我国西部高山高原有3万多条冰川分布，其总面积约为58 650平方公里 （施雅风主编，1988）。大多数冰川的雪线高度高于多年冻土分布下界高度（以下简称冻土下界），一般相差600～1200米，最大在祁连山和昆仑山达1500 米和1800 米。随纬度降低此差值减小。在青藏高原东南部，有的冰川雪线与冻土下界接近，有的比冻土下界低（表2-14）。总的趋势是雪线和冻土下界均自北往南升高，但二者之差由北向南减小，即由大陆型冰川区向海洋型冰川区减小。此差值与气候区有密切关系，即在干旱区、亚湿润区，冻土下界低于雪线，唯独在湿润区，冻土下界在雪线高度上下波动（徐学祖等，1983）。显然，这种差异与冰川、冻土形成的气候条件不同有关，冰川要求降水量大和低温条件，冻土更多依赖低温条件。
表2-14 中国西部现代冰川雪线和多年冻土分布的海拔高度
编号 | 山区 | 雪线高度 （m） | 多年冻土分布下界 海拔（m） | 相差值（m） |
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 | 阿尔泰山 天山 祁连山 昆仑山 喀喇昆仑山 唐古拉山 冈底斯山 含青唐古拉山 横断山 喜马拉雅山 | 2 800~3 350 3 600~4 300 4 400~5 400 4 500~6 000 5 000~5 600 5 400~5 700 5 800~6 000 4 600~5 600 4 600~5 500 4 300~6 200 | 2 200~2 800 2 700~3 100 3 500~3 900 3 900~4 200 4 400 4 600~4 700 4 800~5 000 4 800 4 600~4 900 4 900~5 300 | 550~600 900~1 200 900~1 200 600~1 800 600~1 200 800~1 000 1 000 -200~800 0~600 -600~900 |
注：雪线高度引自文献（施雅风主编，1988）。
以上是西部高山高原冰川和多年冻土分布的总格局和空间变化规律。对于广大的多年冻土区，冰川的局部覆盖对多年冻土层有什么影响，是冻土学者们关心的问题。
冰川表面的雪层和冰川冰具有较大的反射率。据我国冰川学家观测研究（施雅风主编，1988），天山和祁连山冰川表面的反射率最大可到0.96，随污化程度而异（表2-15），而植被覆盖层的反射率只有0.1～0.2（В.А. Кудрявцева，1981）。冰、雪的反射率大，结果是减少太阳吸收辐射，对下伏冰层和冻土层起冷却作用。此外，冰川表面雪的融化、雪面蒸发及水的相变等要大大减少冰面热量平衡的收入部分，这是一方面。另一方面，冰川覆盖对下伏冻土层起保温作用。这两方面的综合影响结果，在冻土层的年平均温度上应有反映。
表2-15 天山和祁连山表面的反射率
冰川表面 | 反射率 | 冰川表面 | 反射率 |
新降干雪 轻度污化雪 清洁粒雪（湿雪） | 0.940~0.957 0.498~0.790 0.440~0.715 | 轻度污化冰 污化冰 强烈污化冰 碎屑覆盖冰 | 0.337 0.252 0.168 0.149 |
注：摘自文献（施雅风主编，1988）
表2-16 我国西部一些山区冰川与冻土温度比较
山区 | 冰川 | 冻土（无冰川覆盖下 | 冰川温度 与冻土温 度之差 （℃） | |||
冰川名称 | 海拔高度 （m） | 活动层下界 温度（℃） | 海拔（m） | 年变化深度 处温度（℃） | ||
阿尔泰山 | 喀纳斯 | 3 180 2 950 2 780 | -3.5 0.0 -0.6 | 2780~3180 | -4.0~-6.0 | +2.5~+3.4 |
天山 | 乌鲁木齐 河源1号 | 4 033 3 928 3 854 | -6.6 -7.3 -5.2 | 3900 | -4.9 | -2.4 |
祁连山 | “七一” 羊龙河5号 | 4 600 4 648 4 513 | -9.0 -7.9 -6.2 | 4500~4650 | -5.0~-6.0 | -1.2~-1.9 |
横断山 | 贡嘎山 海螺沟 | 3130~3570 | 0~0.1 | 3130~3570 | 6.0~8.0 | -6.0~-8.0 |
