第2章 冰冻圈形成机理及与其他圈层的联系（科学出版社《冰冻圈地理学》P7～24）

依要素不同和物质构成差异，冰冻圈组分具有不同的形成和发育机理，并与地球其他圈层存在着密切联系。本章首先介绍冰冻圈要素的形成与发育条件，然后阐述不同冰冻圈要素在形成发育过程中的主要机理，最后对冰冻圈与其他圈层间的相互作用与联系进行论述，为理解第3章冰冻圈各要素的空间分布格局及时空变化特征提供基础。

2.1形成与发育条件

冰冻圈的本质特征是固态水的存在。温度达到冰点是固态水形成的基本条件，因此寒冷的气候条件是冰冻圈形成的关键因子。不同冰冻圈要素赖以存在的地理环境背景是影响冰冻圈形成和发育的环境因子，如陆地冰冻圈的地质、地貌、地理背景，海洋冰冻圈的海洋表层盐度、风场、洋流特征，以及大气冰冻圈的大气环流特征和气象条件。受地球表层热量收支、海陆分布及地貌地形差异的影响，冰冻圈要素的形成发育条件也各不相同。

2.1.1积雪的形成与发育条件

积雪形成的前提条件是有降雪过程发生，雪降落到地表后，能够形成肉眼可感观或仪器可测量的雪层。积雪的形成与发育不仅与降雪量有关，还与地表温度、地表形态、风场等因素有关。只有当某地的降雪量与风吹雪累积量之和大于地表融雪量和风吹雪损失量之和时，积雪才能够形成。因此，降雪量越大、地表温度越低、地表风速越小，则积雪越厚、存在时间也越长。

降雪是大气降水的一种表现形式，虽然降雪量大小与降水量大小并不一致，但二者之间依然存在密切关系，尤其是在冷季以及中高纬度和高海拔地区。降水沿纬度呈带状分布的特征明显，全球可分为四个降水带：赤道多雨带，年降水量一般为1000～2000mm，但因地处热带，降雪极少，仅在一些海拔高的地区产生降雪，如乞力马扎罗山；南北纬20°～30°少雨带，年降水量一般不超过500mm，但一些地区受季风环流、地形等因素影响，降水丰富，如喜马拉雅山南坡印度的乞拉朋齐年均降水量高达12665mm，而受喜马拉雅山地势阻挡，南坡降雪也较多；中纬度多雨带，年降水量一般为500～1000mm，降雪主要出现在冷季，其量值愈降水年内分布密切相关；高纬度少雨带，年降水量一般不超过300mm，但因纬度高，全年气温低，因此多以降雪形式出现。

地形也是影响积雪形成与发育的重要条件。平地和缓坡有利于降雪在地面的积累和保存，而在坡度较陡的地方降雪因重力作用则难以存留。例如，青藏高原雪深分布受到高程和坡度的双重影响，其中坡度的空间差异对平均雪深空间变异的影响具有明显的正效应。不同坡向的坡面除接收到的太阳辐射量不同外，所承受的风力作用也不同，导致积雪量和积雪时长有所差异。地表风速的大小对积雪形成与发育影响也极大，大风不仅可能导致平缓地表的降雪在风的动力作用下被挟带到背风低洼地带，还可能极大地增加积雪的升华，不利于稳定积雪的形成。例如，青藏高原四季均有降雪发生，但在较强的太阳辐射和大风作用下，高原上积雪存在的范围并不大，积雪存在的时间也不长。

此外，地表植被性状也影响着积雪的空间分布特征，植被的存在可以减缓积雪的消融速率。对祁连山不同植被类型的积雪消融速率对比发现，同一海拔乔木林的积雪消融速率低于灌木林和草地。

2.1.2冰川（冰盖）的形成与发育条件

冰川（冰盖）形成与发育的物质条件是固态降水，且在一年以上不完全融化，即持续的较低气温是冰川（冰盖）形成所需的气候条件。水热条件组合共同决定了冰川（冰盖）的形成与发育，且气温、降水在不同区域所起的作用存在差异。海拔、坡向、地表破碎度等地形要素既可以改变地表热量收支和物质积累环境，也影响冰川（冰盖）形成与发育。

低温是冰川（冰盖）形成与发育的基本条件。受太阳公转影响，地球气温呈现随纬度升高而降低的纬度地带性规律，在南北极气温达到最低值，如南极内陆地区年均气温低至-50～-40，极端最低气温可达-89.2（1983年7月21日，南极东方站）；北极格陵兰内陆年均气温低于-30。尽管极地地区降水并不充沛，但极端低温环境和冰盖表面高反照率导致吸收的太阳辐射能量极少，为南北极冰盖的形成创造了条件。气温在山区随着海拔上升而降低，表现出明显的垂直地带性规律。海拔升高对气温的递降作用，使得中、低纬度地区的一些高大山峰年均气温也可降到0以下，如位于赤道附近的乞力马扎罗山锥呼鲁峰（海拔5895m）峰顶气温低达-30；珠穆朗玛峰7～8月夜间平均温度约-17，1月夜间平均气温可低至-36。围绕中、低纬度高大山地形成的负温区位冰川形成提供了必需的低温环境，从而发育了数量众多的山地冰川。

