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雪是一种由冰晶组成的固态降水，冰晶可以单独存在，也可以聚合成雪花；这些颗粒落到地表或其他表面后积聚形成的物质也称为雪。雪在地球大气层中通过冰的成核与生长形成，晶体形状受温度和水汽条件影响。沉积的雪逐渐形成多孔、分层的积雪层，并在压实、重结晶、融化和再冻结过程中不断变化。(noaa.gov)

雪是地球冰冻圈的重要组成部分，通过反射阳光和为地面隔热来影响气候。它能暂时储存水，以季节性融雪水补给河流，并为许多地区的农业、水力发电和生态系统提供支持。雪也为休闲活动创造了条件，同时给交通运输、建筑物和山区社区带来危险。雪的形成、地理分布、物理演变、生态影响、测量及实际管理，将大气科学与水文学和工程学联系起来。积雪覆盖范围和积雪层的变化既是气候变化的重要指标，也是其重要后果。(nsidc.org)

大气中的形成过程与降水类型的分界

雪既指由冰晶构成的降水，也指这些粒子在物体表面堆积后形成的物质。雪晶是单个晶体；聚合体则由多个在下落过程中相互碰撞、黏结的晶体组成。“雪花”通常指这样的聚合体，但也可以指单个飘落的晶体。这一区别很重要，因为一片大雪花不一定是一个格外巨大的晶体：它的大小可能主要是晶体聚合的结果。雪堆积后，还可能通过不同于大气形成过程的其他过程，逐渐失去原有的晶体形态。(nsidc.org)

雪的形成始于寒冷云中的冰成核。云滴在低于 $0\,^\circ\mathrm{C}$ 时仍可能保持液态，这种状态称为过冷。矿物尘埃或花粉等粒子可以促进这些云滴冻结，形成最初的冰晶。冰一旦形成，更多水汽便可直接凝华到冰上，从气态转变为固态，而不先变成液态。在同时含有冰和过冷云滴的云中，当温度同样低于冰点时，冰面上的平衡水汽压强低于液态水面上的平衡水汽压强。因此，在某些条件下，云滴会蒸发，而冰晶则通过水汽凝华不断生长，这就是魏格纳—伯杰龙—芬德森过程。所以，雪并不只是冻结的雨：雪晶的生长很大程度上依赖于水汽向冰的转移。(noaa.gov)

两种碰撞过程会改变这些由水汽凝华生长而成的粒子。聚合使晶体结合成更大的雪花，无须先完全融化；接近冰点时，晶体边缘变得湿润，有利于彼此黏结。凇附则发生在下落的晶体遇到过冷云滴、云滴冻结并附着其上的时候。轻度凇附后，原有晶体仍可辨认；大量凇附则会掩盖其形状，形成霰，也称雪丸。这些圆钝、不透明的粒子直径通常为2—5毫米，质地较软且易碎，不同于典型冰雹中较坚硬的冰。聚合与凇附可以同时发生，因此，一个下落粒子可能既含有黏结在一起的晶体，也含有冻结的云滴。(weather.metoffice.gov.uk)

这些粒子能否以雪的形式到达地面，取决于整个大气垂直柱的状况，而不只是地面温度计的读数。下落路径上始终低于冰点，有利于雪保持不融；而高于冰点的气层则会提供热量，使其融化。暖层的温度和厚度决定了粒子在离开该层之前会融化多少。雪可以穿过较薄的暖层而不完全融化，并落到气温略高于 $0\,^\circ\mathrm{C}$ 的地面。湿度也会影响这一分界：蒸发会使未饱和空气冷却，而融化本身也会吸收热量。因此，考虑了蒸发冷却效应的湿球温度，有助于判断雪能否保持不融。地面气温为 $0\,^\circ\mathrm{C}$ 并不是普遍适用的雨雪分界线。(weather.gov)

如果雪融化后在余下的下落过程中始终保持液态，就会以雨的形式到达地面。如果部分融化的粒子进入足够厚的冰点以下气层，并在落地前重新冻结，就会形成冰粒，在美国气象术语中称为 sleet。冻雨则以过冷液态水滴的形式到达地面，在接触足够冷的物体时冻结；一种常见的大气结构是高空存在融化层，而近地面存在较薄的冷层。因此，这些不同类型的降水可以出现在相近的地面气温下，区别在于垂直温度分布不同。(weather.gov)

冰雹与雪的区别在于，它在对流云中生长：强烈的上升气流托住冰粒，使其不断收集过冷水并增大。霰可以作为这一生长过程的初始粒子，但霰和冰雹并不是可以互换的分类。白霜同样不同于降雪：它的晶体由水汽直接凝华到寒冷表面上而生长，并非以降水形式落下。过冷雾滴撞击物体表面并冻结形成的冰称为雾凇，它既不同于水汽凝华形成的霜，也不同于飘落的雪。(nsidc.org)

晶体结构与雪花形态

大气中常见的冰，即 Ih 型冰，具有六方晶格。其最简单的晶面生长形态是六棱柱，包含两个垂直于晶体学 $c$ -轴的基面，以及围绕该轴的六个柱面。这种晶体学结构是许多雪晶呈六重对称形态的基础，但并不意味着每个晶体都必然长成六臂星形。垂直于基面的生长使棱柱伸长，形成柱状晶体；垂直于柱面的生长则使其横向扩展，形成板状晶体。因此，这些晶面的相对生长速率决定了同一种晶格最终形成扁平的六边形，还是细长的柱体。(its.caltech.edu)

板状晶体是扁平的六边形晶体，有时带有扇区、棱脊或宽阔的星形延伸部分。星状枝晶有六条主臂，主臂上生有树枝状的侧枝；分枝密集的晶体形似蕨类叶片。柱状晶体是细长的六棱柱，两端常有中空的锥形凹陷，而针状晶体则是格外纤细的柱状晶体。帽柱晶体看起来像由一根轴连接的两个轮子：先形成柱状晶体，随后在其两端长出板状晶体。肯尼思·G. 利布雷希特在 2005 年的综述中展示了几张具有代表性的照片，分别为 1.4 毫米的板状晶体、3.0 毫米的星状枝晶、0.45 毫米的柱状晶体和 0.6 毫米的帽柱晶体；这些尺寸只是示例，并非固定的大小界限。不规则晶体没有简单的整体轮廓，而多晶形态则包含取向不同的晶体组分，并不具有单一、连续的晶格取向。(its.caltech.edu)

