祁連山葫蘆溝寒區(qū)水文模擬的關(guān)鍵參數(shù)

祁連山葫蘆溝寒區(qū)水文模擬的關(guān)鍵參數(shù)

中國寒冷地區(qū)總面積為417.4萬公里。它是中國主要河流和大陸的發(fā)源地和半干旱地區(qū)的主要地表水來源。這也是干旱的塔。高海拔(約占寒區(qū)面積的70%)是中國寒區(qū)的特色,高寒山區(qū)水文過程研究是中國西部水資源預(yù)估及水源地保護(hù)的基礎(chǔ),是了解內(nèi)陸河流域水循環(huán)過程的關(guān)鍵。中國高寒區(qū)與北半球高緯寒區(qū)具有較大的差異,國外高緯寒區(qū)水文過程的研究結(jié)果難以反映中國高寒區(qū)水文循環(huán)的特征。目前中國高寒區(qū)流域水文的研究重點(diǎn)主要是針對冰凍圈、特別是凍土水文過程,高海拔山區(qū)降水時(shí)空分布以及高寒區(qū)典型植被在流域水文循環(huán)中的作用及其和環(huán)境要素的相互關(guān)系,其主要限制因素是缺乏全面、同步的觀測數(shù)據(jù)。針對中國高寒山區(qū)特有水循環(huán)規(guī)律認(rèn)識不足以及高精度驅(qū)動數(shù)據(jù)和多變量驗(yàn)證數(shù)據(jù)缺乏的研究現(xiàn)狀,結(jié)合高緯寒區(qū)相關(guān)研究結(jié)果及傳統(tǒng)物理水文學(xué)規(guī)律,通過觀測試驗(yàn)和模型模擬,獲取中國高寒區(qū)水文過程的基本規(guī)律、經(jīng)驗(yàn)公式和關(guān)鍵參數(shù)是當(dāng)前中國高寒區(qū)水文學(xué)領(lǐng)域的關(guān)鍵課題,這也正是建立高寒區(qū)觀測試驗(yàn)的主要科學(xué)目的之一。本文擬依據(jù)祁連山葫蘆溝寒區(qū)水文試驗(yàn)小流域觀測資料及寒區(qū)水文相關(guān)研究結(jié)果,初步總結(jié)中國高寒區(qū)水循環(huán)的若干認(rèn)識,以及研究過程中發(fā)現(xiàn)的部分問題、遺漏點(diǎn)及難點(diǎn),并對幾個(gè)關(guān)鍵參數(shù)進(jìn)行率定,以期提高中國高寒區(qū)水文過程的模擬能力。1寒區(qū)降水參數(shù)的確定1.1稱重式雪雨量計(jì)精確降水輸入是寒區(qū)流域水量平衡估算及水文過程模擬的前提,但高寒區(qū)降水資料稀少,特別是高海拔山區(qū)。為此在祁連山葫蘆溝小流域(海拔2960~4820m,面積23.1km2)陸續(xù)布設(shè)了8套稱重式雨雪量計(jì)和14個(gè)總雨量筒。4套稱重式雨雪量計(jì)2009年以來的數(shù)據(jù)表明(總雨量筒數(shù)據(jù)為月尺度;其他4套數(shù)據(jù)觀測時(shí)間較短),受內(nèi)循環(huán)及局地降水影響,在較短時(shí)間尺度上(小時(shí)、日尺度),還不能描述降水時(shí)空分布的統(tǒng)計(jì)規(guī)律。這對于需要短時(shí)間尺度的寒區(qū)水文物理過程研究是一個(gè)極大的挑戰(zhàn),也是水文模擬的較大誤差源。在月尺度上,葫蘆溝及所在的黑河祁連山區(qū)海拔4200m以下,濕季月降水量基本與海拔呈正線性或微弱S型關(guān)系,但在干季無規(guī)律可循;在年尺度上,降水量~海拔為正線性關(guān)系,多年平均海拔梯度約為200mm/km(圖1)。1.2關(guān)于降水觀測寒區(qū)固態(tài)降水占較大比例,觀測精度受風(fēng)的擾動較大(動力損失),并存在蒸發(fā)損失和濕潤損失,在水文模擬中需做校正。