【类型】期刊

【作者】杨兴国，秦大河，秦翔（甘肃省气象信息与技术装备保障中心；中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈科学国家重点实验室）

【作者单位】甘肃省气象信息与技术装备保障中心；中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈科学国家重点实验室

【刊名】冰川冻土

【关键词】 冰川；积雪；大气；相互作用；研究进展

【资助项】国家重点基础研究发展计划（973计划）项目　　（2007CB411503）；国家自然科学基金项目　　（41071046）

【ISSN号】1000-0240

【页码】P392-402

【年份】2019

【期号】第2期

【期刊卷】1;|7;|8;|2

【摘要】冰川和积雪是冰冻圈的重要组成部分,在全球或区域气候系统中起着极其重要的作用.开展冰川/积雪-大气相互作用研究,是研究冰冻圈物理过程及其对气候系统反馈作用的必然需求,也是研究冰川/积雪对气候变化响应的有效手段,同时还可为全球(区域)气候和水文模式提供冰川/积雪面的地表特征参数.近一个世纪以来,在冰川/积雪面辐射特征、能量通量计算方法和平衡特征等方面开展了许多观测试验和理论研究,并取得了卓有成效的研究结果.但是在准确获取辐射通量、研发普适性较强的反照率参数化方案、复杂地形条件下能量通量的计算,以及发展分布式能量平衡模式等方面尚存在许多不确定性,仍面临许多技术难点,也是未来的研究重点.

【全文】 文献传递

冰川／积雪－大气相互作用研究进展

杨兴国1， 秦大河2， 秦 翔2

（1.甘肃省气象信息与技术装备保障中心，甘肃兰州 730020；2.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈科学国家重点实验室，甘肃兰州 730000）

摘 要：冰川和积雪是冰冻圈的重要组成部分，在全球或区域气候系统中起着极其重要的作用.开展冰川／积雪－大气相互作用研究，是研究冰冻圈物理过程及其对气候系统反馈作用的必然需求，也是研究冰川／积雪对气候变化响应的有效手段，同时还可为全球（区域）气候和水文模式提供冰川／积雪面的地表特征参数.近一个世纪以来，在冰川／积雪面辐射特征、能量通量计算方法和平衡特征等方面开展了许多观测试验和理论研究，并取得了卓有成效的研究结果.但是在准确获取辐射通量、研发普适性较强的反照率参数化方案、复杂地形条件下能量通量的计算，以及发展分布式能量平衡模式等方面尚存在许多不确定性，仍面临许多技术难点，也是未来的研究重点.

关键词：冰川；积雪；大气；相互作用；研究进展

0 引言

作为冰冻圈重要组成部分的冰川和积雪，其分布约占全球面积的20%，被认为是气候变化的指示器，在全球或区域气候系统中起着极其重要的作用［1］.由于冰川／积雪面的高反照率、固态与液态之间相变过程中潜热的释放和吸收、以及由于其面积变化引起的水分和能量循环等因素，将直接影响地表能量和水汽通量、云、降水、水文及大气环流和洋流（图1）.开展冰川／积雪－大气相互作用研究，对进一步加深冰冻圈物理过程及其对气候系统反馈作用的认识，为全球（区域）气候和水文模式提供冰川／积雪的地表特征参数十分必要［2］，同时为揭示冰川进退的物理机制提供理论依据，为准确解释冰芯气候环境记录提供基础数据［3］.

