1) water equivalent snow depth
冰雪水当量
2) snow water equivalent
雪水当量
1.
The passive microwave remote sensing is the most reliable method to retrieve snow depth and snow water equivalent globally.
总结分析了积雪被动微波遥感的主要模型,并对其方法、特点和适用性进行了较详细评述,重点介绍了NASA算法在雪深和雪水当量反演中的应用、反演结果的不确定性以及对它的改进。
2.
This paper presents a method to monitor the snow water equivalent(SWE) change in the Tibetan plateau.
在二阶积雪散射模型模拟结果的基础上,针对GPM的数据特点,提出一种利用Ku波段不同入射角下积雪散射特征差异进行雪水当量监测的方法,并以TRMM/PR数据为例,对青藏高原部分特征地区进行了分析,证实了该方法在理论上的可行性。
3.
Snow water equivalent (SWE) is an important factor in the variable study of snow storage.
首先介绍了被动微波遥感数据在监测积雪方面的国内外研究进展 ,对现存的雪水当量 (SWE)估算算法 (和模型 )的适用性进行讨论。
3) waterequivalent of perpetual snow
积雪水当量
4) snow water equivalent
雪水当量 SWE
5) snowpack water equivalent
雪的水当量
6) snow-ice-melting water
雪冰融水
补充资料：冰雪融水径流
冰川冰、粒雪和冰川表面的积雪融水汇入冰川末端河道形成的径流。有的定义为整个冰川作用区，包括裸露山坡的雨雪形成的径流。当冰川覆盖率接近1.0,上述两定义所述径流数值相近，否则相差较大。冰雪融水是高寒山区河流重要的水源。
据估算,中国多年平均冰雪融水量约550亿米3,约占全国多年平均径流量2.64万亿米3的2％，其中内陆河流的冰雪融水量约为250亿米3，约占冰雪总径流量的45％，外流河的约300亿米3，占55％。冰雪融水对河川径流的补给百分比的分布趋势，是由青藏高原边缘的10％向高原腹地递增至30～40％。
冰雪消融因素 由0℃的冰转为0℃液态水需要消耗一定的热量（79.7卡／克）。这种热源主要是太阳辐射热，其次是冰面与近地面层大气湍流交换热和水汽凝结释放热。冰川消融与辐射平衡的关系密切（图1）。冰面辐射平衡值决定于冰面反射率，冰面反射率越大，冰面辐射平衡值越小，而冰面反射率的大小与冰面性质和污化有关。冰面反射率由冰舌末端至粒雪盆随高度递增，故冰面消融强度随高度减弱。冰面的污化，如表碛（堆积于冰川上的石块）也影响反射率（见冰雪消融的人工调节）。珠穆朗玛峰绒布冰川表碛厚度小于0.2厘米，能促进冰川消融；厚度超过3.0厘米，则减弱冰川消融。坡向也影响消融，南坡冰面消融强度大于北坡。液态降水可促进冰川消融。冰川消融强度以气温增高1℃时冰川的日消融深（毫米）表示。
冰雪融水径流的形成 北半球春季气温回升到 0℃以上，低山带积雪首先开始融化，随着季节的推移，积雪的消融逐步扩展到中、高山带。这时形成的融雪径流是山区河流春汛（4～5月）的补给来源。4月底至5月初冰舌末端季节积雪开始融化，融水大多渗入雪层的孔隙中。夜间，气温急剧下降，雪层中的水冻结成冰，径流十分微小。到了强烈消融期（6～8月），气温不断上升，冰舌末端的季节积雪融完，冰面消融扩大到粒雪区，产生大量冰面径流，冰面侵蚀作用随之产生，在冰面上形成网状水流。水流一部分顺着冰面向冰舌末端河道排泄，一部分渗入冰裂隙和冰内垂直通道，通过冰下河道排入河流。冰内、冰下河道主要发育于温冰川，而冷性冰川以冰面径流为主。