温度—过饱和度形态图通常称为中谷图，源于中谷宇吉郎在 20 世纪 30 年代开展的实验室研究。相对于冰面的过饱和度可表示为 $\sigma_i=(e-e_{si})/e_{si}$ ，其中 $e$ 是水蒸气分压， $e_{si}$ 是同一温度下冰面上方的平衡水蒸气分压。在接近大气压的空气中生长时，板状晶体出现在约 −2°C，柱状和针状晶体出现在约 −5°C 至 −6°C，到了约 −15°C 又会出现板状晶体。在给定温度下，较低的过饱和度通常有利于形成紧实的棱柱；较高的过饱和度则促进中空结构、薄片结构和分枝的形成。这些温度描述的是晶体生长环境，不一定是地面附近的温度。(its.caltech.edu)

两种相互作用的过程支配着这种生长：水蒸气在空气中的输运，以及水分子并入冰晶表面的过程。扩散为正在生长的晶体提供水分子。突出的角部和枝尖比凹陷区域更容易获得周围的水蒸气，因此最初的突起能够更快地生长，进而形成分枝。表面附着动力学决定了到达表面的分子有多容易并入各个晶面；基面与柱面接纳分子的速率不一定相同。利布雷希特于 2011 年在接近 −15°C 的条件下开展的实验，为一种边缘增强机制提供了支持：柱面越窄，分子就越容易附着其上。这种反馈与扩散相结合，使板状晶体的边缘薄至微米或亚微米尺度，有助于解释极薄板状晶体的形成。(arxiv.org)

这张图描述的是理想化的单晶生长过程，并不是对降雪形态的完整分类。晶体在云中移动时，会遇到不断变化的温度和湿度，先后形成的生长形态会留存在其结构中。在约 −6°C 条件下形成的柱状晶体，进入接近 −15°C 的区域后，两端可能长出板状帽盖。不同的运动路径会产生不同的分枝、扇区和延伸部分的生长序列。另一方面，同一个晶体的各条臂往往会形成相似的特征，因为它们经历的环境变化几乎相同；这种相似性并不需要各臂之间相互传递信息。不过，局部的微小波动仍会使分枝长短不一，侧枝的位置也各不相同。碰撞、冻结的液滴以及多种晶体取向还会进一步破坏规则轮廓，因此照片中高度对称的样本并不能代表所有天然雪晶。(snowcrystals.com)

产生降雪的天气系统

低压系统通过输送水汽并在广大区域内产生上升气流，使降雪得以形成。空气上升时膨胀冷却，水汽充足时便可形成云和降水。在天气锋面附近，性质不同的气团相遇，会产生额外的抬升作用：在暖锋处，相对温暖、湿润的空气沿冷空气上方缓缓爬升，往往形成范围广、持续时间长的降水；冷锋则迫使空气更急剧地上升，可能产生持续时间较短的阵性降水。在北半球典型的冬季气旋中，只要大气的垂直温度分布允许雪落到地面，地面低压中心的北侧和西侧就常会出现大范围降雪。这些风暴尺度的过程负责输送和抬升湿润空气，与云中单个冰晶的成核和生长过程有所不同。(weather.gov)

大型风暴内部的降雪分布未必均匀。锋面两侧的温差增强，可使上升运动集中在狭窄区域，在较大范围的弱降水区内形成强降雪带。这些雪带可能沿高空锋面发展，而不一定直接沿着地面天气图上标出的锋面边界形成。雪带能否持续，部分取决于水汽是否不断输送到上升气流中。因此，在同一低压系统影响下，处于缓慢移动雪带下方的地点，降雪量可能远高于邻近地区。(weather.gov)

地形提供了另一种抬升机制。湿润气流遇到山体阻挡时，会被迫沿迎风坡上升并冷却，从而可能促进云的形成并增强降雪。这种地形增幅作用可以增强已有风暴带来的降水，而非形成一个完全独立的天气系统。越过山脊后，已经失去部分水分的空气下沉增温，通常会抑制云的形成，并减少背风坡的降雪。这是雨影在冬季的表现。这种差异取决于越过山体的气流：“迎风”和“背风”描述的是一次天气过程中山坡相对于主导气流的朝向，并非每座山上永久固定的两侧。(weather.gov)

湖效应降雪发生于冷空气流经相对温暖、尚未结冰的水面时。热和水汽向大气最底层的输送，促进空气上升，并促成降雪云的形成。在北美五大湖地区，这些云可以组织成狭窄的雪带，每小时带来2—3英寸（5—8厘米）甚至更多的降雪。风向决定哪些湖岸和内陆地区位于雪带下方；强降雪区与阳光普照的地方可能仅相距一两英里。美国国家气象局报告，在2014年11月17—19日的伊利湖湖效应降雪过程中，纽约州南奇克托瓦加的降雪量达65英寸（165厘米），而布法罗机场仅为6.2英寸（16厘米），显示出湖效应降水在空间分布上可能存在的鲜明反差。(weather.gov)

降雪术语对强度、持续时间和伴随状况作出区分。零星小雪指短暂的弱降雪，积雪很少或没有积雪；阵雪的强度在短时间内有所变化，并可能形成积雪。雪飑是短暂而强烈的降雪，常与强冷锋有关，伴有阵风和能见度骤降；通常持续不到一小时，也不一定发生在大型暴风雪过程中。大雪暴会带来大量降雪，而雷雪则指伴有雷电的降雪。暴风雪主要依据风力和能见度而非积雪量来界定：美国国家气象局的标准规定，持续风速或频繁出现的阵风风速至少达到每小时35英里（56千米），且降雪或风吹雪频繁使能见度降至四分之一英里（400米）以下，这些状况须持续至少三小时。暴风雪并不一定需要有新的降雪——风将地面原有积雪卷起，即可形成地面暴风雪。(weather.gov)

