融雪期中國天山西部山地表層積雪能量收支特征

韓　茜，劉明哲，陸　恒

融雪期中國天山西部山地表層積雪能量收支特征

韓茜1，2，劉明哲3，陸恒3

（1.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆烏魯木齊830002；2.中國氣象局樹木年輪理化研究重點開放實驗室/新疆樹木年輪生態(tài)實驗室，新疆烏魯木齊830002；3.中國科學院新疆生態(tài)與地理研究所，新疆烏魯木齊830011）

表層積雪的能量收支特征對積雪物理特性變化和融雪等過程具有重要影響。本研究利用2010年融雪期在中國科學院天山積雪雪崩研究站內的雪層密度、含水率、雪層溫度以及熱通量等觀測數(shù)據(jù)，分析在距雪表40 cm范圍內雪層能量收支的時空變化特征。結果表明：表層積雪的能量交換主要發(fā)生在距雪表20 cm范圍內，短波穿透輻射是表層積雪最重要的能量來源。熱傳導、短波穿透輻射和潛熱均隨時間逐漸增加。在過渡期和融雪前期，表層積雪的平均總能量為負，融雪主要發(fā)生在積雪表層。由于夜晚潛熱影響使得融雪后期表層積雪總能量為正值,融雪能影響整個雪層。

能量收支；表層積雪；融雪期

韓茜，劉明哲，陸恒.融雪期中國天山西部山地表層積雪能量收支特征[J].沙漠與綠洲氣象，2016，10（3）：39-46.

積雪表面的能量收支包括入射和發(fā)射短波輻射、入射和發(fā)射長波輻射、顯熱通量、潛熱通量、由降水導致的熱量交換以及地表與雪層的熱量交換。而雪層內的能量收支則包括短波穿透輻射、雪層融化或者凍結過程中的潛熱以及熱傳導。表層積雪的能量收支特征對積雪變質作用[1-2]、雪崩[3]、雪層溫度[4-5]、雪層含水率、積雪消融[6-7]以及融雪水資源管理具有重要影響。尤其在我國西北地區(qū)，積雪水資源轉化而來的融雪徑流作為流域內徑流的重要組成部分，其分配及管理模式將影響到流域內的工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)及生態(tài)環(huán)境建設[8]。目前大量的科學研究證實氣候變化將會對我國內陸干旱區(qū)的融雪期延長，融雪徑流峰值提前以及徑流流量的顯著增長具有重要影響[9-11]。因此對天山西部山區(qū)雪層能量收支特征進行觀測和分析對區(qū)域融雪洪水預報以及融雪水資源管理具有重要意義。

對積雪表面以下的雪層而言，短波穿透輻射則是表層積雪的重要能量來源，可應用Beer定律近似表達短波輻射在雪層中的穿透過程。短波輻射在雪層中的衰減系數(shù)范圍為0.4 cm-1（密度較小的雪層）到0.1 cm-1（密度較大的雪層）[12]。Brandt和Munneke等人開發(fā)出不同的雪層中短波輻射穿透模型[13-14]。而表層積雪具有較大的溫度梯度，因此也存在明顯的熱傳導[15]。上述研究主要關注于積雪表面、雪層中的熱傳導以及表層積雪中的短波穿透輻射，這些研究通常在干雪和同質雪層中進行，或者僅僅考慮一種能量交換過程[16-18]。在融雪期由于液態(tài)水的作用使得雪層含水率增大，且雪層出現(xiàn)異質性。由于表層積雪的融化和重新凍結作用，因此潛熱也是表層積雪一種非常重要的能量交換過程。但是由于表層積雪相變過程中的一些參數(shù)非常難以獲取，例如時間和空間高分辨率的雪層含水率，因此對表層積雪能量平衡中的潛熱交換進行研究則非常困難。目前對山區(qū)積雪的能量收支特征研究則相對較少[19-20]，謝應欽、劉宗超、魏文壽等對中國天山西部山區(qū)的雪層能量平衡等進行了初步的觀測分析[21-24]，但對雪層內熱傳導和潛熱交換過程的研究較少。因此本研究主要對融雪期中國天山西部山區(qū)表層積雪（0~40 cm）的能量收支特征進行觀測分析，其結果對積雪的積累和消融過程研究，以及區(qū)域生態(tài)和水資源管理具有重要的參考意義。

