劉少華 ，嚴(yán)登華 ，王 浩 ，秦天玲 ，翁白莎 ，盧亞靜

（1.流域水循環(huán)模擬與調(diào)控國家重點實驗室，北京 100038；2.中國水利水電科學(xué)研究院 水資源研究所，北京 100038；3.長江勘測規(guī)劃設(shè)計研究院，湖北 武漢 430010）

1 研究背景

降水是水循環(huán)過程中最活躍的要素，其相態(tài)變化直接影響地表能量和水循環(huán)過程［1-2］。降雪在地表的累積不僅增加了地表反射率，改變了地表的能量過程；而且延遲了產(chǎn)匯流時間，改變水循環(huán)過程［3-4］。青藏高原是氣候變化的敏感區(qū)，典型的高寒氣候使得其降雪量在降水中占據(jù)了較大的比例，在以增溫為背景的氣候變化作用下其降雪時空分布均發(fā)生了顯著變化，進而改變了融雪過程的時空特征，對其水循環(huán)過程產(chǎn)生了深刻的影響［5］。

當(dāng)前基于降水形成機理的相態(tài)識別研究以氣象學(xué)研究為主，即以大氣層溫度廓線為基礎(chǔ)，根據(jù)大氣層溫度及厚度的梯度變化識別降水過程中的相態(tài)變化［6-8］。如許愛華等［9］對2005年我國的一次寒潮事件研究表明，925 hPa氣溫＜-2℃則可作為降雪的預(yù)報判據(jù)。李江波等［10］對2007年河北地區(qū)一次春季強寒潮研究指出：0℃層高度低于950 hPa、1000 hPa溫度＜2℃且925 hPa溫度＜-2℃時，降雨轉(zhuǎn)變?yōu)榻笛┗蛘哂陫A雪；高洋等［11］對2008年我國南方地區(qū)的凍雨過程研究指出，700 hPa附近溫度最高達到4℃以上，有利于形成降雨；在850 hPa以下氣溫明顯＜0℃，有利形成降雪。然而，由于氣象系統(tǒng)的復(fù)雜性和大氣層相關(guān)資料的稀缺性，以及氣象學(xué)與水文學(xué)研究時空尺度的差異性，基于氣象學(xué)研究的降雪識別尚難以應(yīng)用于水循環(huán)研究。水文學(xué)研究中通常采用統(tǒng)計學(xué)方法對降水相態(tài)進行識別，常用方法可分為以下兩種：（1）單溫度閾值法，當(dāng)氣溫高于臨界溫度時認(rèn)為降水以液態(tài)（降雨）發(fā)生，當(dāng)氣溫低于臨界溫度是認(rèn)為降水以固態(tài)（降雪）發(fā)生［12］；（2）雙溫度閾值法，當(dāng)氣溫高于臨界高溫時認(rèn)為降雨概率是100%，當(dāng)氣溫低于臨界低溫時則認(rèn)為降雪概率是100%，當(dāng)氣溫介于臨界溫度之間時認(rèn)為降雪概率隨溫度呈線性變化［13-14］，或根據(jù)臨界溫度區(qū)間降雪事件與氣溫的統(tǒng)計關(guān)系確定降雪事件發(fā)生概率［15-2］。由于不同區(qū)域氣候條件和下墊面系統(tǒng)的差異性，單溫度閾值難以適應(yīng)不同區(qū)域的氣候特征，加之降水過程受局部環(huán)境影響顯著，單溫度閾值降雪識別必然會導(dǎo)致較大誤差［16］。雙溫度閾值法在當(dāng)前降雪識別研究中應(yīng)用較廣泛，相關(guān)學(xué)者根據(jù)其研究區(qū)域的氣候特征提出了多種雙溫度閾值法，其中指數(shù)方程形式的雙溫度閾值法在青藏高原地區(qū)的降雪識別中精度較高［17］。

本文選取青藏高原東部的怒江上游流域為研究區(qū)域，以流域氣象站點觀測氣溫和降水相態(tài)資料為基礎(chǔ)，采用指數(shù)方程形式的雙溫度閾值方法進行流域降雪的識別、驗證及趨勢分析，并通過設(shè)置氣溫和降水的控制情景方案，量化識別氣溫和降水的變化對流域降雪量變化的貢獻。

2 研究區(qū)概況及數(shù)據(jù)

