本文所采用位于青藏高原东部的玛多、 玛曲及垭口3个野外站点观测资料， 如图1所示。玛多站和玛曲站位于高原东部的黄河源区。玛多站海拔4280 m， 属于季节性冻土区中（Wang et al， 2019）， 下垫面类型为高寒草原、 高寒草甸或季节性湿地（李光伟等， 2019）， 气候类型为高寒草地气候， 地貌特征为高山山地（叶红等， 2020）， 一年中只区分作冷暖两季， 冷季漫长寒冷， 多大风， 空气湿度低， 暖季短暂温凉， 当地生存环境恶劣。该地多年平均降水量380~440 mm， 降水量年际变化大， 多年平均蒸发量为1331.2 mm（韩有香和李国山， 2011）， 多年平均气温为-3.3 ℃， 年温差较小， 日温差较大（谢琰等， 2018）。玛曲站位于甘肃省甘南藏族自治州玛曲县河曲马场草场内， 海拔3424 m， 位于季节性冻土区中， 下垫面类型同为高寒草原（李文静等， 2021）， 下垫面植被以禾本科和沙草为主， 所处地的地貌特征为高山谷地（叶红等， 2020）。多年平均降水量593.3 mm， 多年平均气温1.8 ℃（杨春芽等， 2020）， 多年平均蒸发量为1347.3 mm（王新源等， 2019）。气候类型属明显的高原大陆性高寒湿润气候（杨春芽等， 2020）。高寒、 多风雨， 一年中只有冷暖两季， 雨水集中， 日照充足， 牧草生长期长。垭口站位于高原东北部祁连山地区， 青海省祁连县大冬树垭口， 海拔4148 m， 下垫面类型为高寒草甸， 属于季节性冻土区中， 地貌特征为高山山原（叶红等， 2020）， 气候类型为明显的高原大陆性气候（李弘毅等， 2012）。年平均气温为-3~7 ℃（侯玉婷， 2013）， 多年平均降水量为430.75 mm（黄美华， 2020）， 多年平均蒸发量为1211 mm（汤贵仁和陈文雄， 2010）。垭口站在秋末， 冬季和初春常被积雪覆盖， 是一个较为理想的积雪观测站（孙俊等， 2011）。

玛多站和玛曲站数据来源于中国科学院若尔盖高原湿地生态系统研究站（以下简称若尔盖站）， 观测点分别位于黄河源地区鄂陵湖附近1700 m及甘肃省甘南藏族自治州玛曲县河曲马场。本文选取玛多站2015年10月1日至2016年4月30日和2018年10月1日至2019年4月30日的资料； 玛曲站2015年9月1日至2016年8月31日和2017年9月1日至2016年8月31日的资料； 气象要素包括气温、 土壤温度、 土壤湿度、 土壤热通量、 感热、 潜热、 辐射四分量以及部分时段雪深（玛多站2018年10月1日至2019年4月30日）数据， 时间分辨率为30 min。这两个点其余时段雪深数据来自中国气象数据网中国地面气候资料日值数据集（http： //data.cma.cn/）。垭口站的数据来自祁连山综合观测网： 黑河流域地表过程综合观测网（https： //data.tpdc.ac.cn/zh-hans/data/92eddb20-e216-42a0-8cf5-76c7ef89d817/？q=%E5%9E%AD%E5%8F%A3）（刘绍民等， 2016； Liu et al， 2011， 2018； Che et al， 2019）。该站点有两个相距10 m的观测点采集数据， 分10 min和30 min输出（除雪深外）。本文使用的气象变量包括雪深、 气温、 土壤温度、 土壤湿度、 土壤热通量、 感热、 潜热、 辐射四分量。数据时段为2014年10月1日至2015年4月30日、 2015年10月1日至2016年4月30日、 2016年10月1日至2017年4月30日。不同研究时段分辨率分别为30 min、 30 min和10 min。3个站点雪深数据的时间分辨率均为天。3个站点观测项目如表2所示。