1　研究區(qū)和方法

1.1研究區(qū)概況

研究區(qū)位于中國科學院天山積雪雪崩研究站（以下簡稱積雪站），積雪站位于天山西部鞏乃斯河谷（43°16＇N，83°16＇E，海拔1776 m）的中山森林帶內，站區(qū)多年平均氣溫為1.3℃，而1月和7月的月平均溫度分別為-14.4℃和13.8℃，多年平均年降水量為867.3 mm，其中冬季固態(tài)降水量占年降水量的30%以上，最大積雪深度的多年平均值為78 cm，最大可達152 cm（2000年），穩(wěn)定積雪期長達半年之久。雪崩站所在地是天山中山帶的典型代表，選擇該地區(qū)的積雪作為研究對象具有普遍意義[24]。天山中山森林帶的主要樹種是雪嶺云杉（Picea schrenkiana），只是林帶寬度不一。

1.2表層積雪能量平衡

表層積雪（距雪表40 cm雪層）的能量收支主要包括由溫度梯度導致的熱傳導，雪層中的凈短波穿透輻射以及雪層融化或者凍結過程中的潛熱變化（圖1）。因此單位體積的表層積雪能量收支可通過下式計算：

式中，Qm為表層積雪總能量/（W·m-2），通過埋設在雪層中的熱通量板直接測量，HC為熱傳導/ （W·m-2），Rs為凈短波穿透輻射/（W·m-2），S為雪層融化或者凍結過程中的潛熱/（W·m-2）。當表層積雪的總能量為正時說明能量從上層積雪向下部雪層傳輸。相反，當雪層總能為負時說明能量從下部雪層向表層積雪傳輸。

圖1　表層積雪能量收支示意圖

凈短波穿透輻射在雪層中隨積雪深度的增加而遞減，因此可以用Beer-Lambert-Bouguer衰減定律來計算雪層中的短波穿透輻射：

式中，R（sz）為在深度為z cm的短波穿透輻射/ （W·m-2），K為雪面凈短波輻射（/W·m-2），z為距雪表的積雪深度（/cm），β為雪層中凈短波輻射衰減系數(shù)，劉宗超等對天山季節(jié)性穿透輻射研究表明β= 0.13 cm-1[21]。

雪層中穩(wěn)定的單向熱量傳輸可通過下式計算：

式中，HC為雪層熱傳導（/W·m-2）；T為雪層溫度（/°C）；z為距雪表積雪深度（/m）；dT雪層溫度梯dz度（/°C·m-1）；λ為積雪熱傳導系數(shù)（/W·m-1·K-1）。

積雪的熱傳導系數(shù)可以根據(jù)雪層密度計算[25]：

式中ρ為雪層密度（/g·cm-3）。

由于表層積雪中的潛熱不能直接測量，也很難根據(jù)雪層含水率和溫度的變化進行計算。因此，可以根據(jù)方程（1）來計算表層積雪的潛熱變化。表層積雪總能量以及短波穿透輻射和熱傳導則是通過直接測量和計算獲得（圖1）。積雪表面凈短波輻射和凈長波輻射通過輻射表直接測量，顯熱和潛熱通量根據(jù)雪面和大氣之間的溫度和濕度梯度計算，從而計算雪面總能量[26]。

1.3儀器和數(shù)據(jù)處理

在2010年3月3日—4與26日期間對雪層溫度、熱通量、大氣溫濕度以及雪表輻射等進行連續(xù)觀測。其中雪層溫度利用上海精創(chuàng)雙通道RC-500自動記錄儀測量，其精度為0.2℃。在距雪表0～20 cm的范圍內溫度探頭填埋在雪層剖面的0、2、5、10、15、20 cm，在20 cm以下的深度范圍內每隔10～20 cm埋設一個溫度探頭，為避免積雪沉降和探頭自重的影響，將探頭固定在自制木架上。雪層的熱通量利用河北邯鄲銳研智華電子有限公司生產(chǎn)的RY-DRT熱通量板進行直接測量，精度為±5%（-40~55℃）。熱通量板兩面均為白色（廠家按試驗要求生產(chǎn)并進行校正）以減少對短波穿透輻射的影響。按照雪層溫度探頭的埋設方法，3月14日和3月30日熱通量板埋設深度分別為距雪表10、20、40 cm。由于4月24日積雪深度僅為34 cm，因此熱通量板埋設深度分別為距雪表10、20、30 cm（圖1）。在埋設溫度探頭和熱通量板時，盡量避免對雪層造成破壞。應用錦州陽光公司生產(chǎn)的TRM-ZS2型自動氣象站對雪面的大氣溫度（±0.1℃）、濕度（±2%）、風速（±0.2 m·s-1）、大氣壓（±0.3 hPa）以及短波和長波輻射（<3%）進行觀測。上述儀器的時間間隔均設定為10 min，并對數(shù)據(jù)進行檢驗，統(tǒng)計為小時數(shù)據(jù)后，從而分析雪層溫度梯度，熱通量和雪層穿透輻射以及雪面總能量的日變化特征。積雪密度和體積含水率通過前推式剖面挖取，利用Snow Fork儀器進行分層測量，距離間隔為2 cm，每個剖面觀測兩次。密度和體積含水率測量精度為0.001 g·cm-3和0.3%。

