中国天山西部季节性森林积雪雪层温度时空分布特征

中国天山西部季节性森林积雪雪层温度时空分布特征 中国天山西部季节性森林积雪雪层温度 时空分布特征 1,2 31,4 1,2 1,2恒 ,魏文寿 ，刘明哲 ，韩茜 ，洪雯 陆 (1(中国科学院新疆生态与地理研究所，新疆 乌鲁木齐 830011;2 .中国科学院研究生院，北京 100049;3 .中国气象局 乌鲁木齐沙漠气象研究所，新疆 乌鲁木齐 830002; 4. 中国科学院天山积雪雪崩研究站，新疆 乌鲁木齐 830011) 摘要:利用 2009 年 12 月 27 日,2010 年 4 月 2 日天山积雪站站区内开阔地和雪岭云杉(Picea schrenkiana)林下 6 次 降雪过程后雪层内时间间隔 10 min 的温度数据，探讨雪层温度变化特征。结果表明，越接近地表雪层温度越高， 且在雪层表面形成冷中心和(局部)暖中心;在积雪稳定期林下雪层温度高于开阔地，融雪期林下低于开阔地;林 下雪层冷、暖中心出现时间晚于开阔地，其强度也小于开阔地。林下雪层温度振幅小于开阔地，林下温度振幅拐 点以上雪层温度振幅随深度和时间的递减率小于开阔地，拐点以下无明显差异。初冬，林下和开阔地雪层均为 较小的正温度梯度，随着气温急剧下降，温度梯度逐渐增大，且从雪表向雪底递减，林下雪层负温度梯度出现时 间晚于开阔地。开阔地和林下积雪表层正温度梯度最大值分别达到 0.95?/cm 和 0.82?/cm，负温度梯度大值分 别达到-0.84?/cm 和-0.35?/cm;但开阔地全雪层日平均温度梯度小于林下雪层。 关 键 词:林下积雪; 开阔地; 雪层温度; 温度振幅; 温度梯度 中图分类号:P463.2 文献标识码:A 文章编号:1000-0690(2011)12-1541-08 [18~21] 由于植被的拦截和遮挡作用，导致了独特的，对林下雪层温度植被覆盖地区雪层内的研究 [22~24]森林积雪分布特征和林冠下微气象条件。由于林 特别是温度梯度的特征研究极少。因此本文 [1]冠和地形的影响，林冠下积雪层的辐射平衡，积 在中国科学院天山积雪雪崩站(积雪站)站区内对 雪的物理特性和雪层结构与开阔地积雪有明显的 雪岭云杉(Picea schrenkiana)林下积雪温度特征进 [2]不同，雪层水平和垂直的非均一性导致了雪场热 [3,4] 行研究，为森林积雪物理特性，森林水文过程，雪 状况的巨大空间变化。雪层温度对雪层含水率[5]崩预报等的进一步研究提供基础数据。 和内聚力等有重要影响;雪层温度梯度对雪层内 [6][7,8][9~11] [12] 水汽迁移、晶体生长、深霜化过程和雪崩 研究区概况1 有重要影响。自 20 世纪 90 年代初以来，一些积雪 研究者开始把注意力主要集中在建立、发展和完 积雪站(43?16′N，83?16′E，1 776 m a.s.l)位于 善适用于气候研究的积雪参数化模式上，这些模 天山西部巩乃斯河谷的中山森林带内，站区多年 式主要用于全球格点的气候模拟研究，如 SN- 平均气温为 1.3?，1 月和 7 月的月平均温度分别 THERM，SAST，LSM 和 CLSM 模式中的积雪参数 为-14.4?和 13.8?，多年平均降水量为 867.3 mm， 化，这些积雪的参数化方案都对积雪的热量 [13~17]其中冬季固态降水量占年降水量的 30%以上，年 和能量过程进行了模拟，但这些模型中均未考 虑由植被等因子导致的雪场内温度和热量传输的 最大积雪深度的多年平均值为 78 cm，最大可达差异。目前对雪层内温度特征的研究主要是对无 152 cm(2000 年)，稳定积雪期长达半年之久。积 雪站地处天山中山带的典型区域，主要树种是雪 岭云杉，只是林带宽度不一，树高一般 20,30 m， 收稿日期:2010-11-03;修订日期:2011-04-20 基金项目:干旱内陆区冰雪资源动态监测与可持续利用评估研究项目(GYHY200706008)、新疆现代与历史暖湿化过程及对生态环境 影响项目(2005DIB6J113)、新疆生态与地理研究所绿洲学者“博士”人才培养(0771021)和中国科学院“西部之光”人才培养计划项目 (RCPY200902)资助。 作者简介:陆 恒(1986-)，男，四川广元人，硕士研究生，主要从事气候变化方向研究。E-mail:luhengwzs@163.com 通讯作者:魏文寿，研究员，博士生导师。