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user: 5. 地表特征参数变化特征 5.1. 地表粗糙度和热传输附加阻尼 粗糙度是计算冰川表面湍流通量的重要因子之一，为了探讨冰川表面粗糙度随时间的变化规律，本章采用涡动相关法直接推算出动量粗糙度，图7显示了12号冰川海拔5040 m动量 和热量 粗糙度日平均值变化，从图中可以看出 和 都有明显的波动变化， 的波动变化较大，在6月份多次出现明显的较高值，这可能主要是因为冰川表面粘性切变作用引起的， 变化范围在0.01~10 mm之间，但大部分围绕在1.2 mm上下波动变化。 的数值要小于 ，但两者的大小基本上处于同一数量级， 在冰川消融期的6~9月份相对较大，6~9月份是一年中气温最高和空气湿度最大的时期，空气分子的扩散作用最强。 介于0.49 mm和3.09 mm之间变化波动，围绕着1 mm上下波动。 通常用热传输附加阻尼 表示 和 之间的差异，在冰川表面不能笼统的取为常数，kB − 1 也具有明显的日变化，图8显示的是热传输附加阻尼日平均值变化，可看出，kB − 1 的波动变化很大，表明 和 的差异明显。 图9是热传输阻尼系数kB − 1 的平均日变化，在白天，日出后kB − 1 不断降低，一直到正午时分12:00出现最小值，kB − 1 在低值维持一段时间直到18:00，日落后，kB − 1 不断增大，到了夜晚变的相对稳定，可能主要是因为在白天，气温的升高和空气湿度的增大以及大气层结处于不稳定状态， 明显比夜晚增大很多，使得白天kB − 1 较小，到了夜晚，大气层结稳定，冰川表面动量的传输大于热量的传输。 5.2. 总体输送系数 5.2.1. 动量拖曳系数C D 图10显示的是海拔5040 m积累区观测期间大气层结稳定状态下(Ri b > 0)冰川表面动量拖曳系数C D 的逐月状况，从图中可以看出，C D 的值比较稳定，基本稳定在0.0010左右，这可能是由于积累区常年积雪覆盖，下垫面比较均一。从风速 和 的相互关系来看，R 2 的最低值出现在8月，为0.5957，对应的R值为0.77，整体来看， 和 的相关性还是比较高的。 图11显示的是观测期间积累区大气层结不稳定状态下(Ri b < 0)动量拖曳系数C D 的平均值，可以看出，风速 和摩擦风速 的相关性是很好的，R 2 的值达到0.9925，说明在大气层结不稳定状态下12号冰川 图7. 动量( )和热量( )粗糙度日平均值变化 图8. 热传输附加阻尼kB −1 日平均值变化 图9. 热传输附加阻尼kB −1 平均日变化 图10. 大气层结稳定状态下(Ri b > 0)动量拖曳系数C D 逐月状况 积累区C D 的可信度很高。与大气层结稳定状态下的C D 值比较，不稳定状态下的C D 值明显要大，这说明，在大气层结不稳定条件下，积累区冰川表面动量通量的输送能力更强，这符合实际情况。 图11. 大气层结不稳定状态下(Ri b < 0)动量拖曳系数C D 平均状况 5.2.2. 热量输送系数C H 图12是观测期间大气层结稳定状态下(Ri b > 0)冰川表面热量输送系数C H 的逐月状况，图中可以看出，C H 值表现稳定，且数值上与C D 差不多。从风速和温差之间的乘积 与摩擦风速和温度尺度之间的乘积 的相关性来看，在7月的最差，R值为0.63，相关性最好值在6月，R值为0.78，虽然与C D 在稳定状态下的R值相比较差，但是可以看出 与 相关性也较好，12号冰川积累区冰川表面热量输送系数C H 也具有较高的可信度。 图13是观测期间大气层结不稳定状态下(Ri b < 0)热量输送系数的平均值，图中看出，R 2 的值达到0.995，说明 和 的相关性非常好，C H 在大气层结不稳定状态下具有很高的可信度。