高山冰川的气象观测，山区降水的垂直分布除在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，冰川气象工作者称其为第二降水带。表3-13可见，海拔2400米处为托木尔峰的中山森林丰沛降水带，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。第二降水带的产生与冰雪下垫面的作用有关，在相同高度上，冰川表面气温一般比无冰川覆盖的山地低2℃左右，而湿度却高得多，水汽容易饱和，故

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