E-mail:weiwsh@idm.cn 平均 29.7 m,平均胸径为 37.1 cm，覆盖度达到 90% [25,26] 以上。 研究2 试验于 2009 年 12 月 27 日,2010 年 4 月 2 日在 积雪站气象观测场(开阔地)和无太阳直接辐射的 雪岭云杉林下同时进行。雪层温度利用上海精创 双通道 RC-500 自动仪测量，其精度为0.2 ?， 时间间隔设定为 10 min。在距雪表 0,20 cm 的范 图 1 日平均气温变化趋势 围内温度探头填埋在雪层剖面的 0 cm、2 cm、5 Fig. 1 The variation trend of the daily mean air temperature cm、10 cm、15 cm、20 cm 处，在 20 cm 以下的深度 范围内每隔 10,20 cm 埋设一个温度探头，为避免 稳定期林下雪层温度高于开阔地，而融雪期则低 于开阔地。 开阔地和林下雪层的冷中心都分布积雪沉降和探头自重的影响，将探头固定在自制 在积雪表 木架上。观测期间将大气温度探头置于距离地面 层，但出现时间及强度均不相同。2009 年 12 月 28 150 cm 的百叶箱中进行测量。分别选择 6 次降雪 日,2010 年 1 月 12 日林下雪层的冷中心出现时间 过程后晴空条件下对雪层温度进行观测(2009 年 晚于开阔地;且该时期开阔地和林下雪层均是越 12 月 28 日、2010 年 1 月 12 日、2010 年 1 月 29 日、 接近雪底温度越高，在开阔地积雪表层还形成了 2010 年 2 月 18 日、2010 年 3 月 9 日和 2010 年 4 月 1 局部暖中心，林下则表现不明显。2010 年 1 月 29 日，由于降雪、雪层沉降和融雪的影响,6 次过程后 日,4 月 1 日开阔地和林下雪层的冷中心均出现在 积雪深度不相同)。对小时内温度进行平均，分析 7:00,9:00 时;开阔地和林下积雪表层均形成了明雪层内的温度廓线特征以及温度振幅，并进一步 显的暖中心，林下比开阔地晚 1,2 h。林下雪层的 分析其梯度变化特征。 冷、暖中心的强度均小于开阔地，林下冷中心最低 f(t)=T+Asin(ωt-ε) (1) 温度比开阔地高 24.67%，且二者之间呈很好的线 式(1)中，f(t)为雪层温度;T 为雪层日平均温度;A 2 为雪面温度振幅;ω为时间角频率(温度日变化时 性关系(T=1.0127T+3.3197,R =0.98，T 为开阔地雪ofo 间频率);为初位相(雪面温度峰值滞后太阳辐射 ε 层冷中心极值，T为林下雪层冷中心极值);在稳定f 峰值的位相)，由雪面温度滞后太阳辐射峰值的时 期开阔地雪层接受直接太阳辐射时间较短，暖中 间确定。通过选择温度初始条件，经过日变化拟 心温度低于 0?，此时开阔地雪层暖中心温度仅比 合结果，比较小时温度日变化的振幅、角频、位相 林下高 42.66%，但随着太阳辐射逐渐增加，净辐射 [26]等变化特征。选择每日的 0 时作为初始条件，根据 在雪层能量输入中所占比例增大(占 75.3%)，使 公式(1)，对各层雪温24 h 的日变化进行数值模拟。 得稳定期后期和融雪期开阔地雪层暖中心温度高 根据日平均气温的变化趋势(图 1)，2010 年 2 于 0?。林下雪层温度虽也逐渐升高到 0?以上， 月 20 日日平均气温明显跳跃，日平均气温开始逐 但此时开阔地雪层暖中心温度比林下高 413.6%， 渐大于 0?，积雪开始融化，因此以该日作为积雪 且越到融雪期后期暖中心极值差越大。林下和开 阔地雪层冷中心之间良好的线性关系说明导致形 稳定期和融雪期的分界。 成雪层冷中心的原因是大气的长波辐射;而雪层 3 结果分析 暖中心的极值差逐渐增大则是因为随太阳辐射的 增强开阔地雪表增温较快，而林下雪层无直接太 3.1 雪层温度变化特征 阳辐射，主要受外界的潜热、显热和长波辐射影 [27]3.1.1 雪层温度分布特征 由于林下与开阔地下垫响，因而其雪表增温很缓慢。 面环境不同，所以雪 3.1.2 雪层温度振幅变化 层温度也不相同。根据实测数据得到雪层内 24 h 温度分布等值线图(图 2)。由图可见，雪层表面等 积雪表面温度对气温的波动响应最为敏感， 温线逐渐密集，而在雪层底部等温线逐渐稀疏。 