วิทยาศาสตร์เกี่ยวกับหิมะกล่าวถึงวิธี การก่อตัว ของหิมะการกระจายตัว และกระบวนการที่ส่งผลต่อการเปลี่ยนแปลงของชั้นหิมะเมื่อเวลาผ่านไป นักวิทยาศาสตร์ปรับปรุงการพยากรณ์พายุ ศึกษาการปกคลุมของหิมะทั่วโลกและผลกระทบต่อสภาพภูมิอากาศ ธารน้ำแข็ง และแหล่งน้ำทั่วโลก การศึกษานี้รวมถึงคุณสมบัติทางกายภาพของวัสดุเมื่อมีการเปลี่ยนแปลง คุณสมบัติโดยรวมของชั้นหิมะที่อยู่กับที่ และคุณสมบัติโดยรวมของภูมิภาคที่มีหิมะปกคลุม ในการทำเช่นนั้น พวกเขาใช้เทคนิคการวัดทางกายภาพภาคพื้นดินเพื่อสร้างความจริงภาคพื้นดินและ เทคนิค การสำรวจระยะไกลเพื่อพัฒนาความเข้าใจเกี่ยวกับกระบวนการที่เกี่ยวข้องกับหิมะในพื้นที่ขนาดใหญ่^{[ 1 ]}

หิมะได้รับการบรรยายในประเทศจีนตั้งแต่ 135 ปีก่อนคริสตกาลในหนังสือ Moral Discourses Illustrating the Han Text of the Book of Odes ของ Han Ying ^[ a ] ^{[ 3 ]} [ ^{b ] ซึ่งเปรียบเทียบความ}สมมาตรห้าเหลี่ยมของดอกไม้กับ ความสมมาตรหก เหลี่ยม ของหิมะ^{[ 4 ]} Albertus Magnusได้พิสูจน์สิ่งที่อาจเป็นคำอธิบายหิมะโดยละเอียดที่เก่าแก่ที่สุดของชาวยุโรปในปี 1250 Johannes Keplerพยายามอธิบายว่าทำไมผลึกหิมะจึงมีรูปหกเหลี่ยมในหนังสือStrena seu De Nive Sexangulaของ เขาในปี 1611 ^{[ 5 ]}ในปี 1675 Friedrich Martensแพทย์ชาวเยอรมัน ได้จัดทำรายการผลึกหิมะ 24 ชนิด ในปี 1865 Frances E. Chickering ได้ตีพิมพ์Cloud Crystals - a Snow-Flake Album ^{[ 6 ] [ 7 ]}ในปี พ.ศ. 2437 AA Sigson ถ่ายภาพเกล็ดหิมะภายใต้กล้องจุลทรรศน์ ซึ่งมาก่อนชุดภาพถ่ายเกล็ดหิมะแต่ละเกล็ดของWilson Bentley ใน Monthly Weather Review

อุคิจิโร นาคายะเริ่มทำการศึกษาเกี่ยวกับเกล็ดหิมะอย่างละเอียดในปี พ.ศ. 2475 ตั้งแต่ปี พ.ศ. 2479 ถึง พ.ศ. 2482 นาคายะได้สร้างผลึกหิมะเทียมขึ้นเป็นครั้งแรก และได้ทำแผนภูมิแสดงความสัมพันธ์ระหว่างอุณหภูมิและความอิ่มตัวของไอน้ำ ซึ่งต่อมาเรียกว่าแผนภูมินาคายะและงานวิจัยอื่นๆ เกี่ยวกับหิมะ ซึ่งได้รับการตีพิมพ์ในปี พ.ศ. 2497 โดยสำนักพิมพ์มหาวิทยาลัยฮาร์วาร์ด ในชื่อSnow Crystals: Natural and Artificialเทอิซากุ โคบายาชิ ได้ตรวจสอบและปรับปรุงแผนภูมินาคายะด้วยแผนภูมิโคบายาชิ ในปี พ.ศ. 2503 ซึ่งได้รับการปรับปรุงเพิ่มเติมในปี พ.ศ. 2505 ^{[ 8 ] [ 9 ]}

ความสนใจเพิ่มเติมในการกำเนิดเกล็ดหิมะเทียมยังคงดำเนินต่อไปในปี 1982 โดย Toshio Kuroda และ Rolf Lacmann จากมหาวิทยาลัยเทคโนโลยี Braunschweigได้ตีพิมพ์ ผล งานเรื่อง Growth Kinetics of Ice from the Vapour Phase and its Growth Forms ^{[ 10 ]}ในเดือนสิงหาคม 1983 นักบินอวกาศได้สังเคราะห์ผลึกหิมะในวงโคจรบนกระสวยอวกาศ Challengerระหว่างภารกิจSTS-8 [ ^{11 ] ใน}ปี 1988 Norihiko Fukuta และคณะได้ยืนยัน แผนภาพ Nakayaด้วยผลึกหิมะเทียมที่สร้างขึ้นในกระแสลมขึ้น^{[ 12 ] [ 13 ] [ 14 ]}และ Yoshinori Furukawa ได้สาธิต การ เติบโตของผลึก หิมะ ในอวกาศ^{[ 15 ]}

