云量對祁連山老虎溝12號冰川表面能量平衡的影響

鄒小偉， 孫維君， 楊堤益， 王英珊， 李延召，晉子振， 杜文濤， 秦 翔

（1.山東師范大學地理與環境學院，山東 濟南 250014； 2.浙江省海寧市氣象局，浙江 海寧 314400； 3.中國科學院西北生態環境資源研究院冰凍圈科學國家重點實驗室祁連山冰川與生態環境綜合觀測研究站，甘肅 蘭州 730000）

0 引言

近年來，在全球氣候變化背景下，冰川、凍土、積雪等冰凍圈要素的快速變化對全球生態環境、海平面變化和水資源安全產生了重要影響［1］，引起了國內外學者的廣泛關注。冰凍圈要素的變化是全球氣候變化的研究熱點之一，冰凍圈要素的物理過程即表面能量和物質平衡，是冰凍圈與大氣圈聯系的紐帶，深入了解兩者之間的聯系機制，有助于了解冰凍圈要素過去和現在的狀態，提高預測未來氣候狀態的精度。

近幾十年研究發現，青藏高原上的冰川一直處于退縮狀態，冰川物質處于負平衡狀態［2-5］，冰川物質損失主要是由冰-氣相互作用不平衡導致［6］，可以用冰川表面能量平衡描述。冰-氣相互作用界面的能量平衡受冰川區氣象條件和冰川表面物理性質的控制［7-8］，而凈短波輻射和氣溫是影響冰川消融的主導因子［9］。凈短波輻射是冰川表面最主要的能量來源，凈長波輻射是主要的能量支出，二者主要受云量影響。云量影響冰川表面的輻射收支，使大氣中氣溫、水汽、風速、氣溶膠等因素在不同云量條件下呈現出明顯的差異，對冰川表面輻射及湍流等產生影響，進一步影響冰川消融。

近十年來，云量對冰川表面能量平衡影響研究在南、北極及全球其他地區的山地冰川區域被廣泛開展［1，10-12］。Walsh 等［13］討論了北極地區云輻射和溫度的相關關系，在9 月至次年3 月的陰天條件下，最大的云輻射強迫約20～30 W·m-2，地表溫度比晴空條件下高6～9 ℃。Van den Broeke 等［11］研究表明冰川表面能量收支在云量影響下產生的變化與大氣邊界層的變化幾乎一致。Sicart 等［14］研究表明，在山地冰川區，云量主導著向下長波輻射的變化。Conway 等［1］研究表明云量對冰川表面能量收支的影響存在季節差異，春季和秋季陰天的影響最為強烈。Yamanouchi［15］討論了云量影響地表的輻射收支對北極放大效應（變暖）的貢獻，在溫暖狀態下，云量可以使向下長波輻射從170 W·m-2增加到320～330 W·m-2。Chen 等［16］利用2011—2012 年觀測的氣象數據研究了云量對老虎溝12 號冰川消融的影響，在7—8 月，受云量影響削弱的入射短波輻射量大于增加的向下長波輻射量，對冰川消融產生抑制作用，而Van Tricht 等［17］利用衛星觀測、氣候模型數據和雪模型模擬的獨特組合表明，云對格陵蘭冰蓋的融水再凍結有抑制作用，從而加速裸冰的暴露、增加融水徑流。還有一些研究詳細介紹了冰川表面能量平衡受云量影響產生的變化與冰川表面邊界層性質的變化相一致［18］?；谝陨涎芯堪l現，云量對能量平衡的研究主要集中在南極和北極地區的冰川，青藏高原地區云量對能量收支及冰川消融的影響研究相對較少。

為加深對青藏高原地區典型大陸型冰川的冰-氣相互作用以及云量對冰川消融物理過程影響的理解，在祁連山西段的老虎溝12 號冰川（簡稱12 號冰川）消融區開展了能量平衡試驗觀測研究?；谟^測的氣象數據和雪深數據，結合能量平衡模型開展了12號冰川消融模擬研究，通過短波輻射參數化方案計算12號冰川云量，定量分析云量因子對冰川表面能量收支及冰川消融的影響。以上研究對于揭示典型大陸型冰川上云量變化對冰川表面能量收支影響研究具有一定的借鑒意義，同時還可以為探討大陸型冰川對氣候變化響應研究奠定一定的數據基礎。

1 研究區概況

祁連山為河西走廊重要的水源地。祁連山老虎溝12 號冰川（冰川編目5Y448D0012，39°26.4′N，96°32.5′E）位于青藏高原東北部（圖1），祁連山西麓，冰川面積約為21.03 km2，全長約為9.8 km［19］，由東西兩支冰川組成的，東西冰川平均厚度分別約為190 m和150 m［20］，冰川海拔最高處5 483 m a.s.l.，冰川末端4 260 m a.s.l.。12號冰川常年受到西風環流的影響，海拔4 550 m a.s.l.處（消融區）年降水量約為377 mm，且主要集中在5—9 月，年平均氣溫為-9.2 ℃，夏季氣溫高于0 ℃［21］，氣溫季節變化較大，屬于典型的大陸型冰川［22］。冰川末端流速小于中部，冰川由南向北流動，冰川西側分支移動速率相對較大，2014—2016年最大移動速率為2.56 m·d-1［23］。

