雪线
雪线（Snow 谱线）是陆地上终年积雪（积累区）与夏季无雪区（消融区）之间的零平衡线，即陆地表面有无积雪覆盖地区的分界线。雪线以上，年降雪量大于年消融量，积雪存留下来，为常年积雪区；雪线以下，年降雪量小于年消融量，积雪融化，为季节性积雪区；雪线以上，年降雪量与年消融量基本上达到一种动态平衡。
雪线是气候的产物。其高度受地形地貌、自然环境变迁、人类活动的影响。受不同因素的影响，雪线可分为气候雪线、区域雪线、地形雪线、永久雪线、瞬时雪线、季节雪线、粒雪线、干雪线和湿雪线等。雪线的空间分布实质上是水热条件纬度地带性变化的反映，因此其高度与纬度的关系甚为密切；就世界范围来说，雪线是由赤道向两极降低的。
雪线与森林线、多年冻土下界线（冰缘线）和山地寒漠土上界线（土壤线）等同为重要的自然地理要素。雪线的高度变化信息反映了积雪的消融和进退，也综合反映了缺乏地面气象台站的高山高原及极地地区气候、环境的基本状态，对冰川的物质平衡以及冰川区环境具有较好的指示意义。
定义
在冰川学中，雪线是指连接积雪能在夏季全部融化的、平坦的、非阴处地面的最高点所构成的面，在这个面上雪的积累与消融量达到平衡，即冰川上雪的积累量与消融量相等的地方，因此雪线又称冰川物质平衡线。
雪线是越过冰川的，是夏季未裸露冰与粒雪区的界限，故又将雪线称为粒雪线。如果冰川上有附加冰带存在的话，粒雪线就是附加冰带的上限，而物质平衡线则是附加冰带的下限。粒雪线是看得见的，而冰川物质平衡线则是通过观测计算得到的。
概念的提出
雪线这一概念的命名和最初的使用并没有确切的记录指向单一的科学家或地理学家。这个术语逐渐在19世纪的地理学和地质学研究中被广泛接受和使用，特别是在研究山脉和冰川的学者中。19世纪中叶，欧洲科学家如阿尔布雷希特·彭克（Albrecht Penck）和爱德华·布里克纳（Eduard Brückner）在研究阿尔卑斯山脉的冰川和气候变迁时，对雪线的概念进行了详细描述。他们对山脉的冰川和气候条件进行了广泛的观察和记录，这些研究促进了现代雪线概念的形成和发展。
中国现代冰川的研究一开始深受苏联冰川学的影响。冰川积累区和消融区的分界线，也就是物质平衡等于零的高度，西方称之为“平衡线”。苏联却称其为“雪线”，而消融期末冰川上看到的粒雪覆盖区和冰面裸露区之间的界线则称之为“粒雪线”。中国早期的冰川学名著《中国现代冰川的基本特征》应用苏联这套概念。直到20世纪80年代，这些术语仍在中国广泛使用，如《中国冰川概论》《中国冰川水资源》也都把“雪线”当作“平衡线”的同义语。在西方冰川学界则多用平衡线表示冰川积累区与消融区的分界线，而称苏联学者所指“粒雪线”为“雪线”。
成因和影响因素
形成原因
雪线是气候的产物，是现代冰川中一个重要指标。雪线的形成与气候条件、冰川的积累和消融过程以及冰川的年际变化紧密相关。存在两年及以上时间的雪，即经过一个完整的融化季仍未完全融化的雪，这部分雪常年积累并经过漫长的成冰过程可转化为冰川冰。在冰川表面，就会形成夏季末裸露冰与粒雪的界限，即雪线。
影响因素
纬度因素
雪线位置的纬度决定了当地的年均温和年较差，从而对雪线的水热条件起重要的影响作用。中国冰川最低雪线（海拔2800～3000米）出现在49°06′N的阿尔泰共和国山。随着纬度降低，雪线逐渐升高，如：44°N附近的北天山雪线高度为海拔4000米，而37°N的昆仑山脉北坡雪线高度升至海拔5200～5400米，至喜马拉雅山脉北坡升高到海拔6000米。最高雪线出现于西藏自治区西部和珠穆朗玛峰北侧，可达海拔6000～6200米，也是北半球最高雪线位置所在。由北向南每降低一个纬度，雪线升高约152米。
气候因素
