乌鲁木齐河源1号冰川的不同成冰带内的雪层剖面分析

1.消融带

根据上述成冰带的区域范围划分结果：雪坑E1（海拔3890 m）—E8（海拔4065 m）、E19（海拔4224 m）—E20（海拔4225 m）和W1（海拔3926 m）—W5（海拔4085 m）位于消融带。消融带内年物质平衡为负，降水不能长时间保存。夏季消融强烈时期，冰川吸收的热量可融化掉全部粒雪和部分冰川冰，东支顶部和西支冰舌末端表现最为明显。融水沿冰川表面和底部向地势低处汇集成河，在下部形成较大的水道，表面形成一道道小水沟。污化物随融水的流动在冰川表面形成球形颗粒物，一部分随融水的流失而进入河道。

消融带的表层雪（风板、风吹雪和新雪）和雪层剖面厚度均较小，其最大厚度东支分别为26.5 cm和88.5 cm（如图4.14），西支分别为26 cm和48.5 cm（图4.15）。平均厚度东支分别为11 cm和49 cm，西支分别为13.5 cm和28.2 cm。它们的厚度在不同海拔差异不大，但随海拔的升高仍有缓慢的增大趋势。这是由于消融带海拔低，坡度小，地势平坦，接受日照时间长和单位面积的辐射量多的缘故。在消融带中、下部，雪层剖面特征非常单一。具体表现为有的雪层剖面中无细粒雪层而有粗粒雪层（图4.15雪坑W1，海拔3926 m），有的雪层剖面中无粗粒雪层但有细粒雪层（图4.14雪坑E1，海拔3890 m）。这是由于在较高的温度条件下，细粒雪和粗粒雪没有充足的时间变质转化便消融流失。在消融带上部，细粒雪层下部为粗粒雪层，粗粒雪层的厚度随海拔的升高明显增加，而细粒雪层厚度变化不大，且细粒雪层和粗粒雪层距表层雪面的距离均逐渐增大。其原因是在相当的气候条件下粗粒雪层比细粒雪层的深度相对较大，保存的时间比细粒雪较长。消融带的雪层剖面中只有一个污化层（图4.14，图4.15），位于冰川冰面，颜色很深，为强污化，有的污化物已经进入冰内。污化层厚度较小，但相对其他雪坑而言，雪坑E19和E20的污化层厚度较大，分别为57 cm和58 cm。这是大量冰雪融水携带不同层位的污化物渗浸、迁移的结果；一部分污化物随融水流失，一部分在气温较低时重新冻结而进入冰川冰内。

图4.14　1号冰川东支消融带的雪坑层位剖面

图4.15　1号冰川西支消融带的雪坑层位剖面

2.渗浸-冻结带（附加冰带）

E10（海拔4080 m）、E18（海拔4187 m）和W12（海拔4484 m）位于渗浸-冻结带。此带内年物质平衡为正，雪层中有较多的附加冰发育。在夏末消融强烈时期大量附加冰消融并出露，大部分融水沿附加冰面流失，少部分形成渗浸冰片和冰透镜体。成冰作用完全被融水的渗浸和冻结控制，成冰速度快，所用时间短，成冰量大（以夏季为主）。另外，在粒雪盆上部靠近冰川顶部出现了大范围的渗浸-冻结带，这是由于靠近冰川顶部区域的海拔较高，日照强烈，风力较大的缘故。此带的雪层厚度较薄（约60 cm），附加冰面有较强的污化层。如图4.16雪坑E18（海拔4187m）。

渗浸-冻结带的雪层剖面，细粒雪层和粗粒雪层厚度都介于其他两带之间，如雪坑E10（海拔4080 m）分别为102、23和49 cm。这是由于此带的海拔高，消融强度和物质积累量均介于其他两带之间，且此带的渗浸冻结作用较强，大部分融水参与了粒雪的改造而于冰面形成附加冰，少部分融水沿冰面形成径流而损失。雪层剖面中只有一个污化层（图4.16），位于附加冰面，颜色较深，强度较大。污化层深度介于其他两带之间。其原因与消融带的形成原因相同。(www.xing528.com)

图4.16　1号冰川渗浸-冻结带的雪坑层位剖面

3.渗浸带（湿雪带）

E12（海拔4116 m）—E15（海拔4134 m）、W6（海拔4200 m）—W11（海拔4276 m）位于渗浸带。渗浸带内年物质平衡为正，雪-粒雪层较厚，雪层下部含有较多渗浸冰片和冰透镜体。雪层内温度较低，除在夏季温度可至0℃以上外，其他季节全在0℃或0℃以下。成冰作用以暖型为主，但在冬季冷型占优势，不过成冰量很少。夏季融水不能全部冻结在本带内，少部分融水沿粒雪冰面形成径流而消失。

与其他两成冰带相比，渗浸带的表层雪和雪层剖面厚度最大，最大厚度东支分别为21 cm和206 cm，西支分别为28 cm和312 cm；其平均厚度东支分别为17 cm和117 cm，西支分别为16 cm和166 cm。此外，表层雪和雪层剖面厚度随海拔的升高明显增大。这是由于渗浸带海拔高，消融强度弱，积累量大的缘故。另外，由于地形的原因，风吹雪的影响也可能使表层雪和雪层剖面的厚度增大。此带的细粒雪层和粗粒雪层厚度最大，且细粒雪层远小于粗粒雪层厚度。细粒雪层的最大厚度东、西支分别为28 cm和76 cm（图4.17雪坑E13，海拔4126 m；图4.18雪坑W11，海拔4276 m）；粗粒雪层的最大厚度东、西支分别为155 cm和208 cm（图4.17雪坑E15，海拔4134 m；图4.18雪坑W11，海拔4276 m）。这是由于此带位于粒雪盆后壁的凹陷地带，温度低（年均温在0℃以下）；在气候变化正常的年份（2002年例外）季节降水可长时间保存，不易发生消融变质作用。

图4.17　1号冰川东支渗浸带的雪坑层位剖面

图4.18　1号冰川西支渗浸带的雪坑层位剖面

相对消融带和渗浸-冻结带而言，渗浸带雪层剖面中污化层的数目最多，深度最大。如图4.17、图4.18，东、西支雪层剖面中的污化层数目最多分别为4层和5层，最大深度分别为157 cm和220 cm。污化层距粒雪冰面的距离随海拔的升高逐渐减小，污化层距粒雪冰面越近强度越大，颜色也越深。这是由于渗浸带内融水的渗浸冻结作用很弱，污化层虽发生迁移但很难叠加，随着季节性降水的积累保存于不同层位。另外，渗浸带的物质积累量随着海拔的升高不断增大，雪层厚度逐渐增加，密实化作用渐次增强，从而导致污化层间的粒雪更加密实和粒雪中孔隙体积减小，粒雪层的厚度减薄，污化层与粒雪冰面的距离逐渐缩小。