12.3.2.1 融雪出水的物理过程
形成融雪的原因有3个：暖气团来临、太阳辐射和降雨。当暖气团挟带大量的热量来临时，气温剧烈升高，使积雪迅速融化。融雪期间全部热量中的70%来源于暖气团，这是融雪的主要原因。太阳辐射在十分晴朗的天气情况下，对融雪有影响。依靠太阳辐射的能量可使30%～35%的积雪融化，但太阳辐射作用与雪的颜色和空气中含尘量有关，当大气很清洁和积雪含尘量很小时，其作用较小。降雨对融雪的影响不仅在于它带来的热量，而且主要在于它能破坏雪原来的结构，引起积雪物理特性的变化（如孔隙扩大），加速融雪过程。融雪通常是以上3种原因综合作用的结果，纯属某一种原因的融雪，只能在局部地区发生。
地形、森林等对融雪也有一定的影响。向阳坡积雪的融化比背阳坡快，在相同气候条件下，森林地区积雪的融化比无森林地区来得缓慢。
最初融化的雪水在雪中形成薄膜水和悬着毛管水。积雪继续融化，雪粒间孔隙继续充水，毛管力不断减少，重力水出现并向下流至土壤表面。单位时间从单位面积积雪层内流到地面的水量称出水强度。融雪出水过程可分为两个阶段，即融雪水分渗人并浸润积雪下层的停蓄阶段和下层含水量达到饱和积雪内部开始有水流出的外流（出水）阶段。初期的融雪水耗于下渗及填洼，满足后才开始往外流泄。因此，融雪径流并非与融雪同时开始，在时间上要推迟一些。
必须指出，积雪的结构在融化过程中也发生变化。在融化处，构成积雪的冰晶和来自雪花碎片的冰晶会合并而失去棱角成为椭圆形，以后，冰晶继续合并结成冰块。积雪中具有许多含有空气的空气间层，当冰心逐渐紧缩时，空气间层减少，而逐渐充满水分。在融雪初期，雪下的地面温度与地面雪水温度接近于0℃，当雪水径流开始时，雪水温度上升到0.5～1.5℃，此时会有相当显著的蒸发。
由上述可知，从积雪融化到出水，积雪层起着蓄积融雪水的作用，造成积雪融化过程与出水过程不相同。积雪层的这种蓄积水量的能力，称积雪层的持水能力，可用下式表示：
式中：α为积雪层的持水能力；C为截留在积雪中的融雪水的水当量，mm；H为积雪层的总水当量，mm。
雪的持水能力与它的密度和再结晶有关。密度越小，孔隙越大，持水能力越大。在密度相等时，细粒雪持水能力较粗粒雪大。在融化过程中，细粒雪再结晶过程进行得很迅速，故持水能力递减很快。因为雪的再结晶及密度在融雪过程中是变化的，因此雪的持水能力也随融化程度而变。据研究，在融雪初期（细粒雪）积雪的持水能力平均在35%左右，而到了融雪末期（粗粒雪）则降到10%左右甚至更低。
郭夫热里根据实测资料，得出积雪持水能力α与积雪密度ρs之间的经验关系为
式（12.5）适用于积雪密度为0.18～0.42g／cm3的情况，其计算误差平均为±5%。
此外，下垫面条件如地形、植被、土壤等对融雪出水也有调蓄作用。
12.3.2.2 融雪量的估算
计算融雪量的现行方法有两类：根据积雪测量资料和根据公式计算。
依据积雪测量资料估算途径是在特定区域内定期沿特定路线进行的积雪实测资料或根据遥感资料，利用下式计算融雪量：
式中：Me为T1到T2时段内融雪的水当量，mm；M1、M2分别为T1、T2时刻的积雪的水当量，mm；∑P为T1到T2时段内的降水量，mm。
因测雪所需时间较长，一般难于每隔一天或每隔两三天进行一次，故此法只能用于较长时段的融雪出水量估算。
根据公式计算融雪量的常见公式有3种：
1.热量平衡法
从物理观点来看融雪与蒸发过程十分相似，都属于热力学过程，可以用能量平衡方法处理。
式中：Me为融雪的水当量，cm；ρω为水的密度，g／cm3；Lf为冰的融解热，334.94J／g；Hsω为由日光和天空的短波辐射给雪面的有效热量，J／cm2；Hef为从雪面到天空的长波辐射的散失热量，J／cm2；Hac为从大气传导给雪面的热量，J／cm2；Hvc为由水汽凝结（+）或蒸发（-）的热量，J／cm2；Hr为由降雨供给的热量，J／cm2；Hec为由大地传导的热量，J／cm2。
这虽然是表示积雪层热量收支最严密的方法，但由于需要观测的因子较多，且不易测定，故实用上并不方便。(www.xing528.com)
2.空气动力学法
Light曾提出下述半理论性经验公式计算日融雪量：
式中：Me为日融雪的水当量，mm／d；vω为雪面上50ft高处的平均风速，m／s；ta为雪面以上10ft高处的平均气温，℃；e为雪面以上10ft高处的水汽压，mbar；H为当地的海拔高程，km。