固态降水是冰川（冰盖）形成与发育的物质基础和来源，有利的降水条件对冰川（冰盖）发育的规模至关重要，在某些区域甚至具有决定性作用。区域降水量的多少及形态主要取决于距水汽补给源地的远近、盛行风和地形。例如，来自大西洋及地中海、北海和挪威海的水汽被西风环流输送到欧亚大陆，在邻近其水汽补给源地的阿尔卑斯山冰川区年降水量高达3000mm，海拔3200m以上为终年积雪区；当到达大陆内部的西昆仑山时，年降水量减少到300～500mm，冰川粒雪线也上升到5000m以上；而在纬度更东的伊犁河谷地区，西北-东南走向的北天山山脉与西南-东北走向的南天山山脉夹峙形成的朝西呈喇叭口地形，导致西风气流爬升，在迎风坡降水量可达600～800mm，其成为新疆最湿润的地区。夏季盛行的南亚季风环流是青藏高原东南部山地冰川的哺育者，印度洋暖湿气流在由雅鲁藏布江大拐弯深入青藏高原内部的过程中受地形强迫抬升，念青唐古拉山南坡的年降水量可高达2500～3000mm，并发育了数量众多的海洋型冰川，部分冰川规模可达100km2以上，如恰青冰川（204.36km2）、雅弄冰川（179.59km2）、夏曲冰川（167.05km2）等。北美洲西部的海岸山脉、落基山脉及阿拉斯加山脉拦截大量西来的太平洋湿润气团，使其成为该区众多山地冰川的物质补给源。需要注意的是，即使有大量的固态降水也并不一定能够形成冰川，如素有“雪城”之称的华盛顿尽管年平均降雪量达1870mm，但因地处温带大陆性气候区，最冷月（1月）均温2.2，导致积雪很难在较长时间内存留。

雪线是一个假想的、不规则的面，即连接积雪能在夏季全部融化的、平坦的、非阴处地面的最高点所构成的面。通常所说的雪线，是指理论雪线或气候雪线。在冰川学中，雪线又称作冰川物质平衡线高度，是指大气固态降水的年收入与年支出相等点的连线。雪线以下，夏季积雪全部融化。雪线高度主要因纬度而异。全球最高雪线高度并不出现在赤道，而出现在南北半球的热带和副热带地区，尤其是在其干旱气候区。这是因为这些干旱气候区多下沉气流、降水量少、晴天多，降雪易融化，而赤道地区尽管降水量大、云量多，但日照百分率远小于热带、副热带干旱气候区。随着纬度的继续增高，气温逐渐降低，在总降水量中降雪的比例逐渐增大，冬长夏短，雪线逐渐降低。到高纬度地区，长冬无夏，地面积雪终年不化，雪线与地面海拔并无必然联系。

山脉或山峰的海拔及其雪线以上的相对高差是决定冰川数量、形态和规模的主要地形要素。山地海拔越高，雪线以上的相对高差越大，冰川形成的积累空间就越大，同时为冰川发育提供更大的冷储并拦截更多的大气降水，这是在中纬度地区以高大山峰为中心形成规模巨大的山谷冰川的根本原因，如青藏高原周边的珠穆朗玛峰、乔戈里峰（K2）、托木尔峰、公格尔峰等海拔超过7000m的山峰四周均发育有冰川，且一些冰川面积可达200km2以上，如费德钦科冰川（约992km2）、锡亚琴冰川（936.2km2）、音苏盖提冰川（359.05km2）、托木尔冰川（358.25km2）、土格别里齐冰川（282.72km2）等。

首先，雪线以上山地的地形陡峭程度也直接影响着冰川的形成和发育，若地形过于陡峭，积雪难以存留，则不可能形成冰川；若地形过于破碎，则多形成规模较小的冰川；若地势极为平缓，则可形成平顶冰川或冰帽。其次，雪线以上空间的多少也会造成冰川规模及类型存在差异，若空间较多则易形成山谷冰川，反之则多为冰斗冰川、坡面冰川或悬冰川。此外，山脉的坡向也会影响冰川的形成，阴坡有利于冰川发育，阳坡则因接收的太阳辐射较多，消融相对强烈而不利于冰川发育。北半球大多数东西走向山脉北坡的冰川数量和面积普遍大于南坡，如昆仑山北坡冰川面积是南坡冰川面积的3.6倍，在祁连山这一比例更高达8.2。

2.1.3冻土的形成与发育条件

冻土是特定气候条件下地表岩石圈与大气间能量、水分交换的产物，其中严寒的气候是多年冻土形成的必要条件。气温是形成不同类型冻土的决定性因子，只有在气温足够低、地-气间能量交换能保证特定深度之下的地温长期低于0时，才能形成多年冻土，否则形成季节冻土和短时冻土或瞬时冻土。气温在纬向和垂向上的空间分布格局基本决定了冻土的形成和分布格局。在现代气候条件下，年平均气温与多年冻土区界线有一定的相关性。在我国东北地区，多年冻土区南界与年平均气温0等温线相当；在西部高山和高原地区，多年冻土区下界与年平均气温-3～-2等温线相当；按照年平均气温8～14和18.5～22.0则可划分出季节冻土（冻土保存时间≥1个月）和瞬时冻土（冻土保存时间＜1个月）的南界。

降水与冻土形成之间的关系比较复杂，降水的相态、时间、频率和强度等变化均会改变地-气间的能量平衡关系。对于同一地区，降水量的长期增加可能会导致地面蒸发量增大、地表温度降低，不仅使得地表的感热、潜热发生变化，而且使得水分下渗、土壤水分状态发生变化，还使得土层中热流、水分迁移状况以及土层水热参数发生变化，并改变地表热通量，影响冻土的发育。积雪较高的反照率和较低的导热特性会阻滞地-气间的能量交换，导致冬春降雪对土的冻结有抑制作用，夏秋降雪则有助于冻土的保存。例如，在40°N以北的天山、阿尔泰山，降水自西向东减少对冻土下界随年平均气温向东降低而降低的强度有促进作用，而在该纬度以北的东北地区，降水自西向东增加对多年冻土下界（南界）随年平均气温向东降低而降低的强度有抑制作用。

