在高山和高纬地区，气候严寒，年平均温度在0℃以下，常年积雪，当降雪的积累大于消融时，地表积雪逐年增厚，积雪逐渐变成粒雪，再由粒雪变成微蓝色的冰川冰。冰川冰受自身重力作用或冰层压力作用沿斜坡缓慢运动，就形成
冰川。
地表经受过冰川强烈的塑造，形成一系列
冰川地貌
。
雪线：
在高山和高纬地区，地表年降雪的积累量和年消融量相等的界线。
（常年积雪区的下界）
山区的积雪面积和高度随季节变化，冬季积雪区扩大，积雪高度下降。夏季积雪区缩小，积雪高度上升。
在雪线以上为多年积雪区，雪线以下为季节积雪区。
（
雪线的高度是寒冷气候地貌的一条重要界线，冰川形成在雪线以上，一个地方的高度如果低于该区的雪线高度，就
不能形成冰川
。）
决定雪线高度的主要因素：
温度
形成多年积雪，首先取决于近地面空气层的温度是否长期保持在0℃以下。
气温随高度和
纬度
而变化，低纬雪线位置较高，高纬雪线位置较低。从低纬向高纬的雪线高度变化并不是一条直线，还受降水量多少的影响。
降水量
地球上
雪线
位置
最高
不在赤道，而在南北半球的副热带高压带。
迎风坡降水多、雪线低
背风坡降水少，雪线高
绘图 | 李双福
赤道附近降水量多，副热带高压带降水量较少，但这两个地区的温度对雪线的影响不如降水量影响大，所以赤道附近的雪线高度要比副热带高压带低。
南美洲赤道与回归线附件雪线高低示意图
绘图 | 李双福
地形（坡形、坡向）
在同一朝向的山坡，缓坡较陡坡更易积雪而雪线降低。
坡向主要影响降水和日照而使雪线高度变化。
如喜马拉雅山南坡雪线高度为4400-4600m，北坡为5800-5900m，这是因为高大的山体阻挡了从印度洋来的气流，在南坡降水量多，雪线位置低，北坡降水量少，雪线位置高。
另外，在北半球大陆性较强的地区，南北山坡降水量变化不大的山地，南坡雪线比北坡雪线要高，因为南坡向阳，融雪快，雪线位置高，北坡背阳，融雪慢，雪线位置低。
积雪变成冰川：
是先由新雪变成粒雪，再由粒雪变成冰川冰，最后形成冰川。
高纬、极地区：
气候严寒，
新雪
降落地表后，在升华再结晶作用下，雪花棱角很快消失、变圆，成为粒雪，并使
粒雪
层发生沉陷作用。随雪盖厚度的增加，下部粒雪层受压加大，重结晶作用，致使各晶体相互紧密地结合起来，形成块状
冰川冰。
（这种成冰过程速度缓慢，南极中央200余米深处的冰体，已经历了近千年的历史。匠心地理）
中低纬度高山区：
夏季气温高，冰雪融水的渗透再冻结作用，加速了粒雪化和成冰作用过程，甚至当年就有成冰作用的条件，形成的冰川冰。一般比极地区冰川的密度大、透明度高。
冰川冰：
是冰晶的聚合体。它在低温条件下，冰晶体相互之间结合十分紧密。
当接近熔点时，冰川冰就显得不稳定，呈现冰、水、汽三相并存局面，这是冰川之所以能实现塑性变形的原因。因此，只要一定厚度的冰川冰结合地表或冰面具有适当的坡度，在压力与重力的作用下，冰体就能向雪线以下地区缓慢流动，伸出冰舌，形成
冰川
。
1、按冰川发育的气候条件和冰川温度状况分为：
海洋性气候冰川
（暖冰川）
我国西藏东南部和阿尔卑斯山的现代冰川都属于这种类型。
大陆性气候冰川
（冷冰川）
发育在降水较少、气温低的大陆性气候地区，我国西部大陆内部和中亚的一些现代冰川属这种类型。
2、按冰川的形态、规模和所处的地形条件分：
山岳冰川
：是发育在高山上的冰川，主要分布在中纬和低纬高山地区。
大陆冰川：
是在两极地区发育的冰川，它面积广，厚度大。如冰川中心凸起形似盾形的，叫冰盾。还有一种规模更大的、表面有起伏的大陆冰体，叫冰盖。
（格陵