地理分布与积雪气候

地球上的季节性积雪大多分布在北半球，那里的广大陆地区域冬季降温，夏季解冻。积雪覆盖面积在冬季可达约4600万平方千米，夏季则缩减至约200万平方千米。这种逐年扩展和消退的变化，不同于格陵兰和南极洲长期存在的冰雪覆盖。降雪的发生也不同于积雪的持续存在：一个地方可能有降雪，但雪落到地面后很快便融化；而较冷的地面条件则能让多次降雪不断积累，形成连续的冬季积雪。因此，积雪覆盖范围描述的是雪所覆盖的面积，而不是该地区接收到的降水量。(nsidc.org)

区域积雪状况取决于纬度、海拔、水汽供应和气候之间的相互作用。纬度和海拔较高的地区，通常有更长的时期利于积雪留存，但仅有低温并不能带来大量降雪，还需要大气中的水汽。大陆内部即使降水相对有限，也可能在漫长而寒冷的冬季保持积雪；海洋性环境中积雪量可能更大，但冬季也会出现融雪和降雨。山区地形则通过气流抬升、雨影效应、地形暴露程度及风对积雪的重新分配，形成显著的局地差异。在北美洲西部的喀斯喀特山脉，较湿润的西坡具有海洋性积雪，而较冷、较干燥的东坡则形成厚度较小、粉雪特征更明显的山地森林型积雪。在林线以上，风的作用可使积雪呈现出类似北极苔原积雪的特征。(nsidc.org)

极地环境体现了积雪持续时间与积累速率之间的区别。南极内陆大部分地区的年降水量仅约50毫米，这一数值以降水融化后所形成液态水的深度表示，原因是携带水汽的天气系统很少深入内陆。然而，寒冷条件仍使积累的雪能够留存多年。南极沿海地区的降雪量要大得多，因此整个大陆并不属于单一、均匀的积雪气候。麦克默多干谷则提供了一个截然不同的极地例子：尽管气温很低，极少的水汽供应和强风仍有助于维持大片无冰地带。因此，最寒冷的环境或积雪持续时间最长的地方，未必就是年降雪量最大的地方。(legacy.bas.ac.uk)

科学分类依据反复出现的积雪层特性来区分这些环境，而不只是依据纬度或海拔。马修·斯特姆、乔恩·霍尔姆格伦和格伦·E. 利斯顿于1995年提出了全球季节性积雪分类；斯特姆和利斯顿于2021年对其进行了修订。修订后的体系区分了苔原型、北方森林型、海洋型、草原型、山地森林型和短暂型积雪，并将冰川和冰盖划入单独的冰类。这些类型既考虑气候的制约作用，也考虑植被造成的受风程度差异。海洋型积雪通常比山地森林型积雪具有更多湿雪结构和融化—再冻结层，而受风显著的高山地点可能归入苔原型，而非某个独有的“山地”类型。(nsidc.org)

相关的全球数据集反映了1981—2019年的气候平均状况，提供的网格分辨率最高可达10角秒，约合300米。其分类使用气温和降水的气候统计资料，并以土地覆盖作为受风程度的替代指标。早期的“泰加林”型和“高山”型分别更名为“北方森林”型和“山地森林”型。这些地图上的类别描述的是数十年间的典型状况，而不是某个冬季或某次暴风雪期间的积雪状态；短暂型积雪包括积雪时有时无或没有积雪的环境。(nsidc.org)

季节性雪田会在每年的消融季消失；多年生雪田则能将雪或冰从一年保留到下一年，但未必表现出冰川所特有的运动。雪线是积雪区的下部边界，但其含义取决于时间尺度。瞬时雪线表示某一时刻的这一边界，而年雪线表示消融季结束时边界的位置。气候雪线或区域雪线则概括了一个区域内多年积雪的下限。局地遮阴，以及风吹雪或雪崩造成的积累，可以使孤立的积雪斑块在这一概括性边界以下留存，因此这条边界未必构成一条连续的等高线。(tandfonline.com)

积雪层的发育与表面形态

接连发生的降雪使积雪形成层次分明的雪层，而非均一的堆积物。新雪中仍能辨认出降水冰晶的形状；较老的雪层则含有因沉降、重结晶、风作用或融化而改变的雪粒。两次降雪之间的环境条件可能使雪面形成硬层，随后又被较松软的新雪掩埋。风力堆积也会形成厚度和质地不同于未经扰动的降雪所形成的雪层。查尔斯·菲尔茨及其同事编制的2009年版《地面季节性积雪国际分类》，将雪的组成划分为降水颗粒、分解及破碎颗粒、圆粒、棱面晶体、深霜、融化形态和冰体。这些类别描述的是材料当前的结构，而不只是其形成时间的早晚。(nsidc.org)

积雪在自身重量和上覆堆积物的荷载下发生变形，沉降因而使雪层变薄。因此，即使没有雪因融化而损失，雪面也可能降低。与此同时，烧结使相邻冰粒在接触点处结合，将起初松散的晶体转变为相互连接的多孔材料。沉降与颗粒间结合的增长相互关联，但并非同一过程：前者改变颗粒的排列和间距，后者则加强颗粒间的连接。瑞士雪与雪崩研究所（SLF）给出的代表性整体密度为：新雪每立方米50—100千克，较老且已经烧结的雪可达到约每立方米400千克。这些数值只是实例，并非每个雪层都会经历的固定阶段。(cryosphericsciences.org)