冰川／积雪－大气相互作用研究源于对冰川／积雪消融原因的探索.早在1773年，Walcher首次提出了气象因子变化导致冰川变化的概念［4］.100多年以后，Finsterwalder等［5］又进一步指出冰川融化与气温之间存在密切关系.18世纪初，Hess［6］指出太阳辐射是冰川融化的重要能量来源.1933年，Ahlmann等［7］根据实际观测的冰川融化量和气象观测资料，得到了第一个利用短波辐射、气温和风速计算冰川融化量的经验公式：

式中：h为融化量（mm）；Q为总辐射（kcal· cm－2）；t为气温（℃）；k和cv为与风速有关的经验系数.1936年，Sverdrup等［8］首次将梯度通量方法应用于冰川／积雪面能量平衡的研究，并侧重于感热和潜热（湍流通量）的计算.此后由于大气边界层理论的发展，尤其是1950年代Monin－Obukhov相似理论的提出，极大地推动了冰川／积雪面能量平衡观测和计算方法的发展［9－10］.1970年代以后，随着涡动相关技术被用于边界层湍流通量的计算，又进一步丰富了冰川／积雪面能量平衡的观测和计算方法［11－12］.

本文主要总结和归纳国际上在冰川／积雪面辐射平衡、湍流通量计算方法和能量平衡特征三方面的研究进展，以及我国在该领域取得的研究成果，尝试在此基础上探讨冰川／积雪－大气相互作用研究方面面临的挑战和未来研究重点.

1 冰川／积雪面辐射特征的研究

由于太阳辐射是冰川／积雪面能量平衡中的重要因子，准确获取各辐射通量（总辐射、反射辐射、大气长波辐射、冰川／积雪面长波辐射）和反照率，对发展冰川物质平衡和融化模式等至关重要［13－14］.围绕辐射开展的研究主要包括云和地形等因子对辐射的影响、反照率特征、辐射传输模式等.

1.1 云和地形等因子对辐射的影响

在冰川／积雪覆盖区，云和地形对辐射的影响极其复杂，也是冰川／积雪－大气相互作用研究的难点之一.云对辐射的影响与云状、云量和云层厚度有直接的关系.一方面，当天空出现层云，且云层较薄，或出现对流云，而太阳未被遮蔽时，云底与冰川／积雪面之间的多重反射辐射会造成地面总辐射增加；另一方面，由于云顶对太阳辐射的反射和云层对总辐射的吸收，又会造成地面总辐射减小，但同时又造成大气长波辐射的增加.地形对辐射的影响主要表现在复杂地形条件下不同坡面之间的多重反射辐射.云和地形对辐射的影响通常是叠加在一起的.

许多研究结果表明，在冰川／积雪覆盖的高反照率地区，由于地面与云底之间、不同坡面之间的多重反射，会造成散射辐射占总辐射的比例明显高于其它地区，从而导致总辐射增加.Wiscombe［15］根据在北极夏季的观测资料得出，在有云的情况下，当地面反照率从0.20增加到0.79，总辐射将增加30%左右.Rouse［16］利用在加拿大Hudson海岸1982、1983和1984年春季同期的观测资料分析表明，当云量在7～8时，冰面的总辐射比附近非冰川区平均增加5%～9%.Greuell等［17］在奥地利Pasterze冰川（47°06′N，12°43′E，海拔3 225m）也观测到地形作用可以使地面总辐射增加3%～7%.2004年在瑞士Haut冰川（46°N，7°30′E，海拔3 000m）也观测到类似的结果，地形作用使总辐射增加10.6%［18］.同样由于复杂地形的影响，导致肯尼亚Lewis山地冰川表面（0°09′S，37°19′E，海拔4 800m）总辐射增加了330～500W· m－2［19］.在珠穆朗玛峰北坡东绒布冰川积累区（28° 01′N，86°57′E，海拔6 560m）的观测结果表明［20］，晴天由于周围地形造成的多重反射辐射，可使地面总辐射增加140～310W·m－2，约占总辐射的10%～23%.此外，地形对大气长波辐射也产生影响［21］，Plüss等［22］的研究表明，由于地形影响造成的大气长波辐射变化量在160～240W·m－2之间.