โดยทั่วไปนักวิทยาศาสตร์ด้านหิมะจะขุดหลุมหิมะเพื่อทำการวัดและสังเกตขั้นพื้นฐาน การสังเกตสามารถอธิบายลักษณะที่เกิดจากลม การซึมผ่านของน้ำ หรือการร่วงหล่นของหิมะจากต้นไม้ การซึมผ่านของน้ำเข้าไปในชั้นหิมะสามารถสร้างนิ้วการไหลและน้ำขัง หรือการไหลตามสิ่งกีดขวางของเส้นเลือดฝอย ซึ่งสามารถแข็งตัวกลายเป็นการก่อตัวของน้ำแข็งแข็งในแนวนอนและแนวตั้งภายในชั้นหิมะ ในบรรดาการวัดคุณสมบัติของชั้นหิมะ (พร้อมกับรหัส) ที่การจำแนกประเภทหิมะตามฤดูกาลบนพื้นดินระหว่างประเทศนำเสนอ ได้แก่: ^{[ 16 ]}

• ความสูง (H)วัดในแนวตั้งจากพื้นดิน โดยปกติจะวัดเป็นเซนติเมตร
• ความหนา (D)คือความลึกของหิมะที่วัดในแนวตั้งฉากกับความลาดชันบนพื้นที่ปกคลุมด้วยหิมะเอียง โดยปกติจะวัดเป็นเซนติเมตร
• ความสูงของชั้นหิมะ (HS)คือความลึกทั้งหมดของชั้นหิมะ ซึ่งวัดในแนวดิ่งเป็นเซนติเมตรจากฐานถึงผิวหิมะ
• ความสูงของหิมะใหม่ (HN)คือความลึกเป็นเซนติเมตรของหิมะที่เพิ่งตกใหม่ซึ่งสะสมอยู่บนสโนว์บอร์ดในช่วงเวลา 24 ชั่วโมงหรือช่วงเวลาอื่น ๆ ที่กำหนดไว้
• ปริมาณน้ำเทียบเท่าหิมะ (SWE)คือความลึกของน้ำที่จะเกิดขึ้นหากมวลหิมะละลายหมด ไม่ว่าจะในพื้นที่ที่กำหนดหรือในพื้นที่หิมะที่จำกัด โดยคำนวณจากผลคูณของความสูงของหิมะในหน่วยเมตรกับความหนาแน่นที่รวมในแนวดิ่งในหน่วยกิโลกรัมต่อลูกบาศก์เมตร
• ปริมาณน้ำเทียบเท่าหิมะ (HNW)คือปริมาณน้ำที่เทียบเท่ากับปริมาณหิมะที่ตกลงมา โดยวัดในช่วงเวลาสังเกตมาตรฐาน 24 ชั่วโมง หรือช่วงเวลาอื่น ๆ
• ความแข็งแรงของหิมะ (Σ)ไม่ว่าจะเป็นความแข็งแรงในการรับแรงอัด แรงดึง หรือแรงเฉือน สามารถพิจารณาได้ว่าเป็นความเค้นสูงสุดที่หิมะสามารถทนได้โดยไม่แตกหักหรือเสียหาย โดยแสดงในหน่วยปาสคาลต่อวินาที²
• ความสามารถในการทะลุทะลวงของพื้นผิวหิมะ (P)คือความลึกที่วัตถุทะลุเข้าไปในหิมะจากพื้นผิว ซึ่งโดยปกติจะวัดด้วยเครื่องวัดความลึกแบบสวิส หรือวัดอย่างหยาบๆ โดยบุคคลที่ยืนอยู่หรือเล่นสกี โดยวัดเป็นเซนติเมตร
• ลักษณะพื้นผิว (SF)อธิบายถึงลักษณะทั่วไปของพื้นผิวหิมะ อันเนื่องมาจากการตกสะสม การกระจายตัว และการกัดเซาะโดยลม การละลายและการแข็งตัวใหม่ การระเหิดและการระเหย และฝน กระบวนการต่อไปนี้ให้ผลลัพธ์ที่สอดคล้องกัน: เรียบ—การตกสะสมโดยไม่มีลม; เป็นคลื่น—หิมะที่ตกสะสมโดยลม; ร่องเว้า—การละลายและการระเหิด; ร่องนูน—ฝนหรือการละลาย; ร่องแบบสุ่ม—การกัดเซาะ
• พื้นที่ปกคลุมด้วยหิมะ (SCA)อธิบายถึงขอบเขตของพื้นดินที่ปกคลุมด้วยหิมะ โดยปกติจะแสดงเป็นเศษส่วน (%) ของพื้นที่ทั้งหมด
• มุมลาด (Φ) คือมุมที่วัดจากแนวราบไปยังระนาบของทางลาดโดยใช้เครื่องวัดมุมลาด
• ทิศทางความลาดชัน (AS)คือทิศทางเข็มทิศที่ความลาดชันหันไป โดยตั้งฉากกับเส้นชั้นความสูง ระบุเป็นองศาจากทิศเหนือจริง N = 0° = 360° หรือเป็น N, NE, E, SE, S, SW, W, NW
• โดยปกติแล้ว เวลา (t)จะระบุเป็นวินาทีสำหรับระยะเวลาการวัด หรือเป็นหน่วยที่ยาวกว่าเพื่ออธิบายอายุของชั้นหิมะและตะกอน

