祁连山研究：气温、积雪与河川径流分析

6.3.1　气温和日照季节变化特征

气温和日照是影响冻土冻融的重要因子，同时也影响着降水形态以及河川径流组成。根据祁连山森林生态站2002—2011年的地面气象站监测，祁连山大野口流域年均气温1.4～2.2℃，波动趋势平稳，平均为1.7℃。年内月均最高气温14.4℃（7月份），月均最低气温-11.8℃（1月份），月均气温与月份拟合模型为At=-0.8173x2+11.106x-26.248（R2=0.9321），x为月份（月），At为月均气温（℃）。

全年日照时数累计在1 430.2～1 644.6 h，平均为1525.0 h。年内月累计最高166.1 h（6月份），最低97.7 h（1月份），平均为127.1 h。月累计日照时数与月份之间的拟合模型为St=-0.0252x5+0.9171x4-110965x3+65.25x2-127.12x+171.5（R2=0.9471），St为月累计日照时数（h）。

5—9月份，祁连山大野口流域平均气温在3℃以上，全月日照时数累计高于133 h，属于雨季；10月份至翌年4月份气温在3℃以下，日照时数在133 h以下，属于雪季（图27）。

图27　祁连山大野口流域气温和日照季节变化动态（2002—2011年）

6.3.2　降雨与降雪季节变化动态

祁连山降水主要包括降雨和降雪，降雪与降雨的生态功能过程有差别，在探索降雪及其消融对径流的影响机理过程中，要将降雪与降雨区别考虑。根据祁连山森林生态站2002—2011年的近10年地面气象站监测，年均降水在325.4 mm（2011年）和550.9 mm（2007年）之间变化，平均年降水量为360.10 mm。雪季降水占全年降水在11.2％（2005年）和25.6％（2008年）之间变化，平均为70.06 mm（如图28），占全年总降水量的17.69％；根据积雪密度测定，祁连山大野口流域积雪密度为0.16 g/cm3，可推算出祁连山大野口流域雪季积雪平均厚度为40.65 cm。如图28所示，近10年雪季降水呈波动性增加趋势，每年约增1.52 mm。

图28　祁连山大野口流域降雪年际变化趋势（2002—2011年）

6.3.3　不同林分积雪消融对比分析

根据积雪消融对照监测点长期定位监测，积雪在22.1 mm（西流水沟林内）和29.7 mm（西流水沟林缘）之间变化（如图29），平均为25.63 mm。乔木林内积雪占灌丛林的84.54％，阴坡积雪比阳坡高8.36％。(www.xing528.com)

图29　祁连山大野口流域不同林分积雪消融对比

不同森林生态系统对积雪消融不同（如图29）。积雪消融量在0.184 mm/d（头洞口林内）和0.526 mm/d（头洞口阳坡草地）之间变化。乔木林积雪消融占灌丛林的78.72％，占阴坡草地的37.66％，占阳坡草地的32.61％；灌丛林积雪消融量占阴坡草地的47.45％，占阳坡草地的41.09％。阴坡积雪消融量占阳坡的34.98％，即阴坡积雪时间比阳坡长63.12％。

6.3.4　流域降水与径流季节变化动态

根据祁连山森林生态站2002—2011年的降水和径流监测，降水与月份拟合模型为P=0.0227x5-0.6497x4+6.1985x3-23.195x2+39.539x-19.833（R2=0.9451），式中，x为月份，P为月累计降水量（mm）。年径流最大值出现在9月，径流深23.19 mm，年径流最小值出现在2月份，径流深0.28 mm，年平均径流深为83.45 mm。径流深与月份拟合模型为R=0.0092x5-0.2884x4+3.146x3-14.135x2+26.14x-15.022（R2=0.9188），式中，x为月份，R为月累计径流深（mm）。

径流占降水比例模型Rp=-0.0327x4+0.6028x3-2.6585x2+2.2295x+9.519（R2=0.8581），式中，x为月份，Rp为径流占降水百分比（％）。径流占降水比例随季节变化如图30所示，12月至翌年5月份比例最低，平均为8.70％，6—8月份逐渐增大，平均为23.25％，9月份达到最大为53.07％，9—11月份平均为40.24％。

图30　祁连山大野口流域径流占降水百分比（2002—2011年）

6.3.5　积雪消融与融雪径流关系分析

根据径流组成情况，将一个水文年径流过程划分为融水径流期（4—5月份）、降水径流期（6—10月份）和地下水径流期（11月至翌年3月份）三个时期。流域径流变化与降水直接相关，变化步调基本一致，只是径流变化趋势滞后于降水。积雪消融形成的融水径流多年平均径流深为4.60 mm，占年总径流量的5.51％。融水径流期气温回升，在3℃以上，冬季积雪结冰融化，河川径流呈增加趋势。但由于所处地理位置和植被类型不同，积雪消融有一定差异。4月份，山区积雪由中山带向高山带融化，河冰溯源解冻，但由于融化不稳定，夜间低温使融水在雪层附近就地冻结，大量融水为雪层吸收，受地形影响，难以形成流域径流；5月中下旬，融化作用稳定并逐渐增强，地表积雪大量融化，加之土壤融化层较浅，融水入渗弱，产流量大，流速快，出现融雪洪峰，甚至在高海拔地区出现年内最大洪峰。径流成分有地下径流、冰雪融水径流和少量降水直接径流，但主要融水径流随气温高低涨落，昼大夜小，在14：00—17：00时出现一次洪峰，气温越高，洪峰峰值越大，洪峰一般滞后于最高气温出现的时间，洪峰有时间间隔不叠加，一般不遇大暴雨无法形成山洪。在融水径流期，气温较低，季节性冻土存在，融水作用明显，加之河冰和积雪融化大量补充河川，径流递增率接近和高于降水递增率，河冰和积雪融化补充下游水量，有利地缓解了下游春旱。