融雪期中国天山西部山地表层积雪能量收支特征

韩　茜，刘明哲，陆　恒

融雪期中国天山西部山地表层积雪能量收支特征

韩茜1，2，刘明哲3，陆恒3

（1.中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所，新疆乌鲁木齐830002；2.中国气象局树木年轮理化研究重点开放实验室/新疆树木年轮生态实验室，新疆乌鲁木齐830002；3.中国科学院新疆生态与地理研究所，新疆乌鲁木齐830011）

表层积雪的能量收支特征对积雪物理特性变化和融雪等过程具有重要影响。本研究利用2010年融雪期在中国科学院天山积雪雪崩研究站内的雪层密度、含水率、雪层温度以及热通量等观测数据，分析在距雪表40 cm范围内雪层能量收支的时空变化特征。结果表明：表层积雪的能量交换主要发生在距雪表20 cm范围内，短波穿透辐射是表层积雪最重要的能量来源。热传导、短波穿透辐射和潜热均随时间逐渐增加。在过渡期和融雪前期，表层积雪的平均总能量为负，融雪主要发生在积雪表层。由于夜晚潜热影响使得融雪后期表层积雪总能量为正值,融雪能影响整个雪层。

能量收支；表层积雪；融雪期

韩茜，刘明哲，陆恒.融雪期中国天山西部山地表层积雪能量收支特征[J].沙漠与绿洲气象，2016，10（3）：39-46.

积雪表面的能量收支包括入射和发射短波辐射、入射和发射长波辐射、显热通量、潜热通量、由降水导致的热量交换以及地表与雪层的热量交换。而雪层内的能量收支则包括短波穿透辐射、雪层融化或者冻结过程中的潜热以及热传导。表层积雪的能量收支特征对积雪变质作用[1-2]、雪崩[3]、雪层温度[4-5]、雪层含水率、积雪消融[6-7]以及融雪水资源管理具有重要影响。尤其在我国西北地区，积雪水资源转化而来的融雪径流作为流域内径流的重要组成部分，其分配及管理模式将影响到流域内的工农业生产及生态环境建设[8]。目前大量的科学研究证实气候变化将会对我国内陆干旱区的融雪期延长，融雪径流峰值提前以及径流流量的显著增长具有重要影响[9-11]。因此对天山西部山区雪层能量收支特征进行观测和分析对区域融雪洪水预报以及融雪水资源管理具有重要意义。

对积雪表面以下的雪层而言，短波穿透辐射则是表层积雪的重要能量来源，可应用Beer定律近似表达短波辐射在雪层中的穿透过程。短波辐射在雪层中的衰减系数范围为0.4 cm-1（密度较小的雪层）到0.1 cm-1（密度较大的雪层）[12]。Brandt和Munneke等人开发出不同的雪层中短波辐射穿透模型[13-14]。而表层积雪具有较大的温度梯度，因此也存在明显的热传导[15]。上述研究主要关注于积雪表面、雪层中的热传导以及表层积雪中的短波穿透辐射，这些研究通常在干雪和同质雪层中进行，或者仅仅考虑一种能量交换过程[16-18]。在融雪期由于液态水的作用使得雪层含水率增大，且雪层出现异质性。由于表层积雪的融化和重新冻结作用，因此潜热也是表层积雪一种非常重要的能量交换过程。但是由于表层积雪相变过程中的一些参数非常难以获取，例如时间和空间高分辨率的雪层含水率，因此对表层积雪能量平衡中的潜热交换进行研究则非常困难。目前对山区积雪的能量收支特征研究则相对较少[19-20]，谢应钦、刘宗超、魏文寿等对中国天山西部山区的雪层能量平衡等进行了初步的观测分析[21-24]，但对雪层内热传导和潜热交换过程的研究较少。因此本研究主要对融雪期中国天山西部山区表层积雪（0~40 cm）的能量收支特征进行观测分析，其结果对积雪的积累和消融过程研究，以及区域生态和水资源管理具有重要的参考意义。