ความลึก – ความลึกของหิมะจะวัดด้วยสโนว์บอร์ด (โดยทั่วไปคือแผ่นไม้อัดที่ทาสีขาว) โดยสังเกตเป็นเวลาหกชั่วโมง เมื่อสิ้นสุดระยะเวลาหกชั่วโมง หิมะทั้งหมดจะถูกกำจัดออกจากพื้นผิวที่วัด สำหรับปริมาณหิมะที่ตกทั้งหมดในแต่ละวัน จะนำค่าการวัดหิมะหกชั่วโมงสี่ค่ามาบวกกัน การวัดปริมาณหิมะอาจทำได้ยากมากเนื่องจากการละลาย การอัดตัว การปลิว และการพัดพา^{[ 17 ]}

ปริมาณน้ำเทียบเท่าโดยเครื่องวัดหิมะ – สามารถประเมินปริมาณน้ำเทียบเท่าของหิมะที่ตกลงมาได้โดยใช้เครื่องวัดหิมะ^{[ 18 ]}หรือเครื่องวัดปริมาณน้ำฝน มาตรฐาน ที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 100 มม. (4 นิ้ว; พลาสติก) หรือ 200 มม. (8 นิ้ว; โลหะ) ^{[ 19 ]}เครื่องวัดปริมาณน้ำฝนจะถูกปรับให้เข้ากับฤดูหนาวโดยการถอดกรวยและกระบอกด้านในออก และปล่อยให้หิมะ/ฝนเยือกแข็งสะสมอยู่ภายในกระบอกด้านนอก อาจเติมของเหลว ป้องกันการแข็งตัวเพื่อละลายหิมะหรือน้ำแข็งที่ตกลงมาในเครื่องวัด^{[ 20 ]}ในเครื่องวัดทั้งสองประเภท เมื่อหิมะ/น้ำแข็งสะสมเสร็จแล้ว หรือเมื่อความสูงในเครื่องวัดใกล้ถึง 300 มม. (12 นิ้ว) หิมะจะละลายและบันทึกปริมาณน้ำ^{[ 21 ]}

การจำแนกประเภทหิมะตามฤดูกาลบนพื้นดินระหว่างประเทศมีการจำแนกประเภทหิมะที่ตกสะสมไว้มากกว่าที่เกี่ยวข้องกับหิมะในอากาศ รายการหมวดหมู่หลัก (อ้างอิงพร้อมกับรหัส) ประกอบด้วย: ^{[ 16 ]}

