冰川融水徑流

冰川融水徑流通過冰川末端河道測驗的斷面總徑流，包括冰川融水、季節性積雪融水和冰川區的雨水徑流。冰雪融水徑流佔總徑流量的比重與水文站控制流域中的凍結係數（流域中冰川面積與流域總面積之比）有關。凍結係數越大，冰雪融水徑流所佔比例愈大。冰川融水徑流的變化具有年、日變化的周期性，季節分配很不均勻，日平均水溫終年保持穩定，礦化度低，硬度小，是工農業和生活用水的優質水源，也是河流的重要補給來源。

由0℃的冰轉為0℃的液態水需要消耗的熱量為335焦耳/厘米3。其熱源主要來自太陽輻射，其次是冰面與近地面層大氣湍流交換熱和水汽凝結釋放熱。大陸性冰川的熱量收支中，太陽輻射平衡值佔80～90%以上，亂流交換熱值占不到10%,凝結釋放熱值約佔5%。海洋性冰川的熱量收支中，太陽輻射平衡值僅約佔60%，而亂流交換熱值約佔30%，凝結釋放熱值約佔10%。

冰川融水徑流多為季節性徑流。在北半球每年春季融雪時，山區河流開始出現春汛（4～6月初）（冰面才開始消融，徑流十分微小。6～8月為冰面的強烈消融期，形成大量徑流。徑流一部分沿冰面向河道下泄，一部分滲入冰內，通過冰下河道注入河流。冰內和冰下河道主要發育於冰溫較高的海洋性冰川和大陸性的大山谷冰川的下段，如歐洲的阿爾卑斯山、北美的阿拉斯加以及中國西藏東南部、天山、喀喇昆崙山、喜馬拉雅山等大冰川區。小規模的大陸性冰川則以冰面徑流為主。冰面消融的情況通常用消融深度 (A)表示，即以氣溫每增高1℃，冰川每日的消融深度計算。

公式是：A=cΣT或 A=φ(T b)m

式中 c為度、日因子；Σ T為累積正氣溫; φ為地理參數； T為夏季平均氣溫； b、m為係數。

不同地區的冰川，由於太陽輻射量等條件的不同，冰面的消融深度也不同。如在中國，西藏東南部的海洋性冰川的消融深度最大，約5000～6000毫米/年，大致向西、西北方向遞減，祁連山東部冰川約1200毫米/年，祁連山西部冰川減為600～700毫米/年，天山東段冰川為700毫米/年，帕米爾、珠穆朗瑪峰地區冰川為500～600毫米/年。

冰川融水徑流的特徵明顯。

如天山烏魯木齊河源Ⅰ號冰川水文斷面的最低水位出現在8時左右，最高水位出現在17～18時，徑流量的峰、谷之間的最大差比可達1:10以上，這是其他徑流很少見到的現象。

由於冰川消融深度受氣溫變化的制約，冰川融水的流量峰谷與氣溫峰谷是相對應的，但流量峰谷滯後於氣溫峰谷。在冬季，小規模的大陸性冰川無論是冰面或冰內都無徑流。而海洋性冰川因冰層內處於壓力融點，冰內、冰下河道相當發育，冬季一般不斷流。春、夏兩季為冰川消融期，在北半球大陸性冰川一般為5～9月，海洋性冰川則為4～10月，因此冰川融水徑流高度集中於6～8月，約佔年徑流總量的70～90%。

冰川融水徑流與一般河流徑流的年際變化呈相反趨勢：在高溫乾旱年份冰川融水徑流為豐水年，因為高溫乾旱，冰川消融強烈，冰川支出量大於積累量。在低溫濕潤年份，冰川融水徑流量則變小，因為低溫濕潤，冰川消融減弱，冰川的積累量大於支出量。因此，冰川融水徑流對河川的補給作用，一方面加劇了河川徑流年內分配的不均勻性，另一方面又縮小了河川徑流的年際變化。得到冰川融水徑流補給的河流，具有乾旱年不缺水、多雨年河流水量小的特點，緩和了河流豐枯水年水量的變化。如中國天山西段台蘭河，由於有冰雪徑流的補給，在降水量比常年少19.6%的1962年，河水徑流量卻比常年大23.2%；在降水量比常年大46.5%的1971年，河水徑流量卻比常年小9.9%。

冰川融水徑流模數是指單位時間內單位面積的冰川融水徑流強度，以升/秒·平方公里 (1/sec·km2)表示。

大陸性冰川海拔高，氣候乾冷、降水稀少，冰川融水徑流的單位面積流量小；海洋性冰川海拔與緯度較低，氣候溫和，降水充沛，其冰川融水徑流的單位面積流量大。如屬於大陸性冰川的帕米爾冰川融水徑流模數為15～50升/秒·平方公里，西藏東南部的海洋性冰川為110～190升/秒·平方公里。徑流模數還具有垂直地帶性分佈特點，隨著海拔高度的增高而遞增（見圖）。

高寒冰川作用區是徑流的高值區，因此中國西部山嶽冰川是河流重要的源泉。如冰川融水徑流對河川的補給比量在青藏高原腹地佔30～40%，有的可達50%以上。