圖1 老虎溝12號冰川位置及自動氣象站（AWS）位置Fig.1 The location of the Laohugou Glacier No.12 and AWS

2 數據與方法

2.1 數據來源與處理

自動氣象站（automatic weather station，AWS）（圖1）架設在12 號冰川消融區4 550 m a.s.l.處相對平坦開闊的冰川表面，測量的氣象要素包括氣溫、相對濕度、氣壓、風速風向、降水以及輻射四分量，其中降水數據是通過T200B 觀測得到。所有的數據被數據采集器（CR1000）記錄，每10 s 采集一次數據，半小時輸出一次平均值。在12 號冰川4 550 m a.s.l.處布設2 m×2 m 消融場，共9 根花桿進行冰川表面消融觀測［24］。文中采用的時間均為北京時間，氣象站傳感器安裝配置見表1。

表1 AWS傳感器各項參數Table 1 Sensor information of AWS

氣象數據異常值主要采取剔除、插補等方法進行修正，對于缺失值通過線性插值得到［5］。反照率通過反射短波輻射與入射短波輻射之比計算得到，輻射傳感器表面被雪覆蓋或結冰導致入射短波輻射被低估，導致反照率大于1，參考?stby 等［25］的修正方法：入射短波輻射=反射短波輻射×1.1。此外，受到傳感器安裝高度的影響，向上長波輻射受到空氣中反射的長波輻射影響，導致向上長波輻射大于315 W·m-2，根據斯蒂芬-玻爾茲曼定律［26］，受冰/雪融點的影響，向上長波輻射小于等于315 W·m-2，當出現大于315 W·m-2時，修正為315 W·m-2。

2.2 方法

2.2.1 云量

云量的日值（06：30—18：30，北京時間）可以用云量因子（無量綱）表示［27］，計算云量因子的方案有很多，包括長波輻射［11］、短波輻射［27］、相對濕度［28］等方案，其中，Favier 等［27］和Sicart 等［29］分別在Antizana冰川和Zongo冰川利用短波輻射方案中的經驗性公式計算云量因子，能夠很好的描述天空中云量的變化，故選擇該參數化方案在12號冰川進行云量因子計算：

式中：n為云量因子；Sin為入射短波輻射；大氣層頂輻射STOA計算參考Kumar等［30］的方案：

式中：So為太陽常數，取值1 367 W·m-2［31］；N為日序數；α為太陽高度角；L為觀測點緯度；δs為太陽赤緯；hs為時角。

陰晴天的劃分參考Van den Broeke 等［11］云量因子（0.3/0.7）劃分方法，不考慮降水的影響，本次分析主要通過月均值數據進行分析。

2.2.2 能量平衡方程

冰川表面的能量平衡公式如下［32］：

式中：Qm為冰川消融耗熱［當冰川表面溫度達到融點（273.15 K），冰川產生消融］；Sin和Sout分別為入射和反射短波輻射；Lin和Lout分別為向下和向上長波輻射；H和LE分別為冰川表面的感熱和潛熱通量；G為地表熱通量，占能量支出不足1%［5］，與其他能量相比非常小，一般忽略不計。上述各項均以冰川表面獲得能量為正，失去能量為負，單位為W·m-2。（1） 感熱和潛熱

整體空氣動力學法計算冰川表面湍流通量被廣泛應用［5］，因此感熱和潛熱通量可以表示為：

式中：ρa為當地空氣密度（kg·m-3）；u、Ta和q為測量高度z處的平均風速、氣溫和比濕度；Ts和qs分別為冰川表面溫度和比濕度，其中Ts利用向上長波輻射通過斯蒂芬-玻爾茲曼定律計算得到［26］；Cp為空氣定壓比熱（1 005.7 J·kg-1·K-1）；Lv為蒸發或升華潛熱（Ts=273.15 K，為2.501106J·kg-1，Ts＜273.15 K，為2.834×106J·kg-1）；CH和CE分別為熱量和水汽輸送系數，計算的均值均為0.0014。

地表粗糙度zom是計算湍流過程中最為關鍵的參數，在近中性大氣層結下利用兩層風速計算［32］：

式中：u1，u2分別為不同高度層的觀測風速；ψ0、ψ1和ψ2分別為在zom、z1和z2處的穩定度校正函數ψm，是z/L的函數，其中z為傳感器安裝高度，L為莫寧-奧布霍夫（Monin-Obukhov）長度［33］：