世界氣象組織(WMO)曾組織了4次大規(guī)模的降水觀測對比計(jì)劃;早期以楊大慶為代表的中國學(xué)者主要參與了第3次計(jì)劃,在天山烏魯木齊河源開展了降水對比觀測工作;該計(jì)劃以雙層防風(fēng)柵欄(DFIR)為標(biāo)準(zhǔn),綜合考慮降水觀測誤差的3大損失。同期,中國氣象局等在30個(gè)氣象站布設(shè)了降水對比觀測,但其主要針對降雨觀測校正,觀測標(biāo)準(zhǔn)為WMO第2次對比計(jì)劃的觀測標(biāo)準(zhǔn)Pit雨量筒。此后Sugiura等、Fortin等利用WMO降水對比觀測數(shù)據(jù),提出了許多校準(zhǔn)方法。但在當(dāng)前中國寒區(qū)水文研究中,降水觀測誤差校正依然主要采用楊大慶等20世紀(jì)80年代的觀測結(jié)果,而受當(dāng)時(shí)條件限制,觀測主要集中在暖季;且在其他寒區(qū)缺乏系統(tǒng)的觀測。受資料限制及方便應(yīng)用,過去在中國高寒區(qū)水文模型中主要采用簡單的校正比例關(guān)系,降雨以1.1、降雪以1.3為修正系數(shù)并結(jié)合模型水量平衡調(diào)整。為獲取祁連山區(qū)的校正參數(shù),自2010年10月1日起,在葫蘆溝小流域布設(shè)了4種降水對比觀測試驗(yàn)(中國標(biāo)準(zhǔn)雨量筒、標(biāo)準(zhǔn)雨量筒加Alter防風(fēng)罩、Pit地面標(biāo)準(zhǔn)雨量筒和DFIR標(biāo)準(zhǔn)降水觀測場;其中DFIR布設(shè)于2012年9月底;數(shù)據(jù)截止2013年7月18日),每天觀測3次。日尺度觀測結(jié)果:①中國標(biāo)準(zhǔn)雨量筒、Pit地面標(biāo)準(zhǔn)雨量筒和DFIR之間線性關(guān)系明顯(R2>0.99);②DFIR觀測結(jié)果總體略低于Pit雨量筒,但在雪季DFIR略高。據(jù)2012年10月~2013年7月短期同步數(shù)據(jù),雨季DFIR約為中國雨量筒結(jié)果的1.04倍,雪季為1.33倍。建議:①若簡單應(yīng)用,研究區(qū)雨、雪可選統(tǒng)一動力損失校正系數(shù):1.03~1.05;②若雨、雪分別校正:降雨動力損失校正系數(shù)1.04,降雪1.33;③WMO曾根據(jù)全球觀測數(shù)據(jù)給出了兩個(gè)基于風(fēng)速和氣溫的校正公式,本文統(tǒng)計(jì)參數(shù)與其略有差異。式中Csnow和Crain為降雪、雨捕捉率,%;Ws為中國標(biāo)準(zhǔn)雨量筒高度處的風(fēng)速,m/s;Tmax為日最高氣溫,℃;n為降水次數(shù)。式(1)R2值與WMO公式接近,但式(2)差異較大。該結(jié)果尚需根據(jù)后續(xù)數(shù)據(jù)校正。1.3固液降水分離的單臨界溫度西部高寒區(qū)地形復(fù)雜、降水類型多變,而降雨與降雪徑流過程明顯不同,但靠常規(guī)氣象觀測難以描述不同地點(diǎn)/區(qū)塊的降水類型。為較為精確地模擬高寒區(qū)水文過程并考慮到氣溫的良好空間分布規(guī)律性,基于臨界氣溫/露點(diǎn)溫度的參數(shù)化方法被廣泛應(yīng)用,但中國高寒區(qū)缺乏系統(tǒng)觀測和統(tǒng)計(jì)結(jié)果。2010年韓春壇等根據(jù)中國氣象局基本/基準(zhǔn)氣象站資料,獲取了中國陸地范圍內(nèi)固液態(tài)降水分離的單臨界日平均氣溫。