1.4積雪期劃分和典型日期選擇

圖2顯示陽坡開闊地積雪深度和雪層體積含水率在2010年3月3日—4月26日期間隨時間的變化。在這一時期整個雪層的平均體積含水率隨時間呈指數(shù)增加，融雪速率和雪層體積含水率有相同的變化趨勢。雪層體積含水率的變化范圍為0.39%~ 8.35%，雪層平均密度的變化范圍為0.22~0.44 g· cm-3。從3月3日—3月14日，雪層的體積含水率<1%，變化范圍為0.39%~0.94%，平均值為0.54%。3 月16—4月13日，雪層體積含水率的變化范圍為1%~2.5%，平均值為2.08%，在該時期雪層底部有積雪融水滲出。4月14日之后，雪層體積含水率大于2.5%，平均值為5.41%，該時期雪層體積含水率急劇增加，增加速率為0.54%/d，融雪速率是3月16日—4月13日期間融雪速率的2.6倍。因此根據(jù)整個雪層的體積含水率以及融雪速率變化特征，可將這段時間分為過渡期（0.3%≤Wvol＜1%），融雪前期（1%≤Wvol＜2.5%）和融雪后期（Wvol≥2.5%）3個階段。根據(jù)以下兩個原則選擇3 d作為不同階段的典型日來研究積雪表層的能量變化特征：（1）典型日及其前1~2 d均為晴天；（2）典型日的積雪深度與該時期的平均積雪深度相似。例如，2010年3月3日—3 月14日和3月15日—4月13日的平均雪深分別為120 cm和100 cm，選擇的典型日的積雪深度則分別為119 cm和97 cm。在選擇的典型日前一天雪層熱通量板和雪層溫度探頭應重新埋設。因此，選擇2010年3月14日、3月30日、和4月24日作為3個不同時期的典型日來觀測分析表層積雪的能量收支特征。

圖2　2010年3月3日—4月26日融雪速率、積雪深度和整個雪層含水率隨時間變化

2　結果與分析

2.1表層積雪熱傳導變化特征（HC）

雪層中的熱傳導主要取決于雪層溫度梯度和熱傳導系數(shù)。在過渡期和融雪前期（2010年3月3日—4月13日），雪層熱傳導主要發(fā)生在距雪表20 cm的深度范圍內（圖3a，3b）。在融雪后期（2010年4月14日—4月26日），雪層熱傳導主要發(fā)生在距雪表10 cm的深度范圍內（圖3c）。表層積雪（雪表以下10~20 cm）熱傳導隨時間逐漸增加。例如，4月24日積雪表層最大的熱傳導為7.49 W·m-2，盡管3 月14日和3月30日的雪層溫度梯度大于-20 K·m-1和14 K·m-1，但是由于該時期雪層的熱傳導系數(shù)范圍僅為0.078~0.088 W·m-1·K-1，因此該時期表層積雪的最大熱傳導仍小于±2.5 W·m-2。

