质量平衡

范围

的意思是

干雪

80 - 97

84

融化的雪

66 - 8 b

74

积雪

43 - 69

53

干净的冰

34-51

40

略脏的冰

26-33

29

肮脏的刑事法庭

15 - 25

21

残存的冰

10 - 15

12

升华

沉积

图4.9冰、水和蒸汽之间的相变。数量潜热能显示了转换所消耗和释放的信息。(修订自Benn and Evans, 1998)

沉积

图4.9冰、水和蒸汽之间的相变。显示了转化所消耗和释放的潜热能量的量。(修订自Benn and Evans, 1998)

与热带地区相比。局部的太阳接收模式受地表梯度、坡向和山阴影的影响。

长波能量是从大气、基岩表面和其他加热表面释放出来的。当空气潮湿时，长波辐射是一个重要的能量收支组成部分。干燥、干净的空气捕获长波辐射的能力较低。在山谷冰川的边缘，辐射从黑暗的岩石表面发出，长波辐射可能是一个重要的消融过程。

在大气和冰川表面之间交换的热能被称为由暖气团传输的感热，如山谷风或山的背风，或伴随气旋的风。当空气比冰和雪表面温暖得多，以及强烈的湍流吹过粗糙的冰川表面时，感热的传递是最有效的(Paterson, 1994)。

冰、水和蒸汽之间的变化以潜热的形式消耗能量。融化每克冰消耗334焦耳。蒸发消耗超过8倍(2500J g_1)。冻结和凝结释放的能量相同(图4.9)。雨水的冻结或冰川表面水蒸气的凝结可以传递相当多的能量。

每个能量平衡组成部分的相对重要性在时间和空间上都有所不同。通常，净辐射(包括短波和长波)是最重要的组成部分，最高比例与晴朗的天空有关。在大陆性气候地区，经计算净辐射达消融能量的60%以上。raybet雷竞技最新在较潮湿的海洋性气候中，这个值可能减少到10%至raybet雷竞技最新50%。

雪和冰川表面的碎片以两种方式影响消融速度。岩石表面会升温并重新发射长波辐射，导致邻近的冰雪融化。另一方面，如果碎片层厚度超过1-2厘米，碎片将保护冰雪不被消融。在有厚厚的碎屑覆盖的冰川上，消融可以忽略不计。

由于积累和消融的周期，冰川中储存的冰雪量在一年中会发生系统性的变化。根据冷暖季节的时间、最大降水量和降水比例的变化，会出现几种类型的循环

图4.10一个平衡年的质量平衡研究中使用的术语，改编自教科文组织(1970年)。参见方框4.2中质量平衡研究术语表

如雪。最常见的旋回有:(a)冬季堆积型，具有明确的冬季堆积季和夏季消融季;(b)夏季堆积型，夏季堆积最大值和消融最大值同时发生;(c)全年消融类型，一个或多个积累最大值与湿润季节重合。

冰川的质量平衡是在其表面的代表性点上测量的。质量平衡测量的结果被整合并作为整个冰川表面的平均值进行报告，以便在不同冰川之间进行比较。质量平衡部件以米表示水当量．

用于测量冰川质量平衡的方法和技术通常遵循国际科学水文协会冰雪委员会(教科文组织，1970年)的指导方针。所使用的不同术语如图4.10所示。

冬季平衡通常是在4月和5月通过探测冰川表面几个点的雪深来测量的。测深总是指的是去年夏天的表面，它可能由冰川冰或冷杉组成，这取决于你在冰川上的位置。在几个地点测量雪的密度，最好是在不同的海拔高度。然后在冰川上计算水当量。在地图上绘制点，绘制冬季累积等值线。通常，在冬季累积量测量结束后，一些雪落在冰川上。这种额外的积累是可以测量的，但最常用的方法是通过冰川附近气象站的降水和温度测量来计算。

夏季平衡是通过在消融季节测量雪/冰表面的下降，在冰川表面钻几个桩来计算的。然后将在木桩上测量的夏季平衡转移到冰川地图上，并可以绘制夏季平衡的等值线。夏季平衡通常比冬季平衡分布更均匀，因为在大多数情况下，夏季平衡随着海拔升高而减少。净余额计算为冬季余额减去夏季余额(bn = bw - bs)。

框4.2质量平衡研究中使用的术语

消融:所有减少冰川质量的过程，包括冰解。

消融区:冰川夏季融化超过冬季堆积的部分。这不仅包括去年冬天积雪的完全融化，还包括一层冰川冰。那个部位出现了质量不足。该区域位于冰川表面的较低海拔。烧蚀区与堆积区在平衡线上相遇。