鑒于該結(jié)果主要基于散點(diǎn)圖人工判讀,2013年陳仁升等又利用概率統(tǒng)計(jì)進(jìn)行了校準(zhǔn),并補(bǔ)充了中國固液態(tài)降水分離的臨界日平均露點(diǎn)溫度。在日尺度上,受氣候差異及日內(nèi)氣溫波動影響,固液態(tài)降水分離的單臨界氣溫存在一定區(qū)域性及跳躍性?？傮w而言,中國中東部低海拔地區(qū)、北疆低海拔干旱區(qū),雨雪分離的單臨界氣溫(雨夾雪時(shí)日平均氣溫波動劇烈,未考慮)為1.5~2.5℃,中東部山區(qū)波動于2.5~3.5℃之間,而在西部高寒區(qū),為3.5~5.5℃,特別是藏西南地區(qū),大于5.5℃。1.4降水截留參數(shù)中國高寒區(qū)降水截留的特色:①森林以常綠針葉林為主;②植被以灌木和草甸/草原為主(總約70%);③占高寒區(qū)面積約12%的高山寒漠帶及2%的冰川區(qū)不考慮植被截留;④固態(tài)降水/雨夾雪截留占較大比例?，F(xiàn)有水文模擬中,草甸/草原降水截留一般未考慮,而面積相對較少的森林相關(guān)研究則較多,但約占高寒區(qū)面積7%的高寒灌叢降水截留國內(nèi)研究較少。為此在葫蘆溝小流域布設(shè)了相關(guān)觀測試驗(yàn),獲取了4種典型灌叢(高山柳、金露梅、鬼箭錦雞兒和沙棘)的降水截留參數(shù):①各種灌叢穿透水、莖桿流出現(xiàn)的單次臨界降水量均約為2.0mm;②穿透率:高山柳>金露梅>鬼箭錦雞兒>沙棘;莖桿流:沙棘>鬼箭錦雞兒>金露梅>高山柳;年平均截留率:沙棘(39.7%)>鬼箭錦雞兒(35.6%)>金露梅(34.6%)>高山柳(33.3%);③穩(wěn)定截留率及其臨界降雨量:金露梅單次降水量(P)>10mm時(shí),截留率穩(wěn)定在25%;高山柳穩(wěn)定截留率20%(P>10mm);錦雞兒為18%(P>15mm);沙棘為20%(P>25mm)。青海云杉為高寒區(qū)典型樹種,來自祁連山西水林區(qū)排露溝流域的報(bào)道表明,其林冠截留率、莖流率和穿透率分別為35.3%、0.5%和64.2%;當(dāng)林外降水量>0.8mm時(shí)出現(xiàn)林內(nèi)穿透雨,而大于13.6mm時(shí),才觀測到莖桿流。這與灌叢結(jié)果有較大差異。青海云杉林冠的幾何形態(tài)結(jié)構(gòu)不利于形成莖桿流?，F(xiàn)有水文模型中的降水截留模塊主要存在兩個(gè)問題:①未考慮截留后風(fēng)的擾動。不管是降雨還是降雪,在風(fēng)速超過一定臨界值后,絕大多數(shù)截留降水會降落,特別是高寒區(qū)風(fēng)速較大;②在考慮截留量多寡并隨植被生長而變化時(shí),一般引用葉面積指數(shù)(LAI)作為代用指標(biāo)。對于常綠針葉林來講,影響不大,但對于落葉林或者灌叢來講,冬季LAI基本為0,但樹干/枝以及附著枯葉等,還是有較大的截留能力。這個(gè)問題也存在于較高的草甸/草原,建議在高寒區(qū)水文模型中盡可能補(bǔ)充相應(yīng)模塊。2提高高寒區(qū)水文模型依托性太陽輻射是寒區(qū)冰凍圈消融、流域蒸散等過程的首要驅(qū)動因子,貫穿于其中的能量/物質(zhì)平衡則是寒區(qū)水文過程研究的基本準(zhǔn)則。但能量平衡法在高寒區(qū)主要存在兩大問題:①觀測資料少,在絕大多數(shù)流域難以應(yīng)用或缺乏驗(yàn)證數(shù)據(jù);②估算誤差足以掩蓋眾多實(shí)際過程,最終結(jié)果缺乏可信度。誤差主要來源于單分量估算誤差的疊加:①短波輻射。高寒區(qū)流域高時(shí)空分辨率的總輻射估算,建議采用太陽輻射傳輸簡化參數(shù)化方法并結(jié)合中國FY系列衛(wèi)星資料(1h),估算精度約90%。