距雪表越深，响应越缓慢，且滞后时间越长。在不 陆恒等: 中国天山西部季节性森林积雪雪层温度时空分布特征 1543 12 期 图2 雪层内温度等值线分布 (?) Fig 2 Temperature isolines in snow layers 同下垫面、不同过程和不同层位雪层温度的振幅不同下垫面雪层温度振幅拐点上下分段进行线性 拟合(式2，表1): 变化也各不相同(图 3)，通过分析可知，开阔地和林 下雪层温度振幅随着深度的增加递减，且有一个 T=ah+b (2) 明显的拐点。在稳定期雪层温度变化主要是由太 式(2)中，T 为雪层温度振幅，h 为积雪深度。 阳辐射在雪层内传输造成的，0.3,3 μm 范围内的 结果表明，在拐点以上开阔地雪层温度振幅 随深度的递减速率大于林下雪层且有显著差异(p= 光谱线，在 0,20 cm 的雪层深度内有 92.6%以上 [21,28] 0.02<0.05)，在拐点以下则无明显差异(p=0.319>短波辐射被吸收，因此该时期雪层振幅拐点均 0.05)。出现在 20 cm 左右。融雪期表层融水下渗使得短 3.2 雪层温度梯度变化特征波辐射穿透强度减小，但该时期雪层能量输入已 3.2.1 雪层温度梯度日分布特征 介于温度较高的经显著增加，且雪层含水率增加，雪密度增大，雪 [29]土壤层和温度较低的空气层 层的有效热传导率增大 ，使得雪层温度的振幅 之间的雪层中存在着温度梯度，直到融雪季节整 拐点逐渐下移，开阔地雪层振幅拐点于 3 月 9 日下 个雪层的温度达到 0?，温度梯度消失。在不同的 移到距雪表 30 cm;林下由于融雪开始时间晚于开 季节和天气条件下温度梯度的方向以及大小也各 阔地，且积雪密度小于开阔地，因此雪层温度振幅 异。对开阔地和林下不同时间雪层温度廓线进行 拐点下移速度小于开阔地，于 4 月 1 日下移至距雪 最优函数拟合后微分，得到不同深度的雪层温度 表30 cm 处。 梯度分布(图 4)。在稳定期前期(2009 年 12 月 28 由于林下积雪层的辐射平衡，以及积雪的物 日)气温仍较高，开阔地和林下雪深较浅，雪层温度 理特性和雪层结构与开阔地积雪存在明显不同， 受气温影响较大，雪层为较小的正温度梯度，于 12: 因此雪层温度振幅随深度的变化与开阔地不一 00 时和 18:00,23:00 时在积雪表层分别出现低值 致。在拐点以上开阔点雪层温度振幅比林下雪层 和高值中心，且开阔地雪层温度梯度大于林下;随 温度振幅平均大 76.7%，在拐点以下雪层温度振幅 着气温的急剧下降和积雪深度的增加，到 2 月下旬 明显减小，且开阔地和林下的差异减小。通过对 图3 雪层温度振幅随深度的变化 Fig 3 Variations of snow temperature amplitude with depth 表 1 不同雪层温度日变化振幅的线性拟合参数 Table 1 The curve fitting coefficient of temperature amplitude in different snow layers 2009 年 12 月 28 日 2010 年 1 月 12 日 2010 年 1 月 29 日 2010 年 2 月 18 日 2010 年 3 月 9 日 2010 年 4 月 1 日 0~20 cm >20 cm 0~20 cm >20 cm 0~20 cm >20 cm 0~20 cm >20 cm 0~20 cm >20 cm 0~20 cm >20 cm -4 a -0.140 -0.050 -0.419 -0.009 -0.439 -0.007 -0.500 -0.004 -0.348 -0.004 -0.382 -4367×10 o -4 0.002 a0.055 6.8×10 0.218 0.010 0.266 0.003 0.333 0.004 0.235 0.180 0.001 -----------f 注:a为开阔地雪层温度振幅递减率;a为林下雪层温度振幅递减率。 o f 布形式一致。在初冬(12 月 28 日)由于降雪频繁， 雪层温度梯度逐渐增大。随着气温和地温的回升 以及表层雪融水的下渗，积雪下部雪层温度接近 积雪厚度较浅，因此雪层内温度梯度分布复杂，可0?