冰川形成在雪線以上，壹個地區的高度如果沒有超過雪線，就不可能有冰川形成。
雪線 高緯度地帶，如南、北極和高山地區，氣候寒冷，降雪不能在壹年內完全融化，而且逐漸積累，形成終年積雪區。這種積雪區的下部界限，稱為雪線。雪線以上，年降雪量大於年消融量，形成積累區，積累區可以是粒雪原或粒雪盆地。在雪線以下，年降雪量小於年消融量，冰雪消融，稱為消融區。而雪線附近，年降雪量和消融量相對平衡。
雪線的高度是變化的，這種變化受下列因素的影響：
（壹）溫度
雪線的形成，首先決定於地表空氣層的溫度是否長期保持在0℃以下，而溫度的變化取決於緯度和高度，隨著緯度的增高及高度的增加，而溫度逐漸降低。所以，在低緯度地區，雪線的位置較高；在高緯度地區，雪線的位置較低（圖7-1）。例如，雪線的高度，在赤道非洲為5000～6000m，在阿爾卑斯山區為2400～3200m，在北冰洋雪線接近於海平面。
圖7-1
（二）降水量
雪線的位置與固體降水量（降雪量）直接有關。降雪量多的地區，雪線較低；降雪量少的地區，雪線較高。世界上雪線最高的地方不是在赤道，而是在赤道兩側亞熱帶高氣壓帶，大約在南、北緯30°，因此處氣候較幹燥，赤道附近降水量比後者多，所以赤道附近的雪線反而比南、北回歸線附近要低。我國西藏在北緯30°～31°處，雪線高達6400m，赤道附近雪線僅為4400～4900m。
（三）地形
雪線的高度受地形的影響也很顯著。如喜馬拉雅山，南坡雪線高度為4100～4600m，北坡雪線高度為5800～5900m。這是因為喜馬拉雅山高大的山體阻擋了印度洋來的濕潤氣流，使南坡降水量增多，因而雪線較低。在北半球壹些地區，由於南坡朝陽，溫度較高融化較快，雪線較高；而北坡向陰，融化較慢，雪線低。如天山南坡雪線高4200m，北坡3900m，祁連山南坡雪線高5000m，北坡4600m。
在山間窪地和凹形山坡，這些地區易於積雪，雪線較低；而凸形山坡或陡坡上，雪不易停積，雪線位置較高。
當積雪達到壹定的量時，在溫度和壓力的作用下，通過成冰作用就形成了冰川冰，冰川冰受壓力或重力影響則發生運動，即冰川運動。
成冰作用 分布在雪線以下的常年積雪，其表面受到太陽的照射後，白天融化，夜晚凍結，如此反復交替進行，使積雪形成較緊密的粒雪。當積雪不斷加厚，已形成的粒雪在上部積雪產生的壓力或熱力作用下，壓緊而成為冰川冰。冰川冰逐漸積累若充滿粒雪盆地，在重力和壓力的作用下，逐沿著斜坡或山谷發生流動，形成冰川。所以，冰川又稱冰河，它是壹種運動的冰體。
冰川的運動 冰川在壓力或斜坡重力的作用下具有可塑性，可沿著斜坡運動。冰川的運動決定於溫度和壓力的變化。如果溫度不變，冰川的位置相對穩定；若溫度降低，冰川的積累量超過消融量時，則冰體增厚，規模增大，冰川向下遊運動，形成冰進流。若溫度升高，冰川的消融量大於積累量時，則冰體變薄，規模縮小，形成冰退。冰進或冰退，壹般是由氣候長期變化所造成的。因此，根據冰川進退或流動的遺跡，可分析古氣候的變化。
冰川運動的速度還決定於冰川厚度、地形坡度和冰面坡度。冰川厚度越大，所產生的靜壓力越大，冰川運動的速度也大；若冰川厚度較小且地面坡度和冰面坡度較小時，則冰川運動速度也較小。
壹般情況下，冰川運動的速度是很緩慢的，山嶽冰川的運動速度每年約幾米至壹百多米，即壹晝夜0.1m至數米。喜馬拉雅山冰川中流動速度最大的，每年也不過700～1300m。
冰川的運動速度，在冰川各部位是不同的。從冰川的縱剖面看，冰川中部流動速度最快。
由於冰川運動在各個部位是不協調的，所以冰川在運動的過程中，冰層往往產生壹系列冰川裂隙和冰層褶皺。