式中：u*、θ*和q*分別為動量（m·s-1）、熱量（k）和水汽（g·kg-1）湍流尺度；K為卡曼常數（Karman constant），為0.4，穩定度校正方案分別采用（z/L> 0）Holtslag（1988）［34］和（z/L< 0）Dyer（1974）［35］方案，熱量和水汽粗糙長度通過Andreas（1987）方案［36］計算得到。

（2） 冰川消融量

冰川融化量和蒸發/升華量之和為冰川消融量，分別利用Qm和LE計算冰川的消融速率M［37］和蒸發/升華速率ME［38］，單位為mm w.e.·s-1：

式中：ρ為水的密度（1 000 kg·m-3）；Lm為冰的溶解潛熱（3.34×105J·kg-1）；Lv為 蒸 發/升 華 潛 熱（Ts=273.15 K，Lv=2.501×106J·kg-1，當Ts＜273.15 K，Lv=2.834×106J·kg-1）。

（3） 冰川表面物質平衡

冰川表面物質平衡（SMB）是消融和累積的代數和，是冰川水熱狀態的綜合反映［39］。12 號冰川表面物質平衡是通過花桿觀測得到，在維護AWS 時測量消融，取9 根花桿的平均讀數作為間隔時間的表面消融，通過乘以雪/冰密度將消融轉化為水當量，采用的冰的密度為890 kg·m-3［2］，雪密度通過現場觀測得到。當冰川表面溫度達到0 ℃時，表面產生消融，因此可以從表面能量平衡的角度解釋冰川表面物質平衡，計算公式如下［40］：

式中：SMB 為表面物質平衡（mm w.e.）；Psnow為固態降水。參考王盛等［41］臨界氣溫方法劃分固液態降水的方案，分別取0 ℃和2 ℃作為三種相態降水的劃分閾值，2011年12號冰川液態降水主要集中在7月中下旬、8月中旬，固液混合態降水主要集中在6月中下旬、7 月初、8 月中旬，固態降水全年都有分布。

2.2.3 納什效率系數

納什效率系數（Nash-Sutcliffe efficiency coefficient，NSE）［42］，NSE 反映了模擬值和觀測值的比值與1∶1 線的靠近程度，結果越靠近1，說明相對誤差的絕對值越小，模擬精度高。公式如下：

式中：t為第t個樣本；n為樣本的個數；yt和分別為模擬值和觀測值；為觀測值的算術平均值。

2.2.4 Monte Carlo模擬

Monte Carlo 模擬用來評估模型的不確定性，在模擬時誤差被隨機分配到輸入的參數上，誤差是通過將與每個輸入變量相關的不確定性乘以正態分布的隨機數來計算的［1］，通過均方根誤差（RMSE）評估輸入參數與測量值振幅偏差，選擇合適的參數組合進行Monte Carlo模擬。

3 結果與討論

3.1 氣象要素的季節變化

圖2 為12 號冰川2011 年氣象要素的日均值變化狀況，12 號冰川海拔4 550 m a.s.l.的氣溫呈現明顯的季節變化，夏高冬低。平均氣溫為-9.3 ℃，最高和最低氣溫分別為5.3 ℃和-28.9 ℃，是典型的大陸型氣候特征。相對濕度變化趨勢大致與氣溫的變化一致，但波動更為顯著，相對濕度的均值為51%，最高和最低值分別為100%和10%，由于夏季氣溫高、降水多，故夏季的相對濕度明顯高于冬季，季節變化非常明顯。由于此處海拔較高，故氣壓較低，平均氣壓為583 hPa。結合風速和風向的分析得出，該地區地表附近的氣流受持續的冰川風控制（圖3，200°大致沿著冰川的中軸），同時受到西風帶的影響，盛行風向為西南風，次風向主要來自北風，可能與白天太陽輻射增強后形成的谷風有關［38］。風速平均值為2.4 m·s-1，冬夏季的風速有明顯的差異（冬季3.1 m·s-1，夏季1.2 m·s-1），冬季風速強勁，夏季風速較小，季節變化非常明顯，主要是由于冬季冰川表面溫度低，大尺度的壓力梯度和重力的共同作用下形成增強的冰川風，夏季不明顯，故風速較小，表現出典型的“高山型”風速特征［43］。

圖2 2011年老虎溝12號冰川氣象要素的日均值變化Fig.2 Daily mean values of meteorological elements at Laohugou Glacier No.12 in 2011

圖3 2011年老虎溝12號冰川半小時風速風向散點圖（200°大致沿冰川的中軸）Fig.3 Scatterplots of half-hourly wind speed and wind direction of Laohugou Glacier No.12 in 2011（200°roughly along the central axis of the glacier）