与大气层结稳定状态相比，不稳定状态下的C H 值明显要大，这也能说明积累区冰川表面感热输送强度要明显大于层结稳定时的。 5.2.3. C D 和C H 平均日变化 图14是积累区海拔5040 m处动量拖曳系数C D 和热量输送系数C H 平均日变化特征，可以看出，C D 和C H 变化趋势一致，随着Ri b 的降低而增大，具有明显的日变化过程。日出后，太阳辐射增强，冰川表面受热升温快，热力作用增强，理查逊数逐渐变小，大气层结由极稳定状态向近中性层结过渡，导致大气与冰川之间的能量交换能力增强，C D 和C H 在13:00~16:00期间一直维持在较高值，随后又逐渐减小，与白天相比，C D 和C H 在夜晚波动变化平缓，十分稳定，C D 和C H 相比较，C D 要比C H 值大。 5.3. 感热和潜热通量 冰川表面感热和潜热大小取决于近地面湍流的发展过程，其强弱受气温和冰川表面温度之差、空气和冰川表面比湿之差以及风速大小的影响。 图15是感热、潜热通量的日平均值变化情况，可以看出，感热通量要明显大于潜热通量，感热通量在9月的日普遍较高，观测期间逐渐呈现上升趋势，潜热通量虽有波动，但总体处于平稳态势。 图12. 大气层结稳定状态下(Ri b > 0)热量输送系数C H 逐月状况 图13. 大气层结不稳定状态下(Ri b < 0)热量输送系数C H 平均状况 图14. C D 和C H 平均日变化特征 图15. 感热(H)和潜热(LE)通量的日平均值变化 图16是感热和潜热通量之和的日平均值变化情况，它们的和称为湍流通量，湍流总体呈现轻微的上升趋势，基本平稳。由于6~9月是老虎沟冰川的湿季，感热和潜热数值大小相当，但感热是冰川表面的热量来源，潜热是热量支出，两者相互抵消，因此湍流通量在0刻度线附近波动。 图16中还可以看出，感热通量的日平均值绝大多数时候都为正值，这是由于当气温高于冰川表面温度时大气向冰川表面以干热的方式输送热量，只有在极少数时间出现了感热为负的现象；而潜热通量绝大多数时间都是负值，是由于空气比湿小于冰川表面时，冰川表面以潜热的方式向大气输送热量，只有在极短的时间内出现了潜热为正的情况，这说明，冰川表面凝华/凝结释放的热量要大于蒸发/升华消耗的热量。 图16. 湍流通量日平均值变化 图17是空气和冰川表面温度(a)、空气和冰川表面比湿(b)、风速(c)、理查逊系数(d)、感热和潜热通量(e)以及两者之和(f)的平均日变化情况。日出后，冰川表面温度升温速率快于气温，而且两者的温差越来越小(图17(a))，大气层结由极稳定状态逐渐变为接近中性层结(图17(d))，尽管风速有所增大，变化了0.2 m∙s − 1 (图17(c))，但大气和冰川表面感热通量交换却不断变弱，在午后14︰00最小，仅为0.1 W∙m − 2 (图17(e))，随后太阳辐射减弱，气温和冰川表面温差不断变大(图17(a))，大气层结又由近中性层结逐渐变为极稳定状态(图17(d))，虽然风速降低了(图17(c))，但是气温和冰川表面温度之差对感热的影响要大于风速的，导致大气和冰川表面的感热交换又不断变强，至夜晚0:00以后，风速波动变化不大，大气层结稳定，感热通量也趋于稳定一直到次日日出(图17(e))。 潜热通量的日循环过程(图17(e))类似于感热，不同的是空气和冰川表面比湿差值控制着潜热的强弱变化(图17(b))，在午后14:30达到最强，为−29 W∙m −2 ，在夜晚变得非常稳定，潜热通量基本接近于0。湍流通量(感热和潜热之和)的平均日变化也类似于感热和潜热的日循环(图17(f))，感热和潜热相互抵消，白天时感热通量的强度要明显弱于潜热，所以两者之和受潜热通量控制，夜晚感热通量又明显强于潜热，故两者之和受控于感热通量，湍流通量在夜间和午后时分都较强，在10:30~11:00由正值变成负值，潜热逐渐占主导地位，在18:00~18:30间，湍流通量由负变成正值，感热通量开始占主导地位。