1　研究区和方法

1.1研究区概况

研究区位于中国科学院天山积雪雪崩研究站（以下简称积雪站），积雪站位于天山西部巩乃斯河谷（43°16＇N，83°16＇E，海拔1776 m）的中山森林带内，站区多年平均气温为1.3℃，而1月和7月的月平均温度分别为-14.4℃和13.8℃，多年平均年降水量为867.3 mm，其中冬季固态降水量占年降水量的30%以上，最大积雪深度的多年平均值为78 cm，最大可达152 cm（2000年），稳定积雪期长达半年之久。雪崩站所在地是天山中山带的典型代表，选择该地区的积雪作为研究对象具有普遍意义[24]。天山中山森林带的主要树种是雪岭云杉（Picea schrenkiana），只是林带宽度不一。

1.2表层积雪能量平衡

表层积雪（距雪表40 cm雪层）的能量收支主要包括由温度梯度导致的热传导，雪层中的净短波穿透辐射以及雪层融化或者冻结过程中的潜热变化（图1）。因此单位体积的表层积雪能量收支可通过下式计算：

式中，Qm为表层积雪总能量/（W·m-2），通过埋设在雪层中的热通量板直接测量，HC为热传导/ （W·m-2），Rs为净短波穿透辐射/（W·m-2），S为雪层融化或者冻结过程中的潜热/（W·m-2）。当表层积雪的总能量为正时说明能量从上层积雪向下部雪层传输。相反，当雪层总能为负时说明能量从下部雪层向表层积雪传输。

图1　表层积雪能量收支示意图

净短波穿透辐射在雪层中随积雪深度的增加而递减，因此可以用Beer-Lambert-Bouguer衰减定律来计算雪层中的短波穿透辐射：

式中，R（sz）为在深度为z cm的短波穿透辐射/ （W·m-2），K为雪面净短波辐射（/W·m-2），z为距雪表的积雪深度（/cm），β为雪层中净短波辐射衰减系数，刘宗超等对天山季节性穿透辐射研究表明β= 0.13 cm-1[21]。

雪层中稳定的单向热量传输可通过下式计算：

式中，HC为雪层热传导（/W·m-2）；T为雪层温度（/°C）；z为距雪表积雪深度（/m）；dT雪层温度梯dz度（/°C·m-1）；λ为积雪热传导系数（/W·m-1·K-1）。

积雪的热传导系数可以根据雪层密度计算[25]：

式中ρ为雪层密度（/g·cm-3）。

由于表层积雪中的潜热不能直接测量，也很难根据雪层含水率和温度的变化进行计算。因此，可以根据方程（1）来计算表层积雪的潜热变化。表层积雪总能量以及短波穿透辐射和热传导则是通过直接测量和计算获得（图1）。积雪表面净短波辐射和净长波辐射通过辐射表直接测量，显热和潜热通量根据雪面和大气之间的温度和湿度梯度计算，从而计算雪面总能量[26]。