2.1 研究區(qū)概況怒江上游流域位于青藏高原東南部，流域界于東經(jīng)91°10′—96°20′和北緯29°55′—32°50′之間、面積約76 000 km2、平均海拔在4 000 m以上。流域大部分區(qū)域?qū)俑咴瓉喓畮Ъ撅L(fēng)濕潤與半濕潤氣候區(qū)，多年平均日氣溫為0.26℃，月平均氣溫從11月至次年3月均在0℃以下。流域多年平均降水量556 mm，其中80%的降水量集中在6—9月，多年平均降雪量不足降水總量的20%，但由于流域內(nèi)積雪分布廣泛，積雪融水是流域春季徑流的重要組成部分，且在溫升作用下發(fā)生了顯著的變化。識別怒江上游流域降雪過程，量化氣候變化對降雪量的影響，對于提高積雪融水模擬精度、明晰徑流的年內(nèi)分配特征、支撐變化環(huán)境下流域水資源綜合管理具有重要意義。

2.2 數(shù)據(jù)資料我國公開降水相態(tài)資料相對匱乏，由國家氣象信息中心提供的日降水資料集（V3.0）中僅1979年以前降水資料中標(biāo)記了降水相態(tài)（降雨/降雪/雨夾雪）。怒江上游流域氣象站點稀疏，是典型的缺資料地區(qū)［18］，流域內(nèi)部及周邊僅有6個氣象站具有降水相態(tài)記載（圖1），統(tǒng)計各氣象站點年均氣溫、降水量以及降水相變的臨界氣溫（根據(jù)每0.5℃區(qū)間氣溫與降雪比例關(guān)系得到）見表1。由于單個站點系列較短、樣本代表性差，研究綜合流域6個氣象站的1979年以前逐日降水相態(tài)和平均氣溫資料，統(tǒng)計臨界氣溫內(nèi)（-4～8℃）氣溫與降雪比例關(guān)系，并擬合得到流域降雪識別指數(shù)方程。

圖1 怒江上游流域位置及氣象站點分布

3 研究方法

3.1 降雪量識別方法氣象站點的降水相態(tài)標(biāo)記資料中無法得知雨夾雪中降雪的含量，統(tǒng)計研究區(qū)氣象站點不同氣溫下降雪量占降雪和降水總量的比值（不考慮雨夾雪情況下的氣溫與降雪比例關(guān)系），繪制其降雪比例與日平均氣溫的關(guān)系（圖2（a））。當(dāng)溫度小于臨界低溫（Tmin）時，降水完全以降雪形態(tài)發(fā)生；當(dāng)溫度大于臨界高溫（Tmax）時，降水完全以降雨形態(tài)發(fā)生；臨界溫度內(nèi)（Tmin～Tmax），降雪比例與日平均氣溫成指數(shù)函數(shù)關(guān)系［2-17］，可概化為如下方程：

表1 氣象站點相關(guān)信息

式中：PS為降雪比例；T為日平均氣溫；a和b均為指數(shù)方程的經(jīng)驗參數(shù)，可以根據(jù)研究區(qū)域氣溫與降雪比例的統(tǒng)計關(guān)系采用最小二乘法估算得到。

在此基礎(chǔ)上，假定相同溫度下雨夾雪中降雪比例也滿足該指數(shù)方程，并統(tǒng)計研究區(qū)域不同氣溫下降雪量、雨夾雪和降雨量占總降水量的比值，繪制降水各相態(tài)與日平均氣溫的關(guān)系（圖2（b））。進而，把各氣象站點雨夾雪中估計降雪量和觀測降雪量之和作為其總降雪量，并以此為據(jù)驗證采用指數(shù)方程識別總降水量得到的降雪量。

圖2 降水各相態(tài)比例與氣溫關(guān)系

3.2 降雪量變化趨勢檢驗根據(jù)各氣象站點逐日氣溫和降水量，采用指數(shù)方程識別其逐日降雪量，并累計得到其年降雪量過程。通過線性回歸分析各氣象站點年平均氣溫、年降水量和年降雪量變化趨勢，并采用Mann-Kendall檢驗法對其變化趨勢進行顯著性檢驗。Mann-Kendall檢驗法是氣象水文分析中最常用的一種非參數(shù)檢驗方法［19］，其計算公式如下：

式中：x為進行趨勢檢驗的時間序列；n為時間序列的長度。統(tǒng)計量Z符合正態(tài)分布，在給定的α置信水平上，當(dāng)，則拒絕零假設(shè)，表明該時間序列的變化趨勢滿足顯著性檢驗；Z>0，表明序列具有上升趨勢，反之為下降趨勢。

3.3 氣溫和降水對降雪量影響的分解降雪是降水在一定氣候條件下的特殊形態(tài)，降雪量的變化是降水量變化的直接體現(xiàn)，但同時也受到以增溫為主導(dǎo)的氣候變化的影響。為了量化氣候變化背景下氣溫和降水的變化對降雪量變化的貢獻，根據(jù)研究區(qū)域氣候變化的突變點把其氣候要素時間序列劃分為兩個階段：氣候變化前和氣候變化后，并以氣候變化前多年平均降雪量作為基準(zhǔn)值（S0），以氣候變化后多年平均降雪量作為氣候變化后降雪量（SC）。同時，設(shè)置不同氣溫和降水量控制方案，分別研究氣溫和降水量變化對降雪量變化的貢獻。