圖4 為老虎溝12號冰川2011年輻射四分量、云量因子、反照率的日均值變化及降雪事件出現的時間。入射和反射短波輻射均值分別為206 W·m-2和-124 W·m-2，這與扎當冰川、帕隆藏布4 號冰川處于相同的量級（230 W·m-2和-157 W·m-2，200 W·m-2和-122 W·m-2）［4］，入射短波輻射受天空中云量的影響，其波動與云量的波動相反，入射短波輻射的季節變化非常明顯，呈現明顯的夏高冬低，主要受太陽高度角及太陽日照時數等因素的影響［44］。反射短波輻射的變化趨勢與入射短波輻射相似，但在7 月19 日前后差距較大，主要是由于下墊面消融強烈，導致該時間段內反照率處于較低值（低于0.2），從而反射短波輻射出現較低值。向下和向上長波輻射均值分別為207 W·m-2和-261 W·m-2，根據斯蒂芬-玻爾茲曼定律［26］，向上長波輻射受下墊面溫度控制，其變化明顯小于受云量影響的向下長波輻射的變化，向下長波輻射受云量和氣溫的影響，波動非常明顯，在夏季達到最大值。反照率的均值為0.63，這與Zhu 等［4］在扎當冰川的結果處于相同的量級（0.68），其中在消融期（6—9 月）為0.49，這與Sun 等［5］在12 號冰川得到的結果相同，但明顯低于同處于消融期的扎當冰川（0.6），這可能與下墊面的消融程度（12 號冰川消融耗熱80 W·m-2，扎當冰川消融耗熱46 W·m-2）和冰雪中吸光性物質的含量有關［45］。在消融期反照率會出現快速的變化（如8 月3 日前后），反照率由0.2 急劇上升到0.9，這主要是受到降雪的影響［圖4（c）］。

圖4 2011年老虎溝12號冰川輻射四分量（Sin：入射短波輻射；Sref：反射短波輻射；Lin：向下長波輻射；Lout：向上長波輻射），云量因子和反照率的日均值變化及降雪事件出現時間Fig.4 Daily mean values of radiation（Sin：incoming shortwave radiation；Sref：reflected shortwave radiation；Lin：downward longwave radiation；Lout：upward longwave radiation），cloud factor and albedo，the time of snow event of Laohugou Glacier No.12 in 2011

3.2 云量對氣象要素的影響

根據Favier［27］短波輻射云量因子計算方案，得到12 號冰川2011 年的云量因子變化［圖4（c）］，年平均約為0.47，該值大于Chen 等［16］在12 號冰川通過長波輻射參數化得出的云量因子（0.35），差異可能是由于云量因子計算方案不同造成的。根據云量因子統計得到老虎溝12 號冰川晴天和陰天出現的頻率（圖5），12號冰川以多云天氣（0.3＜n＜0.7）為主，約占50%；5—9 月陰天明顯增多，10 月—次年3月晴天為主。

圖5 2011年老虎溝12號冰川晴天（n≤0.3）和陰天（n≥0.7）的出現頻率Fig.5 Monthly occurrence of clear-sky（n≤0.3）and overcast（n≥0.7）conditions of Laohugou Glacier No.12 in 2011

為分析云量對氣溫、風、比濕度、氣壓和相對濕度等氣象要素的影響，分析了12 號冰川2011 年不同天氣條件下的氣/冰川表面溫度、比濕度、相對濕度、氣壓和風速月均值變化情況（圖6）。陰天條件下，由于天空中云量增多，入射短波輻射被削弱，導致夏季氣溫降低，氣溫的總體變化小于晴天；另外，天空中云量增多，會提高夜間氣溫，減小氣溫的日較差。冰川表面溫度的變化與氣溫的變化趨勢相同，但與晴天相比，陰天條件下氣溫與冰面溫度的差值更小，主要是由于陰天條件下天空中云的長波輻射效應增加，輻射冷卻效應降低，地表溫度高于晴天。在陰天條件下比濕度（陰天2.9 g·kg-1，晴天1.7 g·kg-1）和相對濕度（陰天70%，晴天40%）更大，尤其在消融期（6—9 月）更加明顯；在非消融期，陰天和晴天條件下比濕是相當的。不同天氣條件下的氣壓差異相對較小。陰天和晴天的風速是相當的（陰天2.6 m·s-1，晴天2.4 m·s-1），從風向上來看，盛行風向主要為西南風，陰天和晴天的差別非常?。▓D7），說明云量對風速風向的影響較小。

圖6 2011年老虎溝12號冰川晴天（a）和陰天（b）條件下的氣溫（Ta）、冰川表面溫度（Ts）、比濕（q），相對濕度（RH）、氣壓（p）和風速（ws）的月均值變化Fig.6 Monthly average values of air temperature（Ta），surface temperature（Ts），specific humidity（q），relative humidity（RH），pressure（p）and wind speed（ws）for clear-sky（a）and overcast conditions（b）of Laohugou Glacier No.12 in 2011