1.3仪器和数据处理

在2010年3月3日—4与26日期间对雪层温度、热通量、大气温湿度以及雪表辐射等进行连续观测。其中雪层温度利用上海精创双通道RC-500自动记录仪测量，其精度为0.2℃。在距雪表0～20 cm的范围内温度探头填埋在雪层剖面的0、2、5、10、15、20 cm，在20 cm以下的深度范围内每隔10～20 cm埋设一个温度探头，为避免积雪沉降和探头自重的影响，将探头固定在自制木架上。雪层的热通量利用河北邯郸锐研智华电子有限公司生产的RY-DRT热通量板进行直接测量，精度为±5%（-40~55℃）。热通量板两面均为白色（厂家按试验要求生产并进行校正）以减少对短波穿透辐射的影响。按照雪层温度探头的埋设方法，3月14日和3月30日热通量板埋设深度分别为距雪表10、20、40 cm。由于4月24日积雪深度仅为34 cm，因此热通量板埋设深度分别为距雪表10、20、30 cm（图1）。在埋设温度探头和热通量板时，尽量避免对雪层造成破坏。应用锦州阳光公司生产的TRM-ZS2型自动气象站对雪面的大气温度（±0.1℃）、湿度（±2%）、风速（±0.2 m·s-1）、大气压（±0.3 hPa）以及短波和长波辐射（<3%）进行观测。上述仪器的时间间隔均设定为10 min，并对数据进行检验，统计为小时数据后，从而分析雪层温度梯度，热通量和雪层穿透辐射以及雪面总能量的日变化特征。积雪密度和体积含水率通过前推式剖面挖取，利用Snow Fork仪器进行分层测量，距离间隔为2 cm，每个剖面观测两次。密度和体积含水率测量精度为0.001 g·cm-3和0.3%。

1.4积雪期划分和典型日期选择

图2显示阳坡开阔地积雪深度和雪层体积含水率在2010年3月3日—4月26日期间随时间的变化。在这一时期整个雪层的平均体积含水率随时间呈指数增加，融雪速率和雪层体积含水率有相同的变化趋势。雪层体积含水率的变化范围为0.39%~ 8.35%，雪层平均密度的变化范围为0.22~0.44 g· cm-3。从3月3日—3月14日，雪层的体积含水率<1%，变化范围为0.39%~0.94%，平均值为0.54%。3 月16—4月13日，雪层体积含水率的变化范围为1%~2.5%，平均值为2.08%，在该时期雪层底部有积雪融水渗出。4月14日之后，雪层体积含水率大于2.5%，平均值为5.41%，该时期雪层体积含水率急剧增加，增加速率为0.54%/d，融雪速率是3月16日—4月13日期间融雪速率的2.6倍。因此根据整个雪层的体积含水率以及融雪速率变化特征，可将这段时间分为过渡期（0.3%≤Wvol＜1%），融雪前期（1%≤Wvol＜2.5%）和融雪后期（Wvol≥2.5%）3个阶段。根据以下两个原则选择3 d作为不同阶段的典型日来研究积雪表层的能量变化特征：（1）典型日及其前1~2 d均为晴天；（2）典型日的积雪深度与该时期的平均积雪深度相似。例如，2010年3月3日—3 月14日和3月15日—4月13日的平均雪深分别为120 cm和100 cm，选择的典型日的积雪深度则分别为119 cm和97 cm。在选择的典型日前一天雪层热通量板和雪层温度探头应重新埋设。因此，选择2010年3月14日、3月30日、和4月24日作为3个不同时期的典型日来观测分析表层积雪的能量收支特征。

图2　2010年3月3日—4月26日融雪速率、积雪深度和整个雪层含水率随时间变化

2　结果与分析

2.1表层积雪热传导变化特征（HC）

雪层中的热传导主要取决于雪层温度梯度和热传导系数。在过渡期和融雪前期（2010年3月3日—4月13日），雪层热传导主要发生在距雪表20 cm的深度范围内（图3a，3b）。在融雪后期（2010年4月14日—4月26日），雪层热传导主要发生在距雪表10 cm的深度范围内（图3c）。表层积雪（雪表以下10~20 cm）热传导随时间逐渐增加。例如，4月24日积雪表层最大的热传导为7.49 W·m-2，尽管3 月14日和3月30日的雪层温度梯度大于-20 K·m-1和14 K·m-1，但是由于该时期雪层的热传导系数范围仅为0.078~0.088 W·m-1·K-1，因此该时期表层积雪的最大热传导仍小于±2.5 W·m-2。