干雪变质在没有液态水参与的情况下，通过升华和水蒸气的重新凝华进行。当温度近乎均匀时，暴露的尖端往往失去冰，而凹陷部位则获得冰，从而减小表面积，使原有晶体趋于圆滑。持续的温度梯度则会驱使水蒸气从较暖区域向较冷区域迁移，并可能形成带棱角的雪粒和杯状深霜。最终结果取决于温度梯度随时间的变化过程，而不只是某一时刻的大小。在SLF的一项实验室实验中，每10厘米±9 °C的交替温度梯度在12小时内使占积雪总质量60%的雪发生了转变；14天后，形成的结构仍呈圆粒状，而非棱面状。融化变质时，液态水进入孔隙，较大的圆粒会更快形成。随后的冻结使这些颗粒结合，并可形成融冻硬壳；渗入较冷雪层的水也可能重新冻结，在积雪内部形成冰层。(slf.ch)

风会侵蚀裸露的积雪，并将其堆积在避风处，因此即使没有新的降水，也会改变局部积雪量。在搬运过程中，碰撞使晶体破碎，升华则可能进一步减小颗粒尺寸。风积雪填充沟槽和洼地，也可能形成坚硬的风板雪。在山脊顶部，背风侧堆积的雪可向外延伸，形成悬挑的雪檐。余宏翔及其同事于2023年发表的SLF风洞研究表明，中等强度的风有利于雪檐生长：较弱的风使积雪分布更均匀，而较强的风则将雪搬运到山脊之外更远的地方。风蚀雪脊是由风的侵蚀和堆积塑造的不规则沟槽与脊状起伏，不同于较平滑的风积雪表面和细小的波纹。(slf.ch)

不均匀的消融——即雪或冰因融化和升华而损失的过程——会形成另一类表面形态。日融凹穴是在强烈日照下形成的浅碗状洼坑。冰忏悔者是由坚硬的雪或冰构成、排列密集的刃状或尖塔状结构，高度从几厘米到数米不等，尤其常见于干旱山地环境，如干旱安第斯山地区。其生长涉及强烈太阳辐射下的差异消融；理论研究认为，水蒸气扩散、热传导以及表面凹穴内部的辐射交换，都是影响其发育的因素。(nsidc.org)

在积雪经过连续多个消融季仍未完全消失的地方，雪可逐步转变为冰川冰。Névé通常指经历过部分融化、重新冻结和压实的较年轻粒状雪；存留下来的老雪则称为粒雪。持续掩埋使粒雪受到压缩，其冰粒也逐渐增大。相互连通的孔隙逐步缩小，最终彼此隔离，将气泡封存在正在形成的冰川冰中。这一转变涉及压实和重结晶，并不要求整层积雪先全部融化、再重新冻结。(nsidc.org)

物理、光学与声学性质

雪是一种多孔材料，其固体骨架由冰粒及连接冰粒的冰桥构成；孔隙中含有空气、水蒸气，湿雪的孔隙中还含有液态水。体积密度衡量的是这种混合物在单位总体积（包括孔隙空间）内的质量，而非冰本身的密度。忽略空气的质量时，干雪的孔隙率近似为 $\phi=1-\rho_s/\rho_i$ ，其中 $\rho_s$ 为雪的密度， $\rho_i$ 为冰的密度，约为 $917\ \mathrm{kg\,m^{-3}}$ 。因此，密度为 $100\ \mathrm{kg\,m^{-3}}$ 的干雪样品，其孔隙约占总体积的 89%。枝状晶体可以形成疏松、低密度的排列，而破碎和压实则使冰粒能够堆积得更紧密。液态水会增加孔隙内的质量，但仅凭密度无法唯一确定冰粒的几何形态、连接状况或机械强度。(arxiv.org)

雪具有隔热作用，是因为空气的导热能力远低于冰，而稀疏的冰骨架又限制了连续固体导热通路的形成。因此，雪的有效热导率取决于密度、冰粒之间的连接、温度和结构的取向。内日·卡隆及其同事于 2011 年根据 −3°C 条件下的三维微观结构计算，建立了关系式 $k=0.024-1.23\times10^{-4}\rho_s+2.5\times10^{-6}\rho_s^2$ ，其中密度的单位为 $\mathrm{kg\,m^{-3}}$ ，热导率的单位为 $\mathrm{W\,m^{-1}\,K^{-1}}$ ，适用的密度范围为 100–550 $\mathrm{kg\,m^{-3}}$ 。按此关系式计算，密度为 100 时热导率约为 0.037，密度为 300 时约为 0.212；这些数值是模型估算结果，并非普适常数。卡隆及其同事在 2019 年的研究中还证实，微观结构会使热导率在不同方向上存在差异。在冬季深厚的积雪中，下层雪的温度可以高于表层，因为雪会减缓地面所储存热量的散失。(agupubs.onlinelibrary.wiley.com)

洁净的雪之所以呈白色，是因为可见光在冰粒之间发生了反复散射。从浅层返回的光被吸收得相对较少，因此其中各种可见光波长的比例几乎不变。更长的传播路径则会产生不同的颜色：冰对红光的吸收比对蓝光更强。经过多次散射后，剩余光中蓝色波长的占比便会增加。这解释了雪洞内部或深厚雪堆中可见的蓝色调；在这些地方，光的传播路径可能达到一米甚至更长。因此，白色和蓝色都源于同一种材料，只是光程条件不同。(nsidc.org)

孔隙率很高的新雪能够吸收声音，因为空气中的压力振荡会进入相互连通的孔隙，而不是在雪表面被强烈反射。孔隙中的空气与冰骨架之间的相对运动会产生黏性损耗，从而耗散声能。吸声效果既取决于密度，也取决于孔隙的几何形态和渗透率；将雪视为均匀的弹性固体，并不能充分描述其声学特性。罗尔夫·西德勒于 2015 年提出的多孔介质模型预测，当轻质雪的孔隙率超过约 0.8 时，声音衰减尤其明显，这与新雪降落后声音变得低闷的现象相符。(arxiv.org)

融化后重新冻结形成的坚硬雪壳比蓬松的雪面更能反射声音，使声音听起来更清晰。雪受到挤压时也会发声：脚踩下去时，冰粒相互摩擦并重新排列，产生嘎吱声或咯吱声。温度较低时，冰粒滑动所受的阻力更大，这种声音通常也更明显；接近融点时则较弱。并不存在一个适用于所有雪、使其开始发出嘎吱声的统一温度阈值。(nsidc.org)