岩土成分和性质对冻土发育的影响在多年冻土南界和下界附近最为显著。在很小的范围内相邻两处岩土因岩性差异，往往形成冻土层与融土层、季节融化层与季节冻结层并存的局面。岩土成分和性质主要是通过其物理性质和含水量来影响冻土的发育。在岛状冻土区，岩性和含水量对冻土岛的生存起着决定性作用。岩性和含水量对多年冻土厚度的形成也起着重要作用，主要是通过导热系数、热容量和水的相变来直接影响多年冻土层的厚度。例如，高山和丘陵地带的基岩导热系数大、含水量较少，而高原上的松散层导热系数小、含水量较多，因而高山和丘陵地带形成了较厚的冻土层。在河谷地带，河水和地下水以及河床沉积相较粗（如砂卵砾石）等对减薄冻土层厚度，甚至形成融区有重要作用。

植被对冻土形成与分布的影响具有普遍性，主要表现在植被覆盖对地表热动态和能量平衡的影响、植被冠层对降水与积雪的再分配，以及植被覆盖对表层土壤有机质与土壤组成结构方面的作用，土壤有机质与结构变化将导致土壤热传导性质发生改变，从而影响活动层土壤水热动态。植被冠层对太阳辐射具有较大的反射和遮挡作用，可显著减少到达冠层下地表的净辐射通量，阻滞地表温度的变化，对冻土水热过程产生直接影响。例如，在大兴安岭落叶松林观测到夏季植被冠层下部的净辐射通量仅为植被冠层上部的60%，将近40%的太阳辐射被植被冠层反射和吸收。植被对土壤水热状况的影响直接关系冻土的形成与发育，但这种影响还与植被结构、地被物性质以及地表水分状况关系密切。例如，在阿拉斯加土壤排水条件较好的林地内，夏季30cm处的地温要比排水较差的林地高出7～9。又如，在青藏高原，土壤排水条件较好的高寒草甸植被覆盖度降低将导致土壤融化地温升高和水分增加，而冻结地温降低和水分减少；土壤排水不畅的高寒沼泽草甸则刚好相反。

冻土的形成发育还与地温场、地形、地质构造密切相关。受地震、火山、构造运动、放射性元素以及地下水的影响，不同区域的地温场存在较大差异，地温越高，越不利于多年冻土发育。地形对冻土的发育一是体现在大区域地形组合和格局影响多年冻土的地带性表现，如我国西北地区高山与盆地相间大的地貌格局决定了高山发育多年冻土，盆地仅发育季节冻土；二是坡向的影响使山地冻土特征往往具有明显的不对称性，如北坡冻土分布下界海拔较南坡低，季节冻结和融化、冷生过程和下限在南北坡也有差别。区域地质构造、构造运动性质及发育历史对区域的岩相、堆积物类型、裂隙发育程度等有相当大的控制作用，这些要素与冻土组构、地下冰类型及分布又有着密切联系。青藏高原地质构造年轻，构造变动强烈，深大断裂较为发育且分布密集，新构造活动也很强烈，致使许多地区地温梯度大，地中热流高，导致在相同的年均气温、岩性等条件下，青藏高原冻土层的年平均温度较高、厚度较小。

2.1.4河湖冰的形成与发育条件

季节性是河湖冰的显著特征。河流和湖泊一般在每年秋冬季冻结，翌年春夏季消融。河湖冰形成的必要条件是水体温度达到冰点，河流和淡水湖泊的冰点一般为0，非淡水湖泊受盐度影响则低于0。通常，随着秋末冬初气温的逐渐下降，河流和湖泊水体失热大于吸热，水体开始冷却，当达到冰点时河湖冰开始在岸边生成，并逐渐扩张直至河湖完全冻结。

河湖冰的形成与演化除受气温、辐射等气象因子影响外，河道的几何形状/湖岸线轮廓、水深及水的动力作用、沙洲（湖心岛）甚至桥梁等基础设施也会对河湖冰的形成产生影响。河湖的封冻和解冻主要受冰动力影响时分别称为武封河（湖）和武开河（湖），主要受温度影响是分别称为文封河（湖）和文开河（湖）。

热带地区以外的江河湖泊在冷季多被冰雪覆盖，尤其是北半球约60%的河流受到河冰的显著影响。我国北方大多数河流在秋末冬初结冰，如西流松花江一般于11月封冻，翌年4月解冻，封冻期长达130～160天，最大冰厚1.0～2.0m；部分河流甚至发生冰排现象或冰凌灾害，如黄河宁蒙段每年都有不同程度的冰凌出现。欧亚大陆北部、北美洲北部和青藏高原的湖泊在冬季普遍冻结，部分湖泊封冻期长达半年以上，冰厚也可达半米。

2.1.5海冰的形成与发育条件

与河湖冰的形成类似，海冰的形成也要有寒冷的气候条件。海冰结冰需要满足三个条件：气温比水温低，水中的热量大量散失；相对于水开始结冰时的温度，已有少量的过冷却现象；水中有悬浮微粒、雪花等凝结核。通常，当海水表面温度低于-4时，海冰就可以形成。

海冰的形成与中、高纬度天气系统密切相关，如形成于南极大陆、65°N以北北极地区的冰洋大陆气团，以及活跃于北半球中纬度大陆上西伯利亚、蒙古国、加拿大、阿拉斯加一带的极地大陆气团。位于亚洲东海岸外的鄂霍茨克海海冰形成与西伯利亚内陆冬季寒冷的气候有关，整个冬半年寒冷的空气顺着西风气流到达鄂霍茨克海区，使其温度降低，并逐渐冻结。这一寒冷效应一直持续到初夏才发挥它的冷源作用。我国在对梅雨长期预报时，必须考虑鄂霍茨克海年初的海冰覆盖面积。

除温度条件外，海洋暖流的输入也会影响海冰的形成，如北欧的大部分海域和巴伦支海都处于北极圈之内，但因有强大的北角暖流输入热量，海冰无法形成，这也造就了摩尔曼斯克、捷里别尔卡和瓦尔德等北极圈内的不冻港。在有些海域，冬季没有暖流输入而结冰，春季当暖流输入时海冰就快速融化，如楚科奇海的海冰在春季由于白令海暖流输入而最先消融。此外，大陆架深度也会影响海冰的形成，如我国的黄海、渤海因大陆架较浅而成为海冰分布纬度最低的海域。