由于在冰川／积雪面，不同云状、云量对总辐射的影响不同，再加之对大气长波辐射的影响，云对净辐射的影响有正、负两种效应.由表1可知，在南北极地区，云对净辐射起正效应.在北极和亚北极的模拟还表明，低云对净辐射的正效应作用大于中云，而且由于云的影响，该地区积雪开始融化的时间比晴天早，其提前量最长可达1个月［29］.而在中低纬地区，除Illimani冰川以外，云对冰川／积雪面净辐射的影响均为负效应.造成上述差别的主要原因是在两极地区，由于太阳辐射较弱，云系一般以较薄的层云为主，对总辐射的吸收小，再加上高反照率地表与云底之间的多重反射，以及云对大气长波辐射的影响，导致净辐射增加；在中低纬地区，云系主要以较厚的积云为主，对总辐射的吸收强，虽然可以增强大气长波辐射，但增加量不足以弥补对总辐射的吸收量，导致净辐射减小.

1.2 冰川／积雪面的反照率

冰川／积雪面的反照率是影响地表辐射平衡的重要因子之一，也是辐射传输模式、冰川物质平衡模式和融化模式的重要参数之一［13］.雪晶的大小和结构、太阳高度角、大气中的水汽含量和云量、地表状况、周围地形等都是影响反照率的重要因素［32］，由此导致反照率的时空变化非常大，尤其是积雪面反照率随时间的变化更大［13］.

观测和模拟结果表明，由于雪晶随时间的变形，以及相互之间的粘结，使其对太阳辐射的反射能力下降，导致反照率减小.雪晶的变形可造成新雪面反照率在几天之内下降0.3，尤其在中低纬地区，由于气温较高，雪晶变形对反照率的影响比高纬度地区更加明显［13］.此外，风吹雪通常造成最小粒径的雪晶覆盖在冰川／积雪表层，从而造成反照率的增加［33］.

当冰川／积雪面比较均匀平坦时，晴天反照率随太阳高度角的升高而减小，在阴天，由于总辐射主要以各向同性的散射辐射为主，太阳高度角对反照率的影响比较小［32］.采用观测和模拟手段，Yamanouchi［34］的研究表明，太阳高度角对旧雪面反照率的影响比新雪的大.当太阳高度角较大时，雪晶大小对反照率的影响比其结构的影响大，而太阳高度角较小时，雪晶结构的影响则比其大小的影响显著.此外，在气温较高的中低纬地区，雪晶变形对反照率的影响大于太阳高度角的影响，而在南北极，影响则相反［32］.

由于冰川／积雪面对近红外波段的反照率低于可见光波段，而水汽对近红外波段的吸收远大于可见光波段，因此水汽的增加会引起反照率增大［29］.南极的观测结果表明，阴天日平均反照率比晴天高0.04，有降雪时日平均反照率则比晴天高0.07［32］.由于短波在云底与冰川／积雪面之间的多次反射辐射，也会导致反照率的增加，增加值一般在3%～ 15%之间［17］.

在冰川／积雪面，雪面波纹对反照率的影响也比较显著.一方面，面向太阳直接辐射的雪面波纹面会增加对短波辐射的吸收，而相反面则只能接收到散射辐射；另一方面，从雪面波纹面反射的光线又会被相邻波纹面所阻挡或吸收.受上述两方面的综合影响，最终导致反照率减小.Pirazzini［32］的研究表明，雪面波纹可以导致日平均反照率减小2%～3%.当太阳直接辐射与雪面波纹轴线垂直，并且太阳高度角较小时，造成反照率的减小量更大［34－36］.模拟结果表明［35］，当太阳高度角为8°时，雪面波纹可以使反照率减小0.17.Leroux等［37］的研究也表明，当太阳高度角为23°，太阳直接辐射与雪面波纹轴线垂直时，可以使反照率减小0.09，若二者平行，将减小0.05；太阳高度角小于40°时，雪面波纹均会对反照率产生影响.