水文学与水资源

雪水当量（SWE）是指积雪完全融化后，在同一水平面积上形成的液态水深度，通常以毫米表示。对于积雪深度 $h$ 、沿深度平均的整体密度 $\bar{\rho}_s$ 和液态水密度 $\rho_w$ ，其关系为 $\mathrm{SWE}=h\bar{\rho}_s/\rho_w$ 。因此，假设有一层厚 1 米、整体密度为 $300\ \mathrm{kg\,m^{-3}}$ 的积雪，其雪水当量为 300 毫米。常见的 10:1 雪深与水深之比，对应的密度约为 $100\ \mathrm{kg\,m^{-3}}$ ，但这一换算比例并不普遍适用。新雪密度随大气温度、晶体结构、淞附和风致破碎而变化，即使在同一场暴风雪中，这一比例也可能改变。此后，积雪沉降会使雪深减小，却不一定使储水量减少，因此，新雪的雪水比尤其不适合用于已积存较久的季节性积雪。（nrcs.usda.gov）

积雪储水包括冰和滞留的液态水。若各项均以单位时间内的水当量深度表示，简化的水量平衡为：

\frac{dW}{dt}=P_s+P_r+C-S-E-D+B,

其中， $W$ 为总储水量， $P_s$ 和 $P_r$ 分别为落到积雪上的降雪和降雨， $C$ 为水汽凝华或凝结， $S$ 为升华， $E$ 为蒸发， $D$ 为经积雪底部排出的水， $B$ 为风驱动的积雪输送进入该区域的净量。融化和再冻结使水在固相与液相之间转移，因此在这一总储水量平衡中相互抵消：仅仅发生融化，并不意味着水已离开积雪层。液态水可以滞留在孔隙中，也可以在较冷的雪层中重新冻结，释放潜热。当水向下渗过积雪层，并超过局部的持水能力时，就会发生排水。一旦排出，这些水便不再属于积雪储水，即使它们仍留在周围的流域内。（nohrsc.noaa.gov）

季节性积雪将冬季降水进入河流的时间推迟到春季或夏季。在持续融化开始之前，输入的能量必须先消除积雪的冷含量——即温度低于冰点所对应的能量亏缺——然后再提供融冰所需的潜热。释放出的水可能形成地表径流、补充土壤水分，或补给地下水，因此，积雪排水与下游河流流量的变化不一定在时间上同步。2025 年一项针对美国西部流域的研究估计，地下水对融雪季径流的平均贡献率为 58%，但各流域之间差异显著；因此，春季河流中的水既包括此前已储存在地下的水，也包括近期融化的雪水。（doi.org）

这种延迟释放为灌溉、饮用水供应和水力发电提供支持，将冬季积雪量与温暖月份的可用水量联系起来。加利福尼亚州水资源部指出，内华达山脉积雪提供了该州约三分之一的供水。融雪水补给溪流和水库，为农业和城市用户供水；因此，雪水当量衡量的是潜在水资源，而不是最终输送给用户的水量。从山区储水到可利用的供水之间，还会受到升华、蒸发、入渗以及径流发生时间的影响。因此，供水预测会综合考虑积雪含水量、降水、河流流量和水库状况，而不会仅凭雪深衡量可用水量。（water.ca.gov）

当快速融雪释放水的速度超过土壤、河道和水库的容纳能力时，就可能引发洪水。雪上降雨事件会带来额外降雨，而温暖、潮湿、多风的条件可通过湍流热交换加速融雪；降雨本身并不一定是主要热源。低温积雪起初可能会滞留进入的水，或使其重新冻结，而接近 $0^\circ\mathrm{C}$ 的湿积雪则可能让水迅速通过。1996 年 1 月 18—19 日，纽约州卡茨基尔山区至少 45 英寸（1.14 米）厚的正在融化的积雪上，又降下了超过 4.5 英寸（114 毫米）的雨水，促成了严重洪灾。这些是涉及液态水输入和河流流动的水文效应，与雪崩的发生不同；雪崩涉及的是雪体沿坡向下运动。（pubs.usgs.gov）

生态作用与相互关系

积雪形成的冬季环境可能与其上方的空气环境显著不同。雪粒之间滞留的空气限制了热传导，减少地面的热量散失，并缓和极端温度对土壤、根系和低矮植被的影响。1973 年发表的一项研究发现，在新罕布什尔州的哈伯德布鲁克实验林，积雪和有机质的保温作用使冬季土壤温度不会降至约 $0^\circ\mathrm{C}$ 以下。当地的除雪实验则验证了相反的机制：将林地地表暴露于冬季空气中，会使土壤温度降低并导致冻结。因此，雪不仅影响植物的存活，还影响微生物活动和养分循环；2019 年在哈伯德布鲁克开展的一项研究发现，积雪覆盖和土壤冻结状况的差异，与根系介导的土壤细菌、真菌及氮循环变化有关。(research.fs.usda.gov)

积雪层底部受到庇护的空间称为雪下带，为小鼠、田鼠、鼩鼱和其他小动物提供越冬生境。雪下的通道将取食地点与休息地点连接起来，动物可以在那里获取植被和种子，而不必持续暴露于寒风与低温中。这些动物可能整个冬季都保持活动，而非进入冬眠。松鸡也会利用积雪作为庇护所；对雪鞋兔而言，积雪抬高了其取食时所处的地面，使它们能够够到更高的枝条。雪鞋兔宽大而多毛的后足有助于在雪上移动，这说明同一片积雪既能为一种动物提供庇护，也能改变另一种动物获取食物和移动的能力。(nps.gov)

积雪的硬度和结冰情况可能与积雪深度同样重要。雨水进入寒冷的积雪层后，可能在雪层内部或地表重新冻结，在食草动物与其食物之间形成屏障。布拉格·布雷姆塞特·汉森及其同事在 2000—2010 年间监测了斯瓦尔巴群岛的一个驯鹿种群，发现不同年份中，地表冰覆盖了所采样低海拔生境的 25%—96%。雪上降雨量至少达 10 毫米的日数越多，地表冰的覆盖范围越大，而这种冰层对种群增长有显著的负面影响。另一项研究记录到，2010 年冬末，由于冰层使陆地牧草无法取食，斯瓦尔巴群岛沿海地区的驯鹿转而食用海带和其他海藻。这些影响涉及动物能否获取植被，而不只是夏季植被的产量。(pubmed.ncbi.nlm.nih.gov)