(图 2)，雪层温度梯度逐渐减小直至出现零温 能出现局部的高值和低值区(图 5a);随雪层厚度的 度梯度;开阔地雪层于 2010 年 1 月 12 日太阳辐射 增加以及气温的急剧下降，雪层温度梯度逐渐增 较强的正午时分在积雪表层出现负温度梯度，积 大，雪层温度梯度从雪表向雪底递减，由于地面覆 雪表层的负温度梯度持续增加且时间增长，林下 盖草地的底层深霜空隙较大，存在能量上的交换 积雪表层于 1 月 29 日出现负温度梯度，晚于开阔 作用，使得距雪底 10,20 cm 的深度范围内雪层温 地雪层，且温度梯度也较小;在每日中林下雪表负 度梯度逐渐增大(图 5b)，由于林下雪深较浅，其温 温度梯度高值中心出现时间比开阔地晚 2 h，且存 度梯度平均比开阔地大 0.014?/cm。1 月 29 日和 2 在时间长于开阔地。 月 18 日随着正午的太阳辐射不断增强，开阔地积 3.2.2 雪层温度梯度垂直廓线变化特征雪表层出现负温度梯度，但同期林下雪层尚未出 积雪处于大气-土壤的交界处，存在蒸发、凝结 现负温度梯度，温度梯度极小值出现在距雪表 10 的冻融过程，因此温度变化较为复杂，雪层内的温 cm(图 5c,d)，因为该时期林下雪层无太阳照射，白 度梯度变化反映了雪层内的能量交换过程。对不 天距雪表 0~20 cm 温度梯度减小，但夜晚降温后在 同深度温度梯度进行日平均，得到雪层内不同时 距雪表 0~10 cm 的温度梯度又急剧增大，使得距雪 期日平均温度梯度廓线(图 5)。分析可知，12 月 28 表 10 cm 存在温度梯度低值区。在融雪期(图 5e, 日和 1 月 12 日开阔地和林下雪层温度梯度廓线分 f)，随太阳辐射不断增强和雪融水不断下渗，全层 陆恒等: 中国天山西部季节性森林积雪雪层温度时空分布特征 1545 12 期 图 4 雪层内温度梯度等值线分布 (?) Fig. 4 Temperature gradients isolines in snow layers 图5 雪层日平均温度梯度廓线 Fig. 5 The daily average snow temperature gradient profile in different periods 雪温接近 0?，雪层温度梯度逐渐减小直到消逝; 6)。分析可知，开阔地积雪表层虽然 1 月 12 日出现 在距雪表 5 cm 的范围内虽然接受更多的太阳直接 负温度梯度，但整个雪层全天均为正温度梯度，林 辐射，雪层温度显著增加，出现较大的负温度梯 下直到 3 月 9 日整个雪层才出现负温度梯度，开阔 度，但由于该时期气温日较差大，在夜晚转为正温 14:00 时左右，林下晚 地雪层负温度梯度出现在在 度梯度，所以雪层温度梯度日平均仍为较大的正 2 h 左右;随着气温的回升，开阔地雪层负温度梯度 值，开阔地和林下最大值分别达到 0.95?/cm 和 出现时间逐渐提前，从 13:00 时逐渐提前到 10:00 0.82?/cm;由于雪层的保温作用，在距雪表5 ,时，消失时间则从 18:00 时逐渐推迟到20:00 时，且 20cm 范围内雪层温度梯度仍为负值，开阔地和林 负温度梯度逐渐变大，最大能达到-0.32?/cm;而 下最大值分别达到-0.84?/cm 和-0.35?/cm。 由于林下气温日较差较小，所以到 4 月 1 日林下雪 3.2.3 雪层温度梯度日变化特征 对不同深度的温层负温度梯度的出现时间长于同时期开阔地，最 度梯度进行小时梯度全层 大 值 仅 为 -0.26?/cm，平 均 比 开 阔 地 小 0.085?/ 平均，得到整个雪层平均温度梯度日变化曲线(图cm。随着气温的下降和雪深的增加，林下和开阔 图 6 不同下垫面雪层日平均温度梯度 Fig. 6 The daily average snow temperature gradient on different underlying surfaces 地雪层温度梯度于 1 月 12 日达到最大，然后逐渐 雪融雪的下渗则更加减小了雪层下部的正温度梯 度，所以融雪期开阔地全雪层平均温度梯度仍小 减小，最后为负温度梯度;但林下 1 月 12 日的温度 于林下雪层。 梯度最大，这是由于在气温急剧降低的情况下雪 深仅为 44 cm，相比 12 月 28 日增厚 9 cm，而同期开 4 讨论阔地雪深为 72 cm，增厚 22 cm，所以林下雪层温度 梯 度 大 于 其 他 时 间 且 比 开 阔 地 同 期 大 0.11?