兰冰盖和南极冰盖是目前世界上最大的两个冰盖。）
平顶冰川：
是发育在起伏和缓高地上的冰面平坦的冰川。冰川的周围伸出许多冰舌。如冰川规模较大，覆盖在整个穹形山顶上，又称冰帽。这类冰川发育于雪线以上。
山麓冰川：
是山谷冰川从山地流出，在山麓带扩展或汇合成一片广阔的冰原。
冰川运动速度比河流水流流速要小得多，一年只前进数十米至数百米，即使有一些突然性的快速运动冰川，其运动速度也不及河流水流速度。冰川运动由冰川的厚度、冰川下伏地形坡度和冰川表面坡度等因素控制。
冰川运动速度随
季节
有变化。在消融区冰川运动的趋势是
夏天快，冬天慢
。
（一
般夏季运动速度要大于年平均流速，冬季则小于年平均速度。因为夏季冰川表面消融，融水对润滑冰床和冰体起着很大作用，这样就加强了滑动过程)
冰川运动速度还与
冰川冰的补给量和消融量
有关。
(补给量大于消融量，冰川厚度增加，流速加快，冰川尾端向前推进；补给量小于消融量，冰川厚度减薄，流速减慢，冰川尾端往后退缩。补给量等于消融量，冰川就处于稳定状态，匠心地理公众号整理。)
不管冰川属于上述哪种状态，冰川始终向前运动。
1、冰川的侵蚀作用
冰川有很强的侵蚀力。冰川的侵蚀方式可分：
拔蚀作用
和
磨蚀作用
。
拔蚀作用：
是冰床底部或冰斗后背的基岩，沿节理反复冻融而松动，松动的基岩再与冰川冻结在一起时，冰川运动时就把岩块拔起带走。冰川拔蚀作用可拔起很大的岩块。
磨蚀作用：
是冰川运动时形成底部滑动，使冻结在冰川底部的碎石突出冰外，像锉刀一样，不断地对冰川底床进行削磨和刻蚀。冰川磨蚀作用可在基岩上形成擦痕和磨光面。
2、冰川的搬运作用
冰川侵蚀产生的大量松散碎石和由山坡上崩落下来的石块，进入冰川体后，随冰川运动向下游搬运，这些被搬运的岩屑叫冰碛物。
根据冰碛物在冰川体内的不同位置，可分为不同的搬运类型。
出露在冰川表面的叫
表碛
，夹在冰内的叫
内碛
，位于冰川底部的叫
底碛
，分布在冰川边缘的叫
侧碛
，两条冰川汇合后，侧合并构成中，随着冰川向前推进，在冰川末端围中确绕冰舌前端的冰碛物，叫
终碛
（尾碛）
。
冰川搬运能力极强，它不仅能将冰碛物搬运很远的距离，而且还能将巨大的岩块搬运到很高的部位。
3、冰川的堆积作用
冰川消融以后，不同形式搬运的物质，堆积下来形成冰川堆积物。冰川堆积物分选差，大小混杂，砾石磨圆度低。
冰川地貌分为
冰蚀
地貌、
冰碛
地貌和
冰水
堆积地貌三部分。
1、冰斗、刃脊和角峰
冰斗：
是山地冰川重要的冰蚀地貌之一，它位于冰川的源头。典型的冰斗是一个围椅状洼地，三面是陡峭的岩壁，底部是磨光的岩石斗底，向下坡有一开口，开口处常有一高起的岩槛。冰川消退后，冰斗内往往积水成湖，叫
冰斗湖。
相邻冰斗之间的刀刃状，称为
刃脊
。
几个冰斗后壁所交汇的山峰，峰高顶尖，称为
角峰
。
2、冰川谷和峡湾
冰川谷
的横剖面形似“U”形，故称“U”形谷，也称槽谷。槽谷的两侧有明显的谷肩，谷肩以下的谷壁平直而陡立，冰川谷两侧山嘴被侵蚀削平形成冰蚀三角面。
槽谷的形成是冰川下蚀和展宽的结果。冰川冰的厚度越大，下蚀力越强，有些槽谷可深达千米。
美国加利福尼亚州的约斯迈特槽谷深900-1200m，冰川下蚀量有450m，槽谷底还有300m厚的松散堆积物。
在高纬地区，大陆冰川和岛状冰盖能伸入海洋，由于冰川很厚，当冰体入海尚未漂离之前， 在岸边侵蚀成一些很深的槽谷，冰退以后，槽谷被海水侵入，称为
峡湾
。
挪威海岸峡湾的长度达220km，深1308m。（匠心地理公众号整理） 南美巴塔哥尼亚山脉沿岸的峡湾，深达1288m。