在山地生态系统中，融雪时间有助于决定植物何时开始生长，而持久的积雪则限制了植物可用于生长和繁殖的时间。较早融雪可以延长生长季，但生产力能否提高取决于水分是否充足；无雪期延长并不会在所有地区带来同等的益处。政府间气候变化专门委员会在 2019 年的评估中指出，许多高山地区的植物生产力有所提高，同时一些依赖积雪的物种出现衰退。该评估还指出，雪床群落也发生了变化，这类植被群落分布在积雪消融相对较晚的地点。在澳大利亚阿尔卑斯山，积雪覆盖时间缩短使广泛分布的物种得以进入雪床；而瑞士阿尔卑斯山的研究则记录到，原有物种的丰度有所下降。因此，积雪持续时间既影响植物的生长期长短，也影响群落组成。(ipcc.ch)

雪本身也能承载生物群落。适应寒冷环境的雪藻生活在正在融化的高山和极地积雪中，当冰粒之间出现液态水时，它们便可大量繁殖，形成醒目的藻华。红色或粉红色的“西瓜雪”是藻细胞内的色素造成的生物性着色，而非矿物粉尘所致。伦卡·普罗哈兹科娃及其同事于 2019 年描述了 Sanguina 属，并将形成红雪的物种 Sanguina nivaloides 与形成橙雪的物种 Sanguina aurantia 区分开来。它们的细胞含有叶绿素，但大量的虾青素——一种红色类胡萝卜素——可以主导其可见颜色。后续的色素测定发现，S. nivaloides 的虾青素与叶绿素之比显著高于 S. aurantia。肉眼看起来呈白色的雪也可能含有藻类，只是其密度过低，尚不足以形成可见的藻华。(nsidc.org)

气候反馈与积雪状况的变化

雪具有较高的反照率，即反射的太阳光占入射太阳光的比例，这会影响地球能量收支。新雪通常能反射入射太阳光的80–90%，而裸露的土壤和植被则会吸收更多阳光。当变暖导致积雪覆盖面积缩小或春季融雪提前时，颜色较深的地表会更早暴露，吸收更多太阳能，从而促进进一步变暖和积雪减少。这种雪—反照率反馈会放大最初的温度变化，而非独立引发温度变化。其强度取决于季节和可获得的太阳光：在有日照的春季失去积雪，与在极夜期间失去积雪，产生的辐射效应并不相同。(science.nasa.gov)

沉降的尘埃和烟炱使雪面变暗，是增加能量吸收的另一条途径，并不需要气温先升高。吸光颗粒会降低雪的反照率，并可能加速融化；政府间气候变化专门委员会（IPCC）对这一效应的评估具有高置信度。新降雪可能暂时掩埋受污染的雪层，而当上方积雪融化时，这些雪层又会暴露出来。美国国家冰雪数据中心汇总的科罗拉多州圣胡安山脉研究发现，在所研究的条件下，尘埃可使积雪覆盖持续时间缩短21–51天。这些局地结果取决于尘埃沉降量和天气条件，并不意味着各地雪季都会如此缩短。(ipcc.ch)

政府间气候变化专门委员会（IPCC）在2021年的评估中，以极高置信度认定北半球春季积雪覆盖面积自1978年以来有所减少，并以高置信度认定这一减少趋势可追溯至1950年。自20世纪70年代以来，北极积雪覆盖持续时间每十年缩短约2–4天，尤其与春季融雪提前有关，部分地区也与秋季积雪形成较晚有关。这些指标描述的是不同的特征：积雪覆盖面积缩小，并不能直接说明雪层中还储存着多少水。融雪前的雪水当量估计值在1981年后总体下降，但存在区域差异，不同观测数据产品之间也存在分歧。(ipcc.ch)

山区积雪的变化同样因海拔和地区而异。IPCC在2019年的评估中，以高置信度认定，近几十年来几乎所有高山地区的积雪深度、覆盖面积和持续时间都在下降，低海拔地区尤为明显。2021年评估所审查的一项综合研究报告指出，1971–2019年间，欧洲阿尔卑斯山区11月至次年5月的平均积雪深度变化趋势为每十年下降8.4%。在北美西部，落基山脉和太平洋西北地区雪季末积雪量的减少在1980年后尤为明显；加拿大的测量结果则显示，积雪量和密度的变化更不一致。这些差异意味着，不能用单一的实测下降百分比来概括所有山区的积雪变化。(ipcc.ch)

预估以高置信度表明，随着气候进一步变化，北美大部分地区的降水中以雨而非雪形式落下的比例将增大，雪季将缩短，雪季末积雪储水量将减少。不同情景之间的差异在本世纪后期尤为重要。IPCC在2019年的评估中预估，在所评估的各条排放路径下，2031–2050年低海拔山区的积雪深度相对于1986–2005年可能减少10–40%。到2081–2100年，低排放路径RCP2.6下的预估降幅为10–40%，而高排放路径RCP8.5下为50–90%。这些是对积雪深度的预估，并不等同于降雪量或积雪储水量按相同比例变化。即使季节性积雪总体减少，仍可能发生个别强降雪事件：极端降雪与平均降雪量不一定同步变化，只要大气条件仍足够寒冷，充足的水汽就可能带来强降雪。(ipcc.ch)