地形对反照率的影响也比较显著.在倾斜冰川／积雪面，若总辐射和反射辐射表仍以水平方式安装，当太阳直射光线与坡面夹角较大时，所观测到的总辐射小于实际接收的总辐射，而反射辐射却相应增加，由此导致观测到的反照率小于真值；当太阳直射光线与坡面夹角较小时，结果则相反.一般情况下，南北走向坡面引起的误差大于东西走向的坡面，而且坡度越大，误差也越大［32］.Grenfell等［33］在南极的观测表明，当坡度为2°，太阳高度角为20°时，坡面造成反照率增大或减小10%.根据在玻利维亚Zongo山地冰川（16°00′S，68°00′W，海拔5 150m）的辐射观测资料，Sicart等［38］定量分析了坡面对晴天冰川反照率造成的影响：当坡度为7.8°时（坡向朝东北方向），在早晨和下午造成的反照率误差分别为－12%和27%；当坡度为3.2°时（坡向朝东南方向），在早晨和下午造成的反照率误差分别为－4%和26%.为了尽可能减小坡面对反照率造成的误差，一般采用以下两种方法；一是选择太阳正午前后观测的资料计算日反照率［38］；二是将辐射传感器调整到与坡面平行进行观测［39］.

由于影响反照率的因素较多且复杂，许多学者提出了计算反照率的参数化方案.早在1956年，美国学者就以降雪以后的天数为参数，提出了计算反照率的参数化方案：

式中：α0为积雪最小反照率；nd为降雪以后的日数；b、k为相关系数.Brock等［39］在总结前人工作的基础上，又提出了根据降雪以后大于零度的日最高气温的积温计算积雪面反照率的参数化方案，以及根据海拔计算冰面反照率的参数化方案.

当积雪深度≥0.5cm水当量时：

当积雪深度＜0.5cm水当量时：

在冰面时：

式中：Ta为降雪以后大于零度的日最高气温积温；αu为碎石面的反照率；E为海拔.

综合分析冰川／积雪面反照率参数化方案来看，其自变量包括积雪深度、雪密度、融化量、太阳高度角、气温、日最高气温的积温等［13，32，39］.由于冰川／积雪面反照率时空变化非常大，而且影响因子多而复杂，参数化方案均是根据定点观测资料所获得，因此其普适性相对较差.

此外，利用卫星遥感资料计算和分析冰川／积雪面反照率也是一种有效手段.Stroeve等［40－41］先后利用NOAA／AVHRR、EOS／MODIS等资料，并结合地面定点观测资料，分析了格陵兰冰盖反照率的时空变化特征.

1.3 冰川／积雪面的辐射传输模式

为了便于在分布式能量平衡模式和冰川融化模式中的应用，发展冰川／积雪面的辐射传输模式也是主要的研究内容之一.其重点是研发总辐射和大气长波辐射模式.

在不区分直接辐射和散射辐射的情况下，根据在阿尔卑斯山冰川的观测资料，1955年Sauberer提出了总辐射的单点计算公式，1983年Kasten也提出了采用大气层顶的太阳辐射、大气光学质量、大气浑浊度计算总辐射的模式［13］：

式中：S为大气层顶的太阳辐射；Gcalc为计算出的地表辐射；τL为大气浑浊度；mr为大气光学质量；γ、β为根据观测资料计算出的常数.考虑到多次反射的因素，Konzelmann等［42］又进一步发展了Kasten的计算模式：

式中：αair、αs分别为大气和地表的反照率.并且给出了采用气温、气压、海拔和太阳高度角计算mr和τL的计算方法，模式同时考虑了云对总辐射的影响.该模式在晴天和阴天的不确定性分别为3%和7%.

Munro等［43］和Varley等［44］分别提出了在倾斜冰川／积雪面计算总辐射的分布式模式.考虑到冰川／积雪与周围地形之间的多次反射，Dozier［45］发展了分光谱计算总辐射的模式.但是由于上述模式的运行需要输入不同高度的臭氧和水汽值，给实际应用带来了困难.