雪线的高度与该区的年均温、年降水量和固态降水率（降雪率）密切相关。影响雪线的气候条件有温度、年均温、年分配、年较差、降水、年降水量、年分配、年固态降水度、年降雪量等诸多因子。温度的年较差在很大程度上决定了温度的年分配，是一个具有主导意义的影响因子。雪线的先决条件是温度年均温低于0℃，年均温在0℃以上的变化，主要决定于当地的降水量。一般情况下，温度与平均海拔成反比关系，随着高度的增大，大气温度随之降低。
温度
雪线的分布高度与气温成正相关，气温是影响雪线高低的主要因素，因此海拔相同的高山雪线分布是纬度越低，雪线越高。亚热带地区气温最高，雪线最高。由于地表气温由低纬向高纬递减，使雪线分布高度的总趋势也由低纬向高纬递减。如雪线高度在热带非洲为4500-5200米到阿尔卑斯山脉降至2400-3200米，北极圈内在200米以下。
降水量
雪线高度除受温度影响外，还受降水量的影响。海洋性气候区降水量大，雪线降低；大陆性气候区降水量小，雪线较高。降水量与雪线成反相关，降水量越大，雪线越低，降水量越小，雪线越高，如中国天山-祁连山脉一线，水汽来源主要受西风带的控制，所以由天山西段向东，降水量递减，山地雪线升高，到天山东段雪线达5000米以上，再向东到祁连山东段，由于太平洋的水汽增多，雪线反而开始降低。
季节变化
夏季气温较高，雪线上升，冬季气温降低，雪线下降。只有夏天雪线位置比较稳定，每年都会恢复到比较固定的高度。
地形因素
地形
地形因素对雪线的影响，主要表现在山势和坡向上。从山势上看，陡峻的山地，积雪易下滑，不利于积雪保存，雪线偏高；坡度较小的山地，有利于积雪沉积，雪线偏低。在平均海拔相同的山坡两侧，向阳坡接受的太阳辐射量较多，气温偏高，雪融化较快，雪线位置较高；背阳坡接受的太阳辐射量较少。
具体到某一山区，主要看气候与地貌两方面对其影响的强弱，如喜马拉雅山脉南坡既是向阳坡，又是迎风坡，但水分条件的影响超过了热量条件的影响，因此，降水量丰富的喜马拉雅山南坡比于燥少雨的北坡雪线高度要低。喜马拉雅山南坡面向印度洋，夏季西南季风带来丰沛的降水，年降水量在2000毫米~3000毫米以上，在同等气温(低于0℃)情况下，南坡空气易达到过饱和，产生降雪，形成海洋性冰川，雪线高度在4500米左右。北坡位于西南季风的背风坡，受喜马拉雅山的阻挡，印度洋的水汽难以到达，年降水量一般只有600毫米~800毫米，空气要达到过饱和，必须海拔升高，气温继续降低，才可能产生降雪，形成大陆性冰川，雪线大多在6000米左右，个别地区达6200米。阿尔卑斯山脉北坡为背阳坡，蒸发弱；北坡又是迎风坡，大西洋水汽在此产生了大量的降水。因此，阿尔卑斯山北坡雪线较低，南坡雪线较高。
海拔
积雪覆盖率与海拔正相关，海拔越高积雪覆盖率越大。雪线是陆地上终年积雪（积累区）与夏季无雪区（消融区）之间的零平衡线，海拔越高，雪线更易形成。
生态和环境因素
植被
生长期地表植被覆盖度越好，雪线高度越低。植被能截留 40%～50%的降雪量，同时影响积雪的重分布过程，且植被的盖度、高度以及地形都会对积雪的累积及消融过程产生不同影响。
土壤
土壤的保水性和热容也会影响雪的融化速度，进而影响雪线的位置。当冻土的深度小，其屏障作用有效地阻碍了雨水和融雪水的渗透。
其他因素
雪线高度还受自然环境变迁、人类活动的影响。全球变暖、臭氧层破坏、沙漠化、矿物能源的燃烧等都会影响雪线的变化。随着城市化和工农业的发展，人类排放的CO2增多，CO2的保温效应使整个大气圈层增温，导致全球气候变暖。温度升高，雪线分布越高。氟利昂的大量使用使极地地区的臭氧层范围大幅度缩小，臭氧层厚度越薄，范围越小，照射到地面的紫外辐射越多，不仅对人类健康产生影响，还使雪线分布越高。
分类
受气候、地理等不同因素的影响，雪线可分为气候雪线、区域雪线、地形雪线、永久雪线、瞬时雪线、季节雪线、粒雪线、干雪线和湿雪线等。
资料来源
分布特征
全球