反射輻射估算建議結(jié)合遙感資料和下墊面類型估算,FY衛(wèi)星資料仍然是首選,估算精度約90%。②凈輻射。凈長波輻射估算精度取決于地表溫度和大氣發(fā)射率資料的時(shí)空精度,高寒區(qū)地形復(fù)雜,天氣多變,凈長波輻射估算精度相對較低?？傮w來講,疊加短波輻射誤差后,高時(shí)空分辨率的凈輻射估算精度一般低于80%。③感熱和潛熱。常用估算方法有基于空氣動力學(xué)原理的梯度法、基于陸面能量平衡的波文比法,以及渦動相關(guān)法、渦旋累積法、通量方差法等。在試驗(yàn)點(diǎn)尺度上,感熱估算精度較高(R2=0.9),但潛熱估算精度偏低(R2=0.6)。這些方法需求驅(qū)動資料較多,較適用于大尺度陸面過程模擬,而高寒區(qū)地形復(fù)雜,觀測資料稀少,在水文模擬較佳的時(shí)空尺度上(1h或1d,<1km1km),驅(qū)動資料的獲取本身就存在很大誤差,最終獲取的結(jié)果也存在較大的不確定性。在高寒區(qū)水文模型中,有時(shí)只能采用簡單經(jīng)驗(yàn)方法,估算精度更是難以評估。感熱和潛熱的計(jì)算方法仍需在實(shí)際應(yīng)用中做進(jìn)一步的研究和改進(jìn)。④消融熱。消融熱是高寒區(qū)冰川、積雪消融最終的驅(qū)動因子。其估算精度為上述各熱量分量誤差的疊加/消減,并缺乏實(shí)測資料驗(yàn)證,據(jù)此估算的冰川、積雪消融量精度難以評估,盡管有一些實(shí)測冰川和積雪消融數(shù)據(jù)。建議在當(dāng)前高寒區(qū)水文過程模擬中,冰凍圈消融盡可能選用估算精度較高的短波輻射、氣溫作為驅(qū)動指標(biāo)并結(jié)合經(jīng)驗(yàn)公式開展。實(shí)際蒸散/潛熱是潛在蒸散、土壤未凍水含量以及植被類型等的函數(shù),為避免中間環(huán)節(jié)的誤差疊加,可用氣象站/水文站蒸發(fā)皿資料作為潛在蒸散量來估算蒸散發(fā)。3冷水環(huán)境的一些了解3.1土壤溫度水熱傳輸模擬多年和季節(jié)凍土廣布于寒區(qū),其水熱傳輸貫穿于寒區(qū)流域的產(chǎn)流、入滲和蒸散發(fā)過程中,是寒區(qū)水文過程的核心環(huán)節(jié);多年凍土活動層以及季節(jié)凍土中固態(tài)含水量的存在以及復(fù)雜的水熱傳輸/轉(zhuǎn)換過程,改變了寒區(qū)土壤的實(shí)際孔隙度、飽和導(dǎo)水率、導(dǎo)熱系數(shù)、導(dǎo)水率和水分運(yùn)移途徑及運(yùn)移量,最終影響了流域的產(chǎn)匯流過程以及徑流的年內(nèi)、年際變化,具體表現(xiàn)與流域下墊面類型也有很大關(guān)系,而這種凍土-生態(tài)-水文相互作用關(guān)系目前還不很清楚,從而影響流域尺度水文過程模擬及綜合分析。為初步探討凍土-生態(tài)-水文相互作用關(guān)系,自2008年起,在葫蘆溝小流域開展了4種寒區(qū)典型下墊面(高寒草原、高寒草甸、沼澤化草甸和高山寒漠,分屬于季節(jié)凍土和多年凍土)凍土-植被-大氣一維水熱傳輸過程(SVATs)同步觀測和模擬工作。結(jié)果表明,CoupModel能夠較好地估算不同深度層的地溫、土壤含水量和凍結(jié)深度。模擬發(fā)現(xiàn),地表水汽交換量:沼澤>草甸>草原>寒漠;地表熱量交換劇烈程度:寒漠>沼澤>草甸>草原;波文比:草原>草甸>沼澤>寒漠;蒸散發(fā):沼澤>草甸>草原>寒漠;蒸散降水比率:草原>草甸>沼澤>寒漠;調(diào)蓄能力:沼澤>草甸>草原>寒漠;推算的徑流系數(shù):寒漠>沼澤>草甸>草原。據(jù)此推斷,若全球變暖引起植被帶上移,則山區(qū)流域蒸散/降水比例增大、徑流系數(shù)必然減小。