大气长波辐射主要受大气层温度垂直分布，以及大气中的水汽、二氧化碳、臭氧等含量的影响.在1963年，Swinbank［46］提出了在晴天情况下，大气长波辐射（L↓）与气温（Ta）的关系式：

在总结前人工作的基础上，Konzelmann等［42］又进一步改进了大气长波辐射的计算模式：

式中：εc为晴天大气的比辐射率；n为云量；εoc和p为经验系数.经过与实测资料对比，在晴天和阴天，对日平均大气长波辐射模拟的不确定性分别为3%和5%，对瞬时大气长波辐射模拟的不确定性分别为4%和6%.该模式在不同的冰川／积雪面被广泛应用［13，22］.

2 冰川／积雪面能量通量计算方法研究

自1936年Sverdrup［8］首次将梯度通量方法用于冰川／积雪面潜热和感热的计算以后，其能量通量的计算方法就随着大气边界层理论的发展而发展［9，11－12，47］.计算冰川／积雪面能量通量的方法有3种，既廓线法、总体空气动力学法和涡动相关法.

采用廓线法计算感热（QH）和潜热（QE）方法如下：

式中：¯θ和¯q分别为位温和相对湿度；ρa为空气密度；cp为空气定压比热；Lv为气化潜热；z为距地面高度；KH和KE为感热和潜热的湍流扩散系数.由于廓线法对近地层气温、湿度和风速梯度的测量精度要求比较高，在实际观测中很难获得满足要求的完整梯度观测资料，而且湍流扩散系数的计算也存在不确定性［9］，由此限制了该方法的应用.

从20世纪末开始，总体空气动力学法逐渐代替廓线法，被广泛应用于冰川／积雪面的能量通量计算中［30，48－51］，其计算方法如下：

式中：k为卡曼常数；u、T分别为观测高度（z）处的风速和气温；Ts、qs分别为地表的温度和湿度混合比；φm、φh、φv分别是动量、感热和潜热通量的无量纲稳定度函数，当大气处于稳定状态时（Rib＞0）：

当大气处于不稳定状态时（Rib＜0）：

Rib为表示大气边界层稳定度状态的总体理查逊数：

式中：g为重力加速度；z0m、z0T、z0q分别是动量、感热和潜热通量的粗糙度.由于在冰川／积雪面水汽和热量的传输过程基本相似，因此在计算过程中均不考虑z0T与z0q之间的差异［52］.大量研究表明，z0T和z0q通常比z0m小1到2个量级［12，52－53］.由于z0T和z0q比较难确定，在计算过程中通常假定三者相等［30，50－51］.Bintanja等的研究表明，该假设在光滑表面比较符合实际，但对于粗糙度较大的冰川／积雪面，将有可能导致计算通量值大于实际通量值［54］.

总体空气动力学法的优点是假设冰川／积雪面的水汽始终处于饱和状态，由此可以方便的获得qs.不足之处是冰川／积雪面受降雪、风吹雪、冰川或积雪融化等因素的影响，粗糙度变化范围比较大（一般在0.004～120mm之间）［13］，而且难以确定.尽管目前有许多计算粗糙度的方法［50，52，55］，但大都有局限性，尚无有效的手段解决该问题.

涡动相关法是采用超声风速温度仪测量和计算地表通量的一种方法.自1970年代初，涡动相关技术被用于边界层湍流通量的观测后，1972年Thorpe等［11］首次将涡动相关技术应用于北极海冰的通量观测，在定量分析了潜热和感热特征的基础上，还获得了总体输送系数.Munro［56］采用并行观测的方式，对涡动相关法和总体空气动力学法的结果进行了比较，得到了比较一致的结果.由于超声风速温度仪需要经常进行现场维护，但在冰川／积雪覆盖的高海拔地区很难完全满足要求，而且观测的数据量非常巨大，对数据采集器的存储容量要求也比较大.因次，采用涡动相关法只能进行短期的观测［13，56］.