2.1.6冰架和冰山的形成与发育条件

冰架是冰盖在海洋中的延伸部分，上游冰盖冰流的输送通量和冰架前端的崩解速率是控制冰架形成与发育的主要物质源和动力源。冰架厚度的增加，主要是由雪的堆积而造成的。近期研究表明，一些南极冰架是由底部水的二次凝结而逐渐形成的。冰架表面平坦，南极洲的一些机场多建于此，如美国在麦克默多站附近修建了一个能起落大型“LC-130大力神”运输飞机的机场，飞机跑道直接建在罗斯冰架的冰面上。但是，机场的跑道必须年年维修和延长，否则由于冰架不断移动，机场将会离麦克默多站区越来越远。

冰山大多在春夏两季形成，其物质来源是冰盖和冰架，如南极冰架是南大洋冰山的主要物质来源，格陵兰冰盖则是北冰洋冰山的主要物质来源。冰山主要由冰架崩塌、断裂而形成，并在风和洋流的动力作用下在海面漂浮运动直至消融。北冰洋的冰山高可达数十米，长可达一二百米，形状多样。南极冰山一般呈平板状，与北冰洋冰山相比，南极冰山不仅数量多，而且体积巨大，如B15冰山面积达到1.1万km2。一般来说，南极大陆的海岸坡度都很陡，冰架在向外围运动过程中导致冰面常形成一道道冰裂隙，这些冰裂隙的宽窄、长短、深浅不尽相同，但几乎所有的冰裂隙的两壁都是光滑的。在冰体不断挤压和风、浪、潮的作用下，冰层会猛烈断裂开来，导致冰崩发生。中国首次东南极考察队“极地”号船就连续3次遇到了巨大冰崩的威胁。

2.1.7海底多年冻土的形成与发育条件

在冰期或末次冰盛期，海平面远低于现代海平面，古海岸带以外范围均为多年冻土。当古冰盖消失、海平面上升时，分布在极地海洋沿岸地区的多年冻土被海水淹没而下伏于温暖而含盐高的海水，并最终形成海底多年冻土。海底多年冻土与陆地多年冻土有很大区别，主要是其残余性、相对温暖的环境以及一直处于退化状态。

海底多年冻土的发育、分布和特征很大程度上取决于所处的海洋环境及其过程，主要影响因素包括：地质地貌条件，如地热通量、大陆架地形、沉积物和岩性、地质构造等；气候背景，主要是形成时和后期的气温；海洋学特征，如温度、盐度、海流系统、潮汐、上覆海冰状况等；水文条件，如入海淡水径流。一般情况下，海底多年冻土以距海岸远近及是否在海冰区而划分为5个区（图2.4），即陆地区域（岸区）、海滨区、上覆海洋常年受海冰影响且海冰冻结至海床的区域、海冰底部洋流受到限制且海冰盐度较高的区域，以及开阔洋区。

海底多年冻土作为一个巨大的有机碳库，含有大量与有机质结合的碳。最新研究表明，海底多年冻土有机碳储量为860±590Pg，相当于现在大气中二氧化碳的总和，特别是25m冻土层厚度中的碳储量达到500Pg。海底大陆架的增温会引起海底多年冻土的融化，并释放一定数量的温室气体通过海水进入大气中，其在一定程度上减少了海底多年冻土的碳汇储量。实际监测发现，近年来东西伯利亚大陆架地区海底多年冻土退化引起甲烷排放量逐渐增加，其可能是自0.8kaB.P.以来当地海底多年冻土被海水淹没之后持续增温引起的，而且海底多年冻土的稳定性减弱也会促使储藏在多年冻土下的甲烷气体得以释放。在当前北极气候变暖背景下，未来海底多年冻土的退化可能会更加显著。除了海底多年冻土中储藏的有机碳之外，北极海底大陆架一定深度区间还存在以化合物和自由甲烷为主要形式的碳汇，海底多年冻土相当于一道阻隔温室气体释放的屏障，当海底多年冻土退化之后，海底深层碳汇将通过新的路径进入大气中并加速气候变暖。

2.1.8大气冰冻圈要素的形成与发育条件

大气冰冻圈要素形成与发育的前提是水汽转变为固态，这一过程也称为凝华。大气中水汽凝华的一般条件是凝华核的存在和大气中的水汽达到饱和或过饱和状态。

气象学上将能使大气中水汽凝结成小水滴的悬浮微粒称为凝结核，其半径一般为10-7～10-3cm，半径越大、吸湿性越好的核周围越易凝结。若水汽在核上直接凝华成冰晶，则这种核称为凝华核。大气中的凝结核主要来自垂直气流及湍流带到大气中的土壤、风化岩石、火山爆发等微粒，还有各种燃烧烟尘、海浪飞溅泡沫中的盐分，以及来自宇宙流星和陨石燃烧过程中形成的微粒等。大气的水平运动将凝结核输送到全球各地。凝华核则大都是土地尘粒、炭黑、燃烧灰烬等物质。

空间中水汽达到饱和或过饱和的途径主要有两种：一是通过蒸发增加空气中的水汽，使水汽压大于饱和水汽压；二是通过冷却作用，减少饱和水汽压，使其小于实际水汽压。当冷空气流经暖水面时，暖水面温度比气温高，暖水面上的饱和水汽压比冷空气的饱和水汽压大得多，由于暖水面不断蒸发，暖水面上冷空气的水汽压逐渐增大，并接近暖水面上的饱和水汽压，这对冷空气来说，就可能达到过饱和状态而产生凝结。空气冷却的方式有很多，主要有绝热冷却、辐射冷却、平流冷却和混合冷却，其中绝热冷却是云形成的主要方式，辐射冷却和平流冷却是雾形成的主要方式。