冰雪融水径流的估算方法 主要有示踪法、氚含量法。根据这两种方法可以估算冰川径流的组成，如冰融水、粒雪融水和雪融水的量及相应的停蓄时间。在阿尔卑斯山弗尔纳格特冰川，来自冰舌末端的冰川冰融水的停蓄时间为 4小时，来自粒雪区的粒雪融水约为30小时，来自冰川更高的部位的积雪区的雪融水约达 430小时。此外，还有用气象要素对比分析法分割流量过程线，以及线性水库理论分析法和冰川径流模数倍比法等。
冰雪融水径流的基本特征 ①冰雪径流日变化大，这是区别于其他河流径流的重要特征。乌鲁木齐河Ⅰ号冰川水文断面（流域面积F = 3.34平方公里）最低水位出现在8时左右，最高水位出现在17～18时（图2）。洪扎河巴托拉上桥站（F = 4975平方公里），峰、谷分别出现在 2时左右和20时左右。峰谷水位出现时间滞后于相应气温的出现时间，滞后时间值与水文站离冰舌距离、流域面积大小有关。峰谷交替及其形态的陡缓与冰内蓄水量、排泄条件有关。②冰雪径流的年内分配极不均匀。5月初消融初期流量比较小,径流量高度集中在强烈消融期(6～8月)。祁连山老虎沟冰川1960年6～8月径流量占年径流量的90.0％（图3）。海洋性冰川的消融期，一般为 4～10月，大陆性冰川为5～9月。③冰雪径流的年际变化主要受气候变化制约。在高温干旱年份，冰川支出量大于积累量，冰川处于负平衡状态，冰雪径流量大，为丰水年。在低温湿润年，冰川物质积累量大于支出量，冰川由负平衡转为正平衡状态，冰雪径流量较小。冰雪径流年际变化以冰雪径流变差系数(Cv用区的冰雪径流变差系数比出山口河流径流的变差系数大,前者Cv=0.20～0.30,后者Cv=0.10～0.20。④冰雪径流模数。指单位时间内单位冰川面积的融水量，以升/（秒·平方公里）表示。 它反映不同类型的冰川、或同一类型但分布在不同气候区的冰川的融水径流强度。海洋性冰川的径流模数比大陆性冰川大。中国的念青唐古拉古乡冰川（海洋性）的径流模数为190升/（秒·平方公里），帕米尔慕士塔格山的一条冰川（大陆性）为40升/（秒·平方公里）。同样是大陆性 (或海洋性)冰川，降水量少冰雪径流模数小，反之，则大。
冰雪融水对河流的补给 冰川象一座"固态水库"起着多年调节河流径流量的作用。在高温干旱年份，冰川释放大量冰雪融水，补充河流水量的不足，而在冷湿年份天然固态降水储存于冰川。冰雪融水可以缓和河流丰枯水年水量的变化。这种调节能力主要视冰雪融水对河流补给比重的大小。中国天山西段台兰河，冰雪融水补给量约占50％,1962年降水量比正常年减少19.6％,而河流径流量却比正常年大23.2％。1971年降水量比正常年大46.5％，而河川径流量却小9.9％。
据估算,中国多年平均冰雪融水量约550亿米3,约占全国多年平均径流量2.64万亿米3的2％，其中内陆河流的冰雪融水量约为250亿米3，约占冰雪总径流量的45％，外流河的约300亿米3，占55％。冰雪融水对河川径流的补给百分比的分布趋势，是由青藏高原边缘的10％向高原腹地递增至30～40％。
冰雪消融因素 由0℃的冰转为0℃液态水需要消耗一定的热量（79.7卡／克）。这种热源主要是太阳辐射热，其次是冰面与近地面层大气湍流交换热和水汽凝结释放热。冰川消融与辐射平衡的关系密切（图1）。冰面辐射平衡值决定于冰面反射率，冰面反射率越大，冰面辐射平衡值越小，而冰面反射率的大小与冰面性质和污化有关。冰面反射率由冰舌末端至粒雪盆随高度递增，故冰面消融强度随高度减弱。冰面的污化，如表碛（堆积于冰川上的石块）也影响反射率（见冰雪消融的人工调节）。珠穆朗玛峰绒布冰川表碛厚度小于0.2厘米，能促进冰川消融；厚度超过3.0厘米，则减弱冰川消融。坡向也影响消融，南坡冰面消融强度大于北坡。液态降水可促进冰川消融。冰川消融强度以气温增高1℃时冰川的日消融深（毫米）表示。