在過渡期，由于氣溫較低使得雪層的熱傳導通常為負值。該時期表層積雪的熱傳導和雪表的總能量和氣溫有相同的日變化趨勢，但相對滯后，且滯后時間隨積雪深度的增加而增加。在該時期，雪層底部相對于表層積雪為能量源，在大多數(shù)時間，雪層熱量由雪層下部向表層積雪傳輸。該時期距雪表20 cm處的熱傳導大于距雪表10 cm處（圖3a）。在融雪前期，氣溫、積雪熱傳導系數(shù)和雪表總能量的日較差增加，因此，距雪表10 cm處的熱傳導最大值和最小值分別為2.81、-4.38 W·m-2，大于過渡期表層積雪熱傳導（圖3b）。在融雪后期，表層積雪的熱傳導系數(shù)為0.29 W·m-1·K-1，表層積雪的溫度梯度<14 K·m-1，小于過渡期和融雪前期。但是距雪表10 cm積雪的最大和最小熱傳導則分別大于7 W·m-2和-7 W·m-2，均大于過渡期和融雪前期。由于該時期雪層常為等溫雪層，因此在距雪表20 cm和30 cm處的雪層熱傳導無明顯日變化特征，且常為0 W·m-2（圖3c）。因此表層的積雪的熱傳導常為負值，其值多接近于0 W·m-2，說明該時期雪層熱量由雪層下部向表層積雪傳輸，但是不如其他能量成分重要。

圖3　不同積雪時期表層積雪熱傳導日變化特征

圖4　不同時期雪表凈短波輻射和表層積雪短波穿透輻射

2.2凈短波穿透輻射變化特征（Rs）

表層積雪中的短波穿透輻射隨積雪深度呈指數(shù)遞減，通常用Beer-Lambert-Bouger定律表示。因此，雪層短波穿透輻射主要受雪表凈短波輻射的影響。但是凈短波穿透輻射遠小于積雪表面，在距雪表10 cm的范圍內，雪層吸收了72.5%的凈短波輻射，92.6%的凈短波輻射被20 cm厚的雪層所吸收，在表層30 cm范圍內98%的凈短波輻射被吸收（圖4）。因此雪表凈短波輻射的日變化比表層積雪短波穿透輻射更為顯著。在白天，雪層的短波穿透輻射超過熱傳導的20倍。因此，凈短波穿透輻射是表層積雪最重要的能量來源。

2.3表層積雪總能量變化特征（Qm）

表層積雪不同深度雪層總能量（Qm）通過熱通量板直接測量。不同深度雪層之間的能量收支差異較大。不同深度雪層的能量收支和變化主要受外界環(huán)境和雪層物理特性的影響。在過渡期和融雪前期，表層積雪（雪表到距雪表40 cm深度）的平均總能量小于0 W·m-2，在距雪表10 cm、20 cm和40 cm處的總能量分別約為-3、-2、0 W·m-2（圖5）。盡管融雪前期，雪表的平均總能量為正值，但是表層積雪的總能量仍為負值。在融雪后期，表層積雪的總能量則轉變?yōu)檎怠?/p>

圖5　表層積雪平均總能量變化特征

在距雪表20 cm范圍內雪層的總能量和雪表總能量日變化具有相同的變化特征。在距雪表40 cm(過渡期和融雪前期)和30 cm處的總能量與熱傳導和短波穿透輻射一樣無明顯的日變化特征（圖3~4，圖6）。在距雪表10 cm處的總能量相比雪表總能量變化有1~2個小時的滯后，在過渡期和融雪后期，表層積雪總能量峰值出現(xiàn)時間分別為16:00和14:00。表層積雪總能量的日變化隨時間逐漸增加，尤其是在距雪表10 cm和20 cm處。

圖6　不同時間表層積雪總能量日變化特征

2.4表層積雪潛熱變化特征（S）

短波穿透輻射和熱傳導是雪層的外部能量源，但是由于雪層的融化和重新凍結，使測量的雪層總能量與短波穿透輻射和熱傳導的總和存在明顯差異（圖4）。盡管在雪層的相變過程中，雪層的能量交換非常顯著，但由于濕雪為冰水混合物，所以雪層的溫度變化不明顯。當表層積雪的熱傳導和短波穿透輻射之和（HC+Rs）為正且大于總能量（Qm）時，表層積雪開始融化，雪層含水率逐漸增加。另一方面，當熱傳導和短波穿透輻射之和為負且小于總能量時，表層積雪重新凍結，雪層含水率逐漸減小。積雪重新凍結首先發(fā)生在雪層底部，雪層能量從底部向表層傳輸，因此雪層總輻射絕對值小于熱傳導和短波穿透輻射之和。總能量與短波穿透輻射和熱傳導的總和之間的差異也指示了雪層的相變過程。例如，在早晨雪層穿透輻射和熱傳導之和為正值，但是總能量為負值，這說明了雪層不但從上部雪層獲得能量同時也從底部雪層獲得能量。