2.2形成与发育机理

冰冻圈各要素在形成与发育过程中都经历水（汽）-冰的能量转换与物质迁移过程，但不同要素的形成发育机理存在很大差异，如冰川的形成发育涉及物质平衡过程和动力过程，冻土的形成发育则还涉及水-土-气-生间的复杂耦合关系。

2.2.1积雪的形成与发育机理

积雪的物质平衡涉及降雪、升华与再冻结、蒸发与凝结、融雪，以及风吹雪，其中降雪是积雪物质的来源；融雪则是积雪物质的损失；蒸发与凝结、升华与再冻结是两个同时发生的过程，即雪中液态水蒸发过程中伴随着水汽凝结过程，冰晶升华过程中伴随着水汽再冻结过程；风吹雪是积雪在水平空间上再分配的过程。积雪的物质平衡可用式（2.1）来表示：

ΔM=P-S+F-E+C+B-R（2.1）

式中，ΔM为积雪总物质变化量，不仅包括雪层中的冰晶，也包括液态水含量；P为降雪；S和F分别为升华与再冻结；E和C分别为蒸发与凝结；B为风吹雪的迁移量；R为融雪水从雪层中流出的量，当雪层中的水分仅发生相变而水分依然保持在雪层中时，其物质总量保持不变。

2.2.2冰川（冰盖）的形成与发育机理

固态降水决定冰川物质来源，能量平衡决定冰川消融。冰川（冰盖）冰是由大气降雪沉积、变质而演变形成的。雪晶在到达地面之后，就会不断发生变化，如晶粒之间的相对位移、晶粒粒径和形状的变化，以及晶粒内部的变形。这些变化的结果是晶体的原始形态逐渐消失，晶粒增长，雪密度增大，直到变成粒雪。当粒雪密度达到0.83g/cm3左右时，粒雪间的贯通孔隙完全封闭，随即转变为冰。上述雪-粒雪-冰的变化过程统称为雪的变质成冰作用，简称成冰作用。广义上的成冰作用不仅包括由雪变成冰的过程，也包括水冻结的成冰过程。此外，在动力变质作用和热力变质作用下，冰本身的结构还可以再次发生变化。

雪变成冰的方式和所需时间取决于水热条件。负温条件下变质成冰主要有等温变质作用（简称ET变质作用）和温度梯度变质作用（简称TG变质作用）两类。ET变质作用是雪层中的松散晶粒在重力作用下发生位移，雪晶粒径变粗，密度增大，孔隙完全封闭而最终成冰，这一过程十分缓慢，如在山地冰川上部以这种方式成冰的时间需要数十年，而在极地冰川上则需要数百乃至数千年。TG变质作用是当雪层表面温度很低而雪层下部温度较高时，在雪层内部出现较大的温度梯度，通过发生凝华再结晶，雪晶粒表面棱角增多，最终形成棱柱状、棱锥状或空心六棱杯状晶体（又称深霜）。当雪面气温上升到0发生融化或因降雨出现液态水时，融冻变质作用（简称MF变质作用）便起着重要作用。MF变质作用使雪的晶体迅速变化，大致分为再冻结作用、渗浸作用、渗浸-冻结作用和冻结成冰作用四个过程。

按照成冰作用机制，原苏联冰川学家舒姆斯基将冰川（冰盖）自上而下划分成7个带，之后人们发现还存在一个过渡性的成冰带，修正后的各冰川带包括：重结晶带或雪带、再冻结-重结晶带、冷渗浸-重结晶带或冷粒雪带、暖渗浸-重结晶带或暖粒雪带、渗浸带或粒雪-冰带、渗浸-冻结带或冰带、消融带或冻结带。Benson（1961）按是否有融水及其渗浸深度，对格陵兰冰盖冰川带进行划分，之后Muller（1962）和Paterson（1987）对其划分方案进行了补充和综合，并提出按形态特征划分的冰川带分布模式（图2.5）。该方案将冰川划分为干雪带、渗浸带、湿雪带和附加冰带4个带，自上而下各带之间的界线分别为干雪线、湿雪线、雪线和平衡线。

冰川物质平衡反映了冰川固态水体的收入（或积累）与支出（消融）的关系。积累（accumulation，用c表示）是指冰川收入的固体水分，包括冰川表面的积雪、凝华后冻结的雨以及由风及重力作用再分配的吹雪、雪崩堆等。消融（ablation，用a表示）是指冰川固态水的所有支出部分，包括冰雪融化形成的径流、蒸发、升华、冰体崩解、流失于冰川之外的风吹雪及雪崩体。在冷性冰川上，部分融水又重新在粒雪及冰面或冰裂隙中冻结，这部分融水严格说来不能算是消融。积累与消融之差便是物质平衡（massbalance，用b表示，单位为mm w.e.）。冰川物质平衡通常以年为计算单位，从当年消融期末到下一年度消融期末的时段称为物质平衡年。年积累（Ca）与年消融（Aa）的差值称为年平衡（Ba）。设冰川面积水平投影为S，则整个冰川的物质平衡可由Ca、Aa、Ba对面积的积分得到，可称为总积累（Ca）、总消融（Aa）和总净平衡（Ba），即

Ca=∫∫cadxdy

Aa=∫∫aadxdy

Bn=∫∫badxdy

冰川物质平衡观测一般在积累区和消融区进行，冰川积累区和消融区的总平衡分别称为纯积累（Bc）和纯消融（Ba）。冰川的年物质平衡可从冰川的总平衡分量得到，也可从积累区的纯积累和消融区的纯消融得到，即