圖7 2011年老虎溝12號冰川晴天（a）和陰天（b）條件下風速及風向的變化Fig.7 The change of wind speed and direction for clear-sky（a）and overcast conditions（b）of Laohugou Glacier No.12 in 2011

3.3 云量對冰川表面能量平衡的影響

3.3.1 冰川表面各能量分量的季節變化

圖8 為12 號冰川表面2011 年各能量分量的季節變化，冰川表面的凈短波和凈長波輻射季節變化明顯，夏季高冬季低。尤其是凈短波輻射，從1月開始穩定增加并在7、8 月達到頂峰，這主要是由于日照時數增加、太陽高度角增大和下墊面反照率降低導致的。7、8 月日照時數長、太陽高度角大，向下短波輻射量大，同時下墊面消融最強烈，加上隨冰川消融吸光性物質在表面逐漸累積［46］，導致反照率在7、8月非常低（0.41、0.34），故凈短波輻射達到頂峰。8月后太陽高度角的減小，且固態降水導致反照率升高，凈短波輻射迅速降低。凈長波輻射主要受冰川表面溫度和天空中云量的影響，在6月達到最大值。此時，空氣中溫度高，水汽含量高，云量最大，向下發射更多的長波輻射，而向上長波輻射受到下墊面冰雪融點的影響，不超過-315 W·m-2。湍流通量在表面能量平衡中占比例相對較小，感熱全年為正，研究區大氣總體以感熱的形式向冰川表面輸送熱量，受熱量補償作用及冬季增強的冰川風影響，感熱通量季節變化明顯，總體表現為冬高夏低。潛熱通量受空氣和冰川表面濕度差異的影響，全年為負，季節變化較為明顯，表現為春秋高，冬夏低，從全年變化來看，潛熱通量與感熱通量大致可相互抵消。

圖8 2011年老虎溝12號冰川表面各能量分量的季節變化（S：凈短波輻射；L：凈長波輻射；H：感熱通量；LE：潛熱通量；Qm：冰川消融耗熱）Fig.8 The seasonal variations in the components of the surface energy balance of Laohugou Glacier No.12 in 2011（S：net shortwave radiation；L：net longwave radiation；H：sensible heat；LE：latent heat；Qm：melt heat）

由圖8 得，從全年來看，凈短波輻射（S）為冰川表面最為主要的能量來源，均值為82 W·m-2，占總能量收入的92%，感熱通量（H）也是非常重要的能量來源，為7 W·m-2，占總能量收入的8%，凈長波輻射（L）、潛熱通量（LE）和冰川消融耗熱（Qm）為能量支出項，分別為-54 W·m-2、-7 W·m-2和-27 W·m-2，分別占能量支出的61%、8%和31%，凈長波輻射為主要的能量支出項（61%），但在冰川消融期時，消融耗熱為主要的能量支出項（61%）。

3.3.2 云量對冰川表面能量平衡的影響

圖9 為晴天和陰天條件下12 號冰川表面各能量分量的季節變化，表2 列出了陰晴天條件下12 號冰川表面各能量分量的量值，可以看出，晴天條件下除凈長波輻射外其他各能量分量的變化均大于陰天。凈短波輻射與天空中云量因子呈負相關［圖10（a）］，凈短波輻射在晴天條件下遠大于陰天（晴天119 W·m-2，陰天43 W·m-2），這主要是由于天空中云量少，對進入大氣層的大氣層頂輻射削弱作用降低，在晴天，大約有22%的大氣層頂輻射被削弱，在陰天條件下僅有34%的大氣層頂輻射被照射到地表，與Conway 等［47］在新西蘭Brewster 冰川（23%，低于46%）和Chen 等［16］在老虎溝12 號冰川得出的結果（18%，30%）一致。另外，云的存在增加了散輻射的比例，改變了光譜的分布特征，總體上降低了入射短波輻射的大?。?8］。圖11中可以看出，12號冰川表面反照率隨著云量的增加而增加，反照率與凈短波輻射呈負相關，故晴天條件下的凈短波輻射遠大于陰天。受天空中云量的影響，陰天條件下凈長波輻射的數值和變化明顯大于晴天，二者呈顯著的正相關［圖10（b）］，陰天條件下天空中云量多，向下發射更多的長波輻射，長波輻射損失減小，尤其在夏季更為明顯。參考Van Tricht［17］云輻射效應計算方法，2011 年老虎溝12 號冰川短波云輻射效應約為-37 W·m-2，表明云量對下墊面起到冷卻作用，而長波云輻射效應約為24 W·m-2，從對凈長波輻射的影響來看，云量對下墊面起到增暖作用，綜合長短波云輻射效應來看，云量對下墊面起到降溫的作用，即云量導致下墊面接收的輻射減少，這與Chen等［16］結論相反，這可能是不同的云量計算方法導致的。感熱在晴天條件下更大（晴天9 W·m-2，陰天3 W·m-2），主要由于陰天條件下，隨云量增加氣溫降低，氣溫和冰川表面溫度的差小于晴天（云量限制了表面的冷卻效應，導致陰天條件下感熱小）［49］；由于陰天條件下空氣濕度更大，與晴天相比，潛熱在陰天條件下更趨向正值方向發展。云量對感熱和潛熱通量造成的影響較小并且大致可相互抵消，綜合來看，云量對冰川表面能量平衡的影響是負的，即云量減少冰川表面獲得的能量。