本文首先使用上述3个站点近四年的积雪深度资料作为判据， 将年积雪深度及积雪日数与多年平均值进行比较， 确定多雪年份及少雪年份。之后对比雪深、 反照率、 向下的短波、 向下的长波、 感热通量、 潜热通量、 土壤热通量、 各层土壤温度及湿度、 大气温度及湿度等变量的日均值。在进行资料分析之前， 先对数据进行了质量控制， 去除观测资料中的缺测值， 当一天中的缺测值大于1/4时， 将该天记为缺测。辐射数据选用各站辐射四分量观测数据； 感热、 潜热数据选用涡动相关系统； 土壤温度、 湿度选取各站各层观测值。玛多站土壤热通量的测量深度为地下5 cm， 大气温度及湿度的测量高度为3.2 m， 地表温度选取5 cm土壤温度； 玛曲站土壤热通量的测量深度为地下2.5 cm， 大气温度的测量高度为2 m， 地表温度选取5 cm土壤温度； 垭口站大气温度及湿度的测量高度为5 m， 地表温度的测量深度为地表0 cm。其中， 反照率的计算公式为：

式中： R_{\mathrm{s}\mathrm{u}}表示观测的向上的短波辐射； R_{\mathrm{s}\mathrm{d}}表示向下的短波辐射。

高原主要积雪期为当年10 月至次年5 月（王叶堂等， 2007）。在本文中， 由于部分夏季观测资料的缺失， 定义玛多站和垭口站的一个积雪年为当年的10月到次年的4月。玛曲站根据积雪的季节变化特点（王海娥等， 2016； 刘俊峰等， 2006）， 将一个积雪年份定义为从当年的9月到次年的8月。本文首先对比了高原及本文3个站点的积雪深度和积雪日数（表3）。

玛多站海拔超过了4000 m， 积雪较多， 但年际差异较大。在积雪深度方面（表3）， 玛多站2018 -2019年积雪深度较厚， 平均积雪深度达到了17.28 cm， 是整个高原近50年积雪深度平均值的66.46倍， 同时是青藏高原中东部4000~4500 m海拔处近50年积雪深度平均值的37.56倍， 该年度最大积雪深度达29.67 cm， 是1980 -2014 年来玛多站最大积雪深度年均值的4.11 倍 （Luo et al， 2017）； 而2015 -2016年降雪较少， 年平均积雪深度分别为整个高原的和青藏高原中东部地区的1/2和1/4左右， 与遥感资料得出的2000 -2019 年黄河源区玛多附近年平均积雪深度值较为接近 （Li et al， 2020）。在积雪日数方面， 积雪日数年际变化较大， 2018 -2019年年平均积雪日数为174 天， 分别是整个高原近50年以及该地区近4年平均积雪日数的7.31倍和3.53倍； 而2015 -2016年积雪日数仅为17天。因此， 在玛多站， 本文定义从2018年10月1日到2019年4月30日为多雪年， 2015年10月1日到2016年4月30日定义为少雪年。

玛曲站海拔相对较低， 不到3500 m， 积雪深度及日数均相对较少。2017 -2018年平均积雪深度为0.24 cm（表3）， 与整个高原近50年平均值和青藏高原中东部3000~3500 m海拔处平均值都较为相近， 是该地区近4年平均积雪深度的1.33倍， 平均积雪日数的1.21倍， 积雪日数达到了30天。而2015 -2016年平均积雪深度较浅， 仅0.08 cm， 为该区域近4年平均值的0.44， 积雪日数仅为15天。本文将玛曲站2017年10月1日到2018年8月30日， 定为多雪年； 将2015年10月1日到2016年8月30日定为少雪年。玛曲站多雪年年平均积雪日数比整个高原近50年年平均积雪日数和玛曲站近4年平均积雪日数多出6.22 天和5.25 天， 是少雪年年平均积雪日数的2倍。

垭口站位于祁连山区， 海拔比较高， 全年有将近半年的时间被积雪覆盖（李文静等， 2021）， 与黄河源玛多及玛曲这两区域近50年积雪深度的均值相差较大， 但也表现出明显的年际变化特征。在垭口站， 将多雪年定为从2014年10月1日到2015年4月30日， 少雪年1定为从2015年10月1日到2016年4月30日， 少雪年2定为从2016年10月1日到2017年4月30日。如表3所示， 多雪年时（2014 -2015年）平均积雪深度是2014 -2017 年近3年均值的2.35 倍， 两个少雪年的平均积雪深度与这3年均值较为接近。少雪年平均积雪日数均小于以上两均值。垭口站多雪年年平均积雪日数与垭口站2014 -2017 年年平均积雪日数较为接近， 两个少雪年平均积雪日数均少于3年均值。