• อนุภาคตกตะกอน (PP) (ดูด้านล่าง)
• หิมะเทียม (MM) – อาจเป็นอนุภาคผลึกกลมที่เกิดจากการแข็งตัวของหยดน้ำขนาดเล็กมากจากพื้นผิวเข้าไปด้านใน หรืออาจเป็นอนุภาคน้ำแข็งบดจากการบดและกระจายตัวด้วยแรงดัน
• อนุภาคฝนที่แตกตัวและกระจายตัว (DF) — การแตกตัวเกิดจากการลดลงของพื้นที่ผิวเพื่อลดพลังงานอิสระของพื้นผิวจากการแตกตัวเริ่มต้นโดยลมเบา ลมทำให้เกิดการแตกตัว การอัดแน่น และการกลมมนของอนุภาค
• อนุภาคทรงกลม (RG) – มีลักษณะเป็นอนุภาคกลมหรือยาว ขนาดประมาณ 0.25 มม. ซึ่งผ่านกระบวนการเผาผนึกอย่างสูง อาจมีลักษณะอัดแน่นด้วยลมหรือเป็นทรงกลมเหลี่ยมมุมก็ได้เช่นกัน
• ผลึกเหลี่ยม (FC) – การเจริญเติบโตโดยการแพร่กระจายของไอน้ำจากเม็ดหิมะหนึ่งไปยังอีกเม็ดหนึ่ง ซึ่งได้รับแรงขับเคลื่อนจากความแตกต่างของอุณหภูมิที่สูง เป็นปัจจัยหลักที่ทำให้เกิดผลึกเหลี่ยมในชั้นหิมะแห้ง
• การเกิดผลึกน้ำแข็งตาม ความลึก (Depth Hoar หรือ DH) – การแพร่กระจายของไอน้ำจากเม็ดหิมะหนึ่งไปยังอีกเม็ดหนึ่งซึ่งเกิดจากความแตกต่างของอุณหภูมิอย่างมาก เป็นปัจจัยหลักที่ทำให้เกิดผลึกน้ำแข็งตามความลึกภายในชั้นหิมะแห้ง
• ผลึกน้ำแข็งบน พื้นผิว (Surface Hoar หรือ SH) – การเจริญเติบโตอย่างรวดเร็วของผลึกบนพื้นผิวหิมะ เกิดจากการถ่ายเทไอน้ำจากชั้นบรรยากาศไปยังพื้นผิวหิมะ ซึ่งเย็นตัวลงจากการแผ่รังสีความร้อนต่ำกว่าอุณหภูมิแวดล้อม
• รูปแบบการละลาย (MF) – มีตั้งแต่เม็ดกลมๆ ที่จับกลุ่มกันของหิมะเปียก ไปจนถึงผลึกหลายเหลี่ยมกลมๆ ที่เกิดจากการละลายและแข็งตัวเมื่อน้ำในเส้นใยแข็งตัว ไปจนถึงผลึกเดี่ยวและผลึกหลายเหลี่ยมกลมๆ ที่ยึดติดกันอย่างหลวมๆ และผลึกหลายเหลี่ยมจากชั้นหิมะเปียกบนผิวหน้าซึ่งแข็งตัวอีกครั้งหลังจากเปียกน้ำจากการละลายหรือฝนตก
• การก่อตัวของน้ำแข็ง (IF) – ประกอบด้วยลักษณะดังต่อไปนี้: ชั้นแนวนอน เกิดจากฝนหรือน้ำละลายจากพื้นผิวซึมลงไปในหิมะเย็นและแข็งตัวอีกครั้งตามแนวชั้น นิ้วน้ำแข็งแนวตั้งที่เกิดจากน้ำที่ระบายออกไปและแข็งตัว เปลือกน้ำแข็งที่ฐาน เกิดจากน้ำละลายที่ขังอยู่เหนือพื้นผิวและแข็งตัว ชั้นน้ำแข็งบางๆ บนผิวหิมะ เกิดจากฝนเยือกแข็งบนหิมะ เปลือกน้ำแข็งที่เกิดจากน้ำละลายบนผิวหิมะแข็งตัวอีกครั้งที่พื้นผิวเนื่องจากการเย็นตัวจากรังสี

การจำแนกประเภทของอนุภาคแช่แข็งขยายการจำแนกประเภทก่อนหน้าของ Nakaya และผู้สืบทอดของเขาและอ้างอิงในตารางต่อไปนี้: ^{[ 16 ]}

ทั้งหมดนี้เกิดขึ้นในเมฆ ยกเว้นน้ำค้างแข็งซึ่งเกิดขึ้นบนวัตถุที่สัมผัสกับความชื้นที่เย็นจัด และแผ่นน้ำแข็ง เดนไดรต์ และดาวฤกษ์บางชนิด ซึ่งสามารถเกิดขึ้นได้ในภาวะผกผันของอุณหภูมิภายใต้ท้องฟ้าที่ปลอดโปร่ง

แต่ละชั้นของหิมะจะแตกต่างจากชั้นที่อยู่ติดกันด้วยลักษณะอย่างน้อยหนึ่งอย่างที่อธิบายโครงสร้างจุลภาคหรือความหนาแน่น ซึ่งรวมกันแล้วกำหนดประเภทของหิมะและคุณสมบัติทางกายภาพอื่นๆ ดังนั้น ในแต่ละช่วงเวลา จะต้องกำหนดประเภทและสถานะของหิมะที่ก่อตัวเป็นชั้น เนื่องจากคุณสมบัติทางกายภาพและเชิงกลขึ้นอยู่กับสิ่งเหล่านั้นการจำแนกประเภทหิมะตามฤดูกาลบนพื้นดินระหว่างประเทศได้กำหนดการวัดคุณสมบัติของหิมะดังต่อไปนี้ (พร้อมกับรหัส): ^{[ 16 ]}