观测、预报与科学研究

雪的观测涉及几种不同的量。降雪量是指定时段内新降积雪的厚度；积雪深度则是地面现存积雪的总厚度，包括较早形成的雪层。两者都以厘米或英寸为单位，但积雪深度的变化并不等于降雪量，因为在降雪过程中，下部积雪可能发生沉降。积雪覆盖范围衡量积雪覆盖的面积，通常以平方千米为单位；积雪持续时间衡量积雪存留的天数。雪水当量（SWE）以毫米或英寸水深为单位，衡量的是积雪储存的水量，而不是积雪的厚度。观测时间安排会带来测量不确定度：延迟读数可能漏计已经融化或沉降的雪，而反复清理测量表面会减少两次读数之间的沉降，使累计测量值增大。因此，美国国家气象局的规范规定，降雪测量板的清理间隔不得短于六小时。(nrcs.usda.gov)

降雪测量板是一个平坦的测量面，并非运动器材：清理测量板之前，用直尺记录新增积雪的厚度。标杆和反复进行的直尺读数用于测量积雪总深度，降水量计则收集雪，并将其换算成液态水量进行测量。风会使下落的雪粒偏离降水量计的入口，造成漏捕；防风罩可以减小这种空气动力学偏差，但无法将其完全消除。采样地点的选择还必须考虑风吹雪堆、裸露地面和树木截留的影响。雪坑可显露积雪层，以便观测雪粒形态、温度、密度和硬度。贯入阻力测量仪器则能提供补充性的剖面数据：瑞士雪与雪崩研究所（SLF）在20世纪90年代末开发的 SnowMicroPen，可记录贯入力随深度的变化，并能分辨薄雪层。自动化的 SNOTEL 站点利用感压雪枕，根据上覆积雪的重量测量雪水当量；超声波传感器则根据声波往返的传播时间确定积雪深度。单个雪坑或观测站不一定能代表周边地形的积雪状况；人工雪量测线通常取五至十个采样点的平均值。(weather.gov)

卫星遥感利用雪在可见光波段反射率高、在短波红外波段反射率较低的特征绘制积雪分布图。归一化差异雪指数为

\mathrm{NDSI}=\frac{R_{\mathrm{VIS}}-R_{\mathrm{SWIR}}} {R_{\mathrm{VIS}}+R_{\mathrm{SWIR}}},

其中， $R$ 表示所选光谱波段的反射率。对于 MODIS，计算使用第4和第6波段。这种光谱差异有助于将雪与大多数类型的云区分开来，但云可能遮挡地表，植被也可能掩盖其下的积雪。NDSI 本身并不是像元内积雪覆盖的百分比：积雪覆盖比例产品还需要额外的关系式或反演流程。光学积雪图也不能直接测量雪水当量——薄薄的一层雪和深厚的积雪都可能显示为积雪覆盖。美国国家航空航天局的 SnowEx 野外观测项目结合地面和机载观测，测试可相互补充的技术，以反演不同景观中的积雪储水量。(nsidc.org)

雪的研究从记录单个雪晶，逐步发展到受控实验和长期野外测量。威尔逊·本特利于1885年首次成功拍摄雪晶照片；在1931年去世之前，他拍摄了5,000多个雪晶。同年出版的《雪晶》由他与威廉·J. 汉弗莱斯共同编著，收录了约2,300张照片。在北海道大学，中谷宇吉郎及其同事于1936年3月在兔毛上培育出一枚人工雪晶，通过控制温度和湿度研究雪晶形态。1936年秋，瑞士达沃斯附近的魏斯弗卢约赫开始开展系统观测。其试验场海拔2,536米，长期持续开展每日积雪和气象测量，并辅以每月两次的详细积雪剖面观测。(siarchives.si.edu)

积雪模型将气象测量数据与不断演变的地面积雪联系起来。SLF 的 SNOWPACK 模型对各个雪层分别建模，并求解传热和沉降方程，将相变、液态水输运和雪粒变质过程纳入其中。大气降雪预报面临的困难有所不同：降水类型取决于温度的垂直廓线，包括高空融化层，而不只是地表温度。狭窄的降雪带也会带来不确定性，使大量积雪的具体发生地点及其持续时间难以准确预测。例如，美国国家气象局亚特兰大办公室在2026年1月30日的一份简报中，指出降雪带的位置和持续时间存在不确定性，并预报相距仅数英里的地点，降雪量就可能相差2至4英寸。这类预报将局地降雪量的不确定性，与冬季风暴将会发生这一更大范围的预测区分开来。(slf.ch)

雪害与基础设施管理

雪崩的发生取决于坡面形态、荷载与积雪层强度之间的相互作用，而不仅仅取决于积雪深度。在板状雪崩中，黏结较强的雪层覆盖在较弱的雪层之上；初始破坏沿弱层扩展，使大片雪板脱离。新降雪会增加重量，风会使积雪集中在背风坡上，而升温则可能降低积雪强度。板状雪崩的断裂很少始于坡度低于约 $30^\circ$ 的坡面，但运动中的雪崩可以到达平缓得多的地形。松雪雪崩则从局部开始，沿坡向下运动时裹挟更多积雪。雪崩路径包括三个部分：运动开始的起始区、积雪加速或流动经过的运动区，以及雪崩减速并堆积碎屑的堆积区。因此，即使谷底道路或聚落周围的地势过于平坦，不足以引发雪崩，它们仍可能受到雪崩威胁。(slf.ch)

交通中断既可能发生在降雪期间，也可能发生在降水停止之后。飘落的雪和被风吹起的雪会降低能见度，而风吹雪堆积可能反复堵塞已清理的通道。大量积雪可能使社区与外界隔绝、中断货物运输，并延误应急救援。在铁路上，积雪可能堵塞轨道，并使道岔——用于选择行驶路线的活动钢轨——无法运作；覆盖供电轨的冰雪还可能中断列车供电。英国铁路网公司使用机车安装式除雪犁、旋转式吹雪机，以及用于道岔和交叉区段的热风设备。雪崩堆积物可能含有岩石、冰块和其他碎屑，因此其清除方式不同于普通风积雪；英国铁路网公司不使用重型除雪犁清理这类堆积物。(weather.gov)