/ 雪、植被、气候之间的反馈是复杂的。积雪作 为空气含量很大的多孔介质，具有很好的绝热性 cm。 能，产生明显的温度梯度。由于林下和开阔地微 3.2.3 全雪层日平均温度梯度的变化气象条件、积雪深度、密度和含水率等差异，在积 决定雪层温度梯度的主要因素是气温与地温 差以及积雪厚度，在初冬随气温的急剧下降，全雪 层日平均温度梯度逐渐增大，而后随着气温和地 温的回升，温度梯度逐渐减小，但仍为正温度梯 度;进入融雪期以后雪层温度逐渐减小，变为负温 度梯度 (图 7)，林下整个雪层变为负温度梯度的时 间晚于开阔地。在积雪稳定期，虽然林下气温和 地温差小于开阔地，但由于林下积雪深度平均比 开阔地小 20 cm，同时由于开阔地积雪表面已开始 出现负温度梯度，所以使得开阔地全雪层日平均 图7 全雪层日平均温度梯度随时间的变化 温度梯度小于林下雪层;在融雪期，开阔地雪层厚 Fig. 7 Variations of whole snow layer average 度随虽小于林下雪层，但是雪层接受直接太阳辐 temperature gradient with time 射较多，雪层表面出现较大的负温度梯度，而表面 陆 恒等: 中国天山西部季节性森林积雪雪层温度时空分布特征 1547 12 期 16(1):43-49( 雪不同时期使得林下和开阔地的雪层温度分布，王彦龙.中国雪崩研究[M].北京.海洋出版社，1992:45~53. 张[5] 绝热状况以及温度梯度特征各不相同。雪层的温 志忠，刘正兴(天山积雪雪崩站季节性积雪变质因素分析 [6] 度梯度的正负和大小分别决定了雪层和大气之间 [C].雪害防治研究(第四集)，1985:18~27. 以及雪层内部之间的能量和水汽交换的方向和大 Birkeland K W(Terminology and predominant processes asso- [7] 小。雪层温度梯度增大，雪层向大气释放能量;雪 ciated with the formation of weak layers of near-surface facet- 层内水汽迁移增强，深霜逐渐发育，有利于深霜晶 ed crystals in the mountain snowpack[J]. Arctic and Alpine Re- 体的增长，所以该时期林下深霜的平均粒径大于 search，1998，30(2):193-199. 开阔地;随着辐射的增强和气温的回升雪层上部 Hägeli P，McClung D M. Avalanche characteristics of a transi-[8] 在正午时分吸收大量能量，开始出现负温度梯度， tional snow climate--Columbia Mountains，British Columbia， 雪层开始从大气从吸热能量，由能量源逐渐变成 Canada[J]. Cold Regions science and Technology，2003，37: 汇，表层积雪开始出现冻融循环过程，形成辐射 255-276. 壳。若随后的降雪覆盖在辐射壳上，辐射壳将成 Colbeck S C. An overview of seasonal snow metamorphism[J]. [9] 为雪层内物质能量的阻隔层;而且辐射壳形成后 Reviews of Geophysics and Space Physics，1982，20(1):45-61. 有新降雪则易导致雪崩发生。 [10] Miller D A(An Integrated Microstructural Study of Dry Snow Metamorphism Under Generalized Thermal Conditions[D]. Montanaration, Department of Civil Engineering, Montana State University，2002: 257. 