需要特别指出的是冰川／积雪面湍流通量的计算是基于近地面存在常通量层.但许多研究表明，由于辐射的加热作用，白天在近地层20～40cm之间会形成“暖层”，导致常通量层不存在，由此可能造成计算结果出现误差［13，50－51］.此外，无论是廓线法，还是总体空气动力学法，都要求下垫面平坦而且均匀.因此上述方法目前还无法应用在倾斜的冰川／积雪面［57］.

3 冰川／积雪面能量平衡特征研究

在具有代表性的冰川／积雪面开展能量平衡特征研究，一方面可以从物理机制上揭示冰川对气候变化的响应；另一方面可以发展能量－物质平衡模式，为预估未来冰川的变化提供有效手段，同时还可为准确解释冰芯气候环境记录提供基础数据.为此，国际上在南半球山地冰川、欧洲阿尔卑斯山地冰川、南极和格陵兰冰盖等地开展了许多研究，并取得了大量研究成果.

表2列举了1970年代以来在典型冰川／积雪面的研究结果.除南北极和冬季玻利维亚Illimani冰川以外，其余冰川／积雪面的净辐射都为正值，说明是其能量来源之一；感热通量都为正值，表明大气向其输送能量；大部分潜热为负值，表明冰川／积雪面有升华现象.

利用1998－2000年在Zongo山地冰川（16°00′S，68°00′W）两个自动气象站AWS1（消融区，海拔5 060m）、AWS2（积累区，海拔5 150m）的观测资料，Sicart等［51］的分析表明，温度、湿度和长波辐射的季节变化是影响热带高海拔冰面能量平衡的关键变量.Wagnon等［26］针对该冰川的进一步研究表明，空气湿度是影响冰川融化的主要气象因子，温室气体增温效应通过感热形式传输到冰面，从而引起冰川的融化，并得出热带高海拔冰川升华作用比南极强的结论.Yukari等［58］分析了巴塔哥尼亚南部Tyndall（51°15′S，73°15′W，海拔700m）和Moreno冰川（50°28′S，73°02′W，海拔330m）、北部Soler（46°54′S，73°10′W，海拔400m）和San Rafael冰川（46°41′S，73°51′W，海拔103m），以及新西兰Franz Josef冰川（43°24′S，170°12′W，海拔500m）的观测资料以后，认为不同冰川能量通量相差较大，但总能量通量变化幅度都在240～300W·m－2之间，没有明显差异.

此外，King等［65］的研究表明，冬季南极大气通过感热持续向冰面输送能量，潜热在能量平衡中比值很小，说明升华作用不明显.Schneider［66］的研究表明，夏季南极半岛大气也向冰面输送能量，日平均值为35.5W·m－2，而潜热为负值，日平均值为－25.5W·m－2.Bintanjia等［67］还模拟了东南极Heimefrontfjella夏季纯冰面升华量，通过和Svea（74°35′S，11°13′W，海拔1 250m）观测点的实际观测资料对比，证明模拟结果基本与观测值相等.

Stichler等［68］的研究还表明冰川积累区粒雪层内的水汽混合和其表面的升华作用，会对安第斯山Cerro Tapado冰川（30°08′S，69°55′W，海拔5 536 m）中的稳定同位素比率产生重要影响；每天2～4 mm的升华量会造成同位素散失，导致重建的历史资料有可能产生误差.Ginot等［69］在Cerro Tapado冰川的研究也表明，由于干沉降和升华作用导致粒雪层的阴阳粒子（CI－，，K＋，Ca2＋，Mg2＋，Na＋，C2）增加，同时使HCOOH、CH3COOH和HNO3等成分散失.