对天然流域，若地面高低不平，或有森林影响，则直接用式（12.8）计算一般偏大，乘以55%～65%的折减系数为好。
美国陆军工程兵团考虑到森林和降雨的影响，提出了如下经验公式。当全流域森林率为80%以上时：
当全流域森林率为60%以下时：
式中：i为林外降雨强度，mm／d；K为系数，其值为1.0（无林地）～0.3（60%林地）；其余符号意义同前。
3.度日因子法（degree-day）
在实际流域内，不仅森林、坡向、高程等对融雪量有很复杂的影响，而且要在全流域内正确求得辐射、气温、湿度、风速等也有困难。故在很多场合上述各式均难于适用。为此，美国学者提出了度日因子法，以日平均气温作为对融雪最具影响的有效热量指标。
相应于1℃的日融雪量称为气温度日融雪率，美国的实测值为2.3～6.8mm／（℃·d）左右，日本的实测值为0.7～8.0mm／（℃·d）左右。度日法计算融雪量的公式如下：
式中：Me为融雪的水当量，mm／d；ta为日平均气温，℃；tb为基础温度，通常为0℃；Ra为气温日融雪率，或称融雪因子，mm／（℃·d）。
事实上融雪因子Ra反映了净辐射对融雪的作用，它是太阳高度角的函数，也受到纬度、坡向和森林覆盖度的影响。同纬度条件下，一般有春秋Ra值较小，夏季较大，林地较小，裸地较大，向阳坡较大，背阴坡较小。
12.3.2.3 融雪径流与洪水
融雪水作为水源形成的径流，称为融雪径流。融雪径流的形成需要有一定的热量，使雪转化为液体。在融雪期间发生降雨，就会形成雨雪混合径流。
每年夏天我国长江黄河等大河流都要进行防洪抗洪，因为这时是这些大河流的汛期，河道里的水量最大。但是世界上有些河流，例如苏联的额尔齐斯河、鄂毕河、叶尼塞河、勒拿河以及加拿大平原上的一些河流，它们的主汛期不在夏天而是在春天，春汛是全年最大的汛期，远远超过夏汛的规模。这些河流流经的平原地区有很厚的积雪，并且这些地区春季暖气团活动频繁，暖气团过境时水汽遇到积雪表面便降温发生凝结现象，水汽凝结时释放出来的潜热加速积雪消融。因此，平原地区有些地方尽管积雪很深，却能在几天里就被暖气团消融得干干净净，融化的雪水流入大量河道，这是造成春汛泛滥的主要原因。
对于源头低于雪线的河流，山区积了一冬的积雪到了春季因净辐射迅速增大和气温升高而融化，形成春汛。在内陆河区低山河流，春汛是主汛期，来势凶猛有时造成水灾。但夏季因山区积雪已经消失，河流里的水量迅速减少，进入枯水季节。如新疆塔城的额敏河、克拉玛依市的白杨河，春天水量丰富，夏天则水量小到清澈见底，只有靠少量地下水渗入才不至于断流。
事实上单纯的融雪型洪水是很少见的。流域内高差3000m以上的高山河流，气温垂直变化很大，降水过程中山下为雨，山上可能是雪；融雪过程中，低山融雪，高山可能融冰。所以，洪水一般是暴雨、融雪、融冰混合补给的，只是不同洪水、不同山区各自补给的比例不同而已。
雨雪混合洪水形成的条件是：流域积雪、较大的降雨强度和较高的近地表气温。积雪和土壤一样有一定的持水能力，雨强较大的降雨能提供融雪所必要的热量，并可使积雪变松，加速融雪出水过程。雨雪混合洪水的洪峰流量有时比单纯融雪春汛或暴雨洪水来得大。美国威拉米特河历史上发生的大洪水大多是雨雪混合洪水，一般比单纯暴雨产生的洪峰大。
雨雪混合洪水是中国西部山区和北方河流的一种较大春汛。新疆西部北部山区，春季常有雨雪混合洪水。在中国西部山区，雨雪混合洪水有两种情况：①发生在河源位于雪线以上的河流上。河流上源伸到冰川或永久积雪区，夏季高山气温上升到0℃以上，在太阳辐射作用下，冰融雪化，形成融雪洪水。融雪洪水通过中低山区，如遇暴雨洪水加入，则在出山口处在缓涨缓落的洪水过程线上突出显示由暴雨形成的陡涨陡落尖峰形的洪水，这种雨雪混合洪水常是这类地区一种灾害性的洪水。②发生在发源于高山的中小河流上。这种河流的大部分流域面积位于春夏季积雪线随气温变化游移区内，处在永久积雪线以上的流域面积则比重较小。当夏季流域上有时降雪，有时降雨，在一次天气过程中，造成先雨后雪或流域上部降雪下部降雨，雨后温度回升，形成雨雪混合洪水。这种洪水起涨段与暴雨洪水相似，有时先出现雨洪然后融雪洪水接踵而至，洪水过程线呈平顶形或双峰形。洪水过程的退水段则与融雪洪水相似，比较延缓，洪水总历时较长。
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