圖9 2011年老虎溝12號冰川在晴天（a）和陰天（b）條件下各能量分量的變化Fig.9 The seasonal variations in the components of the surface energy balance for clear-sky（a）and overcast conditions（b）of Laohugou Glacier No.12 in 2011

表2 2011年12號冰川晴天和陰天條件能量組分（W·m-2）及物質平衡（mm w.e.）Table 2 The energy components（W·m-2）and mass balance（MB）（mm w.e.）during the clear-sky and overcast conditions of Laohugou Glacier No.12 in 2011

圖10 2011年老虎溝12號冰川云量與凈短/長波輻射的關系Fig.10 The relationship between the cloud and net shortwave/longwave radiation of Laohugou Glacier No.12 in 2011

3.4 云量對冰川消融的影響

通過圖11中反照率的變化可以看出，冰川表面的反照率隨著云量的增加而增加，Holmgren 通過研究不同云量條件下反照率的變化得出從無云到有云條件下積雪的反照率會增加3%～15%的結論［50］，這與我們得出的結果類似：晴天（0.58）＜多云（0.63）＜陰天（0.70），這主要與云和冰雪表面對近紅外波段輻射的吸收較強有關［51］。

圖11 2011年老虎溝12號冰川晴天、多云、陰天條件下反照率的變化Fig.11 The change of albedo for clear-sky，cloudy and overcast conditions of Laohugou Glacier No.12 in 2011

通過對圖8 和圖9 云量的分析可得：老虎溝12號冰川消融期主要集中在6—9月，在不同的云量條件下冰川消融有很大的差異。在晴天條件下，冰川表面接收的凈短波輻射和感熱多，冰川表面溫度高，冰川消融的速率高；在陰天條件下，隨云量的增加，凈長波輻射增加，但增加的凈長波輻射量低于云量削弱的凈短波輻射量，同時陰天條件下冰川表面的反照率高于多云和晴天條件，冰川表面吸收的輻射減少，導致用于冰川消融的能量少，在消融期，冰川消融速率隨云量的增加逐漸減小，這與Chen等［16］得出的結論相同。然而，由于不同冰川所在地區天氣條件存在差別，不同云量條件下得出的冰川消融結論存在差別：Jiskoot 和Mueller 發現［52］，在落基山脈的Shackleton 冰川上，與晴天相比，陰天的冰川融化顯著減少，這主要是由于云量導致冰川表面得到的凈輻射（冰川表面最主要的能量來源）大大減少。然而，并非所有的冰川都是在陰天條件下消融量減少，Giesen等［12］認為，不同天氣條件冰雪的消融量不僅僅是由消融速率決定的，消融的時間同樣重要；Conway 和Cullen 發現，在陰天云量較多的情況下，正的凈長波輻射和潛熱通量使得冰川表面持續獲得能量，消融時間比晴天更長，導致不同云量條件下消融量相似［1］；老虎溝12 號冰川在陰天條件下消融時間和累積消融量明顯大于晴天，晴天條件下消融耗熱共1 286 J，產生消融的日數為11 天，消融量212 mm w.e.，陰天條件下消融耗熱2 327 J，消融日數36 天，消融量549 mm w.e.，但晴天條件下消融速率明顯高于陰天，即在老虎溝12號冰川區云量對冰川消融起到抑制作用。由此可見，不同云量條件下冰川的消融存在顯著的差別，因此在未來全球氣候變化背景下的云量的變化可能對冰川的變化產生非常重要的影響。