堆积:所有增加冰川质量的过程。冬季降雪是质量增加的最重要来源。风和雪崩对冰川的再沉积是重要的因素，在冰川周围的高山高原和陡峭的山谷边。

堆积面积比(AAR):堆积区与整个冰川相对于任何特定年份的比例。AAR是观测年冰川平衡状态的一个指标。这个比例用冰川总面积的比例表示。

积雪区:冰川的一部分，冬天积累的雪在接下来的夏天没有完全融化。在这个地区可以观察到质量的增加。该区域通常位于冰川的上部。堆积区与消融区在平衡线上相遇。

年烧蚀:固定日期系统中一个测量年的质量损失。

年累积量:在固定日期系统中，一个测量年对冰川的质量增益。

年度余额:在测量年(平衡年)结束时，年度累积(正)与年度消融(负)之和。这个术语用于测量和报告质量平衡的固定日期系统。总价值是整个冰川表面的平均值，并以等效水层表示(以米为单位)。

平衡年:连续两个夏季表面形成日期之间的时间，通常理解为冬季开始积累到随后夏季消融结束之间的时间(夏季平衡最小日期)。余额年很少完全等于一个日历年。

崩解:在…方面质量损失的过程潮水冰川(冰川终止于海洋或在湖中)和冰架(冰山分离)。

气候平衡线:30年期间的年平均平衡线。

组合系统:以固定数据系统、地层系统和其他直接数据相结合为基础的物质平衡研究系统，以获得冰川夏季平衡、冬季平衡和净平衡的测量。

累积质量平衡:从一个观测周期的特定年份中总结出来的质量平衡，它表明冰川质量的增长或收缩趋势。

平衡线:冰川表面上冬季平衡与夏季平衡的连接线。通常情况下，这是一条线或一个狭窄的区域，夏天的融化完全消除了冬天的积雪，但不包括下面的任何古老的冰或雪。这条线将堆积带与消融带分开。

平衡线高度(ELA):在任何特定平衡年结束时，平衡线所处的高度。通常，它是相对于整体的平均值冰川。濒危语言联盟作为冰川物质平衡状态的指标;当它较高时，净余额较低，反之亦然。

雪:旧的，粗粒的雪，至少在一个夏季融化季节存活下来。

固定日期系统:一种物质平衡研究系统，以连续年同一日期的实地测量为基础。

冰期阈值:冰川形成的临界水平，通常用“峰顶法”计算(有冰川的最低的山和没有冰川的最高的山之间)。

内部积累:冰川消融时融化的水通常会从冰川中流出，从而减少冰川的质量。然而，在雪或冷杉温度低于零度的地区，通过夏季表面渗透的融水会重新冻结，从而增加雪或冷杉下层的质量。

质量平衡:冰川表面任何时间点的质量变化(正或负质量平衡)。通常情况下，这意味着整个冰川的质量在一个标准时间单位(平衡年或测量年)内的变化。

计量年:质量平衡研究固定日期制所用的时间单位，通常在夏末或冬初进行计量，持续365天。

净余额(bn):整个平衡年冬季余额(正)和夏季余额(负)的总和(bn = bw + bs)。该术语用于测量和报告物质平衡的地层系统。总计

如果冬季余额大于夏季余额，则净余额为正;如果夏季余额大于冬季余额，则净余额为负。ELA是冰川上净余额为零的区域。

图4.11显示了现代挪威冰川(Sissons的Liestol冰川)ELA的平均消融季温度t(5月1日至9月30日)与冬季累积量A(10月10日至4月30日)之间的指数关系，这些值是整个冰川区域的平均值，以等效水层(米厚)表示。

稳态平衡线:净平衡(bn)为零的平衡线高度(ELA)。

地层系统:以冰川夏季面识别和平衡年积累最大值(冬季平衡)和消融最大值(夏季平衡)为基础的物质平衡研究系统。

夏季平衡(bs):夏季质量的变化(通常为负)。通常在夏季结束时和夏季地表形成时(最小平衡)测量。这个术语通常是夏季消融的同义词。

夏季面:冰川表面因夏季平衡而形成。这表示在平衡年最小冰川体积的表面。

临时平衡线高度:一年中任意选定时间的平衡线。在早春期间，临时冰川消融区位于冰川下部，而在消融季后期，临时冰川消融区位于冰川上部。

冬季平衡(bw):地层系统平衡年的最大平衡值(正)(被视为冬季堆积的同义词)。测量最大余额的时间将余额年分为冬季和夏季。

1979年;Sutherland, 1984)，用回归方程表示(Ballantyne, 1989):