4 我国在冰川／积雪－大气相互作用方面的研究进展

我国在该领域的研究最早始于1960年，在幕士塔格山切尔干布拉克冰川（38°15′N，75°06′E，海拔4 750m）开展了基于能量平衡方面的观测研究［70］.随后又分别于1962、1963和1966年，在天山乌鲁木齐河源1号冰川（43°00′N，87°00′E，海拔3 820m）、祁连山水管河1号冰川（37°00′N，102°00′E，海拔4 200m）以及珠穆朗玛峰绒布冰川（28°04′N，86°52′E，海拔5 440m）进行了短期的观测研究.在切尔干布拉克冰川、乌鲁木齐河源1号冰川和祁连山水管河1号冰川的研究表明，能量耗散主要用于冰川消融和升华，占总散失能量的99%以上.而在珠穆朗玛峰中绒布冰川，其消融和升华消耗的热量只占散失总能量的49%，42%的能量以感热形式散失［71－75］.白重瑗等［76］的研究结果表明，1974－1975年喀喇昆仑山巴托拉冰川（36° 33′N，74°39′E，海拔3 375m）辐射总收入的最小值一般出现在粒雪面，最高值出现在冰碛物表面.结合廓线法，他们还计算了冰川消融区的感热和潜热；在能量收入项中，辐射量占89.2%，感热和凝结释放的潜热占10.8%；在能量消耗项中，冰川融化和升华分别占83.3%和11.1%，造成日融化和升华量分别为61.4mm和0.91mm.

随着探测手段的改进，从1990年代开始，我国又相继在唐古拉山冬克玛底、天山乌鲁木齐河源1号冰川、科契卡尔巴西和祁连山“七一”冰川等开展了能量平衡研究.张寅生等［77］于1991年9月－1993年9月在唐古拉山冬克玛底冰川平衡线附近（33°02′N，90°02′E，海拔5 600m）的观测研究表明，净辐射全年有5个月左右为负，潜热基本与净辐射成反向的季节变化，而感热全年均为正值，是冰面主要能量来源之一，冰川热传导交换对能量平衡的贡献很小.康尔泗等［78］以乌鲁木齐河源1号冰川的日照时数、日平均气温、低云量、水气压和风速等为基本输入因子，建立了冰川消融的参数化模式.李晶等［79］于2005年夏季在天山南坡科契卡尔巴西冰川消融区（41°48′N，80°10′E，海拔4 200m）的研究表明，净辐射是消融期的主要能量来源，占81%，平均值为63W·m－2，冰川融化和升华消耗的热量分别占能量总支出的69%和29%，平均值分别为54W·m－2和23W·m－2.此外，自2005年开始，在祁连山“七一”冰川和老虎沟冰川也相继开展了相关的观测试验研究［80－83］.

从1980年代开始，随着我国在南北极科学研究的开展，针对冰川／积雪面辐射及能量平衡的研究工作也同步进行.我国科学家先后在南极长城站（62°13′S，58°58′W）和中山站（69°22′S，76°22′E）开展了辐射平衡观测，研究了总辐射、紫外辐射、净辐射的变化特征［84－86］.卞林根等［87］还通过在东南极冰盖（69°25′S，76°16′E，200m）获取的超声风温资料，计算和分析了冰面的湍流强度和动能、感热，并得出了冰面粗糙度（0.43mm）和拖曳系数（1.8×10－3）.从1990年代开始，在北极地区也相继开展了北冰洋浮冰区气象要素和辐射特征观测［88］、北冰洋浮冰和开阔海面上的能量平衡［89］、北冰洋浮冰区大气边界层结构特征［90］，以及北极近地面湍流输送能力的特征参数［91－92］.总体来看，我国在该领域的观测研究较多，但理论研究相对缺乏.