对于建筑物，关键的负担是单位屋面面积上的积雪质量，而非单纯的积雪深度：较浅但密实的积雪，可能比更深却密度较低的积雪更重。因此，评估荷载时必须考虑屋顶形态和积雪分布不均的情况。积雪的重量可能导致屋顶坍塌，并损坏树木和电力线路；厚重湿雪与强风共同作用，可能造成大范围树枝折断和电网运行中断。这些影响必须与冻雨造成的覆冰区分开来。雪荷载来自固态降水的积聚，而冻雨由过冷液态水滴构成，这些水滴接触物体后冻结，在暴露的物体表面形成附着牢固的雨凇。两者都可能损坏电力基础设施，但其形成过程和分布情况不同。(weather.gov)

机构层面的雪崩管理将短期预报与长期危险性制图相结合。预报描述积雪状况的变化，而危险性地图则利用历史记录、地形分析和流动计算，划定可能受到特定频率和强度雪崩影响的区域。瑞士在1950—1951年冬季遭遇灾难性雪崩，造成98人死亡，推动了这项工作的开展：1954年，瑞士首张雪崩危险性地图在加德门编制完成；1960年的文根地图则区分了禁止建设的红色区域与允许有条件建设的蓝色区域。工程防护措施在雪崩路径的不同位置发挥作用：钢制雪桥和缆索网将积雪固定在起始区，导流结构改变运动中雪崩的方向，防雪棚则保护交通通道。预警服务、临时封闭措施和由专业人员实施的人工诱发雪崩，与这些永久性措施相互补充。(slf.ch)

道路和铁路运营机构也会综合采用预报、监测、应急运行计划和机械清雪措施。除雪犁将积雪推移到一旁，吹雪机则切入雪堆，将积雪抛离通道。预防措施可以减少反复清雪的需求：位置设置得当的防雪栅栏能够拦截风搬运的雪，并在雪到达道路之前提供堆积空间。其效果取决于设置位置和高度，因此应根据当地风吹雪堆积情况进行规划，而不是简单地安装在路边。铁路冬季运行计划同样会根据预报状况和易受影响的基础设施，配置设备并安排运行方式；这些基础设施包括道岔、供电轨以及无遮蔽的轨道区段。(ops.fhwa.dot.gov)

雪上休闲、人造雪与雪面工程

双板滑雪、单板滑雪、雪橇运动和雪鞋行走都依赖雪作为活动场地，因此积雪的有无及其状况与冬季旅游业密切相关。对于实行管理的滑雪场，雪道质量也是游客选择度假区时考虑的因素。因此，运营者不仅要管理积雪覆盖情况，还要控制雪面的硬度、均匀性以及反复使用后的耐久性。造雪、压雪整备和储雪各有不同用途：增加雪量、整备现有积雪，以及保存积雪供下一季或预定活动使用。(nsidc.org)

常规人工造雪将细小水滴喷入冷空气中，水滴由外向内冻结，最终以圆粒状冰颗粒落下。天然冰晶通过大气水汽凝华而生长，而这些颗粒主要由液态水滴形成；因此，造出的雪通常比新降的天然雪密度更大、硬度更高。喷嘴系统可利用压缩空气与水的混合物产生微小冰核，使较大的水滴开始冻结；风扇式造雪机则借助气流将喷雾散布到空中。(slf.ch) 造雪条件取决于湿球温度，这一指标将蒸发冷却作用纳入考虑，而不只是反映气温：在气温相同的情况下，湿度越低，冷却作用就越强。SLF 的 Alpine3D 文档给出了一个造雪阈值示例，即湿球温度为 $-2\,^\circ\mathrm{C}$ ；这是模型的一项配置，并非通用的作业极限。水温、风和流量也会影响产雪效率及落地积雪的湿度。(weather.gov)

压雪整备通过机械作业整理并压实积雪，随后发生的烧结——即相互接触的雪粒之间形成并增大冰键——有助于进一步巩固积雪。因此，雪面整备不仅取决于雪量，还取决于雪的微观结构和天气状况。作业人员和研究人员测量积雪密度、硬度及液态水含量，并利用预测的雪面温度确定作业时间。专门的整备工作包括向竞赛雪面洒水、塑造 U 型场地和自由式滑雪设施，以及维护越野滑雪道。SLF 的《2018 年雪道整备手册》将这些工作作为不同的工程任务分别讨论。(slf.ch) 器材性能也取决于微观接触状况：据 SLF 介绍，滑雪板与雪的实际接触面积只占板底名义面积的一小部分，约为 6%，并随雪的硬度、温度和所施加的压力而变化。滑行过程中的摩擦生热和融化会改变这些接触，使水膜厚度和接触面的几何形态成为影响双板、单板及雪橇滑条性能的重要因素。(slf.ch)

夏季储雪通常称为雪储存（snow farming），做法是在户外厚厚的雪堆上覆盖隔热的锯末或木屑，将雪保存至秋季再重新铺设。在达沃斯，2008 年开始的实地试验保留下来的雪足以铺设一条 500 米长的越野滑雪道；锯末覆盖下的雪约有四分之一融化。2015 年的详细研究区分了融化与沉降：储雪堆体积的减少约有三分之二来自融化，其余则由储存期间的压实造成。针对这些条件的模拟表明，锯末层至少需要达到 30—40 厘米厚，才能阻隔白天输入的大部分热量。这些发现说明，储雪体积减少并不一定意味着水的质量也按相同比例损失。(slf.ch)

资源需求随设备和场地条件而变化。SLF 报告称，大型风扇式造雪机的电功率需求可高达 20 千瓦，将水泵送至高处时还需要额外的能量。其造雪研究发现，供水量的 15%—40% 因蒸发、升华和风的作用而损失，未能留在预定的造雪区域内。这类生产过程中的损失，与雪道积雪对水的季节性储存及其后的释放并不相同。生态影响同样有不同方面：增加积雪覆盖可以保护土壤和植被免受机械作业及霜冻损伤，但 SLF 的研究发现，采用人工造雪的雪道，其积雪消失时间最多可能推迟四周。生长季缩短、融雪水增加，以及随水库供水带入的养分，都可能改变植物群落的组成，并随着时间推移降低生物多样性。(slf.ch)

参考来源

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