A = 0.915 e°339f (r2 = 0.989, P < 0.0001)

其中A的单位是米水当量，t的单位是°C。对于不同的冰川，这两个变量之间的正相关反映了一个事实，即在冰川中更高水平的物质周转

大陆

raybet雷竞技最新

海洋

t = ELA 5月至9月30日烧蚀季平均温度(°C)

图4.11挪威十个冰川(1,Alfotbreen;2、Engabreen;3, Folgefonna;4, Nigardsbreen;5, Tunsbergdalsbreen;6, Hardangerjokulen;7, Storbreen;8、奥地利梅urubreen;9日,Heillstugubreen;10、Grasubreen)。 (Modified from Sutherland, 1984; Dahl et al, 1997)

ELA需要更高的消融，因此需要更高的夏季温度来平衡每年的质量预算。Loewe(1971)和Ohmura等人(1992)也证明了这种关系，它具有全球适用性。这些汇编中的数据点的分散是由于它们包括冰川的事实non-climatic各种因素严重影响物质平衡。

采用类似的方法，利用在邻近气象站计算的相应年份的南极冰川年冬季(10月10日至4月30日)累积量和夏季(5月1日至10月30日)温度，扩大了这种冰川/气候关系的夏季温度和冬季降水的范围。raybet雷竞技最新所使用的四个冰川分别是Alfotbreen、Hardangerpku-len、Hellstugubreen(都在挪威南部)和Broggerbreen(斯瓦尔巴群岛)，以及分别来自邻近气象站Sandane、Finse、0vre Tessa和Isfjord Radio的夏季温度数据(图4.12)。

利用全球14个不同气候条件下的冰川的物质平衡数据(表4.4，第71页)来检验净物质平衡变化与ELA变化之间是否存在关系。回归分析表明，这两个参数之间有较好的相关性(R2 = 0.80)。以典型的小冰期值为100米的ELA洼地，表明净质量平衡增加约20米水当量

1) 25

: 0.92389 x 10°l2387x R2 = 0.843

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■我■■■■■■■■■■■■客栈

4 . I 2 3 4

夏季(1年5月至10月30日)天文台温度(℃

图4.12由邻近气象站计算的天文台在相应年份冬季(10月10日至4月30日)累积量及夏季(5月1日至10月30日)的气温。所使用的四个冰川的ELAs分别是Alfotbreen、Hardangerjokulen、Hellstugubreen(三个冰川都在挪威南部)和Braggerbreen (Svalbard)，以及分别来自邻近气象站Sandane、Finse、0vre Tessa和Isfjord Radio的夏季温度数据

(图4.13，第72页，上面板)。400米的ELA凹陷(挪威西部新仙女木ELA凹陷的典型值)表明累计净质量平衡约为70米水当量(图4.13，中间图)。根据这一关系，1000米的ELA凹陷(建议晚冰期最大ELA凹陷)表明，净平衡增加了约170米水当量(图4.13，底板)。

冰川物质平衡也可以通过测量其他参数来计算，如降水和径流。因此，净余额

其中P为降水，R为径流，E为蒸发。这种计算冰川质量平衡的方法被称为水文方法。

在没有详细的物质平衡数据的情况下，可以采用统计方法来估计消融速率，使用年或月平均温度或正度日，定义为温度高于0°C的所有日平均温度之和。

专栏4.3在夏季温度已知的情况下，如何从冰川上的平衡线高度计算冬季降水

根据回归方程4.1，当平均烧蚀季温度(f)已知时，可以量化平均冬季降水(A)(详见Dahl and Nesje, 1996)。该程序计算了冰川稳定状态下目前平均冬季降水是多少或曾经是多少。其他海拔的冬季降水变化可以用每100米8%的降水梯度来计算(Haakensen, 1989;Dahl和Nesje, 1992年;Laumann和Reeh, 1993)。作为第一个例子，如果我们想要量化冰川上海拔1640米的ELA的当前平均冬季降水，我们应用以下程序。温度降低了一个绝热递减率0.6°C/100 m。如果我们使用海拔1224 m的气候站，平均消融季节温度为4.35°C，那么ELA目前的平均消融季节温度(1961- 1990)为1.85°C。将公式4.1代入，得到如下表达式:

A = 0.915 e^°'339xl'85-) = 1.71312，或约1.71m

作为第二种方法，我们希望量化平均冬季降水。在我们要计算的时间段内，消融季节的平均温度比目前高1.35°C(如果适当，请记住调整均衡运动)，而同期的ELA比目前低60米(对应于0.35°C)。因此，在上述时间间隔内，ELA的平均消融季节温度计算为3.55°C (ELA当前平均消融季节温度为1.85°C +特定时间间隔内较温暖的平均消融季节温度为1.35°C +由于ELA较低(0.35°C)而较温暖的平均消融季节温度)。代入式4.1，得到如下表达式:

A = 0.915e(0'339x355) = 3.0484或约3.05 m

如果目前平均冬季降水约1710毫米对应于100%，这表明在本例中使用的特定时间间隔内，平均冬季降水约为175%。

对于挪威的一些冰川，Laumann和Reeh(1993)发现雪的融化速度为3.5-5.6毫米/正度日，冰的融化速度为5.5-7.5毫米/正度日。差异是由于较高雪的反照率．海洋冰川每度日的融化速度更高，因为更高的风速和湿度会由于感热和潜热的传递而导致更多的融化凝结热．

冰川物质平衡也可以从连续几年或更长时期获得的航空照片和卫星图像中计算出来。冰川体积的变化可以通过冰川表面高度的变化来测量。这可以转化为大量的水通过估计或测量雪的密度在冰川的不同部分有冰、雪和冰。获得高质量的航空照片和卫星图像是相当昂贵的，但它们使研究非常偏远地区的物质平衡变化成为可能。到目前为止，用于研究冰川表面海拔变化的雷达测高还不够精确，无法进行精确估计。然而，使用激光测高仪可以获得足够的精度。

在大多数冰川上，每年消融和积聚随着海拔高度的变化而有系统地变化。年累积和消融随海拔高度变化的速率称为累积和消融

分别梯度。它们一起被定义为质量平衡梯度。一些北美冰川的物质平衡梯度如图4.14所示(第73页)。陡峭的物质平衡梯度是堆积区强降雪和近锋面高消融速率的结果，这是海洋冰川的特征。另一方面，低质量平衡梯度表明质量平衡随高度的差异较小，具有缓慢移动，低梯度，大陆冰川．

在山谷冰川和cirque冰川上，净年累积量通常随着增加高度．在挪威西部，降水海拔梯度一般约为每100米8% (Haakensen, 1989;Dahl和Nesje, 1992年;Laumann和Reeh, 1993)。然而，如果高山位于有雪的天气系统之上，积雪可能会随着海拔的升高而减少。堆积梯度也会受到地形和邻近山谷两侧的雪崩的影响。

冰川因ELA变化而增加或损失的质量取决于冰川的下压。例如，如果冰川有很大一部分面积靠近ELA，那么ELA的升高或降低将导致质量的显著变化。另一方面，如果冰川的一小部分接近ELA, ELA的变化将产生很小的影响。

由于湿绝热递减率(海拔温度的垂直变化)约为每100米0.65°C，消融一般随海拔呈线性变化。冰川消融梯度通常在冰川末端附近夏季温度经常高于0°C的地方最为陡峭，而冰川上部的温度则低于0°C。非线性的消融梯度可能是由云量和湿度的垂直变化、与岩面的接近程度、遮阳量、坡向以及冰川表面碎片的存在这一可能是最重要的因素造成的。

积累梯度和消融梯度通常具有不同的值，因为它们受不同的气候变量控制。消融梯度通常比堆积梯度更陡，在平衡线高度处出现拐点。两种梯度之间的比值称为平衡比，表示为

其中BNB和BNC分别为烧蚀区和堆积区的质量平衡梯度。平衡比忽略了各个质量平衡梯度中可能存在的非线性，但它是有用的

S净余额变化(m)

S净余额变化(m)

S净余额变化(m)

图4.13净质量平衡变化与ELA变化的关系。物质平衡数据来自全球14个不同气候条件下的冰川(见表4.4)

S净余额变化(m)

图4.13净质量平衡变化与ELA变化的关系。物质平衡数据来自全球14个不同气候条件下的冰川(见表4.4)

平衡(米)

图4.14。北美西部冰川的年质量平衡梯度。(改编自本恩和埃文斯，1998年)

平衡(米)

图4.14。北美西部冰川的年质量平衡梯度。(改编自本恩和埃文斯，1998年)

概括冰川平衡曲线的参数。对于22个阿拉斯加冰川，furish和Andrews(1984)发现平均平衡比率为1.8。2左右的值可能是中纬度海洋冰川的代表，而平衡的比率为热带的冰川可能超过20个(Benn和Evans, 1998)。