由于全球温度由赤道向南北两极递减，一般低纬度地区雪线分布高，高纬度地区雪线分布低，在南北极，雪线就降低在地平线上。但是雪线分布最高的地方不在赤道，而在亚热带地区，这是由气温和降水两方面综合作用的结果。副热带高气压区，气流下沉，空气干燥，降水量少，雪线分布高；赤道地区，气流上升，对流显著，云层厚，太阳辐射被削弱强度大，到达地面的太阳辐射减少，而降水量又大，所以雪线分布较低。
中国
在中国，由于地形复杂，气候的东西方向存在十分明显的差异，尤其是青藏高原的存在，使得现代地形雪线在青藏高原地区呈环状分布，改变或破坏了雪线的纬度地带性分布规律。
中国气候雪线的空间格局与分布特征，是现今地形地貌和气候条件所决定的，主要有以下四个特征：
①雪线的最高值(6000米~6200米)位于藏西北的阿里地区。气候雪线高程的相对低值区分布在藏东南波密-察隅县一带，雪线高程，呈一近SN向的槽谷。
②中国东部地区的气候雪线高程自北向南逐渐增高，从2300米增加到5100米，并在长江中下游平原存在一个近EW向展布的低值槽谷(4200米~4400米)。东南部与西北部比较，长江中下游的气候雪线高程与北天山和新疆天山的气候雪线高程相近；台湾和南岭(4500米~4700米)与西秦岭、祁连山脉和南天山基本一致。
③气候雪线高程东西差异显著，在北纬35°线上等值线的差异最大，东部最大为4100米，西部6200米，差异高达2100米。沿北纬30°线气候雪线高程东部最大为4100米，西部5900米，差异亦达1800米。
④在北纬25°线以南和北纬40°线以北，气候雪线的东西差异不太明显，同纬度的气候雪线高程仅比东部高100米~300米，显示纬度地带性特征明显。
在第四纪不同时期，随着构造地貌和冰期气候的演变，气候雪线的空间分布格局和特征也会随之发生变迁。青藏高原对气候的深刻影响，改变了西部地区气候雪线的高度和温度的纬度地带性变化规律。
影响
雪线的变化对自然环境和人类社会产生深远影响。自然方面，雪线后退长期可能导致水资源枯竭，生态系统也因冰川消融改变，潜在释放冰封微生物，威胁生物多样性和人类健康。人类社会方面，雪线上升影响高山地区水资源供应，威胁水电生产和滑雪旅游业，尤其是低海拔地区。气候变化导致的雪线变化也威胁传统社区生存方式。
水文周期调节
在雪线以上的地区，积雪在冬季累积并在夏季不完全融化，这些未融化的积雪通过紧密压缩最终形成冰川。融化的积雪通过紧密压缩最终形成冰川。因此，雪线的高度直接影响冰川的积累区的位置和大小。冰川是固体水资源，它的消融和积累对河川径流具有天然调节作用，可以弥补因降水减少而造成的河流水量不足。积雪在全球水循环中也起着重要作用，全球淡水年补给量大约5%来自降雪，其中亚洲、欧洲、北美洲的大江大河，包括中国的长江、黄河，春季补给主要来自融雪径流。东北地区、新疆、西藏自治区等地区春季融雪形成春汛及时地满足了春灌的迫切需要，为农业发展提供了得天独厚的水资源条件。
当雪线上升时，积雪也开始融化，冰川积累区减少，从而加速冰川的消融退缩。冰川消融退缩，短期影响利大于弊：冰雪融化提前，年内冰川消融期增长，冰雪融水径流形成的时间提前，这有利于缓解流域春旱缺水状况，有利于经济社会发展，但长期影响弊大于利。从长远来看，冰川资源是有限的，当冰川消融到一个临界点后，融水量就会随之减少，最后甚至消失，那时对下游绿洲产生的影响将是巨大的。
生态系统变化
植物
雪线以上的永久积雪覆盖的区域对大多数植物种类的生长具有影响，这可归结为主要生态过程对积雪-植被关系调控的相对重要性：积雪的土壤水分效应（一般表现为积雪多—水分多—植被变好；正的促进效应）；积雪对物候期的影响（一般表现为积雪多—春季物候推迟—植被变差；负的抑制效应）。在第三极和北美的中西部，积雪的土壤水分效应起了主导作用，因此积雪对植被生长的影响主要表现为正的促进作用；而在欧洲中部，由于积雪对物候期的影响起着决定性作用，因此积雪对植被生长主要表现为负的抑制作用。
动物