為更好地了解凍土水熱傳輸過程,當(dāng)前需要獲取的經(jīng)驗(yàn)公式和參數(shù)包括:①改進(jìn)凍土實(shí)時(shí)導(dǎo)熱系數(shù)、導(dǎo)水率與土壤基本物理參數(shù)、未凍水含量和含冰量等因子的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系;當(dāng)前所用公式多來源于20世紀(jì)70~90年代的室內(nèi)實(shí)驗(yàn)結(jié)果;還需要開展較多的室內(nèi)控制實(shí)驗(yàn);②高精度、簡單地表溫度估算方法:地表溫度是積雪消融和凍土水熱傳輸?shù)闹苯域?qū)動因子,但高寒地形復(fù)雜區(qū)目前缺乏高時(shí)空分辨率的數(shù)據(jù);陽勇根據(jù)葫蘆溝小流域2011年以來的數(shù)據(jù),獲取了小時(shí)尺度灌叢、草甸和裸土表面溫度的估算經(jīng)驗(yàn)公式,該公式僅以氣溫和地形作為驅(qū)動要素,易于應(yīng)用且精度較高(R2>0.97);③土壤完全凍結(jié)臨界溫度的確定。完全凍結(jié)溫度指土壤含水量僅為殘余含水量時(shí)所對應(yīng)的溫度,高于該臨界值時(shí)土壤水仍然會運(yùn)移。Jansson和Moon建議該臨界地溫取-6℃,在黑河山區(qū)發(fā)現(xiàn)-7℃時(shí)模擬結(jié)果更好。根據(jù)葫蘆溝小流域1~3號綜合環(huán)境觀測系統(tǒng)2011—2012年0.5h觀測數(shù)據(jù)(0~100cm土壤層,約1.05106個(gè)數(shù)據(jù);剔除0℃以上數(shù)據(jù)),各試驗(yàn)點(diǎn)地溫~土壤未凍水含量關(guān)系總體一致:0℃是一個(gè)明顯拐點(diǎn),土壤完全凍結(jié)臨界地溫則為-10~-6℃(圖3),其與土壤顆粒大小及物質(zhì)成分有一定關(guān)系?？筛鶕?jù)土壤性質(zhì)粗略估計(jì)不同土壤完全凍結(jié)的臨界溫度(表1)。總體來講,土壤殘余含水量越小,該臨界溫度越低。除凍土-生態(tài)-水文相互作用關(guān)系以外,仍需關(guān)注凍結(jié)層下水在流域產(chǎn)匯流過程中的作用,特別是中國高溫多年凍土較多,凍結(jié)層上、下水垂向交換量還不清楚。此外,在長時(shí)間水文模擬和預(yù)估中,需考慮凍土類型、厚度以及溫度等的時(shí)空變化,這對模擬和預(yù)估精度的影響較大。3.2日進(jìn)程對冰的密度變化大尺度冰川融水資源變化及其對海平面的影響是國際關(guān)注的焦點(diǎn)。中國冰川4.6萬多條,但系統(tǒng)監(jiān)測有限。如何應(yīng)用有限觀測資料探討中國冰川融水資源估算的簡單方法備受關(guān)注。鑒于能量平衡方法的復(fù)雜性、驅(qū)動資料少以及誤差較大的緣故,目前應(yīng)用最多的還是各種度日因子法,但度日因子本身就是一個(gè)綜合參數(shù),隨氣候、地形、海拔、冰川類型等變化而變化,中國高寒區(qū)單條平川平均值波動于2.3~13.8mm/(℃·d)之間,總體由西北向東南逐漸增大。從冰川類型來看,海洋型冰川的度日因子相對較大。但同一條冰川的度日因子變化也很明顯,例如,唐古拉山小冬克瑪?shù)妆?.4~16.1mm/(℃·d),納木錯(cuò)流域扎當(dāng)冰川介于4.0~14.0mm/(℃·d)之間,隨海拔升高度日因子有所降低,這可能因?yàn)檠芯繀^(qū)海拔較高(>5500m)的緣故;而天山科其喀爾巴西冰川波動于0.3~14.0mm/(℃·d)之間,度日因子與海拔有一定指數(shù)統(tǒng)計(jì)關(guān)系(圖4),若再考慮經(jīng)度、緯度、坡向和坡度等因素,其R2=0.86(式(3))。