有几项研究试图研究冰川物质平衡变化与气候变量之间的复杂关系。raybet雷竞技最新Chen和Funk(1990)将瑞士罗纳河(Rhone Gletscher)的物质平衡变化与1882-1987年期间的气候记录相关联。raybet雷竞技最新他们发现，冰川的大部分质量损失都与温度升高有关，尤其是在1940年之后。Chen和Funk(1990)认为，在海洋性气候的山地冰川上，夏季温度一般比降水更重要。raybet雷竞技最新然而，Nesje et al.(1995)证明冬季降水和夏季温度都与Briksdalsbreen冰川锋波动的3-4年滞后相关，Briksdalsbreen是挪威西部半海洋Jostedalsbreen冰盖的西部出口。在新西兰阿尔卑斯山脉，塞林格等人(1983)发现Stocking冰川的退缩与

月温度(滞后两年)。然而，在分水岭的另一侧，Hessell(1983)和Brazier等人(1992)将Franz Josef冰川的变化与降水变化联系起来。Letreguilly(1988)和Pelto(1989)对北美西部沿海地区的冰川也报告了类似的影响。美国华盛顿州南喀斯喀特冰川的负累积质量平衡与北太平洋和北美北部大气环流变化导致的冬季降雪减少有关。秘鲁和玻利维亚的质量平衡多年来一直在下降

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图4。古尔卡纳冰川的IS年冬季(bw)、夏季(bs)(1966-1995年)、净(bn)(1966-1997年)(上图)和累计净平衡(下图)。(数据来自Jania和Hagen, 1996，以及WGMS)

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图4。古尔卡纳冰川的IS年冬季(bw)、夏季(bs)(1966-1995年)、净(bn)(1966-1997年)(上图)和累计净平衡(下图)。(数据来自Jania和Hagen, 1996，以及WGMS)

冰川与El Niño情况的发生有关(Thompson等人，1984;Francou et al, 1995)。肯尼亚山刘易斯冰川最近的累积净余额为负，大部分与此有关空气湿度对冰川表面能量平衡的影响。

在高空形成叠加冰的表面北极的冰川是冰川物质平衡的重要控制因素(Woodward et al, 1997)。温度升高可能会减少叠加冰的范围和厚度，对质量平衡产生负面影响。

4.8.1区域物质平衡长期变化

年积累和消融很少平衡，在质量平衡年造成净质量增加或损失。净质量平衡的变化可能在数年内平均下来。在这种情况下，净质量平衡没有长期变化。然而，如果几年内净质量平衡为正或负，这将分别导致冰川显著增厚或变薄。冰川物质平衡的长期趋势由累积净平衡或年度净平衡的累计总和来说明。

来自世界各地出版的质量平衡记录汇编表明，1961年至1990年期间，小型冰川似乎处于平衡状态或略有缩小(Cogley和Adams, 1998年)。有关获得物质平衡记录的不同冰川的详细资料，请参阅世界冰川监测服务的网页(www.geo.unizh.ch wgms /index . html)。

阿拉斯加的古尔卡纳冰川。古尔卡纳冰川(63°15′n, 145°28′w)是青藏高原的山谷冰川朝南阿拉斯加山脉东部。冰川面积19.3 km2，流域总面积31.6 km2。1965年，美国地质调查局(USGS)开始进行物质平衡研究。年质量平衡变化如图4.15(上图)所示。累积净平衡(图4.15，下面板)表明，冰川厚度在1965年至1997年间减少了11.46米水当量。1988年以后，物质流失加速。回归分析表明，夏季平衡是净质量平衡的控制因素(R2 = 0.75)，而冬季平衡的重要性可以忽略不计(R2 - 0.19)。

阿拉斯加的金刚狼冰川。金刚狼冰川(60°24'N, 148°54'W)是阿拉斯加中南部基奈山脉的山谷冰川。基奈山脉包含数百个较小的冰川。冰川和常年积雪覆盖了约72%的冰川集水区。从4公里宽的堆积盆地，冰川以陡峭的冰瀑下降到大约5公里长，1.5公里宽的山谷冰川。该冰川属于海洋性气候，尽管它处于萨金特的降水阴影中raybet雷竞技最新冰原，其质量平衡被认为是阿拉斯加沿海地区山谷冰川的典型代表。年质量平衡变化如图4.16(上图)所示。累积净余额(图4.16，下图)表明，冰川的体积在1979年之前一直在减少，1979年冰川开始经历正的净余额趋势，一直持续到1988年，此后冰川经历了明显的质量损失。1966年至1997年间，冰川体积减少了一层，相当于7.68米水当量。对影响净平衡的物质平衡因素进行评价，冬季平衡占主导地位(R2 = 0.69)，而夏季平衡与净平衡的相关系数为0.21。