在过渡期，由于气温较低使得雪层的热传导通常为负值。该时期表层积雪的热传导和雪表的总能量和气温有相同的日变化趋势，但相对滞后，且滞后时间随积雪深度的增加而增加。在该时期，雪层底部相对于表层积雪为能量源，在大多数时间，雪层热量由雪层下部向表层积雪传输。该时期距雪表20 cm处的热传导大于距雪表10 cm处（图3a）。在融雪前期，气温、积雪热传导系数和雪表总能量的日较差增加，因此，距雪表10 cm处的热传导最大值和最小值分别为2.81、-4.38 W·m-2，大于过渡期表层积雪热传导（图3b）。在融雪后期，表层积雪的热传导系数为0.29 W·m-1·K-1，表层积雪的温度梯度<14 K·m-1，小于过渡期和融雪前期。但是距雪表10 cm积雪的最大和最小热传导则分别大于7 W·m-2和-7 W·m-2，均大于过渡期和融雪前期。由于该时期雪层常为等温雪层，因此在距雪表20 cm和30 cm处的雪层热传导无明显日变化特征，且常为0 W·m-2（图3c）。因此表层的积雪的热传导常为负值，其值多接近于0 W·m-2，说明该时期雪层热量由雪层下部向表层积雪传输，但是不如其他能量成分重要。

图3　不同积雪时期表层积雪热传导日变化特征

图4　不同时期雪表净短波辐射和表层积雪短波穿透辐射

2.2净短波穿透辐射变化特征（Rs）

表层积雪中的短波穿透辐射随积雪深度呈指数递减，通常用Beer-Lambert-Bouger定律表示。因此，雪层短波穿透辐射主要受雪表净短波辐射的影响。但是净短波穿透辐射远小于积雪表面，在距雪表10 cm的范围内，雪层吸收了72.5%的净短波辐射，92.6%的净短波辐射被20 cm厚的雪层所吸收，在表层30 cm范围内98%的净短波辐射被吸收（图4）。因此雪表净短波辐射的日变化比表层积雪短波穿透辐射更为显著。在白天，雪层的短波穿透辐射超过热传导的20倍。因此，净短波穿透辐射是表层积雪最重要的能量来源。

2.3表层积雪总能量变化特征（Qm）

表层积雪不同深度雪层总能量（Qm）通过热通量板直接测量。不同深度雪层之间的能量收支差异较大。不同深度雪层的能量收支和变化主要受外界环境和雪层物理特性的影响。在过渡期和融雪前期，表层积雪（雪表到距雪表40 cm深度）的平均总能量小于0 W·m-2，在距雪表10 cm、20 cm和40 cm处的总能量分别约为-3、-2、0 W·m-2（图5）。尽管融雪前期，雪表的平均总能量为正值，但是表层积雪的总能量仍为负值。在融雪后期，表层积雪的总能量则转变为正值。

图5　表层积雪平均总能量变化特征

在距雪表20 cm范围内雪层的总能量和雪表总能量日变化具有相同的变化特征。在距雪表40 cm(过渡期和融雪前期)和30 cm处的总能量与热传导和短波穿透辐射一样无明显的日变化特征（图3~4，图6）。在距雪表10 cm处的总能量相比雪表总能量变化有1~2个小时的滞后，在过渡期和融雪后期，表层积雪总能量峰值出现时间分别为16:00和14:00。表层积雪总能量的日变化随时间逐渐增加，尤其是在距雪表10 cm和20 cm处。

图6　不同时间表层积雪总能量日变化特征

2.4表层积雪潜热变化特征（S）

短波穿透辐射和热传导是雪层的外部能量源，但是由于雪层的融化和重新冻结，使测量的雪层总能量与短波穿透辐射和热传导的总和存在明显差异（图4）。尽管在雪层的相变过程中，雪层的能量交换非常显著，但由于湿雪为冰水混合物，所以雪层的温度变化不明显。当表层积雪的热传导和短波穿透辐射之和（HC+Rs）为正且大于总能量（Qm）时，表层积雪开始融化，雪层含水率逐渐增加。另一方面，当热传导和短波穿透辐射之和为负且小于总能量时，表层积雪重新冻结，雪层含水率逐渐减小。积雪重新冻结首先发生在雪层底部，雪层能量从底部向表层传输，因此雪层总辐射绝对值小于热传导和短波穿透辐射之和。总能量与短波穿透辐射和热传导的总和之间的差异也指示了雪层的相变过程。例如，在早晨雪层穿透辐射和热传导之和为正值，但是总能量为负值，这说明了雪层不但从上部雪层获得能量同时也从底部雪层获得能量。