5 结论[11] 张志忠，刘正兴(天山巩乃斯河谷季节积雪变质作用因素分 析[J](冰川冻土，1987，9(增刊):27~33( 在稳定期，林下雪层温度高于开阔地，融雪期 McClung D(The elements of applied avalanche forecasting( [12] 林下雪层温度低于开阔地;林下雪层冷、暖中心出 Part II:The physical issues and rules of applied avalanche fore- 现时间晚于开阔地，其强度也较小，林下和开阔地 casting[J](Natural Hazards，2001, 26(2): 131-146.( 的雪层冷中心极值间存在线性关系，且随气温的 [13] Anderson E. A Point Energy and Mass Balance Model of Snow 回升，二者暖中心的极值差逐渐增加;林下雪层的 Cover[C].NOAA Technical Report NWS 1，U. S. National 温度振幅小于开阔地，在温度振幅拐点以上林下 Weather Service，Decpt. Of Commerce, Washington，D C, 1976. 雪层温度振幅递减率小于开阔地，而拐点以下则 [14] Jordan R. A One-digressional Temperature Model for a Snow 无显著差异。 Cover[C].Cold Regions Research and engineering Laboratory, 在稳定期，林下和开阔地雪层开始为较小的 Hanover，NH(1991( 正温度梯度，随着气温的急剧下降和雪深的增加， Loth B H，Graf F, Oherhuber J M( Snow cover model for [15] 雪层温度梯度逐渐增大，随着辐射的增强和气温 global climate simulations[J]. J Geophys Res，1993，98: 的回升，雪层上部出现负温度梯度，林下负温度梯 1045-1064. 度出现时间晚于开阔地，且其值小于开阔地雪层， Sun S F，Jin J M，Xue Y K. A simple snow-atmosphere-soil [16] transfer mode1[J](J Geophys Res，l999，104 (Dl6):l9587-597. 融雪期林下雪层表面负温度梯度出现时间开始逐 渐早于开阔地，且存在时间较长。林下全雪层日 [17] 陈海山，孙照渤(陆面模式 CLSM 的及性能检验?.模式 平均温度梯度大于开阔地。 设计[J](大气科学，2004，11(6):801~819( [18] 王彦龙(我国西部季节性深霜发育与雪崩关系[J].冰川冻土， 1988，10(2):173~180( [19] 胡汝骥，马维林，魏文寿，等(我国天山降雪与季节性雪崩的 基本物理特征[J](干旱区地理，1985，8(1):53~57( 参考文献: [20] 魏文寿，王存牛，姜逢清，等(中国天山积雪的热量交换与水 汽蒸凝过程研究[J](冰川冻土，1996，18(增刊):129~138( W( Accumulation of intercepted Hedstrom N R，Pomeroy J [1] [21] 刘明哲，魏文寿，姜逢清(天山西部山地冬季积雪能量交换 snow in the boreal forest:measurement modeling[J](Hydrol 特征分析[J](干旱区地理，1997，20(4):68~73( Processes，1998，12:1611-1623( [22] 梁林恒，周幼吾(大兴安岭阿木尔森林火灾区积雪分布特征 Jones H G，Pomeroy J W，Walker D A，et al. 雪生态学—覆盖 [2] 调查[J](冰川冻土，1992，14(2):134~140( 生态系统的交叉学科研究[M].赵哈林，周瑞莲，赵悦译.北京: 海洋出版社，2003:30~83( 魏文寿，秦大河，刘明哲.中国西 北地区季节性积雪的性质和 结构[J](干旱区地理，2001，[23] Sturm M( Snow distribution and heat flow in the taiga[J]( 24(4):310~313( [3] Arctic alpine Res，1992，24(2):145-152( Poots G. Skelton P L I. 