南喀斯喀特冰川。1953 - 1997年间，南喀斯喀特冰川(48°22'N, 121°03'W)的年净物质平衡变化见图4.17，第77页(上图)。累计净余额(图4.17，下图)呈下降趋势，尤其在1976年以后。在观测期间，冰川失去了相当于22.88米水当量的表层。稳态ELA (bn = 0时的ELA)接近1910 m。1971-1980年和1986-1997年(22年)平均地表平均温度为1965 m，比稳态地表平均温度高55 m。

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图4.16狼獾冰川年冬季(bw)、夏季(bs)(1966-1995年)、净(bn)(1966-1997年)(上图)和累计净余额(下图)(数据来自Jania和Hagen, 1996，以及WGMS)

4.8.1.2加拿大

德文郡冰帽。自1961年以来，在德文郡冰帽的西北侧(75°20′n, 82°30′w)进行了质量平衡测量。直到1995年的年度质量平衡见图4.18，第78页(上图)。在观察期间的两年(1976年和1986年)，夏季平衡为正。冬季平衡与夏季平衡相比非常稳定，夏季平衡显示出巨大的年际变化。

累计净余额(图4.18，下图)呈下降趋势;在观测期间，冰川失去了相当于1.795米水当量的表层。回归分析表明，夏季平衡是影响净平衡的最主要因素(R2 = 0.88)，而冬季平衡与净平衡之间不存在相关性(R2 = 0.07)。

冰川。之间普斯冰川(50°26′n, 122°36′w)年净平衡的变化

-25年

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图4.17 1953 - 1997年南喀斯喀特冰川年净(bn)(上图)和累计净物质平衡(下图)。(数据来自Jania和Hagen, 1996，以及WGMS)

1965年和1997年见图4.19，第79页(上图)。累计净余额(图4.19，下图)呈下降趋势，1976年以后下降速度加快。观测期间的稳定日面高度(bn = 0时的日面高度)为2080 m，平均日面高度为2250 m，高出170 m。

阿萨巴斯卡冰川。计算了1919年至1979年间加拿大阿尔伯塔省阿萨巴斯卡冰川的面积、海拔和体积变化(Reynolds and Young, 1997)。

在研究期间，冰川体积减少了2.344 x 108 m3。

4.8.1.3挪威

Alfotbreen。位于挪威西部海岸附近的高原冰川Alfotbreen(61°45′n, 5°39′e) 1963 - 1998年的冬季(bw)、夏季(bs)、净质量平衡(bn)和累积净质量平衡见图4.20，第80页。稳态ELA (bn = 0时的ELA)约1180 m

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图4.18 1961年至1995年德文郡冰帽的年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累积净余额(下面板)。(数据来自Jania and Hagen, 1996)

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图4.18 1961年至1995年德文郡冰帽的年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累积净余额(下面板)。(数据来自Jania and Hagen, 1996)

观测期间的平均值低35米，在1145米。bn = 0时的AAR为0.52。物质平衡数据的相关分析表明，冬季降水是解释净平衡变化的主要因素(R = 0.76)，而bn与bs的R2为0.35。

Nigardsbreen。尼加德布林(61°43′n, 7°08′e)的年冬季(bw)、夏季(bs)、净质量平衡(bn)和累计净质量平衡出口冰川来自Jostedalsbreen的数据，见图4.21，第81页，为1962年至1998年。

观测期间的稳定日冕(bn - 0时的日冕)为1560 m，平均日冕低65 m，为1495 m。质量平衡数据的回归分析表明，bn和bs对净平衡几乎同等重要(R2分别为0.71和0.70)。

Hardangerjekulen。挪威中南部的高原冰川Hardangerjokulen(60°32′n, 7′22′e) 1963 - 1998年的冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)和累积净质量平衡见图4.22，第82页。稳态ELA为

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图4.19 1965年至1997年，普莱斯冰川年净(bn)(上面板)和累计净余额(下面板)。(数据来自Jania和Hagen, 1996，以及WGMS)

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图4.19 1965年至1997年，普莱斯冰川年净(bn)(上面板)和累计净余额(下面板)。(数据来自Jania和Hagen, 1996，以及WGMS)

1680 m，而观测期平均地表高度降低75 m，为1605 m。质量平衡数据的回归分析表明，冬季平衡对净平衡的解释最为显著(R = 0.71)，而夏季平衡与净平衡的决定系数为0.48。