从雪表到距雪表20 cm范围内雪层的能量交换和相变过程非常显著，雪层相变过程主要为积雪融化。在过渡期（图7a~7c），在距雪表10 cm和20 cm处，雪层穿透辐射和热传导之和的最大值分别为64.61、16.82 W·m-2。雪层穿透辐射和热传导之和为正值持续时间较短。在距雪表40 cm处的穿透辐射和热传导之和最大值仅为1.12 W·m-2。因此该时期，雪层融化总要发生在距雪表20 cm的范围内 (图8a)。例如，距雪表10 cm处日出前和日落后的含水率分别为0.14%和0.588%。20 cm和40 cm处穿透辐射和热传导之和小于10 cm处。由于表层融水的下渗，使雪层含水率在距雪表40 cm范围内随深度不断增加。图8a显示了40 cm处日落后雪层含水率小于日出前，因此距雪表40 cm处的总能量为负值（图7c）。因此该时期雪层融化主要发生在表层积雪，深度不超过40 cm，雪层未观测到融雪渗出。

在融雪前期，表层积雪的总能量以及穿透辐射和热传导之和明显大于过渡期（图7d~7f），表明该时期雪层能量主要由雪层上部向底部传输。该时期在距雪表40 cm处的总能量为正值，且日落后的雪层含水率大于日出前（图8b）。因此该时期，雪层融化的深度能超过40 cm，雪层底部有积雪融水渗出。表层积雪含水率具有明显的日变化，在夜晚有更多的液态水重新冻结。因此，该时期表层总能量的负值明显大于过渡期。例如，过渡期和融雪前期在距雪表10 cm处最小的总能量分别为-8.70、-14.74 W·m-2。

在融雪后期，积雪深度显著减小，穿透辐射和热传导之和则显著增加。雪层总能量却与短波穿透辐射和热传导的和之间的差异大于过渡期和融雪前期（图7g~7i）。因此，该时期雪层含水率具有明显的日变化，而且日落后的雪层含水率能超过10%（图8c）。该时期短波穿透辐射和热传导能影响整个雪层，例如，距雪表30 cm处短波穿透辐射和热传导之和的最大值为11.51 W·m-2，然而该时期雪层深度仅为34 cm。由于雪层含水率较大，使得该时期的相变热和负的总能量大于过渡期和融雪前期（图7g~h）。融雪后期底部雪层不再是表层积雪的能量源，这是与前面两个阶段最大的差异（图7i）。