冰雪融水径流的形成 北半球春季气温回升到 0℃以上，低山带积雪首先开始融化，随着季节的推移，积雪的消融逐步扩展到中、高山带。这时形成的融雪径流是山区河流春汛（4～5月）的补给来源。4月底至5月初冰舌末端季节积雪开始融化，融水大多渗入雪层的孔隙中。夜间，气温急剧下降，雪层中的水冻结成冰，径流十分微小。到了强烈消融期（6～8月），气温不断上升，冰舌末端的季节积雪融完，冰面消融扩大到粒雪区，产生大量冰面径流，冰面侵蚀作用随之产生，在冰面上形成网状水流。水流一部分顺着冰面向冰舌末端河道排泄，一部分渗入冰裂隙和冰内垂直通道，通过冰下河道排入河流。冰内、冰下河道主要发育于温冰川，而冷性冰川以冰面径流为主。
冰雪融水径流的估算方法 主要有示踪法、氚含量法。根据这两种方法可以估算冰川径流的组成，如冰融水、粒雪融水和雪融水的量及相应的停蓄时间。在阿尔卑斯山弗尔纳格特冰川，来自冰舌末端的冰川冰融水的停蓄时间为 4小时，来自粒雪区的粒雪融水约为30小时，来自冰川更高的部位的积雪区的雪融水约达 430小时。此外，还有用气象要素对比分析法分割流量过程线，以及线性水库理论分析法和冰川径流模数倍比法等。
冰雪融水径流的基本特征 ①冰雪径流日变化大，这是区别于其他河流径流的重要特征。乌鲁木齐河Ⅰ号冰川水文断面（流域面积F = 3.34平方公里）最低水位出现在8时左右，最高水位出现在17～18时（图2）。洪扎河巴托拉上桥站（F = 4975平方公里），峰、谷分别出现在 2时左右和20时左右。峰谷水位出现时间滞后于相应气温的出现时间，滞后时间值与水文站离冰舌距离、流域面积大小有关。峰谷交替及其形态的陡缓与冰内蓄水量、排泄条件有关。②冰雪径流的年内分配极不均匀。5月初消融初期流量比较小,径流量高度集中在强烈消融期(6～8月)。祁连山老虎沟冰川1960年6～8月径流量占年径流量的90.0％（图3）。海洋性冰川的消融期，一般为 4～10月，大陆性冰川为5～9月。③冰雪径流的年际变化主要受气候变化制约。在高温干旱年份，冰川支出量大于积累量，冰川处于负平衡状态，冰雪径流量大，为丰水年。在低温湿润年，冰川物质积累量大于支出量，冰川由负平衡转为正平衡状态，冰雪径流量较小。冰雪径流年际变化以冰雪径流变差系数(Cv用区的冰雪径流变差系数比出山口河流径流的变差系数大,前者Cv=0.20～0.30,后者Cv=0.10～0.20。④冰雪径流模数。指单位时间内单位冰川面积的融水量，以升/（秒·平方公里）表示。 它反映不同类型的冰川、或同一类型但分布在不同气候区的冰川的融水径流强度。海洋性冰川的径流模数比大陆性冰川大。中国的念青唐古拉古乡冰川（海洋性）的径流模数为190升/（秒·平方公里），帕米尔慕士塔格山的一条冰川（大陆性）为40升/（秒·平方公里）。同样是大陆性 (或海洋性)冰川，降水量少冰雪径流模数小，反之，则大。
冰雪融水对河流的补给 冰川象一座"固态水库"起着多年调节河流径流量的作用。在高温干旱年份，冰川释放大量冰雪融水，补充河流水量的不足，而在冷湿年份天然固态降水储存于冰川。冰雪融水可以缓和河流丰枯水年水量的变化。这种调节能力主要视冰雪融水对河流补给比重的大小。中国天山西段台兰河，冰雪融水补给量约占50％,1962年降水量比正常年减少19.6％,而河流径流量却比正常年大23.2％。1971年降水量比正常年大46.5％，而河川径流量却小9.9％。
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参考词条