雪线的高度直接影响冰川的积累区的位置和大小，雪线上升，冰川、积雪也开始融化。冰川补给河流是自然界中最严酷的环境之一，冰川长期的影响及季节性融水导致淡水生境中各项物理化学因子的改变。这种改变直接影响了水生生物群落，因此生物的多样性和群落空间分布格局通常表现出一种特有的模式。冰川流域具有水温低，河道稳定性低，浊度高(即悬浮泥沙)，导电性低，时空变异性高的特点。高时空异质性能够维持较高的水生生物多样性。水生生物(如物种密度、物种多样性和群落结构等)的分布往往会随着冰川径流温度的变化而变化，并且在冰川补给河流环境中拥有许多独特的珍稀物种。
冰川加速融化使得靠冰川补给的河流丰富了，湿地面积增加，单位面积上物种呈现增加态势；另一方面，如果冰川退却是一个不可逆的过程，那么物种的暂时丰富就是落日余晖，一旦冰川融化尽，高原将进入荒漠时代，物种将减少甚至消失。
观测与研究
观测
通常，融雪期末年内积雪覆盖面积最小时所确定的积雪下边界线高度为雪线高度。季节变化就能引起雪线的升降，这种临时现象叫做季节雪线。只有夏天雪线位置比较稳定，每年都回复到比较固定的高度，由于这个缘故，测定雪线高度都在夏天最热月进行。由于测量复杂，室内计算误差大，人们常用粒雪线替代雪线，许多学者也认为粒雪线就是理论雪线。
雪线提取的方法从传统的实地考察测量，到结合实测数据间接量测，这两种方法工作量大、任务艰巨且数据不完整，且对较难到达的冰川无法获得其雪线信息或很难验证判读的雪线高度的准确性。目前发展到目前基于遥感手段进行雪线高程的动态研究。随着全球气候变暖，各高海拔山脉的积雪呈现出不同趋势的减少，对区域水循环产生了极大的影响，所以动态的雪线监测对水资源利用保护和水库的合理调洪调度可起到关键作用。
遥感
基于光学
遥感方法可以获取大面积、大尺度上的冰川雪线高度。自1972年Landsat计划生产第一景可用光学遥感影像以来，遥感方法被广泛用来监测如冰川范围、边界位置、表面高程和雪线位置等冰川特性。识别方法主要是提取积雪、区分雪冰边界、基于DEM确定雪线高度。雪线位置识别方法包括波段组合以及设定阈值方法或基于图像波段组合设置阈值，再根据影像获取时间的光照条件，对1-3个波段设定阈值来区分雪冰界限确定雪线位置,或者对遥感影像进行正射校正、冰川边界提取和饱和像元校正、大气校正、地形校正等预处理，然后可利用监督分类、非监督分类、混合分类，决策树和支持向量机等分类方法进行分类，将研究区分为冰、雪和粒雪等，再结合DEM提取雪线。
微波遥感
光学遥感通常被用来确定积雪和冰覆盖范围，但光学遥感易受云覆盖及山体阴影的影响且雪和冰的光学性质类似。雷达对目标媒介的雷达后向散射敏感，且具有全天候、日夜成像能力。利用微波遥感识别雪线实质上与光学遥感类似，只是物理基础不同，提取雪线也是基于不同的影像处理方式和不同的分类方法，如决策树、支持向量机、混合分类和监督分类等，对影像分类区分雪冰界限，然后基于DEＭ提取雪线。
地形图判读
具有多年观测资料能用以确定平衡线高度的冰川数量很少，因此常利用航空相片或大比例尺地形图来判读平衡线位置，航片上一般可读出航摄时粒雪和裸露冰的分界线，实际是瞬时粒雪线。从地形图上判读平衡线，有赫斯法：假定平衡线位于等高线由消融区的上凸转为积累区的下凹处；霍费尔法：假定平衡线位于冰川末端高度和山脊平均高度或边缘裂隙高度的算术平均值处；库洛夫斯基法假定平衡线将冰川按冰川面积平均分为积累区和消融区；列希顿克尔法：假定平衡线在冰川表面或边缘，首先出现冰碛的高度上。
基于ＧIS空间分析技术
基于GIS空间分析方法基于水流路径分析原理，利用对水流路径上积雪覆盖信息逐像元对比，记录最下点位置形成积雪区下边缘点，顺次连接各点形成雪线，在此基础上求算了多年平均雪线，然后再结合数字高程模型确定雪线高度。该方法可避免雪盖内部积雪空缺区域对下边缘提取的影响，为快速、准确分析大范围雪线时空变异提供基础。
三角形模型