從雪表到距雪表20 cm范圍內雪層的能量交換和相變過程非常顯著，雪層相變過程主要為積雪融化。在過渡期（圖7a~7c），在距雪表10 cm和20 cm處，雪層穿透輻射和熱傳導之和的最大值分別為64.61、16.82 W·m-2。雪層穿透輻射和熱傳導之和為正值持續(xù)時間較短。在距雪表40 cm處的穿透輻射和熱傳導之和最大值僅為1.12 W·m-2。因此該時期，雪層融化總要發(fā)生在距雪表20 cm的范圍內 (圖8a)。例如，距雪表10 cm處日出前和日落后的含水率分別為0.14%和0.588%。20 cm和40 cm處穿透輻射和熱傳導之和小于10 cm處。由于表層融水的下滲，使雪層含水率在距雪表40 cm范圍內隨深度不斷增加。圖8a顯示了40 cm處日落后雪層含水率小于日出前，因此距雪表40 cm處的總能量為負值（圖7c）。因此該時期雪層融化主要發(fā)生在表層積雪，深度不超過40 cm，雪層未觀測到融雪滲出。

在融雪前期，表層積雪的總能量以及穿透輻射和熱傳導之和明顯大于過渡期（圖7d~7f），表明該時期雪層能量主要由雪層上部向底部傳輸。該時期在距雪表40 cm處的總能量為正值，且日落后的雪層含水率大于日出前（圖8b）。因此該時期，雪層融化的深度能超過40 cm，雪層底部有積雪融水滲出。表層積雪含水率具有明顯的日變化，在夜晚有更多的液態(tài)水重新凍結。因此，該時期表層總能量的負值明顯大于過渡期。例如，過渡期和融雪前期在距雪表10 cm處最小的總能量分別為-8.70、-14.74 W·m-2。

在融雪后期，積雪深度顯著減小，穿透輻射和熱傳導之和則顯著增加。雪層總能量卻與短波穿透輻射和熱傳導的和之間的差異大于過渡期和融雪前期（圖7g~7i）。因此，該時期雪層含水率具有明顯的日變化，而且日落后的雪層含水率能超過10%（圖8c）。該時期短波穿透輻射和熱傳導能影響整個雪層，例如，距雪表30 cm處短波穿透輻射和熱傳導之和的最大值為11.51 W·m-2，然而該時期雪層深度僅為34 cm。由于雪層含水率較大，使得該時期的相變熱和負的總能量大于過渡期和融雪前期（圖7g~h）。融雪后期底部雪層不再是表層積雪的能量源，這是與前面兩個階段最大的差異（圖7i）。

圖7　不同積雪時期表層積雪的潛熱變化特征，雪層總能量（Qm）與短波穿透輻射（Rs）和熱傳導（HC）的總和之間的差異為表層積雪潛熱

圖8　不同積雪時期雪層含水率日變化特征

3　討論

在通常的認識以及融雪過程中，雪層融化僅發(fā)生在積雪表層，積雪融化是對氣溫或者雪表能量收支的響應，但是雪表以下積雪的融化則考慮較少。表層積雪中的液態(tài)水主要來源于兩部分，上部雪層中液態(tài)水的下滲以及該雪層的融化。由于液態(tài)水的下滲或者重新凍結導致雪層含水率減小。本研究表明表層積雪中除短波穿透輻射和熱傳導外，由于雪層的融化或者凍結而產(chǎn)生的潛熱也是表層積雪一個非常重要的能量組成。由于雪層內部相變過程而產(chǎn)生的潛熱交換遠比雪面與大氣之間的潛熱交換更為復雜。由于積雪的熱傳導系數(shù)非常小，不同深度的雪層開始融化時間也就有較大差異。當雪層發(fā)生相變時，同時也會和相鄰雪層進行熱量交換。當濕雪重新凍結時，雪層會損失能量，該雪層的上部或者下部雪層則可能會得到能量，這就可能延遲或者阻止這些雪層的重新凍結。相反，不同雪層之間的潛熱交換，同樣可能會使某些特定雪層融雪速率增加。本文的觀測和研究結果也證實了這一現(xiàn)象。因此表層積雪的潛熱變化也是影響融雪速率日變化特征的重要因素。由于研究區(qū)地形和凍土的影響使得融雪徑流洪峰時間非常短，因此表層積雪的潛熱變化對本研究區(qū)融雪徑流日變化特征具有非常重要的影響。由于融雪期雪層內熱通量板的位置變化較快，需要對熱通量板頻繁地進行重新埋設，因此有效觀測數(shù)據(jù)較少。所以本研究未對融雪表層積雪能量交換特征的變化過程，以及不同的天氣對表層積雪能量交換特征的影響進行觀測和分析。