• โครงสร้างจุลภาคของหิมะมีความซับซ้อนและยากต่อการวัด แต่มีอิทธิพลอย่างมากต่อคุณสมบัติทางความร้อน ทางกล และทางแม่เหล็กไฟฟ้าของหิมะ แม้ว่าจะมีวิธีการมากมายในการระบุลักษณะโครงสร้างจุลภาค แต่ก็ไม่มีวิธีการมาตรฐานใด ๆ
• รูปร่างของเม็ดทราย ( F ) ประกอบด้วยการสะสมตัวทั้งตามธรรมชาติและที่เกิดจากการกระทำของมนุษย์ ซึ่งอาจเกิดจากการสลายตัวหรือรวมถึงผลึกที่เกิดขึ้นใหม่จากการแข็งตัวและการละลาย หรือจากน้ำค้างแข็ง
• ขนาดเมล็ด ( E ) หมายถึงขนาดเฉลี่ยของเมล็ดแต่ละเมล็ด โดยวัดจากขนาดที่ยืดออกมากที่สุดเป็นมิลลิเมตร
• ความหนาแน่นของหิมะ ( ρs คือมวลต่อหน่วยปริมาตรของหิมะที่มีปริมาตรที่ทราบ โดยคำนวณเป็นกิโลกรัมต่อลูกบาศก์เมตร^การแบ่งประเภทจะเริ่มจากละเอียดมากที่ต่ำกว่า 0.2 มิลลิเมตร ไปจนถึงหยาบมาก (2.0–5.0 มิลลิเมตร) และหยาบกว่านั้น
• ความแข็งของหิมะ ( R ) คือความต้านทานต่อการเจาะของวัตถุลงในหิมะ การศึกษาเกี่ยวกับหิมะส่วนใหญ่ใช้กำปั้นหรือนิ้วมือสำหรับหิมะที่อ่อนกว่า (อ่อนมากถึงปานกลาง) และใช้ดินสอ (แข็ง) หรือมีด (แข็งมาก) สำหรับหิมะที่อยู่ต่ำกว่าขอบเขตความแข็งของน้ำแข็ง
• ปริมาณน้ำในสถานะของเหลว ( LWC ) (หรือปริมาณน้ำอิสระ ) คือปริมาณน้ำที่อยู่ในหิมะในสถานะของเหลว ซึ่งอาจมาจากน้ำละลาย น้ำฝน หรือทั้งสองอย่าง การวัดจะแสดงเป็นเศษส่วนปริมาตรหรือมวลเป็นเปอร์เซ็นต์ หิมะแห้งมีเศษส่วนปริมาตรเฉลี่ย 0% หิมะเปียกมี 5.5% และหิมะที่ชุ่มน้ำมีมากกว่า 15%
• อุณหภูมิของหิมะ ( T ) มักวัดที่ระดับความสูงต่างๆ ทั้งในและเหนือชั้นหิมะ ได้แก่ ที่พื้นดิน ที่ผิวน้ำ และที่ความสูงเหนือผิวน้ำที่รายงานเป็นองศาเซลเซียส
• สิ่งเจือปน ( J ) โดยทั่วไปได้แก่ ฝุ่น ทราย เขม่า กรด สารอินทรีย์ และสารละลายต่างๆ ซึ่งแต่ละชนิดจะต้องได้รับการอธิบายอย่างครบถ้วนและรายงานเป็นเศษส่วนมวล (%, ppm)
• ความหนา ( L ) ของแต่ละชั้นของหิมะจะวัดเป็นเซนติเมตร

• 
  เกล็ดหิมะแบบกิ่งก้านสาขา— ภาพจุลทรรศน์โดยวิลสัน เบนท์ลีย์
• 
  เกล็ดเลือดและเข็ม สองรูปแบบที่แตกต่างกันของเกล็ดหิมะ
• 
  หิมะสดใหม่แห้งที่มีพันธะเกิดขึ้นใหม่ แสดงให้เห็นขอบเขตของเม็ดหิมะ (ด้านบนตรงกลาง)
• 
  กลุ่มของเม็ดน้ำแข็งในหิมะเปียกที่มีปริมาณของเหลวต่ำ โดยผลึกน้ำแข็งมีขนาดตั้งแต่ 0.5 ถึง 1.0 มิลลิเมตร

การตรวจวัดระยะไกลของชั้นหิมะด้วยดาวเทียมและแพลตฟอร์มอื่นๆ โดยทั่วไปจะรวมถึงการรวบรวมภาพหลายสเปกตรัม การตีความข้อมูลที่ได้รับอย่างละเอียดทำให้สามารถอนุมานสิ่งที่สังเกตได้ วิทยาศาสตร์เบื้องหลังการสังเกตการณ์ระยะไกลเหล่านี้ได้รับการตรวจสอบแล้วด้วยการศึกษาภาคพื้นดินเกี่ยวกับสภาพจริง^{[ 22 ]}

การสังเกตการณ์จากดาวเทียมบันทึกการลดลงของพื้นที่ปกคลุมด้วยหิมะตั้งแต่ทศวรรษ 1960 ซึ่งเป็นช่วงที่เริ่มมีการสังเกตการณ์จากดาวเทียม ในบางภูมิภาค เช่น ประเทศจีน มีแนวโน้มการเพิ่มขึ้นของพื้นที่ปกคลุมด้วยหิมะ (ตั้งแต่ปี 1978 ถึง 2006) การเปลี่ยนแปลงเหล่านี้เป็นผลมาจากภาวะโลกร้อน ซึ่งอาจนำไปสู่การละลายที่เร็วขึ้นและพื้นที่ปกคลุมด้วยหิมะน้อยลง อย่างไรก็ตาม ในบางพื้นที่อาจมีความลึกของหิมะเพิ่มขึ้นเนื่องจากอุณหภูมิที่สูงขึ้นสำหรับละติจูดเหนือ 40° สำหรับซีกโลกเหนือโดยรวม พื้นที่ปกคลุมด้วยหิมะเฉลี่ยรายเดือนลดลง 1.3% ต่อทศวรรษ^{[ 23 ]}