三角形模型法利用遥感影像基于设定阈值区分云、冰和积雪，计算积雪面积，根据山体三角形模型建立的积雪面积和雪线高度关系来确定雪线高度。雪和冰的判别是根据遥感影像不同通道的反射率差异区分。在此基础上，利用NDSI来提取积雪面积，该方法能区分雪与模糊云，但不能很好地判别薄卷云和雪。因此根据实际情况和云、雪和冰在不同通道的吸收特征，增加通道设定阈值来检测云、雪和冰。该方法对于近星下点的资料获取的雪线高度影响较小，对于非星下点，由于该模型未考虑卫星方位角的影响故误差较大，此外由于山体本身不是规则的，θ角不是一成不变的。
研究
理论
物质平衡模拟和重建
中国科学院西北生态环境资源研究院（简称西北研究院）新疆天山冰川国家野外科学观测研究站（简称天山冰川站）针对已有物质平衡模型较少考虑冰下热通量的问题，通过耦合冰川能量物质平衡模型与多层冰温模型量化了冰下热通量对乌鲁木齐市河源1号冰川物质平衡模拟的影响。2010年，天山冰川站开启了祁连山脉中段十一冰川物质平衡观测工作，基于实测资料，利用发展的冰川物质平衡模型重建了该冰川1964-2017年物质平衡。
高原复杂地形下雪线时空变化特征及预测
2024年3月28日，由青海省气象科学研究所承担的青海省科技厅项目“高原复杂地形下雪线时空变化特征及预测”正式立项。项目围绕落实国家加强冰冻圈的监测重要需求，利用多源遥感数据，发展复杂地形下雪线提取算法。
应用
雪线高度是水文学和冰川学中许多应用的输入参数。例如，瞬时雪线高度在冰川流域的能量平衡中扮演重要角色，控制消融时间和消融量。温冰川消融季末的雪线高度大致等于平衡线高度。平衡线高度可用来估计冰川净物质平衡。
确定ELA
全球尺度上冰川的物质平衡观测资料很少。而整个山脉规模或气候区域的冰川、积雪参数（物质平衡和平衡线高度）的观测有助于理解区域尺度上气候—冰川的关系和分析形态学参数（坡向、坡度、海拔和纬度）和气象参数（温度和降水）对冰川的影响。
确定瞬时积累面积比和物质平衡
测量冰川响应的最佳方法是观测冰川物质平衡，因为物质平衡是冰川对气候变化的直接响应。但物质平衡观测需要大量的资金和技术支持，且对于整个山系很难获得足够的代表性。因此需要替代的方法来确定某个山系的冰体是增加还是退缩，可用冰川多年夏末雪线高度的观测作为冰川物质平衡值的代表。
利用区域雪线估计云层覆盖下积雪面积
光学遥感最大的问题是云层覆盖导致地物不能识别或不易识别。区域雪线积雪面积制图方法能够适用于即使ＭODIS／Terra云量覆盖范围高达90％。云量能从60％减少到10％而几乎不改变制图精度。区域雪线方法基于像元的重分类，根据云相对于区域雪线高度位置指定云像元为雪或陆地。利用754个气象站的雪深数据验证该方法，会发现两者的分布趋势基本一致。此外，还可以利用雪线高度测试和校准冰川径流模型等和估计山体效应等对雪线高度的贡献和大尺度雪线分布。
参考资料
雪线-snow line.中国大百科全书.2024-05-10
雪线—全球气候变暖的指示剂.中国科学院成都生物研究所.[.2024-05-09
冰川.国家冰川冻土沙漠科学数据中心.2024-05-09
中国科普博览_冰雪馆.中国科普博览.2024-05-09
雪线.中国大百科全书.2024-05-09
三江源冰川年均退15-20米 最严重地方5年退百米.人民网.2024-05-10
The social impacts of glacial melts.Ecologist.2024-05-12
【人民日报】祁连山冰川加速退缩.中国科学院.2024-05-10
GCB:揭示积雪变化对高寒植被生长的影响及其生态学机制.中国科学院青藏高原研究所.2024-05-10
天山冰川站在大陆性和干旱区冰川观测研究方面取得系列成果.中国科学院西北生态环境资源研究院.2024-05-10
青海省气科所雪线时空变化特征及预测研究获立项.中国气象局.2024-05-10