图7　不同积雪时期表层积雪的潜热变化特征，雪层总能量（Qm）与短波穿透辐射（Rs）和热传导（HC）的总和之间的差异为表层积雪潜热

图8　不同积雪时期雪层含水率日变化特征

3　讨论

在通常的认识以及融雪过程中，雪层融化仅发生在积雪表层，积雪融化是对气温或者雪表能量收支的响应，但是雪表以下积雪的融化则考虑较少。表层积雪中的液态水主要来源于两部分，上部雪层中液态水的下渗以及该雪层的融化。由于液态水的下渗或者重新冻结导致雪层含水率减小。本研究表明表层积雪中除短波穿透辐射和热传导外，由于雪层的融化或者冻结而产生的潜热也是表层积雪一个非常重要的能量组成。由于雪层内部相变过程而产生的潜热交换远比雪面与大气之间的潜热交换更为复杂。由于积雪的热传导系数非常小，不同深度的雪层开始融化时间也就有较大差异。当雪层发生相变时，同时也会和相邻雪层进行热量交换。当湿雪重新冻结时，雪层会损失能量，该雪层的上部或者下部雪层则可能会得到能量，这就可能延迟或者阻止这些雪层的重新冻结。相反，不同雪层之间的潜热交换，同样可能会使某些特定雪层融雪速率增加。本文的观测和研究结果也证实了这一现象。因此表层积雪的潜热变化也是影响融雪速率日变化特征的重要因素。由于研究区地形和冻土的影响使得融雪径流洪峰时间非常短，因此表层积雪的潜热变化对本研究区融雪径流日变化特征具有非常重要的影响。由于融雪期雪层内热通量板的位置变化较快，需要对热通量板频繁地进行重新埋设，因此有效观测数据较少。所以本研究未对融雪表层积雪能量交换特征的变化过程，以及不同的天气对表层积雪能量交换特征的影响进行观测和分析。

4　结论

（1）由于受雪层温度梯度的影响，表层积雪（雪表以下10~20 cm）热传导随时间逐渐增加，在过渡期和融雪前期，雪层热传导主要发生在距雪表20 cm的深度范围内；而融雪后期雪层热传导主要发生在距雪表10 cm的深度范围内。净短波穿透辐射是表层积雪最重要的能量来源，表层积雪中的短波穿透辐射随积雪深度呈指数递减，且主要影响雪表20 cm深度范围内的雪层。

（2）表层积雪的总能量和积雪表层能量收支有相同的日变化特征，但相对滞后，且滞后时间随深度的增加而增加。在过渡期和融雪前期，表层积雪的平均总能量为负，由于潜热(相变热)的作用使融雪后期表层积雪总能量为正值。

（3）从雪表到距雪表20 cm范围内雪层的能量交换和相变过程非常显著，雪层相变过程主要为积雪融化。在过渡期，雪层融化主要发生在距雪表20 cm的范围内，雪层潜热变化较小。在融雪前期，雪层融化的深度能超过40 cm，雪层底部有积雪融水渗出。雪层液态水冻融过程强烈，因此该时期表层总能量和潜热损失明显大于过渡期。在融雪后期，积雪深度显著减小，雪层潜热大于过渡期和融雪前期，短波穿透辐射和热传导以及融雪过程能影响整个雪层。

[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，陈晓娜，李兰海.融雪径流研究的理论与方法及其在干旱区的应用 [J].干旱区地理，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，苏宏超，王国亚，等.新疆冰川、积雪对气候变化的响应（I）：水文效应[J].冰川冻土，2013，35（3）：513-527.

[11]闫彦，刘志辉，叶朝霞.新疆北疆地区融雪洪水灾害预警模型的建立和验证[J].干旱区地理，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，吴国雄，等.青藏高原冬春积雪影响亚洲夏季风的研究进展[J].气象与环境科学，2014，37（3）：94-101.

[21]谢应钦，张金生.雪层内太阳的穿透辐射[J].冰川冻土，1988，10（2）：135-142.

[22] 刘宗超，孙莉，蔡国堂.中国天山西部山地积雪辐射平衡研究[J].干旱区地理，1989，12（4）：37-42.

[23] 魏文寿，王存牛，姜逢清，等.中国天山积雪的热量交换与水汽蒸凝过程研究 [J].冰川冻土，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] 胡汝骥，马虹，姜逢清.中国天山积雪雪崩站区的地理环境[J].干旱区地理，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] 陆恒，魏文寿，刘明哲，等.中国天山西部山区森林积雪消融过程观测分析—以巩乃斯河谷为例 [J].干旱区地理，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

国家自然科学基金（41271098，41401089）。

韩茜（1983-），女，助理研究员，主要从事气溶胶及积雪方面的研究。E-mail:hanxi1105@163.com