雪崩

  雪崩是指在山坡上因雪的快速流动导致的崩塌现象。从广义上讲，这种崩塌现象也可以由其它物质的流动造成，比如水下的浊流或石块的流动。这种流动的动力是重力。雪崩的速度范围很广，从低速度（几米/秒）到接近自由落体的速度（超过 30 米/秒）。发生流动的高度也时有不同：从密集流的几米高到稀释流的100 多米高。雪崩覆盖的距离范围也很广：从小雪崩的几十米到数十万立方米体积大雪崩的几千米。

1.雪崩对世界的威胁

  雪崩是山地区域典型的物质流动现象。只要地面坡度足够大（一般超过 30°），且积雪厚度达到可形成移动的雪量，雪崩就会发生。雪崩的威胁似乎远远低于其他自然灾害，如洪水或地震（约占全世界或西方国家损失总量的 0.1%）。 然而，鉴于其在山区发生的频率和无处不在的特点，雪崩对所有的人类活动（运输、旅游、工业）、基础设施和城市化地区都构成了严重的威胁。在法国，雪崩平均每年会造成 31 人死亡。大多数遇难者在旅游活动（主要是滑雪）中被雪崩夺去生命；在过去三十年中，雪崩很少会在路上或家中造成人员伤亡。上一次发生这样的灾难还是在 1999 年，共造成 12 人在法国小镇西蒙尼遇难。在阿富汗或巴基斯坦等欠发达国家，高海拔区域的村庄发生雪崩时受灾人数可能超过百人。

2.雪崩研究中的挑战

  雪崩研究主要关注两个问题：

• 第一个问题是雪崩的触发。研究这个问题的目的是在给定的雪况和天气条件下，确定哪些地区可能是雪崩开始的地点。雪崩的触发通常是积雪不稳定的结果（例如在大雪之后）。当积雪特别不稳定时，雪崩也可能因滑雪者的通过意外形成或者由爆破（在滑雪场实施，以确保滑雪区域的安全）而 刻意造成。因此，相关科学研究主要围绕着对未来短期内雪崩现象的预测展开。大多数受雪崩影响的西方国家都在冬季提供有关雪崩风险的每日资讯服务（这是法国气象局的任务之一）。
• 第二个问题是关于雪崩的蔓延和停止。其目的是确定雪崩在特定地区能够蔓延多远，大型雪崩频繁到什么程度应引起重视，以及为阻止雪崩蔓延还可尝试哪些措施。雪崩的蔓延和停止对于在雪崩威胁下的山区城市的城市化和建筑物规模来说是一个非常重要的问题。大部分西方国家现在都有立法，根据所涉及的风险来监管建筑。在法国，这是风险预防计划的目标。虽然绘制风险地图是预防雪崩的一个重要因素，但仅凭此还是不够的，因为建筑物有可能建造在中等风险的区域。在这种情况下，通过土木工程措施（加固建筑结构，建造拦截坝或偏流坝等）保护建筑物的安全是十分必要的，这也是雪崩工程技术的目的所在。

3.雪崩产生的原因

  雪崩通常是根据其触发模式来研究和分类的。更好地了解其触发机制对于雪崩风险预测或登山者培训都是至关重要的。

  雪崩发生最常见的情形是：连续的降雪形成了一个结构类似于千层酥蛋糕的积雪层，其中的每一层都有可能构成一个滑动平面。降雪期间，近期降雪的重量可能超过低层雪的承重强度。积雪层的表面会以板块的形式断裂，因此这被称为板块雪崩（plate  avalanches）。确切的雪崩触发机制很复杂。目前大多数理论强调表面雪板和底层积雪之间的界面所起的作用：脆弱的雪层往往存在于那里，而它的崩溃将会是触发雪崩的主要原因。滑雪者特别害怕的就是这种类型的雪崩，因为一个人的重量足以促使这个脆弱层破裂，并在几秒钟内使大量的雪开始移动。虽然风促进了雪的运移和雪的粘结力，但在短期内（在几小时到几天的时间范围内），它通常是造成积雪不稳定的因素；然而，从长远来看（超过两到三天），雪的累积和强粘结力有利于增加积雪的稳定性。因此，风不是一个系统性的不稳定因素，它本身并不能解释由干雪组成的积雪的不稳定性。

  并非所有的雪崩都以雪板（snow plate）的形式发生。当雪的粘结力较弱时，偶尔也会出现雪崩：一小块雪移动并将其他雪块往下拖。随着雪崩的继续，它的宽度和体积都不断增长。这就是雪球效应（从中世纪旅行者的故事到漫画《丁丁在西藏》，这些书中都有大量将雪崩类比为一个巨大雪球的有趣描述）。

  有些雪崩在降雪很久之后才会发生。比如当积雪层因为降雨或者气温上升突然变得湿润，液态的水就出现了。由于液态水主要集中在雪晶之间的接触处，在表面张力的作用下，使雪具有一定的粘结力。在这个季节的早期，夜间积雪层的冷却会导致这些液态水的冻结。因此，冻融循环促成了雪粘结力的显著增加。低霜（甚至无霜）会导致了液态水含量的增加。由于液态水过量，它成为了一个不利因素，从而在季节末形成雪的融化或春季雪崩。

  在某些情况下，液态水到达地面并润滑积雪层的界面，使某些区域积雪层的滑动速度显著增加。然后积雪层会在地面局部破裂。如果这些裂缝不能恢复力的静态平衡，就会发生一种滑动雪崩：整个积雪层都开始滑动并崩解，这就是滑坡型雪崩（landslide avalanche）。

4.雪崩的蔓延

  雪流的形状异常多样，一定程度上受地形影响。自然地形的坡度起着关键作用，因为重力是流动的驱动力：坡度越陡，潜在速度就越大。诸如雪的粘结程度或积雪层结构等可变因素对雪流的动态变化也有很大影响。一旦雪崩开始，它可以继续裹挟更多的雪，特别是在陡峭斜坡和积雪层抵抗力不强的情况下。雪崩还会导致环境空气变化，反过来促进雪的悬浮并形成气溶胶雪云。

  鉴于雪流的多样性，适合考虑两种理想形态：

• 流动雪崩，一种运动轨迹与地形非常接近的密集的雪流（见图 1）。
• 气溶胶雪崩，一种稀释的高速移动的雪流，倾向于沿着较陡的坡度移动（见图 2）。

  大多数雪崩属于这两类中的一类。在某些情况下，它们同时具有这两类中的一些特征（有时称为混合雪崩）。

  流动雪崩的速度大范围一般在 5 至 25  米/秒以内，有时能达到 50  米/秒。其密度很高，在 150 至 500 公斤/立方米之间。雪流高度一般在几米左右。当它们沿着地形移动，预测它们的轨迹是很简单的。复杂的是确定他们在停止过程中的停止速率和扩散的范围。大多数流动雪崩可在大于 10°的斜坡上停止，但有些流动雪崩在平缓的斜坡（5°至 10°之间）上却能够移动很远的距离。

  气溶胶雪崩的速度很快，通常在60 至100  米/秒之间。纯气溶胶是一团悬浮态的雪，其平均密度很低（几十公斤/立方米）。 气溶胶的密度变化很大。事实上，在重力作用下，流向底部的颗粒物浓度更高。由于其超快的移动速度，气溶胶能够吸收大量周围环境中的空气，这使它能够大大增加自身高度，因此通常观察到的高度在 10 到 100 米之间。气溶胶一定也会从积雪层携带积雪，来抵消融合空气后对自身的稀释。在没有限制的情况下，气溶胶持续扩张，直至自身失去动能。