5 结语

冰川／积雪－大气之间相互作用研究源于观测，是试验性很强的科学.近一个世纪以来，观测试验研究的进展主要表现在4个方面：1）在观测地域上从欧洲开始逐渐拓展到全球；2）从单点的观测向多点、乃至整条冰川、冰盖等的观测方向发展；3）由于探测技术的发展和观测方法的改进，自上世纪末开始了长期连续的观测试验；4）随着研究的不断深入，无论是观测要素、还是影响观测的因素等考虑的更加全面，观测的系统性更强.理论研究的进展主要体现在3个方面：1）提出了冰川／积雪面的反照率参数化方案；2）发展了冰川／积雪面的辐射传输模式；3）能量通量的研究基本与大气边界层相关理论的同步发展.

由于冰川／积雪所处的特殊地域和复杂的下垫面特征，在研究中仍面临以下挑战：1）如何准确获取辐射通量仍然存在诸多不确定性因素.一方面由于复杂地形、高反照率地表，以及云等诸多因素的综合影响，在不同地区，甚至同一地区的不同地点，各辐射通量都存在很大差异；另一方面，辐射传感器表面的积雪、结冰、霜等均会对辐射观测值造成影响，冰川运动和融化等因素引起的辐射传感器倾斜也将造成比较大的观测误差［93］；2）影响冰川／积雪面反照率的因子多而复杂，造成反照率的时空变化非常大，给研发普适性较强的反照率参数化方案带来诸多困难；3）湍流通量的计算尚存在不确定性.一是由于受降雪、风吹雪、冰川积雪融化等因素的综合影响，导致推算粗糙度的不确定性增大；二是在冰川／积雪面的近地层常通量层有时遭到破坏，造成湍流通量的计算结果出现误差；三是目前计算湍流通量的方法只能应用在平坦的下垫面，尚无法开展复杂地形条件下冰川／积雪面能量平衡空间分布特征的研究；4）如何发展分布式能量平衡模式，并与大尺度天气系统相结合仍面临许多技术难点.

因此，采用技术先进、性能稳定、精度较高的观测设备，在具有代表性的冰川／积雪面继续开展观测试验研究，并采用大气边界层的最新研究成果，结合冰川／积雪－大气之间相互作用的自身特点，开展辐射传输模式、反照率参数化方案、复杂地形条件下湍流通量的计算，以及能量平衡模式尺度转换等方面的理论研究，仍然是未来的研究重点.

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Progress in the Study of Interaction between Ice／Snow and Atmosphere

YANG Xing－guo1， QIN Da－he2， QIN Xiang2
（1.Gansu Meteorological Information and Technical Equip Safeguard Center，Lanzhou Gansu 730020，China；2.State Key Laboratory of Cryospheric Sciences，Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou Gansu 730000，China）

Abstract：Glaciers and snow cover，as the main components of the cryosphere，play very important role in the global and regional climate system.The study of interaction between ice／snow and atmosphere is the requirement of understanding physical process in the cryosphere and its feedback to the climate system，and is also the efficient measure to research the response of glaciers and snow cover to climate change，as well as can provide surface parameters of ice／snow for global（regional）climatic and hydrology models.During the last century，a large variety of observational experiments and the－ory results have been obtained，ranging from characteristics of radiation and energy balance on the ice／snow surface to energy－balance models.Despite considerable advances mentioned above，there are still a need to resolve some technique uncertainties and difficulties，such as measuring radiation fluxes exactly，developing universal albedo parameterization and distributed energy－balance models，calculating energy fluxes in complicated terrain covered with ice／snow，and thus further research is needed.

Key words：glacier；snow cover；atmosphere；interaction；study progress

中图分类号：P343.6

文献标识码：A

文章编号：1000－0240（2012）02－0392－11

收稿日期：2011－09－18；

修订日期：2011－12－03

基金项目：国家重点基础研究发展计划（973计划）项目（2007CB411503）；国家自然科学基金项目（41071046）资助

作者简介：杨兴国（1967－），男，甘肃民乐人，研究员，2010年在中国科学院寒区旱区环境与工程研究所获博士学位，现主要从事寒区旱区陆面过程观测试验研究.E－mail：yxg＿yjz＠sina.com