การสังเกตหิมะจากดาวเทียมอาศัยประโยชน์ของคุณสมบัติทางกายภาพและสเปกตรัมของหิมะในการวิเคราะห์ข้อมูลการตรวจวัดระยะไกล Dietz และคณะสรุปเรื่องนี้ไว้ดังนี้: ^{[ 23 ]}

• หิมะสะท้อนรังสีที่ตกกระทบในสัดส่วนสูงในช่วงความยาวคลื่นที่มองเห็นได้
• โลกปล่อยรังสีไมโครเวฟออกมาจากพื้นผิวอย่างต่อเนื่อง ซึ่งสามารถวัดได้จากอวกาศโดยใช้เซ็นเซอร์ไมโครเวฟแบบพาสซีฟ
• การใช้ข้อมูลไมโครเวฟแบบแอคทีฟในการทำแผนที่ลักษณะของหิมะปกคลุมนั้นมีข้อจำกัด เนื่องจากสามารถตรวจจับได้เฉพาะหิมะเปียกเท่านั้นอย่างน่าเชื่อถือ

วิธีการที่ใช้บ่อยที่สุดในการทำแผนที่และวัดขอบเขตของหิมะ ความลึกของหิมะ และปริมาณน้ำในหิมะ ใช้ข้อมูลป้อนเข้าหลายชุดในช่วงสเปกตรัมแสงที่มองเห็นได้และอินฟราเรด เพื่ออนุมานการมีอยู่และคุณสมบัติของหิมะ ศูนย์ข้อมูลหิมะและน้ำแข็งแห่งชาติ (NSIDC) ใช้การสะท้อนแสงของรังสีที่มองเห็นได้และอินฟราเรดในการคำนวณดัชนีความแตกต่างของหิมะแบบนอร์มาไลซ์ ซึ่งเป็นอัตราส่วนของพารามิเตอร์รังสีที่สามารถแยกแยะระหว่างเมฆและหิมะได้ นักวิจัยคนอื่นๆ ได้พัฒนาแผนผังการตัดสินใจ โดยใช้ข้อมูลที่มีอยู่เพื่อทำการประเมินที่แม่นยำยิ่งขึ้น ความท้าทายอย่างหนึ่งในการประเมินนี้คือ บริเวณที่มีหิมะปกคลุมไม่สม่ำเสมอ เช่น ในช่วงที่มีการสะสมหรือการละลายของหิมะ และในพื้นที่ป่า เมฆปกคลุมขัดขวางการตรวจวัดการสะท้อนแสงของพื้นผิวด้วยแสง ซึ่งนำไปสู่วิธีการอื่นๆ ในการประมาณสภาพพื้นดินใต้เมฆ สำหรับแบบจำลองทางอุทกวิทยา การมีข้อมูลต่อเนื่องเกี่ยวกับหิมะปกคลุมเป็นสิ่งสำคัญ เทคนิคที่ใช้ได้เกี่ยวข้องกับการประมาณค่าในช่วง โดยใช้สิ่งที่ทราบเพื่ออนุมานสิ่งที่ไม่ทราบ เซ็นเซอร์ไมโครเวฟแบบพาสซีฟมีคุณค่าอย่างยิ่งสำหรับความต่อเนื่องเชิงเวลาและเชิงพื้นที่ เนื่องจากสามารถทำแผนที่พื้นผิวใต้เมฆและในที่มืดได้ เมื่อรวมกับการวัดแบบสะท้อน การตรวจวัดไมโครเวฟแบบพาสซีฟจะช่วยขยายขอบเขตการอนุมานที่เป็นไปได้เกี่ยวกับชั้นหิมะได้อย่างมาก^{[ 23 ]}

วิทยาศาสตร์เกี่ยวกับหิมะมักนำไปสู่แบบจำลองการคาดการณ์ที่รวมถึงการสะสมของหิมะ การละลายของหิมะ และอุทกวิทยาของหิมะ ซึ่งเป็นองค์ประกอบของ วัฏจักรน้ำของโลกซึ่งช่วยอธิบายการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศโลก^{[ 22 ]}

แบบจำลองการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศโลก (GCMs) รวมหิมะเป็นปัจจัยหนึ่งในการคำนวณ ลักษณะสำคัญบางประการของหิมะปกคลุม ได้แก่ อัลเบโด (การสะท้อนแสง) และคุณสมบัติในการเป็นฉนวน ซึ่งช่วยชะลออัตราการละลายของน้ำแข็งทะเลตามฤดูกาล ตั้งแต่ปี 2011 พบว่าระยะการละลายของแบบจำลองหิมะ GCM ทำงานได้ไม่ดีในภูมิภาคที่มีปัจจัยซับซ้อนที่ควบคุมการละลายของหิมะ เช่น พืชพรรณปกคลุมและภูมิประเทศ แบบจำลองเหล่านี้คำนวณปริมาณน้ำในหิมะ (SWE) ในลักษณะใดลักษณะหนึ่ง เช่น: ^{[ 22 ]}

SWE = [ –ln( 1 – f )] / D

ที่ไหน:

• f = สัดส่วนการปกคลุมของหิมะ
• D = ความลึกของการบดบังของพืชพรรณ (≈ 0.2 เมตรทั่วโลก)

เนื่องจากความสำคัญของการละลายของหิมะต่อการเกษตร แบบจำลองการไหลของน้ำที่รวมหิมะไว้ในการคาดการณ์จะกล่าวถึงขั้นตอนการสะสมของหิมะ กระบวนการละลาย และการกระจายตัวของน้ำที่ละลายผ่านเครือข่ายลำธารและลงสู่แหล่งน้ำใต้ดิน ปัจจัยสำคัญในการอธิบายกระบวนการละลาย ได้แก่ ฟลักซ์ความร้อนจากแสงอาทิตย์ อุณหภูมิแวดล้อม ลม และปริมาณน้ำฝน แบบจำลองการละลายของหิมะในระยะเริ่มต้นใช้แนวทางองศา-วัน ซึ่งเน้นความแตกต่างของอุณหภูมิระหว่างอากาศและหิมะเพื่อคำนวณปริมาณน้ำในหิมะ (SWE) ดังนี้: ^{[ 22 ]}

SWE = M ( T – T ) เมื่อT ≥ T

= 0 เมื่อT < T

ที่ไหน:

• M = สัมประสิทธิ์การหลอมเหลว
• T = อุณหภูมิอากาศ
• T = อุณหภูมิของชั้นหิมะ

แบบจำลองล่าสุดใช้แนวทางสมดุลพลังงานที่คำนึงถึงปัจจัยต่อไปนี้ในการคำนวณพลังงานที่มีอยู่สำหรับการหลอมเหลว ( Q ) ดังนี้: ^{[ 22 ]}

Q = Q ^* + Q + Q + Q + Q – Q

ที่ไหน:

• Q ^* = รังสีสุทธิ
• Q = การถ่ายเทความร้อนสัมผัสแบบพาความร้อนระหว่างชั้นหิมะและมวลอากาศ
• Q = ความร้อนแฝงที่สูญเสียไปจากการระเหยหรือการควบแน่นบนชั้นหิมะ
• Qg การนำความร้อนจากพื้นดินเข้าสู่ชั้นหิมะ
• Qr การถ่ายเทความร้อนผ่านฝน
• Q = อัตราการเปลี่ยนแปลงของพลังงานภายในต่อหน่วยพื้นที่ผิว

การคำนวณปริมาณการไหลของความร้อนต่างๆ ( Q ) จำเป็นต้องวัดปัจจัยของหิมะและสิ่งแวดล้อมที่หลากหลายกว่าแค่เพียงอุณหภูมิ^{[ 22 ]}

ความรู้ที่ได้จากวิทยาศาสตร์ถูกนำมาประยุกต์ใช้ในวิศวกรรม ตัวอย่างสี่ประการ ได้แก่ การก่อสร้างและบำรุงรักษาโครงสร้างพื้นฐานบนแผ่นน้ำแข็งขั้วโลก การสร้างรันเวย์บนหิมะ การออกแบบยางรถยนต์สำหรับหิมะและพื้นผิวสำหรับเล่นสกี