（1）氣溫控制方案。對氣候變化后逐日平均氣溫去趨勢化修正得到無趨勢逐日平均氣溫系列。具體步驟：①計算得到氣候變化后年平均氣溫的增長速率；②根據(jù)年逐日平均氣溫減去該年平均氣溫增量（年平均氣溫增長率乘以年序號），得到相應(yīng)年份去趨勢化逐日氣溫系列。根據(jù)去趨勢化逐日平均氣溫和降水量，重新應(yīng)用指數(shù)方程對氣候變化后逐日降雪量進行估計，得到控制氣溫條件下多年平均降雪量（ST）。

（2）降水控制方案。由于指數(shù)方程可知，當(dāng)溫度不變時降水中降雪的比例是定值，即統(tǒng)計意義上溫度不變降雪率（降雪量/降水量）相同。根據(jù)氣候變化后多年平均降雪率乘以氣候變化前多年平均降水量得到控制降水條件下多年平均降雪量（SP）。根據(jù)以上控制條件的降雪量，可分別得到氣溫、降水量以及兩者共同影響對降雪量變化的貢獻率：

其中，CT、CP和CP&T分別是氣溫、降水以及兩者共同影響對降雪量變化的貢獻率，需要注意的是此處貢獻率是指由于氣溫和降水的改變導(dǎo)致的降雪變化率（相對于氣候變化前多年平均降雪量S0），所以其理論取值范圍為［-1，+∞）（負(fù)值表示該要素的增加/升高對降雪量的增加具有負(fù)貢獻），一般情況下三者之和不為1。

4 案例應(yīng)用

圖3 各氣象站點總降雪量與估計年降雪量

圖4 各氣象站點多年月總降雪量與估計月降雪量

4.1 降雪量的識別及驗證綜合怒江上游流域6個氣象站點1979年以前氣溫和降水相態(tài)資料，統(tǒng)計其氣溫與降雪比例關(guān)系，采用指數(shù)方程對其進行擬合，以流域臨界氣溫范圍（-4～8℃）作為擬合區(qū)間，擬合計算步長為0.5℃。根據(jù)最小二乘法估算擬合指數(shù)方程參數(shù)a和b的值分別為-6.11和1.81，殘差平方和為0.0038。通過指數(shù)方程估計流域各氣象站點1979年以前逐日降雪量，并統(tǒng)計其歷年估計降雪量與總降雪量關(guān)系（圖3）可知：除那曲站外各氣象站點估計年降雪量相關(guān)系數(shù)均在0.95以上，那曲站估計年降雪量相關(guān)系數(shù)略低，但仍表現(xiàn)出與總降雪量較好的一致性。各氣象站點估計年降雪量的累計相對誤差范圍均在5%以內(nèi)，僅那曲站相對誤差為正值。其原因是流域臨界氣溫與氣象站點實際臨界氣溫存在一定偏差：流域臨界氣溫較那曲站臨界氣溫偏高（指數(shù)方程向右便移），導(dǎo)致那曲站估計降雪量偏高；相反，流域臨界氣溫較其他站點臨界氣溫偏低（指數(shù)方程向左偏移），導(dǎo)致其估計降雪量偏低?？傮w而言，該降雪識別方法可能低估怒江上游流域降雪量，但整體能夠較好的估計各氣象站點的年降雪量。其次，統(tǒng)計氣象站點各月多年平均估計降雪量（圖4）顯示，各氣象站點降雪量主要集中在春夏（4—6月）和夏秋交替月份（9—10月），其原因是怒江上游流域春季和冬季降水量較少、夏季氣溫較高，不利于形成降雪。而春夏和夏秋交替月份具有一定規(guī)模的降水量，且其平均氣溫均在臨界溫度內(nèi)，容易形成降雪。春夏交替季節(jié)各氣象站點降雪量出現(xiàn)的峰值從流域東南向西北具有一定滯后現(xiàn)象，其中丁青站降雪峰值出現(xiàn)最早在4月份，安多站降雪峰值出現(xiàn)最晚在6月份，其他站點降雪峰值均出現(xiàn)在5月份，且降雪峰值月份的估計降雪量明顯偏低。其可能原因是怒江上游流域春夏交替季節(jié)，伴隨氣溫升高季風(fēng)攜帶大量水汽由東南向西北快速推進，使得流域西北部雨季較東南部滯后；同時，高海拔地形作用下該月份冷暖氣流交匯頻繁易形成區(qū)域短歷時降雪，該降雪過程受氣溫影響較?。?0］，導(dǎo)致基于氣溫和降雪比例統(tǒng)計關(guān)系的指數(shù)方程普遍低估流域降雪量。