在玛多站， 多雪年［图2（a）］雪深最大值出现在2018年3月28日， 达到了29.67 cm； 自2018年10月27日开始， 出现了广泛的连续性积雪， 一直持续到2019年4月17日； 年平均雪深达到了17.28 cm， 是少雪年［图2（b）］的146.59倍； 年平均地表反照率为0.65， 是少雪年［图2（b）］的2.28倍， 最大值日均值能够达到0.90， 出现在2018年11月6日。少雪年时［图2（b）］， 共有19天出现了积雪， 积雪期较短， 每次积雪期仅1~3天， 随后积雪迅速融化； 雪深最大值出现在2016年1月30日， 仅为3 cm； 少雪年［图2（b）］地表反照率的日均值为0.28， 最大值为0.57， 出现在2015年11月11日。值得注意的是， 这两个积雪年不仅可以区分为多、 少雪年， 还可以区分为连续性积雪与不连续性积雪。

玛曲站多雪年［图2（c）］年平均雪深为0.24 cm， 主要积雪期出现在2018年1月26日至5月7日， 时间跨度为102天， 共出现了24次积雪， 最大积雪深度为20 cm， 出现在2018年3月18日； 同样每次积雪期都较短， 在2017年10月11 -30日也出现了一个20天的积雪期， 其余时段无积雪； 年平均地表反照率为0.28， 地表反照率最大值为0.81， 出现在2018年4月1日， 在多雪年［图2（c）］的积雪集中期， 由于不断地有新雪降落， 地表反照率的变化要比少雪年［图2（d）］强烈得多。少雪年［图2（d）］年平均积雪深度为0.08 cm， 仅为多雪年［图2（c）］的1/3， 积雪集中出现在2016年3月18日至5月15日， 共有7天出现了积雪， 时间跨度为59天， 大约是多雪年［图2（c）］的一半； 最大积雪深度为6 cm， 出现在2016年3月23日； 年平均地表反照率为0.24， 地表反照率最大值为0.75。

垭口站多雪年［图2（e）］10月至次年4月间， 多雪年仅有8天无积雪， 研究时段几乎都被较深的积雪覆盖， 年平均积雪深度为9.52 cm， 分别是少雪年1［图2（f）］和少雪年2［图2（g）］的2.15倍和2.51倍， 最大积雪深度达到了18.74 cm； 少雪年1［图2（f）］和少雪年2［图2（g）］的年平均积雪深度为4.42 cm和3.78 cm； 垭口站的反照率变化明显。有研究表明， 同为受积雪的影响， 高寒草甸相对于其他类型的下垫面来说反照率变化最明显（孙俊等， 2011）。多雪年［图2（e）］平均反照率高达0.73， 少雪年1［图2（f）］、 少雪年2［图2（g）］的平均反照率分别为0.54， 0.52， 多雪年［图2（e）］的年平均反照率是两个少雪年的近1.4倍。在当年10月到次年3月， 多雪年雪深较高， 由于新雪的反照率在0.45~0.95， 旧雪的反照率在0.4~0.7， 在无新雪降落时， 受旧雪的影响， 仍能维持较高的反照率（0.75左右）； 少雪年2［图2（g）］大部分时间地表无积雪覆盖， 即使出现了积雪， 雪深也不超过5 cm， 每当有新雪降落时， 反照率的剧烈上升， 峰值可能达到0.9左右， 而后迅速恢复到原始状态（0.3左右）。

辐射四分量包括向下短波辐射、 向上短波辐射、 向下长波辐射和向上长波辐射。向下短波辐射主要是由太阳高度角、 云量等决定（马伟强等， 2004）， 在向下短波辐射的年际变化中， 积雪对其并无影响。向下长波辐射主要受云， 大气湿度， 大气温度的影响。积雪对向下长波辐射的影响主要有两方面： 下雪使大气温度降低， 同时使空气中的饱和含水率降低， 大气中的水主要以雪的形式覆盖在地表； 融雪时不仅气温降低， 空气湿度也会增大。通过对比各站点向下的短波及向下的长波的年际差异发现， 3个站点多雪年及少雪年向下的短波及向下的长波差异均较小（图略）。本文主要对比直接受积雪影响较大的两个向上辐射通量。