但這種統(tǒng)計(jì)關(guān)系具有一定的局地性,難以推廣。冰川度日因子的這種劇烈變化,是高精度冰川消融估算的難題。近年來,卿文武等提出了一種考慮地形遮蔽效應(yīng)的簡單改進(jìn)度日因子模型,能夠提高冰川消融估算能力,但仍然是局地性的。Zhang等提出了一種月尺度的改進(jìn)度日因子模型,主要是分海拔帶考慮了降水補(bǔ)給等水量平衡因子,實(shí)際上是一種基于度日因子的冰川水文模型;該模型能夠較好地模擬月尺度冰川面積及融水徑流變化?；谔焐娇破淇柊臀鳌豸斈君R河源1號和長江源冬克瑪?shù)妆ㄩL期觀測資料,發(fā)現(xiàn)冰川徑流與地溫比與氣溫具有更好的統(tǒng)計(jì)關(guān)系,土壤溫度傳導(dǎo)的“滯后效應(yīng)”與冰川內(nèi)部熱傳導(dǎo)有一定的同步性,由此出現(xiàn)一個(gè)所謂的“最佳土壤深度”的地溫與冰川徑流統(tǒng)計(jì)關(guān)系最好;甚至烏魯木齊河源1號冰川徑流與烏魯木齊、達(dá)板城、巴音布魯克甚至吐魯番的地溫都有良好指數(shù)關(guān)系。盡管還需要深入研究,但為目前區(qū)域冰川徑流估算提供了一種新的思路和可能的高精度簡單方法。該方法的難點(diǎn)在于如何確定標(biāo)準(zhǔn)的、具有普適性的地溫~冰川徑流關(guān)系。鑒于地形對冰川消融有較大影響,嘗試在度日因子模型中以地表溫度代替百葉窗氣溫。相對于氣溫來講,地表溫度受湍流影響較慢,而且裸土與冰川均為固態(tài),與空氣相比,在導(dǎo)熱性能方面更為接近。理論上講,采用地表溫度所獲取的度日因子(下稱準(zhǔn)度日因子)時(shí)空變化應(yīng)該要平緩。由于冰川表面一直維持在0℃,擬采用陽勇提出的裸土表面溫度估算方法。該方法很好地考慮了地形遮蔽效應(yīng),并在氣溫與裸土地表溫度之間建了良好的統(tǒng)計(jì)關(guān)系。實(shí)際結(jié)果表明,2008年7~8月科其喀爾巴西冰川準(zhǔn)度日因子波動于0.4~7.8mm/(℃·d),8~9月為0.2~4.3mm/(℃·d)(圖4)。當(dāng)度日因子大于8~10mm/(℃·d)時(shí),準(zhǔn)度日因子基本在某一固定值附近波動(圖4)。該類方法為可能的改進(jìn)方向,尚需深入探討。在長時(shí)間冰川水文過程模擬中,必需考慮冰川運(yùn)動,才能可靠預(yù)估未來冰川及其徑流的變化。Li等提出的冰川主流線模型是中國山地冰川消融估算研究的重要進(jìn)展。獲取不同類型、不同地區(qū)冰川的運(yùn)動速度及其時(shí)空分布規(guī)律是該方向的工作重點(diǎn),研究表明,在不同區(qū)域冰川運(yùn)動速度的分布與大小都有一定差異,海洋性冰川運(yùn)動速率是同規(guī)模大陸性冰川的6~10倍;近50年來各大山系的冰川運(yùn)動速度都在逐漸減小;冰川運(yùn)動的監(jiān)測范圍依然有限。此外,如何描述冰川的匯流過程,特別是大型托木爾峰型冰川和海洋性冰川,依然是難點(diǎn)。3.3風(fēng)吹雪對風(fēng)吹雪的影響積雪水文學(xué)最大的難點(diǎn)仍然是如何獲取高精度的雪水當(dāng)量空間分布及其變化數(shù)據(jù):①觀測精度Sommerfeld等曾經(jīng)報(bào)道,常用5種雪水當(dāng)量估測方法差別20%~30%,最近Dai等提出了一種基于被動微波遙感的雪深和雪水當(dāng)量算法,精度明顯高于美國冰雪數(shù)據(jù)中心(NSDIC)的數(shù)據(jù)產(chǎn)品,但在中國西部高山及無人區(qū)實(shí)測驗(yàn)證資料較為缺乏。