Storbreen。Jotunheimen西部(Liestol, 1967)的东向冰川Storbreen(61°34′n, 8°08′e)的年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)和累计净质量平衡见图4.23,p. 83

1998.稳定状态的高度高度为1720 m，而观测期间的平均高度高度为1750 m，高出30 m。质量平衡数据的回归分析表明，夏季平衡是净平衡的主导因素(R2 = 0.66)，而冬季平衡与净平衡的相关系数为0.51。

Hellstugubreen。东部Hellstugubreen(61°34′n, 8°26′e) 1962 - 1998年冬(bw)、夏(bs)、净(bn)和累计净质量平衡

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图4.20 1963 - 1998年Alfotbreen年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Kjollmoen, 1998, WGMS)

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图4.20 1963 - 1998年Alfotbreen年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Kjollmoen, 1998, WGMS)

约顿海门如图4.24，第84页所示。1963 ~ 1998年平均地表环流为1900 m，比稳态地表环流1840 m高60 m。质量平衡数据的回归分析表明，夏季平衡是主导因素(R2 - 0.80)，冬季平衡与净平衡的决定系数为0.34。

Grasubreen。位于挪威中南部Jotunheimen东部的Grasubreen(61°39′n, 8°36′e)在1962 - 1998年间的年冬季(bw)、夏季(bs)、净质量平衡(bn)和累积净质量平衡见图4.25，第85页。稳定的地表环流为2060米，而1962-1998年(1992年除外)的平均地表环流为2120米，高出60米。冰川稳态时的AAR值为0.46。回归分析表明，夏季平衡是净平衡变化的主要因素(R2 = 0.80)，而冬季平衡与净平衡的相关系数为0.28。

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图4.21 1962 - 1998年尼加兹布林海的年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净物质平衡(下面板)。(数据来自Kjollmoen, 1998)

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图4.21 1962 - 1998年尼加兹布林海的年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净物质平衡(下面板)。(数据来自Kjollmoen, 1998)

Engabreen。Svartisen西南出口冰川Engabreen(66°39′n, 13°5l′e) 1970 - 1998年的年冬季(bw)、夏季(bs)、净质量平衡(bn)和累积净质量平衡见图4.26，第86页。观测期间平均日全食高度高度为1060 m，比稳定日全食高度高度1160 m低100 m。冬季平衡和夏季平衡与净平衡的回归分析显示，相关系数分别为0.55和0.49。

4.8.1.4斯瓦尔巴特群岛

Austre Breggerbreen。1967 - 1997年，奥地利布拉格布林地区(78°53′n, 11°50′e)的年冬季(bw)、夏季(bs)、净质量平衡(bn)和累计净质量平衡见图4.27,p. 87。消融值的年际变化大于冬季平衡值。因为在观察过程中，除两年外，夏季消融均大于冬季累积

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图4.22 1963 - 1998年哈当雅库林的全年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累积净质量平衡(下面板)。(数据来自Kj0llmoen, 1998, WGMS)

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图4.22 1963 - 1998年哈当雅库林的全年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累积净质量平衡(下面板)。(数据来自Kj0llmoen, 1998, WGMS)

期间，冰川体积呈稳定减少趋势，观测期间冰川总损失量为13.56 m(图4.27，下图)。在Austre Broggerbreen上的稳定的ELA约为260 m，而除1993年外，观测期间的平均ELA为400 m，高出140 m。稳态时，奥斯特布尔格布林的AAR约为0.52。bw和bs与bn的回归分析显示，相关系数分别为0.08和0.76。只在新奥勒松气象站和冰川之间

5 ~ 6km外，1974/ 75 ~ 1987/88 14年间，新奥勒松冬季实测降水(9 ~ 6月)与测深剖面实测积雪量相关系数为0.63。相对较差的相关性主要是由于强风和积雪漂移(Hagen and Liest0l, 1990)。

Midtre Lovenbreen。1968年至1997年的年冬季(bw)、夏季(bs)、净质量平衡(bn)和累计净质量平衡

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图4.23 1949年至1998年，斯托布林每年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净物质平衡(下面板)。(数据来自Kjollmoen, 1998, WGMS)

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图4.23 1949年至1998年，斯托布林每年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净物质平衡(下面板)。(数据来自Kjollmoen, 1998, WGMS)

Lovenbreen中部(78°53′n, 12°04′e)如图4.28所示，第88页。累计净余额呈稳步下降趋势，观测期间累计损失10.39 m。Lovenbreen中部的稳定ELA约为290 m，而观测期间的平均ELA在400 m处高出110 m。稳态时的AAR约为0.6。冬季平衡/夏季平衡与净平衡之间的回归分析显示，相关系数分别为0.15和0.68。