向上短波辐射受纬度、 大气状况等因素的影响（唐信英等， 2015）， 还受下垫面性质的影响， 在有积雪的下垫面， 可以向上反射大量的入射短波辐射。不同深度、 湿度、 孔隙、 粒径的雪， 新的雪、 旧的雪， 不同冻结-融化过程中的雪， 反射短波辐射的能力是不同的（蒋熹， 2006）。在本文中， 我们首先依据观测到的数值， 来探究多雪及少雪对向上短波辐射年变化的影响。如图3（a）所示， 玛多地区多雪年向上短波辐射的年平均值为128.20 W·m^-2， 少雪年为55.53 W·m^-2， 多雪年大约是少雪年的2.3倍。整个研究时段内， 除4月下旬个别时段内， 地表在多雪年均比少雪年反射了更多的短波辐射， 日最大值可达到273.80 W·m^-2。在少雪年的4月下旬， 出现了少量的降雪， 而此时多雪年并无降雪， 就导致在此时间序列的最后部分， 多雪年比少雪年的向上短波辐射平均少了39.19 W·m^-2。通过图3（c）， 在两者共同的主要积雪期（3 -5月）中， 可以比较明显地观察到玛曲地区多雪年的向上短波辐射大于少雪年， 在3次较大的降雪过程中， 日值差异达到了109.58 W·m^-2。由于玛曲地区年降雪量较小， 除3 -5月积雪期外， 其余时段内， 整个多雪年和少雪年差异较小。在图3（e）中， 垭口地区多雪年2014年的向上短波辐射年均值为134.28 W·m^-2， 少雪年2015年和2016年的向上短波辐射年均值分别为96.79 W·m^-2和102.36 W·m^-2。对比2014年与2016年， 自10月到次年2月末或3月初， 多雪年雪深一直明显高于少雪年， 导致两者的向上短波辐射差基本上都为正值， 只有在最后的3、 4月份， 少雪年的平均雪深才高于多雪年， 也就出现了负的向上短波辐射差。2014年与2015年的对比也同理。

向上的长波辐射是对流层大气的直接热源， 它的大小取决于地表温度和下垫面的颜色等因素， 地表温度越高， 下垫面颜色越深， 发射的地面长波辐射就越多。积雪对于地面长波辐射的影响在于： 积雪覆盖使下垫面颜色变浅， 同时， 由于积雪的高反照率， 反射掉大量的太阳辐射， 使地表温度降低， 在融雪阶段， 积雪融化吸收更多热量， 地表温度更低。基于此， 在玛多站［图3（b）］， 根据已有的观测数据， 多雪年的平均向上长波辐射值为260.38 W·m^-2， 少雪年为283.89 W·m^-2， 在此研究时段内两者的差基本上都是负值。玛曲站［图3（d）］整年为不连续积雪， 大多降雪都在当天积累后消融， 且一年中无雪的时候居多， 因此向上长波辐射在多、 少雪年中的对比不明显。垭口站［图3（f）］仅包括两个少雪年的观测数据， 由于在研究时段中两个少雪年的雪深变化大体呈相反趋势［图2（f）， （g）］， 可以观察到在12月初到次年1月中， 少雪年1的向上长波辐射小于少雪年2； 而在次年2月末到4月初， 恰好相反。最后， 无论是多雪年还是少雪年， 向上长波辐射的变化均没有剧烈的起伏。