Bn=Ca-Aa=Bc-Ba

欧洲和北美洲的冰川多为冬季补给型冰川，而中国冰川多为夏季补给型冰川，二者的物质平衡在时间上存在显著差异，即前者在非消融季获得大量补给，消融季快速消融，年物质平衡曲线近似正态分布曲线；后者因物质积累与消融都在消融季，积-消变化过程不明显，但积-消区域差异则很大。

冰川运动是冰川区别于其他自然冰体的主要标志，与冰川物质平衡、温度状态、水力特征等存在密切关系。在冰川形成与发育演化过程中，冰川运动不仅影响着其自身状态的改变，还直接改造冰川周围的地貌形态。在理想的冰川运动中，积累区冰川在垂直方向上向下运动，在水平方向上由边缘指向中心；而消融区则相反。通常用下沉速度和压缩流（对于积累区而言）或上升速度和扩张流（对于消融区而言）来表述。冰川运动的一种机制是冰在应力作用下的变形，表现为蠕动和断裂。前者是指冰晶内或冰晶间的运动，与金属在接近熔点时的变形相似；后者是指当冰川中的应力超过冰蠕动的最大限度时产生的冰破碎断裂，如冰川表面的冰裂隙。冰川在自身重力作用下，可通过底部滑动方式向下运动，极端情况表现为冰川跃动。冰川底部滑动因观测难度较大，其机制尚不十分清楚，目前认为冰川底部滑动机制主要有复冰机制和增强的蠕变机制两种。在冰川底部滑动过程中，当障碍物较小时（直径小于0.05～0.5m），复冰机制起着主要作用，当障碍物尺寸增大时，增强的蠕变机制发挥作用。

冰盖的物质收入主要来自降雪的积累，物质损失主要来自融水径流、冰床底部融化和冰山崩解。表面物质平衡（surface mass balance，SMB）是冰盖表面的物质收入和支出的净平衡，不包括冰盖边缘地区的排出量。对于南极冰盖，其表面物质损失较少，因此常用雪积累率来表示SMB；对于北极冰盖，其表面融化和径流增加造成的物质损失对SMB的影响较为显著。触地线（带）在冰盖形成发育过程中扮演着重要角色。触地线是冰盖冰体流入海洋开始漂浮的初始位置构成的连线，为冰架与触地冰之间的分界线。受海洋潮汐运动影响，触地线实际上是一个带，也就是触地冰受潮汐影响开始出现挠曲，至冰层达到静水力学平衡的地带。触地带是上游受垂直剪切应力作用的触地冰及下游受以纵向拉伸和横向剪切为主的浮力驱动的冰架枢纽，在此形成一个复杂的物质能量过渡区。冰架底部界面存在活跃的冰-海相互作用，冰架变化将导致触地带位置和动力的快速变化，从而改变内陆触地冰流速和冰盖动力机制，引发上游触地冰快速变化。

2.2.3冻土的形成与发育机理

地下冰的存在是冻土所独有的特征。地下冰是正在或已冻结的土体中所有类型冰的总称。地下冰可能是后生的或共生的，也可能是同时发生的或残余的、进化的或退化的、多年性的或季节性的。地下冰发生在土体或岩石孔隙、洞穴，或者其他开放的空间中，常以透镜状、冰楔状、脉状、层状、不规则块状，或者作为单个晶体或帽状存在于矿物质颗粒之上（图2.7）。冷生构造指冻土固体组分间的相对空间排列，是表征冻土组分空间分异作用的宏观指标。冷生构造取决于形成构造冰包裹体的形状大小与土骨架之间的相互位置。土的冷生成岩类型（后生型和共生型）决定着土冷生构造的主要特征。

后生冻土的冷生构造是土沉积以后发生自上而下的冻结而形成的，这种类型的冷生构造分布最广。决定后生型冷生构造的因素是土的成因、成分、冻结前土的组构、含水量及其垂向分布、含水层的存在及冻结条件。当地表温度发生周期性变化时，一定周期和振幅的冷波形成一定厚度的冻层，而土的含冰量则在该冻层上部随深度逐渐增加，在冻层1/3厚度的深度达到最大值。这是由于，一方面随深度加大，冻结速度减小，从而保证了从下部土层中抽吸足够数量的水分而有利于成冰；另一方面，随着深度加大，土中的热周期几乎以等比级数减少，其反而不利于在更深处成冰。

共生型冷生构造是在沉积物堆积和冻结同时（地质意义上）发生时形成的，与后生型冻层不同的是共生型冻层是自下而上增加的。在多年冻土区地温较低的堆积地形中，冻土上限附近常见斑杂状或悬浮状冷生构造，其特点是土颗粒和土集合悬浮于冰中，体积含水量一般超过50%。这种厚层地下冰的形成是冻结锋面附近冰的重复分凝作用造成的，具体而言，它是由正冻土中的成冰作用、已冻土中的成冰作用、正融土中的成冰作用、未冻水的不等量迁移规律、水的自净作用和冰的共生共长等多种作用的综合并重复发生的结果。

关于多年冻土层上限附近的厚层地下冰的形成国内外学者曾给出多种解释，其中我国冻土学家程国栋院士提出的重复分凝机制假说被广泛认可，即著名的程氏假说。在季节温度梯度作用下，夏季季节融化层内水分向下伏多年冻土的迁移量远远大于冬季活动层回冻时水分从多年冻土中向上的迁移量，导致活动层与下伏多年冻土间未冻水的不等量迁移，进而冻结成冰，经过长期、年复一年的重复作用，多年冻土上限附近地下冰含量累积、增加。同时，地表沉积物加积造成的多年冻土上限附近共生地下冰形成，这也是多年冻土上限附近厚层地下冰形成的主要原因。