4　結論

（1）由于受雪層溫度梯度的影響，表層積雪（雪表以下10~20 cm）熱傳導隨時間逐漸增加，在過渡期和融雪前期，雪層熱傳導主要發(fā)生在距雪表20 cm的深度范圍內；而融雪后期雪層熱傳導主要發(fā)生在距雪表10 cm的深度范圍內。凈短波穿透輻射是表層積雪最重要的能量來源，表層積雪中的短波穿透輻射隨積雪深度呈指數(shù)遞減，且主要影響雪表20 cm深度范圍內的雪層。

（2）表層積雪的總能量和積雪表層能量收支有相同的日變化特征，但相對滯后，且滯后時間隨深度的增加而增加。在過渡期和融雪前期，表層積雪的平均總能量為負，由于潛熱(相變熱)的作用使融雪后期表層積雪總能量為正值。

（3）從雪表到距雪表20 cm范圍內雪層的能量交換和相變過程非常顯著，雪層相變過程主要為積雪融化。在過渡期，雪層融化主要發(fā)生在距雪表20 cm的范圍內，雪層潛熱變化較小。在融雪前期，雪層融化的深度能超過40 cm，雪層底部有積雪融水滲出。雪層液態(tài)水凍融過程強烈，因此該時期表層總能量和潛熱損失明顯大于過渡期。在融雪后期，積雪深度顯著減小，雪層潛熱大于過渡期和融雪前期，短波穿透輻射和熱傳導以及融雪過程能影響整個雪層。

[1]Brun E.Investigation on wet-snow metamorphism in respect of liquid-water content[J].Annals of Glaciology，1989，13：22-26.

[2]Schneebeli M,Sokratov S.Tomography of temperature gradient metamorphism of snow and associated changes in heat conductivity[J].Hydrological Processes,，2004，18 （18）：3655-3665.

[3]Brun E,Martin E,Simon V,et al.An energy and mass model of snow cover suitable for operational avalanche forecasting[J].Journal of Glaciology，1989，35（121）：333-342.

[4]Liston G E,Winther J G.Antarctic surface and subsurface snow and ice melt fluxes[J].Journal of climate，2005，18 （10）：1469-1481.

[5]Van Den Broeke M,Reijmer C,Van As D,et al.Daily cycle of the surface energy balance in Antarctica and the influenceofclouds[J].InternationalJournalof Climatology，2006，26（12）：1587-1605.

[6]Han X,Wei W S,Liu M Z,et al.Spatial and temporal distribution of snow water content and response to air temperature in seasonal snow in the western Tianshan Mountains,China[J].Hydrology Research，2012，43（6）：933-944.

[7]Reijmer C,Oerlemans J.Temporal and spatial variability of the surface energy balance in Dronning Maud Land, East Antarctica[J].Journal of Geophysical Research，2002，107（D24）：ACL 9-1-ACL 9-12.

[8]包安明，陳曉娜，李蘭海.融雪徑流研究的理論與方法及其在干旱區(qū)的應用 [J].干旱區(qū)地理，2010，33（5）：684-691.

[9]Rango A,Martine J.Revisiting the degree-day method for snowmelt computations[J].Water Resources Bulletin，1995，31（4）：657-669.

[10]沈永平，蘇宏超，王國亞，等.新疆冰川、積雪對氣候變化的響應（I）：水文效應[J].冰川凍土，2013，35（3）：513-527.

[11]閆彥，劉志輝，葉朝霞.新疆北疆地區(qū)融雪洪水災害預警模型的建立和驗證[J].干旱區(qū)地理，2009，32（4）：552-557.

[12]Anderson E A.A point energy and mass balance model of a snow cover[D].Ph.D.thesis,Department of Civil Engineering,Stanford，1976.

[13]Brandt R E,Warren S G.Solar-heating rates andtemperature profiles in Antarctic snow and ice[J].Journal of Glaciology，1993，39（131）：99-110.