地表能量包括净辐射、 感热通量、 潜热通量和表土壤热通量。

在玛多站， 可以明显观察到多雪年的净辐射［图4（a）］少于多雪年。在多雪年和少雪年的观测周期内， 多雪年的平均净辐射值为26.10 W·m^-2； 而少雪年的平均净辐射值（除去缺测）为60.26 W·m^-2， 是多雪年的2.3倍。在多雪年， 自2018年10月27日开始， 玛多站开始出现了连续的积雪， 净辐射值骤降， 从降雪前的87.28 W·m^-2降低到12.06 W·m^-2， 此后净辐射值一直维持在-30~40 W·m^-2。由于积雪的长期覆盖， 净辐射骤降， 地面热源强度减小， 11月中旬至次年1月中旬， 净辐射基本为负， 地面充当冷源。积雪的存在可以减小土壤向大气释放的热量， 有研究表明： 多雪年地面热源强度较小（霍飞等， 2014）。直到2019年4月17日左右， 连续性积雪期结束， 净辐射值由23.0 W·m^-2骤升至129.76 W·m^-2。在少雪年， 净辐射缓慢地波动上升， 且均大于0 W·m^-2。感热、 潜热通量是地-气相互作用过程中地表与大气能量交换的主要方式。在多雪年出现连续性积雪之前， 地表感热［图4（b）］、 潜热［图4（c）］通量为正值且绝对值较大。在出现连续性积雪之后， 感热通量为负且绝对值变小， 由降雪前的20.97 W·m^-2降低到-2.09 W·m^-2， 主要是积雪后， 净辐射骤降， 雪面温度降低， 大气温度高于雪面温度， 感热由大气向地表传输。而在少雪年， 净辐射相对较大， 可分配给感热和潜热， 并未出现负感热通量。在多雪年和少雪年， 地表土壤热通量［图4（d）］的值均很小。多雪年年平均土壤热通量值为-2.87 W·m^-2， 少雪年为-5.63 W·m^-2。从整个观测周期开始， 多雪年和少雪年的土壤热通量值均为负， 这是因为自10月开始， 土壤逐渐冻结， 土壤温度梯度由深层指向浅层。直到3月末至4月初， 土壤热通量开始由负转正， 且多雪年由负转正的时间要晚于少雪年。通过观察可以发现， 多雪年积雪期的土壤热通量绝对值小于少雪年， 这是由积雪的绝热作用， 使得多雪年地表热通量的输出减少。

玛曲站在此研究时段内， 多雪年的平均净辐射［图4（e）］值为85.85 W·m^-2， 少雪年的平均净辐射值为88.22 W·m^-2， 两者差别不大， 但净辐射的变化相对于玛多站， 波动更加剧烈。不论是多雪年还是少雪年， 玛曲站每个月的地面净辐射值几乎都为正值， 说明地面充当热源。在2017年10月11 -30日， 多雪年出现了5次零星降雪， 积雪基本上在1~2天内融化， 此时土壤还没有冻结， 雪水融化后使潜热通量［图4（g）］激增， 由17.76 W·m^-2增长到154.73 W·m^-2， 此后又快速下降。在3 -5月， 相比于少雪年， 多雪年出现了较为集中的零星降雪。多雪年地表能量主要以潜热为主， 少雪年地表能量主要以感热［图4（f）］为主。多雪年和少雪年在冬土壤热通量［图4（h）］都为负， 随着大气温度的升高， 土壤热通量开始由负转正， 但多雪年转正的时间要比少雪年晚10天左右。玛曲站由于多雪年和少雪年降雪量差异较小， 净辐射差异较小， 能量分配差异也较小， 土壤热通量差别较小。

在对垭口站的数据进行分析时， 由于垭口站的净辐射、 感热、 潜热数据存在比较多的缺失， 故垭口站多、 少雪年地表能量的对比在本节暂不讨论。

通过观察图5多雪年、 少雪年各层土壤温度的对比曲线， 由于玛多站多、 少雪年雪深对比明显， 在12月至次年的2月左右， 可以清晰地观察到多雪年5~40 cm的土壤温度均大于少雪年。这表明在冬季， 大气温度降低， 而较厚的雪盖减弱了气温对地温的影响。其中， 在5 cm深处多、 少雪年的最大温度差为7.92 ℃， 出现在12月24日； 10 cm和20 cm深处多、 少雪年的温度差最大值分别为6.10 ℃和3.84 ℃， 均出现在12月25日； 40 cm深处多、 少雪年的最大温度差为3.22 ℃， 出现在12月26日。深度越大， 最大温差出现的时间滞后， 也表明了深层土温改变相对于浅层， 表现出一定的滞后性。除此之外， 少雪年比多雪年提前结束土壤冻结期， 积雪融化， 雪水渗入地表， 改变土壤的导热率， 使得5~20 cm的土温变化强烈。通过观察玛多站［图5（e）~（g）］各层土温垂直剖面及差值， 可以看到， 除去次年3月中旬到4月部分融雪期及10 -11月的无雪期外， 整个40 cm土壤温度表现为多雪年高于少雪年， 此时积雪对土壤起到明显的保温作用。