喜马拉雅山 希夏邦马峰 | 野博康加勒 那克多拉7号 | 5 834 5 650 5 900 | -5.8 -2.4 -8.3 | 5600~5900 | 0~-1.5 | -2.4~-6.8 |
注：贡嘎山冰川温度引自文献：苏珍等，1996；其余引自文献：施雅风主编，1988。
下面我们对同一山区、相同海拔高度上冰川和冻土的年变化深度处温度试作比较（表2-16）。应说明的是，冰川学家称年变化深度为活动层下界，表中冰川活动层下界温度（th）以16米深处的为代表。西部高山高原冻土的年变化深度为9～18米不等，一般也在14～15米左右。目前，同一山区、同一海拔高度上的冰川和冻土测温资料太少。表2-16中除天山乌鲁木齐河源冰川附近有实测温度外，其余各山区的冻土温度均利用同一山区其他海拔高度的测温资料（表2-17），按一定的地形地热梯度推算得出（阿尔泰山按0.4℃/100米，其余各山按0.553℃/100米）。喜马拉雅山目前尚无冻土测温资料，表2-16中温度则是由希夏邦马峰顶季节融化层底面可能的温度值推算至相应高度得出。表2-16中资料表明，阿尔泰山的冻土年变化深度处温度(简称年平均温度)低于冰川活动层下界温度，而其余各山区则是冻土温度高于冰川温度。此结果似乎说明，冰川在阿尔泰山主要起保温作用，在其他山区主要起冷却作用。从冰川温度与冻土温度之差看，祁连山区差值最小，由此往西北和往南增大。按冰川类型划分(施雅风主编，1988)，表2-16中所列的冰川可分为极大陆型冰川（祁连山、天山）、亚大陆型冰川（阿尔泰山、喜马拉雅山希夏邦马峰北坡）及海洋型冰川（横断山）。冰川与冻土温度之差正是在极大陆型冰川区最小，向亚大陆型、海洋型冰川区增大。当然，该差值大小及其正负号变换的区域界线，尚有待今后更多资料的验证。
表2-17 我国西部及毗邻山区一些冻土测温资料
山区 | 地点 | 海拔 （m） | 地形、岩性 | 年变化深度 处温度（℃） | 资料来源 |
阿尔泰山 | 俄罗斯境内： 乌斯季-? 乌拉甘气象站 阿克姆气象站 恰甘乌宗矿区 | 1940 2080 1795 2895 | 亚砂土 亚黏土 南坡，粉砂 岩夹煤层 西南坡，石英岩 | -0.2 -1.1 -0.5 -4.9 | М.М. Шац， 1978 |
天山 | 乌鲁木齐河源 3号冰川附近 | 3900 | 坡积碎石，片麻岩 | -4.9 | 金会军等993， |
祁连山 | 热水 洪水坝 | 3862 3830 | 山顶，坡残积碎石 山麓，冰碛台地 | -1.5 -1.5 | 郭鹏飞，1983 |
横断山 | 贡嘎山九海子 | 4600 | 北坡，坡残积碎石 | 0~-0.2 | 李树德等，1983 |
喜马拉雅山 | 希夏邦马峰 | 8012 | 峰顶 | -13.01) | 用表2-10中西部 式子计算 |
1)系峰顶季节融化层底面年平均温度计算值。
此外，冰川的形态、成冰带谱、运动、物质组成、冰川进退及融水径流等等特征，均对冰川温度有很大影响。据黄茂桓等研究（施雅风主编，1988），我国大陆型冰川温度特征有以下几点：①同一地区的平顶冰川温度比山谷冰川低，如表4-16中同一希夏邦马峰北坡的平顶冰川(那克多拉7号)活动层下界温度为-8.3℃，而同高度的山谷冰川（野博康加勒）只有-5.8℃。②极大陆型冰川温度比亚大陆型冰川温度低很多，前者活动层下界温度均低于-7℃，后者不低于-6℃。③冰川活动层下界温度总的趋势是随海拔增高而降低，但在稍高于平衡线的渗浸带内，由于渗浸作用的特殊水热输运过程冰温达高峰，由此处向上游和下游递降。下游的最低温度出现在略低于平衡线的消融区上部。由该点往下游，冰温又不断上升，趋近于融点(图2-8)。 ④在冰川渗浸带，消融期末融水活动可至7 米多深（如天山乌鲁木齐河源1号冰川），即0℃等温层可到达7 米深，而在消融带和附加冰带，0℃等温层一般只有0.5～1.0 米深(在海洋型冰川，如横断山白水河冰川消融带，海拔4 600米，因此，渗浸带活动层下界以下冰温随深度而下降，而渗浸带内温度升高了的冰通过冰川运动带到下游，使消融带和附加冰带内15 米以下冰温随深度升高。以上冰川温度变化特征必然对其下伏土(岩)层温度有重要影响，在研究冰川温度与冻土温度关系时应予以考虑。
