【雪线】
拼译：snowline
是年固体降水的积累量等于消融量的零平衡线，故也称平衡线，是地球上永久积雪的下限。雪线反映气候现象的空间概念，实际上是一个带。由于雪线能反映冰川地区的气候变化，研究雪线的多年变化也可预测冰川未来的趋势。雪线的升降将改变高纬度洋面冰山和浮冰的分布界线，对航海有直接影响。雪线的变化会影响极地或高山、高原草场和森林的兴衰，冰雪融水径流量的变化，还会影响山岳冰川区的水力发电等。
1736年P．布格(Buger)首先提出永久雪线的概念，而洪堡德(A．von Humboldt)强调指出这条界线的气候学意义。通常所说的雪线，是指平坦无遮盖地面上大气固体降水量与消融量相当的多年零平衡线，称为理论雪线(又称气候雪线)。实际上可见的雪线不同于气候雪线，它的位置取决于当年的气候状况，不同的年份其高度不同，这种雪线被称为地方雪线(即区域雪线)。1957年查理士威尔斯(Chart lesworth)建议把气候雪线和地方雪线看作是同样的东西。另一些冰川学家(E．Matthes)认为气候雪线抽象，倾向于不用这个概念。由于冰川学的实践，还发现其它种类的雪线。在中纬度地区，山上积雪的下限会随夏季温度增高而逐渐上移，往往在山坡上看到一条黑白分明的界线，称为季节雪线。当季节雪线上移到一定高度时，便与地方雪线相重合。所以严格的说，季节雪线不是雪线，只是随季节变化而发生的积雪下限上下摆动的现象。在背阳峡谷、山间凹地等处，积雪或从高处崩落的雪崩堆积，在消融季节也不能全部融化，这种特殊地形造成的多年积雪下限称为地形雪线。在冰川学中还常用“粒雪线”一词，它是指冰川表面粒雪分布的下限，粒雪线以下冰川冰裸露。但是，粒雪线不是冰川上的零平衡线，冰川上物质纯积累与纯消融等于零的界线才是冰川上的雪线位置。雪线高度的确定 一种是直接测定获得，而另一种是间接在室内推算求得。直接测定的雪线高度的资料准确可靠，但由于条件所限一般具有多年观测资料能用以确定稳定平衡线高度的冰川为数较少。研究者经常采用间接的方法，利用航空像片或大比例尺地形图来判断雪线高度，在像片上读出航摄时冰川上粒雪和裸露冰的分界线，实际是暂时粒雪线。从地图上判读平衡线，有：赫斯法(Hess，1904)，假定平衡线位于等高线由冰川消融区的上凸转为积累区的下凹处；霍费尔法(Hofer，1897)，假定平衡线位于冰川末端高度和山脊平均高度或边缘裂隙高度的算术平均值处；库罗夫斯基法(Kurowski，1891)，假定平衡线将冰川按面积平均分为积累区和消融区；列希顿克尔法(Lichtencker，1938)，假定平衡线在冰川表面或边缘首先出现冰碛的高度上。其中赫斯法最简便易行，但此法不适用源头有大量雪崩、表面不规则的冰川，地形图不够精确的也不宜应用。影响雪线高度的因素 1956年特罗诺夫(М．В．Tpонов)的意见，将形成雪线的基本因素归纳为4类：气候因素或总的气候条件；山地气候因素，包括山脉和谷地分布、山坡高度和坡向以及相应的变化或变异；地形因素，它通过地形形态的微气候产生小的冰川作用形态(例如，冰斗冰川)；冰川本身的影响。这些因素在每个地点的组合是极复杂的，实际上每个地点的雪线高度是这些因素综合影响的结果。一般说，气温低、降水量大，雪线位置就低，反之则高。远离海洋的高山区，降水稀少，其雪线分布较高，而靠近海洋的高山区，即使气温较高，由于降水较丰富，冰川上物质补给较充足，雪线分布也较低。在局部地方，一年中最热月份的气温和暖季持续时间长短等都会影响雪线的高度，水汽来源方向、湿度、云量、日照和风等间接影响雪线的高度。地形对雪线的影响表现在坡向、坡度和山地位置的关系上。阴坡接受太阳辐射比阳坡少，雪线相应比阳坡低，陡峻山坡不利于雪的聚集，雪线比平缓山坡的要高些。1888年里赫特尔(E．Richter)和耶格尔列涅尔(И．Erepлeнep)注意到山岭边缘部分的雪线高度比其内部的低(山体效应)，主要是越往山区内部，气流中的水分渐渐减少，降水也减少，而日照越增加。地球上雪线高度的分布 1963年卡列斯尼克(С．В．Kaлecник)收集的由北而南纬度带上的雪线高度分布资料绘制的图与帕申格尔(Пaщпнгeр)计算出来的在不同纬度线上雪线平均高度绘制的图进行对比，两条曲线几乎完全吻合。从而看出，地球上雪线高度是从两极向赤道逐渐升高，但最高处不在赤道和热带地区，而在副热带高压区。雪线最大平均高度是在南半球的亚热带，但最大绝对高度却是在北半球，如西藏内部，有高在6200m以上的雪线高度。南半球海洋面积大，雪线高度多比北半球低，南半球在南纬62°处的雪线已降至海平面的高度，而北半球只有个别地方(格陵兰岛东北部的克里斯琴太子地)的雪线触及海平面，而且这种现象还是发生在很高的纬度(81°N－82°N)带内，这个位置比南半球雪线降到洋面的相应位置更靠近极地(近20°)。中国雪线高度的分布 1988年施雅风等研究结果认为，具有如下区域特征：(1)雪线高度具有明显的纬度地带性，雪线分布随纬度的降低而升高。若沿87°E作一断面，最低雪线出现在49°06′N的阿尔泰山仅2800m，至44°N的北天山雪线升至4000m左右，37°N的昆仑山北麓升至5400m，34°N的青藏高原内部升至5800m，至喜马拉雅山珠穆朗玛北坡的东绒布冰川，雪线高达6200m；(2)青藏高原雪线分布以高原为中心，由边缘向内部呈环形的等值线图式分布，越向内部雪线高度越大，环形的中心在西藏的阿里地区，那里的雪线高达6200m；(3)和同纬度外国山区雪线高度比较，中国雪线明显要高。中国雪线之所以特别高，主要是因为中国西部山地深居欧亚大陆腹部，远离海洋，降水较少；其次是由于青藏高原的热效应，相对东西两侧同高度自由大气气温比高原上高出很多，必然导致雪线抬高。由于还不很清楚的某种原因，冰川对气候变化有较高的灵敏度。如亚洲中部冰川雪线普遍升高和物质平衡明显负值增长的趋势，指示气候暖干化，而阿拉斯加太平洋岸冰川伴随温度升高物质平衡正值增加雪线下降则指示了气候的暖湿化。青藏高原的气候变化比东部地区早若干年出现，则已为冰岩芯、树木年轮和气象台站的观测资料所证实。所以在全球变化研究中，各国都加强了对雪线及冰川变化的监测，注意各地雪线波动对全球气候的响应和反馈，建立相应的冰－气关系模式，预报下世纪气候变暖条件下冰川、海冰的退化情况及其对水资源和人类生活的影响。表1 不同纬度线上的雷线高度(m)(根据帕申格尔)
(中国科学院兰州冰川冻土研究所苏珍副研究员撰；任炳辉审)