4.8.1.5瑞典

Storglaciaren。在瑞典北部的Storglaciaren(67°54′n, 18°34′e)， 1946 - 1997年间的年质量平衡(上面板)和累计净平衡(下面板)变化见图4.29，第89页。累积净余额表明，冰川的体积在1974年之前一直在减少。从1988年开始，冰川的体积增加了。Storglaciaren上的稳定ELA高出13米

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图4.24 1962 - 1998年Hellstugubreen的年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Kjollmoen, 1998, WGMS)

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图4.24 1962 - 1998年Hellstugubreen的年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Kjollmoen, 1998, WGMS)

1460 m，观测期间(1953 - 1959年除外)的平均地表高度为1473 m。冬平衡/夏平衡与净平衡的回归分析显示，相关系数分别为0.51和0.68。这表明冬季平衡对Storglaciàren上的净质量平衡变化有显著的贡献，正如Raper等人(1996)所指出的那样。

九个挪威人(包括斯瓦尔巴群岛冰川)和瑞典北部的Storglaciären(图4.30,p. 90)表明海洋冰川的质量显著增加，特别是在1988年之后。挪威南部的大陆冰川(Storbreen, Gräsubreen和Hellstugubreen)，连同Spitzbergen南布罗格布林冰川和中洛文布林冰川的质量已经减少。

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图4.25 1962年至1998年Grâsubreen的全年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Kj0llmoen, 1998, WGMS)

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图4.25 1962年至1998年Grâsubreen的全年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Kj0llmoen, 1998, WGMS)

分析表明，海洋冰川的净平衡受冬季平衡的影响大于夏季平衡，而大陆冰川的情况则相反(图4.31，第90页)。

西北欧洲大气环流年际变化的一个来源是北大西洋涛动(NAO)。这种振荡与温度的变化有关西风在北大西洋和西北欧洲(Hurrell, 1995;Hurrell和van Loon, 1997)。1980年以后，特别是1990年前后，NAO趋于维持在一个极端阶段，这在很大程度上解释了欧洲西北部冬季观测到的气温上升和降水增加。Hurrell(1995)提出了一种NAO指数根据冰岛和亚速尔群岛之间的气压梯度，在1864-1995年期间。NAO指数与卑尔根冬季降水量(12 - 3月)的相关系数为0.77。这也反映在挪威南部冰川的冬季平衡上

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图4.26 1970 - 1998年Engabreen的年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Kj0llmoen, 1998, WGMS)

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图4.26 1970 - 1998年Engabreen的年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Kj0llmoen, 1998, WGMS)

(图4.32，第91页);NAO指数高的年份对应冬季平衡大的年份，反之亦然。

4.8.1.6俄罗斯

Obruchev冰川。夏季(bs)，净(bn)

年冬季(bw)，以及1958 - 1981年Obruchev冰川的累积净质量平衡乌拉尔如图4.33所示。1958 - 1981年，净质量平衡损失为3.22 m。稳态ELA为

1960 - 1981年平均平均地表温度为530米。Obruchev冰川净余额为零时(稳态)的AAR为0.50。

Maliy Aktru。1962 - 1997年间，Maliy Aktru(50°05′n, 87°45′e)的年净质量平衡变化和累计净质量平衡变化见图4.34，第93页。累计净余额变化显著;在观测期间，冰川损失了1.42米水当量的质量。稳态

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图4.27 1967 - 1997年奥地利布罗格布林的全年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Jania和Hagen, 1996，以及WGMS)

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图4.27 1967 - 1997年奥地利布罗格布林的全年冬季(bw)、夏季(bs)、净(bn)(上面板)和累计净质量平衡(下面板)。(数据来自Jania和Hagen, 1996，以及WGMS)

观测期平均日全食高度为3140 m，平均日全食高度为3150 m。回归分析表明，稳态时的AAR为0.70。

4.8.1.7吉尔吉斯斯坦

Kara-Batkak。1957 - 1997年卡拉-巴特卡(42°08′n, 78°16′e)的年累计净余额见图4.35，第94页。在观测期间，冰川的质量减少了17.95米水当量，其中大部分发生在1972年以后。

4.8.1.8哈萨克斯坦

Ts。Tuyuksuyskiy。图4.36，第95页，图yuksuyskiy(43°03′n, 77°05′e) 1957 - 1997年的年净质量平衡变化和累计净质量平衡变化。观测期间的总质量损失为16.27 m水当量，大部分发生在1972年以后。稳态ELA为

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图4