对于冻土而言，其热量与水分的运动、相变过程是耦合发生的，垂直方向上的热传输过程满足下列热传递方程：（2.6）～（2.10）略

2.2.4河湖冰的形成与发育机理

随着秋末冬初气温的逐渐下降，河流水体失热大于吸热，于是水体发生冷却。当水温降至0以下时，在过冷水中形成细小的以柱状冰为主的冰晶。在河岸附近流速较缓以及紊流较弱区域，冰晶上浮至水面，并聚集成一层连续薄冰。随着水体失热增强，这些薄冰不断生长变大形成岸冰。在远离河岸流动较快的水流以及紊流较强的区域中国，由于湍流作用，河流表面的冷却水通过水流混合，冰晶在水温0以下的整个水深范围内形成，随着冰晶体积增大和数量增多，其可以凝结在一起形成絮状冰或冰块继而浮至水面，它们之间相互碰撞继而形成更大的冰单元。随着热量的不断耗散和黏性作用，河道中的流冰密度逐渐增加，在合适的水力条件下会形成冰盖、冰塞或冰坝。

湖冰一般也在秋冬季冻结、春夏季消融。由于水陆热容量差异，湖冰通常最早形成于湖岸或水深较浅区域。秋冬季太阳辐射减弱、气温下降，湖水失热使得水温降低，当水温降到0或更低时，湖水产生冰晶并发生冻结现象。当湖冰出现时，由于冰的高反照率，进入湖泊的太阳辐射将进一步减少，水体热通量和太阳短波辐射的减弱加剧了湖冰的进一步发展。当湖冰表面存在积雪时，在湖泊冻结期可通过降低冰-气间的热量交换以及冰底的光通量使湖冰厚度增加，而在消融期可通过积雪融水增强冰-气间的热量交换使湖水厚度减薄。

河流和湖泊的结冰过程是一个从开阔水域到部分甚至全水域被冰覆盖的过程。水体冷却是河湖结冰的基本条件，水的冷却及成冰热量平衡方程如下：

Q=ΦS+ΦL+ΦH+ΦE+ΦP+ΦF+ΦG+ΦB（2.11）

式中，Q为由水体表面进入大气中的净热流量；ΦS和ΦL分别为短波辐射和长波辐射产生的净热流量；ΦH为由对流产生的热交换量；ΦE为蒸发或冷凝产生的净热流量；ΦP为降水产生的热交换量；ΦF为水体运动摩擦产生的热量；ΦG为地下水注入产生热流量；ΦB为水体与河湖床面的热交换量。

由于式（2.11）中涉及项较多，在计算净热流量Q时通常采用式（2.12）：

Q=C0·（Tw-Ta）（2.12）

式中，C0为复合换热系数，一般取值为15～25W/（m2·）；Tw和Ta分别为水温和水面气温。

当河流和湖泊冻结时，其冰厚消长取决于热力条件和水力条件，以及上游来冰量（对于河冰而言）。在假设河湖冰界面（大气-冰面和冰下-水）及冰体内部各层导热系数不变和导热层密度均匀的前提下，冰厚计算方程如下：（2.13）（2.14）（2.15）略

2.2.5海冰的形成与发育机理

当海水温度达到冰点或有雪降到低温的海面上时，海水处于过冷却状态产生结晶核（一般由降雪或大气冰形成），然后生成冰晶。大量的冰晶凝结，聚集形成黏糊状或者海面状的海冰，即初生冰。初生冰继续凝结就形成冰皮，其表面平滑而湿润，色灰暗，厚度约5cm，因其较脆极易被海风或海流吹散而形成长方形的薄冰块。当冰厚达到10cm左右时，此时的海冰开始变得比较有弹性，表面无光泽，但在外力作用下依然容易弯曲和被折断，并产生“指状”重叠现象，这就是尼罗冰。尼罗冰被折碎成的长方形冰块就是饼冰。由尼罗冰或饼冰直接冻结而形成，且冰厚达到10～30cm时就形成初期冰，其颜色多呈灰白色。初期冰继续发展，形成厚度为70cm至2m的冰层就是一年冰。

与淡水不同的是，海冰无论是冰点温度还是最大密度时的温度均与盐度有关。当海水盐度小于24.69‰时，海水最大密度温度高于冰点温度，当气温下降时，首先达到海水最大密度温度，此时有垂直方向的对流混合，当水温继续下降接近冰点温度时，表层海水的密度已非最大并逐渐趋于稳定，于是水温稍低于冰点就迅速结冰。反之，当冰点温度高于海水最大密度温度时，则是水温逐渐下降至冰点温度的过程，也就是海水密度不断增大的过程，因而海水变重下沉，发生对流，这种对流过程会一直持续到海水冻结为止。

海冰物质平衡过程实际上是水（冰）面、冰层与下部海水的水热耦合过程，其符合表面能量平衡、冰体内部热量传导、水体内部热量传输及水热耦合平衡等方程。海冰的物质平衡是由海水冻融状态决定的。在这个意义上，海冰的质量是不断变化的，发生的是质量的季节性增多和减少，变化后的海冰质量转变为海水的质量，或者反之。