4.2 降雪量演變趨勢分析降雪是大氣在一定的濕度、溫度以及區(qū)域環(huán)流場等綜合條件下形成的固態(tài)降水，其形成條件雖復(fù)雜多樣，但并不隨氣象要素演變而變化。根據(jù)氣溫和降雪比例統(tǒng)計關(guān)系擬合得到的降雪識別指數(shù)方程則是對降雪形成條件的定量概化。因而，可根據(jù)流域氣象站點1979年以前資料獲得的流域降雪識別指數(shù)方程對各氣象站點1980—2016年逐日降雪量進行識別，并采用線性回歸分析1979年前后各氣象站點年平均氣溫、年降水量、年降雪量變化趨勢（圖5）。結(jié)果可知：流域整體上氣溫呈升高趨勢，且1979年以后氣溫升高趨勢更為明顯；1979年以前流域整體降水量變化趨勢不明顯，各氣象站點降水趨勢不完全一致，1979年以后安多和雜多站降水量呈減少趨勢，其余氣象站點的降水量均呈現(xiàn)出增加趨勢。與此同時，1979年以前流域降雪量呈增加趨勢，僅那曲站降雪量表現(xiàn)出微弱的減少趨勢，1979年以后所有氣象站點降雪量均表現(xiàn)出減少趨勢。根據(jù)Mann-Kendall趨勢檢驗結(jié)果（表2）可知，各氣象站點1980—2016年平均氣溫、年降水量和年降雪量的變化趨勢與線性回歸趨勢基本一致，其中平均氣溫均呈顯著增加趨勢，但降水量和降雪量變化趨勢均不顯著。

表2 各氣象站點年1980—2016年均氣溫、年降水量和年降雪量變化趨勢的顯著性檢驗結(jié)果（Z值）

圖5 各氣象站點估計年降雪量、年平均氣溫和年降水量變化趨勢

4.3 氣溫和降水對降雪量影響分析研究采用現(xiàn)有研究普遍認(rèn)可的1980年作為怒江上游流域氣候變化的轉(zhuǎn)折點［21-24］，采用已獲得的流域降雪指數(shù)識別方程，對氣象站點1980年后不同控制方案下的多年平均降雪量進行估計，并量化識別氣候變化后流域氣象站點氣溫和降水變化對降雪量變化的貢獻率（圖6），結(jié)果表明：各氣象站點1979年以后多年平均降雪量較之前多年平均降雪量均有所增加。各氣象站點氣溫升高對于降雪量表現(xiàn)出明顯的減少作用。除丁青站外其他氣象站點1979年以后多年平均降水量均大于之前，并對其降雪量具有明顯的增加作用。丁青站1979年以后多年平均降水量略低于之前，因而其對降雪量呈現(xiàn)出了減少作用。怒江上游流域氣溫和降水對降雪量的影響呈東南向西北方向逐漸增強分布規(guī)律，其可能原因是流域的平均氣溫和年降水量均呈西南向東北遞減分布特征，氣溫越低、降水量越少降雪量對氣溫和降水變化的響應(yīng)越敏感。氣溫和降水量共同影響對各氣象站點降雪量均表現(xiàn)出增加作用。原因是氣候變化背景下流域低溫條件下降水概率增加（圖7），對于各氣象站點降雪量增加具有顯著促進作用。

圖6 各氣象站點1979年以后多年平均降雪量增加率及其分解

圖7 1979年前后降水隨氣溫變化的概率分布

5 結(jié)語

（1）基于降雪比例和日平均氣溫的降雪識別指數(shù)方程，能夠在年和月尺度上較好估計怒江上游流域各氣象站點降雪量。各氣象站點估計降雪量與總降雪量相關(guān)系數(shù)均在0.86以上，相對誤差均在5%以內(nèi)。

（2）1979年以后，怒江上游流域各氣象站點氣溫均呈顯著增加趨勢，各氣象站點降水量和降雪量變化趨勢并不一致，流域整體上年降水量和年降雪量分別呈增加和減少趨勢，但趨勢并不顯著。

（3）怒江上游流域氣象站點氣溫升高具有減少降雪量的作用，且作用強度從流域東南向西北逐漸增強。氣候變化背景下，低溫條件下降水概率增加對各氣象站點的降雪量的增加具有顯著促進作用，但1979年以后氣溫的顯著增加對降雪量的影響占據(jù)主導(dǎo)作用，使得流域降雪量整體呈減少趨勢。

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