此外,在山區(qū)流域水文模擬中需要更高空間分辨率的資料;②雪升華的影響雪升華觀測及估算是高寒區(qū)雪水文學(xué)中的另一難點(diǎn),各地報(bào)道結(jié)果差異較大。南極雪升華約占降雪量的12.5%,北極為19.5%,阿拉斯加北向山坡觀測結(jié)果為32%。Aizen等報(bào)道中亞天山地區(qū)升華率為30%。加拿大普列利草原1995年結(jié)果為15%~40%,加拿大極地西部占28%;Pomeroy和Li報(bào)道普列利草原為29%,極地凍原為22%。美國科羅拉多亞高山森林區(qū)最大升華率約為20%,Pomeroy和Gray指出植被會降低升華速率。Liston和Sturm認(rèn)為,導(dǎo)致上述差異的原因在于地區(qū)下墊面濕潤狀況的差異。DeWalle和Albert總結(jié)指出溫暖多風(fēng)地點(diǎn),升華量約占降雪量的40%,而在寒冷和/無風(fēng)地點(diǎn)則占10%~15%。中國高寒區(qū)雪升華系統(tǒng)觀測和研究目前報(bào)道較少;③風(fēng)吹雪的影響風(fēng)吹雪造成積雪/降雪的空間分布差異,由此引起消融差異及產(chǎn)匯流過程變更,從而影響寒區(qū)徑流的年內(nèi)年際變化,在流域徑流模型中必須考慮這種現(xiàn)象。李弘毅等在祁連山的觀測表明,風(fēng)吹雪主要發(fā)生在流域分水嶺附近,且主要發(fā)生于冬季及初春融雪未發(fā)生時(shí)。為探討積雪融水過程及其在高寒區(qū)流域水文過程中的作用,自2009年起,在葫蘆溝小流域陸續(xù)布設(shè)了試驗(yàn)點(diǎn)、測線、觀測場和子流域等不同空間尺度的降雪、積雪消融及風(fēng)吹雪觀測場,初步開展了積雪消融物理過程及風(fēng)吹雪模擬和估算研究。圖5為2010年3月23日單場積雪消融過程。10:30~16:30,積雪消融發(fā)生,積雪含水量增大,積雪壓縮伴隨著密度增大,最高接近0.4g/cm3。16:30開始,再凍結(jié)過程發(fā)生,積雪含水量逐漸降低到0,雪密度基本不變;24日8:30~10:30,含水量不變但雪密度降低,升華發(fā)生;10:30以后,開始消融。監(jiān)測場雪溫自3月份開始持續(xù)升高(圖6),積雪厚度波動變薄,4月初,日平均氣溫在0℃附近上下波動,消融加速;6月1日左右,日平均氣溫均高于0℃,此時(shí)兩層儀器所處位置雪深分別為50cm和90cm,90cm以上雪溫都穩(wěn)定在0℃,并一直保持到積雪完全消融(7月初;圖6)。積雪消融的瞬時(shí)臨界氣溫約為0℃,在日尺度上最低約為-4℃,但在0℃特別是-2℃以下消融較少(圖6),主要發(fā)生在氣溫高于0℃的時(shí)段。建議研究區(qū)積雪消融的臨界日平均氣溫:-2~0℃,對應(yīng)的積雪消融度日因子約為5.6mm/(℃·d),該數(shù)值與十一冰川的平均度日因子5.9mm/(℃·d)相當(dāng)。十一冰川現(xiàn)面積為0.54km2,在海拔4372~4601m之間布設(shè)了15個(gè)花桿,度日因子波動于4.0~7.2mm/(℃·d)之間。鑒于西部高寒區(qū)氣象資料較少、風(fēng)吹雪主要發(fā)生在降雪過程的現(xiàn)狀,利用葫蘆溝資料還構(gòu)建了簡單、靜態(tài)的風(fēng)吹雪模式;并解決了照片自動攝影技術(shù),提出了依據(jù)照片RGB之和是否大于450的積雪面積自動提取算