在不考虑动力学过程的基础上，海冰物质平衡遵循热力学方程，稳态Stefan方程如下：（2.16）

式中，L为潜热通量；Tm为冰的融点温度；Ta为冰上边界温度；H为冰的厚度；ki为冰的导热系数；ρi为冰的密度。

海冰底部冰的增长与融化是向上海水热通量与水-冰界面传入冰体内部热量之间差异的结果，式（2.16）可写为（2.17）

式中，Tb为海冰底部温度；t为时间。

若不考虑海冰表面积雪、海洋热通量和风的影响，海冰厚度可由式（2.18）计算得到：（2.18）

式中，海冰厚度H、温度T和时间t的单位分别为m、和d；α的取值为0.75（根据加拿大波弗特海海冰模拟结果）。

2.2.6冰架与冰山的形成与发育机理

冰架的形成取决于冰盖或冰川在重力作用下能够伸入海洋，冰山的形成则取决于冰盖或冰架的崩解能力。冰架表面接收降雪及冰架底部发生融化/冻结作用是冰架物质平衡的重要组成部分，冰架的物质损耗主要通过崩解形成冰山完成。冰架大面积崩解与全球气候变暖有关，近些年来发生冰架崩解的地区集中在全球变暖最显著的三个区域内：南极半岛地区、阿拉斯加及加拿大高北极地区和西伯利亚地区。2017年7月，南极半岛拉尔森（Larsen）C冰架突然断裂进入威德尔海，并形成A-68冰山，随后破裂为两块，分别命名为A-68A和A-68B冰山，后者即著名的矩形冰山（图2.9）。在之后的一年时间里，A-68A冰山受威德尔海密集海冰的阻挡而缓慢移动，其北端被浅水区的鲍登冰隆（Bawden ice rise）卡住几乎不能动，西端距拉尔森C冰架约45km，东南部在移动过程中与海冰冻结形成新的形状；A-68B冰山则被威德尔海洋流挟带向北流向南乔治亚岛和南桑威奇群岛，至2018年11月，该冰山已漂移至开阔海域。

对触地线的迁移及其稳定性理论研究发现，失去支撑时，触地线会在上倾基岩上沿冰盖冰流的方向不稳定地后退。如图2.10所示，当温暖的变性绕极深层水（warm modified circumpolar deep water，mCDW）流向冰架底部时，触地线处冰体融化，触地线后退，导致冰架开始变薄、冰山出现[图2.10（a）]；触地线在上倾基岩上不稳定地后退时，海洋性冰盖在缺少支撑的情况下也变得不稳定，冰通量随着触地线处冰体厚度的增加而增加，导致冰盖向海洋的排出量增加，冰架持续减薄并崩解形成冰山，触地线进一步后退，直到到达新的下倾基岩才稳定下来，表面融化和冰架的进一步崩解也会引起冰盖和冰架的减薄[图2.10（b）]。

2.2.7雪花、霰、冰粒、雹的形成与发育机理

在混合云中，冰水共存使冰晶不断凝华增大成为雪花。当云下气温低于0时，雪花可以一直落到地面而形成降雪。如果云下气温高于0时，则可能出现雨夹雪。当地面温度低于0时，降雪逐渐积累形成积雪。冰晶是雪花形成的必要介质，它以一些尘埃为中心，与水蒸气一起在较低的温度下形成冰核，这一过程被称作冰核活化。冰核活化受控于温度，当温度下降时，活化的冰核数量增加。冰核活化后，大气中的过冷水汽会在冰核上凝华，使冰核增长形成冰晶。在冰晶增长的同时，冰晶附近的水汽被不断消耗，越靠近冰晶的地方水汽越稀薄、过饱和程度也越低。冰晶逐渐扩大形成冰花，降落到地面便成为雪花。

雪花的形状极多，有星形、柱状、片状等，但基本形状是六角形。对于六角形片状冰晶来说，由于不同部位曲率的差异，不同部位具有不同的饱和水气压，其中角上的饱和水气压最大，边上次之，平面上最小。在实有水气压相同的情况下，由于冰晶各部分饱和水气压不同，其凝华增长的情况也不相同。例如，当实有水汽压仅大于平面的饱和水气压时，水汽只在面上凝华，形成的是柱状雪花。由于凝华的速度还与曲率有关，曲率大的地方凝华较快，因此在冰晶边上凝华比在面上快，多形成片状雪花。当实有水汽压大于角上的饱和水汽压时，虽然冰晶各部位有水汽凝华，但尖角处位置突出，水汽供应最充分，凝华增长得最快，因此多形成枝状或星状雪花。

霰又称软雹，指从云中降落至地面的不透明的球形或圆锥形晶体，其由过冷水滴在冰晶周围冻结而成，直径2～5mm。霰着地反跳，易碎，常降自积雨云或层积云。

冰粒又称小冰丸、小雹，是由透明或半透明的小冰粒所组成的降水。冰粒呈圆球形或不规则形，偶呈锥形，直径为5mm或更小。冰粒有两种形成过程：雨滴冻结或雪花融化后重新冻结而成；米雪（由直径小于1mm的扁平或伸长的白色不透明冰粒组成的降水）下降时碰到过冷水滴或由米雪融化后再冻结而成。冰粒着地不反跳，也不破碎，常降自层云和雾。

雹是指直径大于5mm的固态降水，一般呈球形，常降自积雨云。雹以雹核或霰为核心，外面包有好几层冰壳，平均密度为700～800kg/m3。雹形成时需要有强上升气流的对流云，因此多发生在暖季的中午至傍晚，并伴随雷暴天气出现。冰雹形成的条件一般包括：大气中必须有相当厚的不稳定层存在；积雨云必须发展到能使个别大水滴凝结的高度（一般认为温度达-16～-12）；要有强的风切变；云的垂直厚度不能小于6～8km；积雨云内水汽含量丰富，一般为3～8g/m3，在最大上升速度的上方有一个液态过冷水的累积带；云内应有倾斜的、强烈而不均匀的上升气流，一般速度在10～20m/s及以上。雹核在上升气流的挟带下进入生长区后，在水量多、温度不太低的区域与过冷水滴碰并，长成一层透明的冰层，再向上进入水量较少的低温区，这里主要由冰晶、雪花和少量过冷水滴组成，雹核与它们黏并冻结就形成一个不透明的冰层。这时冰雹已长大，而那里的上升气流较弱，当它支托不住冰雹时冰雹开始下落，并在下落过程中不断地合并冰晶、雪花和水滴而继续生长，当它落到较高温度区时，碰并上去的过冷水滴便形成一个透明的冰层。这时如果落到另一股更强的上升气流区，冰雹又将再次上升，重复上述的生长过程。这样冰雹就一层透明、一层不透明地增长直至落地。