[14]Munneke P,Van Den Broeke M,Reijmer C,et al.The role of radiation penetration in the energy budget of the snowpack at Summit,Greenland[J].The Cryosphere，2009，3（2）：155-165.

[15]KaempferTU,SchneebeliM,SokratovS.A microstructural approach to model heat transfer in snow [J].Geophysical Research Letters，2005，32（21）：L21503.

[16]Arons E,Colbeck S.Geometry of heat and mass transfer in dry snow:A review of theory and experiment[J]. Reviews of Geophysics，1995，33（4）：463-493.

[17]Brandt R E,Warren S G.Temperature measurements and heat transfer in near-surface snow at the South Pole[J]. Journal of Glaciology，1997，43（144）：339-351.

[18]Bartlett S J,Lehning M.A theoretical assessment of heat transfer by ventilation in homogeneous snowpack[J]. Water Resources Research，2011，47（4）：W04503.

[19]Cline D W.Snow surface energy exchanges and snowmelt at a continental,mid latitude Alpine site[J].Water Resources Research，1997，33（4）：689-701.

[20] 段安民，肖志祥，吳國雄，等.青藏高原冬春積雪影響亞洲夏季風的研究進展[J].氣象與環(huán)境科學，2014，37（3）：94-101.

[21]謝應欽，張金生.雪層內太陽的穿透輻射[J].冰川凍土，1988，10（2）：135-142.

[22] 劉宗超，孫莉，蔡國堂.中國天山西部山地積雪輻射平衡研究[J].干旱區(qū)地理，1989，12（4）：37-42.

[23] 魏文壽，王存牛，姜逢清，等.中國天山積雪的熱量交換與水汽蒸凝過程研究 [J].冰川凍土，1996，18（增刊）：129-138.

[24]Ma H,Liu Z C,Liu Y.Energy balance of a snow cover and simulation of snowmelt in the western Tien Shan Mountains,China[J].Annals of Glaciology，1991：16:73-78.

[25] 胡汝驥，馬虹，姜逢清.中國天山積雪雪崩站區(qū)的地理環(huán)境[J].干旱區(qū)地理，1997，20（2）：25-33.

[26]Sturm M,Konig M,Morris K.The thermal conductivity of seasonal snow[J].Journal of Glaciology,1997，43（143）：26-41.

[27] 陸恒，魏文壽，劉明哲，等.中國天山西部山區(qū)森林積雪消融過程觀測分析—以鞏乃斯河谷為例 [J].干旱區(qū)地理，2015，38（5）：936-947.

Energy Budget of Near-Surface Snow during Snowmelt Period in the Western Tianshan Mountains，China

HAN Xi1，2，LIU Mingzhe3，LU Heng3
（1.Institute of Desert Meteorology,CMA,Urumqi 830002，China；2.Key Laboratory of Tree-ring Physical and Chemical Research of China Meteorological Administration/Xinjiang Laboratory of Tree Ring Ecology，Urumqi 830002，China；3.Xinjiang Institute of Ecology and Geography，Chinese Academy of Sciences，Urumqi 830011，China）

Energy buget near the surface snow have great influences on the variations of the snow physical characteristics and snow melt process.The snow density,liquid water content,snow temperature and heat flux were measured at the Tianshan Station for Snow Cover and Avalanche Research,Chinese Academy of Sciences during the snowmelt period in 2010.This study analyzed the temporal and spatial variations in the energy budget of near-surface snow during different snowmelt periods.The results indicated that the heat conduction generally occurred in the 20 cm deep snow from the surface.The penetration of shortwave radiation was the most important external energy source.Heat conduction,penetration of shortwave radiation and latent heat flux were increased with the snowmelt periods.In the transitional period and pre-snowmelt periods,the daily average total energy in the near-surface snow was negative,snow melt mainly occurred in this layer. The daily average total energy was positive,due to the influence of latent heat at night.Thus,the snow melt can influenced all the layers.

energy budget；near-surface snow；snowmelt period

P343

A

1002-0799（2016）03-0039-08

10.3969/j.issn.1002-0799.2016.03.006

2015-11-24；

2016-01-26

國家自然科學基金（41271098，41401089）。

韓茜（1983-），女，助理研究員，主要從事氣溶膠及積雪方面的研究。E-mail:hanxi1105@163.com