山的流动冰川

冰流入谷人们对冰川进行了广泛研究。第一次测量可以追溯到18世纪中期，第一次理论分析可以追溯到19世纪中期。这些冰川通常流以每天0.1米到2米的速度，表层比深层快，中间比边缘快，通常在或略低于平衡线。寒冷时，极地冰川流动相对较慢，因为冰川的本构律冰对温度因为他们通常被冻在床上。在一些高纬度地区，如斯瓦尔巴特群岛在挪威北部的群岛，多热冰川很常见;这些冰是由冰点以下的冰覆盖在温带的冰上组成的，因为它们是以温暖为基础的，所以它们会主动在床上滑动。

速度最快的冰川(除了那些正在涌动的冰川)是厚的温带冰川水压力产生高比率的滑动．正常的温带终结于陆地的冰川的冰下压力一般在冰压的50%到80%之间，但终结于海洋的冰川的冰下压力可能几乎等于冰压——也就是说，它们几乎是漂浮的。下游南部的哥伦比亚冰川阿拉斯加例如，它每天流动20至30米(66至100英尺)，几乎完全通过滑动。之所以会发生如此高的滑动速率，是因为冰川通过终止于海洋它必须有足够高的冰下压力，以抵御海水的压力，将水从冰川中排出。

冰川水文

温带冰川本质上是储层这增加了液体和固体形式，储存了这种沉淀的很大一部分，然后在以后的日期以很少的损失释放它。水文特征然而，这个水库的特征是复杂的，因为它的物理属性每年都在变化。

在晚春，冰川被一层厚厚的积雪覆盖融化温度。融水和液态降水必须通过缓慢的渗透穿过积雪，直到在下面的固态冰中形成明确的融水通道。在夏季，积雪变薄，排水道雪更明确，使融水和液体降水通过冰川迅速传播。在冬天，积雪堆积，表层结冰，阻止了融水的运动和表面的降水。其余的冰库可能会继续流失，但在这个过程中管道冰内和冰下趋于封闭。

的径流典型的北半球温带冰川在7月底或8月初达到峰值。太阳辐射是促进融化的主要热源，在6月达到峰值。峰值融化速率的延迟主要是由于变化造成的反照率(地表反射率)夏季;起初，雪反射性很强，覆盖了整个冰川，但随着夏天的流逝，雪变得潮湿(反射性较弱)，此外，越来越多的低反照率的冰暴露在外。因此，即使在盛夏，入射的辐射减少了，但被吸收导致融化的辐射比例却大大增加了。其他热交换过程，如热空气的湍流转移，在仲夏和夏末也变得更加重要。

这种反照率变化产生一个径流对异常湿润或干燥年份的“缓冲效应”。异常寒冷的冬天积雪导致夏季高反照率雪在冰川上持续时间更长;因此，产生的融水较少。相反，冬季罕见的降雪会导致衰老积雪反照率较低的冰在夏季较早暴露，产生更多的融化和径流。因此，冰川自然地调节径流，季节性和年复一年。当冰川径流与非冰川径流以大致相等的量结合时，结果是非常稳定和均匀的水流。这一条件是广泛的水文开发的基础之一，这是发现在地区，如阿尔卑斯山脉挪威和华盛顿西部。

冰川流是特征由高沉积物浓度。沉积物从巨石到一种独特的细粒物质，叫做石粉或冰川粉，是胶体大小(通常直径小于1微米)。悬浮沉积物的浓度随着距离冰川的距离而减少，但岩石-面粉成分可以持续很远的距离，并在湖泊中悬浮多年;它是绿色的原因高山湖泊．冰川流的流量随着一天中的时间而变化，这种变化导致了持续的重新调整河道以及重新加工过的碎片的运输，增加了泥沙负荷。冰川率侵蚀(即沉积物的产生)通常在冰川地区平均每年1毫米左右，但在特别陡峭的地形或基岩特别柔软的地方，它们会更高。

冰川洪水

冰川溃决洪水，或jokulhlaups，可以是壮观的，甚至是灾难性的。当冰川内部的排水被内部的塑料流阻塞，水被储存在冰川内部或背后时，就会发生这种情况。水最终找到了一条狭窄的小路流出。这一运动将导致路径因融化而扩大，造成更快的流动，更多的融化，更大的管道等等，直到所有的水都突然释放出来。这个词jokulhlaup是冰岛在起源，和冰岛经历了世界上最壮观的洪水爆发。1922年格里姆火山这次爆发释放了大约7.1立方公里(1.7立方英里)的水洪水据估计，这一速度达到了每秒57,000立方米(2,000,000立方英尺)。溃决洪水发生在许多冰川覆盖的地区山范围;有的每年定期爆发，有的每隔两年或两年以上爆发一次，还有的完全不规律，无法预测。