玛曲站（图6）5~40 cm深度， 1月末2月初多雪年各层土壤温度明显大于少雪年； 而在其余时段， 多雪年与少雪年相差较小。通过观察多、 少雪年土壤温度差剖面图［图6（i）］， 在40 cm左右出现了多个负中心， 表明在此处多雪年土壤温度低于少雪年。另外， 在少雪年的40 cm土层处［图6（h）］， 2015年9月和2016年8月， 出现了两个明显的“暖中心”， 这使得该处附近少雪年土壤温度高于多雪年， 此时积雪对土壤起到降温作用。玛曲站积雪过程主要体现了高原不连续积雪的反复积累和消融过程， 积雪融化吸收大量的热量， 对土壤主要起降温作用。这和李文静等（2021）的研究结果一致。

垭口站（图7）积雪对土壤温度的作用和玛多站相似， 多雪年0~160 cm各层土壤温度整体高于少雪年， 在每年的1 -2月， 由于多雪年有比较深的积雪覆盖， 其保温作用使得多雪年在20 cm以上的土壤温度明显地大于两个少雪年。从整体温度剖面图可以看出， 在积雪积累期， 多雪年整个土壤剖面温度均高于少雪年， 该站与玛多站相似， 多雪年对土壤的保温作用明显大于少雪年。

积雪对于地气温差的影响， 主要在于积雪的保温作用， 由于积雪的结构， 阻止了地表与近地面大气的热量交换， 使得地表温度不会随着气温剧烈波动， 同时也会抬升地温下降的极限值。相对湿度是表示大气潮湿程度的物理量， 一般而言， 相对湿度的变化与大气温度的变化相反， 即温度越高， 相对湿度越低； 温度越低， 相对湿度越高。在多云潮湿的天气中， 积雪蒸发变慢， 使其中的潜热损失得少， 使雪变暖， 有时会造成在潮湿的天气里， 虽然气温0 ℃左右， 但仍会发生融雪现象。另外， 大气中降雪的发生除了要满足凝结核条件， 相对湿度和温度也要达到一定的标准， 当饱和的空气冷却到露点以下的温度时， 空气里多余的水汽就会变成水滴或冰晶， 由于冰面的饱和水汽含量比水面低， 故大气的相对湿度不足100 %就可以满足降雪的湿度条件。

如图8所示， 由于玛多站多雪年［图8（a）］出现了连续性降雪， 且积雪深度较为深厚， 因此大气温度与地表温度的差异比较明显。多雪年在此研究时段中的大气温度和地表温度平均值分别为 -9.18 ℃和-6.03 ℃， 两者的平均值相差-3.15 ℃。地-气温差最大温差为11.25 ℃， 出现在2019年1月21日。少雪年［图8（b）］只有零星的降雪， 地表温度与大气温度较为接近。大气温度在整个研究时段中的平均值为-7.49 ℃， 地表温度的平均值为-6.40 ℃， 平均值相差-1.80 ℃， 大约是多雪年的3/5。由于在少雪年的3月中旬至4月中旬出现了相对集中的降雪， 使得在2016年4月13日出现了最大值为6.34 ℃的地气温差。对比多雪年与少雪年， 可以明显发现， 多雪年地表温度的变化比少雪年更加缓和， 少雪年大气湿度的变化比多雪年更加剧烈。多雪年的大气湿度基本在50%~80%， 平均值达到了62%， 少雪年大气湿度的跨度增加到了20%~80%， 平均值仅有48%。玛曲站多雪年［图8（c）］和少雪年［图8（d）］大气温度的均值分别为2.80 ℃和2.43 ℃； 地表温度的均值分别为6.66 ℃和6.86 ℃； 大气湿度的均值分别为67%和62%， 由于多雪年和少雪年降雪较少， 这3个要素的均相都差不大。垭口站多雪年［图8（e）］和两个少雪年［图8（f）， （g）］大气温度的均值分别为-10.37 ℃、 9.93 ℃和-9.44 ℃； 地表温度的均值分别为 -6.16 ℃、 -9.89 ℃和-9.39 ℃； 大气湿度的均值分别为56 %、 49 %和48 %。在2014年10月到2015年12月左右， 此时段内由于多雪年的积雪深度相对于两个少雪年来说较为深厚， 地气温差最为明显， 最大可达15.99 ℃， 地表温度的变化相对于两个少雪年来说也更加平缓。