至于冰川下有无多年冻土及多年冻土厚度情况，这与冰川厚度(H，m)和压融点出现深度(L，m)有关。压融点出现深度L近似计算方法如同前述稳定状态下多年冻土厚度计算方法，即
，式中th冰川活动层下界温度，℃； h 活动层下界深度（m）；g--活动层下界以下深层的增温率（℃/m）。
，式中th冰川活动层下界温度，℃； h 活动层下界深度（m）；g--活动层下界以下深层的增温率（℃/m）。 据黄茂桓等(1982)分析，H与L之间的关系，有三种情况：
L＞H，冰川底面温度低于压融点，冰川下有多年冻土；
L＝H，冰与冰床交界面处于压融点，但冰川底部温度低于压融点；
L＜H，冰川底部有温冰层，下伏融土（岩）。
表2-18 我国一些冰川下多年冻土存在情况分析
冰川 | 测点高程 (m) | 活动层下 界温度 (℃) | 钻孔底部 | 活动层下 界以下升 温率， (℃/m) | 压融点 出现深 度(L，m) | 冰川厚度 （H，m） | 冰川下多年冻 土存在与否 | 冰川资料 来 源 | |
深度 (m) | 温度 (℃) | ||||||||
乌鲁木齐 河源1号 (天山) | T1 3854 T2 3928 T3 4033 | -5.2 -7.3 -6.6 | 86 102 106 | -0.7 -1.0 -1.8 | 0.0281) | 111 138 170 | 96 138 106 | L>H,冻土接 近0℃ L=H，冻土到 达冰川融点 L>H，有冻土 | 施雅风主编，1988b；黄茂 桓等，1982，1990 |
西琼台兰 （天山） | 4050 4300 | -1.8 -3.0 | 0.104 0.124 | 33 40 | 229 最大302 (于海拔 3850m） | L<H，下伏融 土 | 施雅风主编，1988b；黄茂 桓等，1982 | ||
羊龙河5号 （祁连山） | 4513 4648 4835 | -6.2 -7.9 -4.9 | 0.083 0.134 0.196 | 91 75 41 | 数十米， 最大93 （参照 “七一” 冰川 | L≤H，无冻 土或接近0℃ | 施雅风主编，1988b;黄茂桓 等，1982，1990 | ||
郭德冰川 （祁连山） | D87-1 5324.2 | -6.8 | 138 | -4.7 | 0.0171) | 414 | 138 | L>H，有冻土 | 王立伦，1990 |
古里雅冰帽 (西昆仑山) | 6070 | -17.0 | 0.057 | 309 | 309 | L=H，冻土到 达融点 | 黄茂桓1997， 姚檀栋等1994 | ||
绒布（喜马 拉雅山） | 5400 | -1.0 | 0.11 | 25 | 146 （于海拔 5353m) | L<H，无冻土 | 施雅风主编，1988b；黄茂 桓等，1982 | ||
海螺沟 （横断山） | 3127 ~3568 | 0~0.1 | 15~20 | 125~178 | L<H，无冻土 | 苏珍等，1996 | |||
从目前所掌握的资料（表2-18）来看，上述三种情况皆有。属L＞H?情况的有敦德冰川、乌鲁木齐河流1号冰川，冰川下多年冻土厚度随冰川厚度而不同，如据钻孔T1、T3资料，冰川下有冻土，但温度不同，在T2下冻土温度接近冰川融点。另外，在该冰川西支顶部(海拔4 483.6米）冰川厚度只有8.5米，冰川和冰床冻结在一起，活动层深度进入基岩，其下应有较厚的多年冻土。敦德冰川的L值远远大于H值，在138米厚的冰川下仍有较厚的多年冻。在乌鲁木齐河3号冰川附近，海拔3900 米地面无冰川覆盖处，据钻孔测温多年冻土厚度则可达226米（据邱国庆，本书第十章）。西昆仑山古里雅冰帽属于L＝H情况，冻土或无，或到达冰川融点。祁连山羊龙河5号冰川则属于L≤H两种情况兼有（冰川下部可能为L＝H情况）。表2-18中其他冰川则属于L＜H的情况，冰川下伏融土层。
由上可见，冰川覆盖对下伏冻土层的保温作用是明显的，且冰川厚度越大，下伏冻土的厚度越薄，或不存在。另外，据В.Т.Балобаев（苏联科学院西伯利亚分院冻土研究所，1988）、Н.Н.Романовский(1993)研究，当松散岩层覆盖在均质致密的岩层上，冻结层厚度不仅决定于上覆岩层厚度，且与上、下岩层的导热系数有关，即上覆岩层厚度越大和导热系数越小，冻结层厚度越小。