• อาคารบนฐานรากหิมะ – ห้องปฏิบัติการวิจัยและวิศวกรรมภูมิภาคหนาวเย็นของกองทัพบกสหรัฐฯ(CRREL) มีบทบาทในการช่วยเหลือกองทัพอากาศสหรัฐฯในการจัดตั้ง^{[ 24 ]}และบำรุงรักษาระบบ สิ่งอำนวยความสะดวก แนวเตือนภัยล่วงหน้าระยะไกล (DEW) ใน ช่วง สงครามเย็นในปี 1976 นักวิจัยของ CRREL มีบทบาทสำคัญในการย้ายสิ่งอำนวยความสะดวกแนวเตือนภัยล่วงหน้าระยะไกล (DEW) สูง 10 ชั้น หนัก 2,900 ตัน (3,200 ตันสั้น) บนแผ่นน้ำแข็งกรีนแลนด์จากฐานรากที่เสียหายจากการเคลื่อนตัวของน้ำแข็งที่สร้างอยู่บนนั้น ไปยังฐานรากใหม่^{[ 25 ]}ซึ่งจำเป็นต้องมีการวัดความแข็งแรงของ หิมะ ในพื้นที่และนำไปใช้ในการออกแบบฐานรากใหม่สำหรับอาคาร
• รันเวย์หิมะ – ในปี 2559 วิศวกรโยธาวิจัย CRREL ได้ออกแบบ สร้าง และทดสอบรันเวย์ หิมะใหม่ สำหรับสถานี McMurdoซึ่งเรียกว่า "Phoenix" โดยออกแบบมาเพื่อรองรับเที่ยวบินประมาณ 60 เที่ยวต่อปีของเครื่องบินขนส่งล้อขนาดใหญ่ รันเวย์หิมะที่อัดแน่นนี้ได้รับการออกแบบและสร้างขึ้นเพื่อรองรับเครื่องบินBoeing C-17ซึ่งมีน้ำหนักมากกว่า 230,000 กิโลกรัม (500,000 ปอนด์) ซึ่งต้องอาศัยความรู้ทางวิศวกรรมเกี่ยวกับคุณสมบัติของหิมะที่แข็งตัวด้วยกลไก^{[ 26 ]}
• ยางสำหรับหิมะ – ยางสำหรับหิมะทำหน้าที่สามอย่าง ได้แก่ การบดอัด การยึดเกาะแบบเฉือน และการรับน้ำหนัก บนถนน ยางเหล่านี้จะบดอัดหิมะที่อยู่ข้างหน้าและสร้าง การยึดเกาะ แบบเฉือนระหว่างดอกยางกับหิมะที่ถูกบดอัด นอกถนน ยางเหล่านี้ยังทำหน้าที่รับน้ำหนักบนหิมะที่ถูกบดอัดด้วย การสัมผัสรับน้ำหนักต้องต่ำพอที่ยางจะไม่จมลึกเกินไปจนทำให้การเคลื่อนที่ไปข้างหน้าถูกขัดขวางโดยการบดอัดหิมะที่อยู่ข้างหน้า^{[ 27 ]}การออกแบบดอกยางมีความสำคัญต่อยางสำหรับหิมะที่ใช้บนถนน และแสดงถึงความสมดุลระหว่างการยึดเกาะบนหิมะและความสะดวกสบายและการควบคุมบนถนนแห้งและเปียก^{[ 28 ]}
• การเลื่อนบนหิมะ – ความสามารถของสกีหรืออุปกรณ์วิ่งอื่นๆ ในการเลื่อนบนหิมะขึ้นอยู่กับคุณสมบัติของทั้งหิมะและสกี เพื่อให้ได้ปริมาณการหล่อลื่นที่เหมาะสมจากการละลายของหิมะด้วยแรงเสียดทานกับสกี—หากมีน้อยเกินไป สกีจะโต้ตอบกับผลึกหิมะแข็ง หากมีมากเกินไป แรงดึงดูดของน้ำที่ละลายจะทำให้สกีช้าลง ก่อนที่สกีจะสามารถเลื่อนได้ สกีจะต้องเอาชนะค่าแรงเสียดทานสถิตสูงสุดสำหรับการสัมผัสระหว่างสกีกับหิมะ โดยที่คือสัมประสิทธิ์แรงเสียดทานสถิต และคือแรงปกติของสกีบนหิมะแรงเสียด ทานจลน์ (หรือไดนามิก) เกิดขึ้นเมื่อสกีเคลื่อนที่บนหิมะ^{[ 29 ]}${\displaystyle F_{max}=\mu _{\mathrm {s} }F_{n}\,}$${\displaystyle \mu _{\คณิตศาสตร์ {s} }}$${\displaystyle F_{n}\,}$

• โครงการสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ: ภาพรวมระดับโลกเกี่ยวกับน้ำแข็งและหิมะ
• สถาบันวิทยาศาสตร์อุณหภูมิต่ำ มหาวิทยาลัยฮอกไกโด
• เว็บไซต์สถาบันวิจัยป่าไม้ หิมะ และภูมิทัศน์แห่งสหพันธรัฐสวิส
• เว็บไซต์วิทยาศาสตร์หิมะของศูนย์ข้อมูลหิมะและน้ำแข็งแห่งชาติสหรัฐอเมริกา
• แผนที่แบบโต้ตอบแสดงน้ำหนักบรรทุกหิมะบนพื้นดินของสมาคมวิศวกรโยธาแห่งอเมริกา สำหรับพื้นที่แผ่นดินใหญ่ของสหรัฐอเมริกา
• การจำแนกประเภทหิมะตามฤดูกาลบนพื้นดินตามมาตรฐานสากล (ICSSG) เก็บถาวรเมื่อวันที่ 10 ตุลาคม 2018 ที่Wayback Machine