4 討論

4.1 模型評估

為評估能量平衡模型的精度，利用能量平衡模型計算老虎溝12 號冰川2011 年累積物質平衡量，并與實測物質平衡進行對比（圖12）。通過計算分析得知，影響冰川物質平衡的要素除氣溫、降水等氣象要素外，反照率對物質平衡也有非常重要的影響，二者呈顯著的正相關關系（R=0.7，N=365，P=0.01），當反照率降低時，冰川表面吸收更多的短波輻射，冰川物質損失增加，物質平衡值降低（向負值方向），當反照率增加時，反射短波輻射增加，冰川表面接收的凈短波輻射降低，冰川物質損失減少，物質平衡值增加（向正值方向）。在6 月前，冰川處于非消融期，受固態降水的影響，冰川產生緩慢積累；6 月后，氣溫升高，冰川表面接收的能量導致下墊面雪/冰達到融點，冰川開始消融，受高氣溫和低反照率的影響（尤其是反照率，在7—8 月反照率僅為0.38），冰川表面吸收更多的短波輻射，故在7、8月份，冰川產生強烈的消融，冰川處于持續虧損的狀態；8 月份后，受低氣溫和固態降水影響，反照率升高，冰川表面吸收的短波輻射量有限，9 月底消融停滯并開始緩慢積累。到9 月30 日，與實測物質平衡相比，模型計算的消融期的累積物質平衡值為1 615.4 mm w.e.，比實測的累積物質平衡（1 552.4 mm w.e.）多63.0 mm w.e.，占 比 約3.9%，小于9 個消融花桿觀測時產生的標準偏差72.7 mm w.e.（圖12 中誤差條），計算的NSE 為0.99，說明能量平衡模型的模擬結果較好。

圖12 2011年老虎溝12號冰川消融區累積物質平衡的模擬值與實測值（誤差條表示實測的物質平衡的標準偏差）Fig.12 Simulated and measured daily cumulative mass balance in the ablation zone of Laohugou Glacier No.12 in 2011（Error bars indicate the standard deviations of measured mass balance）

此外，為評估能量平衡模型的不確定性，根據氣象觀測儀器的觀測精度對模型計算輸入的氣溫、相對濕度及風速數據的誤差進行了一系列Monte Carlo 模擬［1］，總計進行100 次模擬，其中只有70 次符合條件（RMSE＜參數振幅的10%）［53］，通過對運行的結果來看，感熱不確定性范圍為6.65～6.75 W·m-2（-1%～+0.4%），潛熱計算的不確定性范圍為-7.34～-7.22 W·m-2（-0.4%～+1.2%），模型模擬的累積物質平衡的不確定性范圍為-1 570～-1 583 mm w.e.（-0.7%～+0.1%）。綜合來看，模型的誤差及不確定性較小，能量平衡模型對12號冰川的適用性較好。

4.2 敏感性試驗

為檢驗12 號冰川能量各分量對參數變化的敏感性，同時為探討冰川物質平衡對氣候變化響應研究，選擇降水、反照率及云量進行敏感性試驗，表3為敏感性試驗結果。反照率被認為是影響冰川凈短波輻射和冰川消融非常重要的因素，當反照率升高或降低10%時，凈短波輻射相應變化15%，而物質平衡明顯對反照率降低的響應更加明顯。降水升高或降低0.1 mm 引起的物質平衡的變化為±1%。不同天氣條件下的各能量分量對云量變化的敏感性存在顯著差異：當云量升高或降低10%時，晴天日數分別變化-18%、+7%，陰天日數分別變化+25%、-35%。在晴天條件下，云量增加或減少10% 導致各能量分量中消融耗熱的變化最大為-64%、+34%，但凈短波輻射變化量最大，分別為-5 W·m-2、+3 W·m-2，物 質 平 衡 的 變 化 分 別為-73%、+40%；在陰天條件下，當云量升高或降低10%時，感熱通量的變化分別為+18%、-8%，潛熱通量的變化分別為+6%、-18%，物質平衡的變化分別為+2%、+24%；全天空條件下，云量升高或降低10%引起凈短波輻射的變化分別為-7%和+6%。

表3 12號冰川2011年能量分量及物質平衡對參數變化的敏感性Table 3 Sensitivity of Laohugou Glacier No.12 energy components and SMB to parameter changes in 2011

與云量相比，凈短波輻射對反照率的變化敏感性更高，陰天條件下湍流對云量變化的敏感性高于晴天，而物質平衡對云量變化的敏感性在晴天更高。

4.3 全球不同類型冰川表面能量平衡對比

為更好的理解冰氣相互作用，研究不同類型、不同區域冰川對未來氣候變化的響應，與南極、北極和青藏高原不同類型冰川（冰蓋）進行比較，如表4所示。

表4 全球不同類型冰川/蓋表面能量平衡對比Table 4 Comparison of surface energy balance between different types of glaciers/ice sheet

與12 號 冰 川 相 比，Storbreen 冰 川、Midtdalsbreen冰川［54］、格陵蘭冰蓋K斷面上的S5和S6站［55］、南極冰蓋Panda-1 站［33］和PANDA-N 站［56］有更低的凈短波輻射，主要是由于所處位置緯度較高、太陽高度角較小且存在極夜現象。除緯度等因素外，由于北極地區存在更高的云量，凈短波輻射低于青藏高原的冰川，同時由于Panda-1站和PANDA-N 站地表反照率最高（超過0.8），導致凈短波輻射最低。12 號冰川凈短波輻射與隆藏布4 號冰川相似，但略高于扎當冰川，主要由于12 號冰川與帕隆藏布4 號冰川反照率低于扎當冰川（12 號冰川0.62，帕隆藏布4號冰川0.61，扎當冰川0.68）［4］。12號冰川感熱通量明顯低于其他區域冰川/冰蓋，南北極冰川/冰蓋風速大，同時在極夜期間由于熱量的補償作用導致感熱通量較大［56］；帕隆藏布4 號冰川和扎當冰川有更高的氣溫（帕隆藏布4 號冰川-5.6 ℃，扎當冰川-6.3 ℃，12 號冰川-9.3 ℃），冰-氣之間溫差大，加上更高的風速（帕隆藏布4號冰川3.1 m·s-1，扎當冰川3.5 m·s-1，12號冰川2.4 m·s-1），導致感熱通量高于12號冰川［4］。