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Institute of Desert Meteorology, China Meteorological Administration, Urumqi830002, China; 4.Tianshan Station for snow and AvalancheRese arch, Chinese Academy of Sciences, Urumqi 830011, China) Abstract: The snow temperature under Picea schrenkiana forest crown and on the open ground was observed at Tianshan Research Station for Snow-cover and Avalanche of the Chinese Academy of Sciences from Dec 27, 2009 to Apr 2, 2010. The spatial and temporal distributions as well as variations of snow temperature were ana- lyzed in details. The results indicated that there is a higher snow temperature near the ground surface, and local cold and warm centre happen at the snow surface layer. The snow temperature under crown is higher than that on the open ground in stable period, which present a contrary trend in snowmelt period; the low and high tem- perature centre of forest snow appears later and weaker than that on the open ground. Besides, the decreasing rate of snow temperature amplitude with depth and time under crown is lower than that on the open ground above break point, but there is no statistical difference below break point at early stable period. The snow tem- perature gradient is small and positive, and it increases with air temperature decreasing but decreases with depth from surface down. The negative temperature gradient of forest snow appeases later than that on the open ground. Under crown and on the open ground, the maximum positive temperature gradient of snow reach- es 0.95?/cm and 0.82?/cm , and the negative temperature gradient reaches -0.84?/cm and -0.35?/cm，re- spectively. Whereas the whole layer snow temperature gradient under forest crown is larger than that on the open ground. Key words: snow under forest crown; open ground; snow temperature; temperature amplitude; temperature gra- dient