土壤湿度是研究陆面过程时的一个重要参量， 也可以称作土壤含水量， 是指土壤中未冻结水的含量。

在玛多站（图9）， 通过雪深图（图2）可以看出， 多雪年玛多站第一次降雪出现在2018年10月10日， 雪深为0.68 cm， 此时表层（5 cm）［图9（a）］土壤含水量出现了一个低值， 之后雪水融化， 向下渗透使得之后表层（5 cm）土壤含水量上升， 而10~40 cm的土壤含水量［图9（b）~（d）］未受影响。土壤完全冻结后， 各个土层深度上土壤含水量随时间的改变较小， 只有在5 cm深度上多雪年土壤含水量比较明显地大于少雪年， 在其他深度上， 两条曲线几乎重合。在4月中下旬， 随着温度的升高， 土壤冻结期结束。大量的雪水融化渗入地表， 土壤含水量突增， 并且在各个深度上， 多雪年的土壤含水量无论是在增加速率上还是增加量上都明显大于少雪年。积雪对其下垫面土壤的水热影响显著， 有研究表明， 当积雪厚度大于30 cm时， 相对于无雪或者少雪的情况， 积雪底部的温度梯度更稳定（马虹和胡汝骥， 1995）， 由于土壤含水量很大程度上受土壤温度的控制， 因此土壤含水量的改变也会降低。土壤中水的迁移受土壤水势的影响， 当气温下降， 土壤冻结时， 土壤水势降低， 土壤中未冻结的水由高土壤水势区向低土壤水势区迁移。也就是说， 当积雪厚度比较高时， 积雪的存在使土壤水分向比较冷的区域迁移。而当积雪较薄时， 土壤中的水分还来不及迁移就被冻结， 因此出现了图9（e）、 图9（f）的两种情况。

在玛曲站（图10）， 由于其多、 少雪年本身的积雪深度就比较浅而且积雪不连续， 因此其10~40 cm的土壤含水量［图10（b）~（d）］逐日变化比较明显， 且少雪年变化更明显。在10月末到11月初， 多雪年的积雪深度高于少雪年， 雪水融化之后多雪 雪的土壤含水量明显高于少雪年。之后， 土壤进入冻结期， 多雪年与少雪年土壤含水量差异不大。在80~160 cm深度， 少雪年土壤含水量的变化曲线几乎为一条直线， 说明少量降雪对深层土壤的含水量几乎无影响。在冻结期结束之后， 表层土壤开始融化， 由于受到深层冻结土壤的阻碍， 使得土壤表层含水量增加。

在垭口站（图11）的研究时段内只观测到土壤冻结过程， 通过观察20~160 cm各层土壤多、 少雪年的冻结时间， 可以观察到各层均是 2016年（多雪年）最晚， 2015年（少雪年）次之， 2014年（少雪年）最早。这是因为在冻结期之前， 以上3年的雪深逐年降低， 土壤表面更容易受大气温度降低的影响， 使得土壤中的水分更早冻结。结合垭口站多、 少雪年的土壤湿度差剖面图［图11（k）， （l）］与雪深变化图［图2（e）~（g）］， 在10月到次年1月， 由于多雪年比少雪年1积雪深厚， 积雪融化后雪水层层下渗， 使得多雪年与少雪年1的土壤湿度差在4~160 cm各层均出现了一个湿度差大值区， 且随着深度增加， 出现的时间推移； 而对比多雪年与少雪年2， 由于多雪年比少雪年2的积雪过程开始得早， 使得土壤湿度的差值在4~160 cm各层都比较大。