能量支出方面，處于青藏高原的12 號冰川、帕隆藏布4號冰川及扎當冰川的凈長波輻射量明顯高于北極地區的Storbreen 冰川、Midtdalsbreen 冰川、格陵蘭冰蓋K 斷面上的S5 和S6 站，主要由于北極地區大氣環流變化、極端氣旋等的影響，導致大氣中水汽含量高，天空中云量多；而青藏高原地勢高，大氣中水汽含量相對較低［56］，南極冰蓋下墊面溫度低于北極和青藏高原地區，故損失的長波輻射相對較低。潛熱通量方面，12號冰川、帕隆藏布4號冰川及扎當冰川明顯大于南北極地區的冰川及冰蓋觀測點，主要由于青藏高原地區地勢高，空氣中水汽含量低。Storbreen 冰川、Midtdalsbreen 冰川和Panda-1 站潛熱通量為正值，說明大氣通過水的相態轉變的方式向冰川/冰蓋表面輸送能量，主要是由于Storbreen 冰川、Midtdalsbreen 冰川受到來自大西洋暖濕氣團的影響，導致空氣中水汽含量高，而南極由于受到低溫的影響，限制空氣中的水汽含量的絕對值和梯度，導致較弱的潛熱，并有時為正［33］。南極冰蓋由于常年處于低溫狀態，冰蓋大部分地區不存在消融，而北極多為多溫型冰川且夏季氣溫較高，故夏季產生消融，且由于大氣中水汽含量高，導致損失的能量少，用于消融的能量更多（除S6外，S6地勢高）。12 號冰川和帕隆藏布4 號冰川消融量明顯高于扎當冰川，這主要是由于扎當冰川海拔高，大氣中水汽含量低，損失的長波輻射多，用于消融的能量少。

通過與其他地區典型冰川/冰蓋表面能量平衡對比分析，發現青藏高原與南極、北極地區冰川/冰蓋表面能量收支有非常顯著的差異，除了地理位置、反照率、氣溫等方面的影響外，海拔和云量的影響也是非常顯著的。

5 結論

為探討云量對冰川表面能量平衡的影響，利用12 號冰川消融區觀測得到的氣溫、相對濕度、氣壓、風速及輻射四分量等氣象資料，分析了2011 年12號冰川表面氣溫、相對濕度等氣象要素及各能量分量的變化特征，并利用短波輻射參數化方案獲取冰川區云量因子數據，并分析了云量對冰川表面能量平衡影響，結論如下：

（1）從全年來看，凈短波輻射是12 號冰川表面主要的能量來源（82 W·m-2，92%），感熱通量也是非常重要的能量來源（7 W·m-2，8%）；凈長波輻射、潛熱通量及冰川消融耗熱是能量支出項，分別為-54 W·m-2（61%），-7 W·m-2（8%），-27 W·m-2（31%）。

（2）12 號冰川2011 年云量均值為0.46，云量主要通過影響輻射和大氣邊界層中氣象要素來影響冰川表面能量平衡和下墊面冰雪的消融，云的長波云輻射效應小于短波輻射效應，而云量對感熱和潛熱的影響大致可相互抵消，即云量的增加導致冰川表面獲得的能量減少。

（3）通過實測與模擬的累積物質平衡的對比及Monte Carlo 評估試驗，說明能量平衡模型對12 號冰川的適用性較好。通過敏感性試驗發現，陰天條件下湍流對云量變化的敏感性高于晴天。通過與其他地區典型冰川/冰蓋的能量平衡對比中發現，不同區域能量平衡存在的差異可以通過地理位置、反照率、氣溫、海拔、云量等因素解釋。

在探討云量對冰川表面能量平衡影響研究方面，雖然以上研究進行了簡單的定量分析，但缺乏云物理過程等相應機制的分析，未來的研究可以向定量化和機理分析相結合的方向發展。除此之外，探討冰川-氣候相互作用還需要加強大尺度環流變化對大氣中水汽等氣象要素的影響，通過增強的統計或物理方法來揭示大氣中水汽（蒸汽、云和降水）變化影響冰/雪融化和積累的機理研究。