祁连山排露沟流域降雪消融与融水径流分析

刘思敏 ，余新晓 ，牛 赟

(1.北京林业大学水土保持学院，北京100083；2.甘肃省森林生态与冻土水文水资源重点实验室，甘肃张掖734000；3.甘肃省祁连山水源涵养林研究院，甘肃张掖734000）

祁连山排露沟流域降雪消融与融水径流分析

刘思敏1，余新晓1，牛 赟2,3

(1.北京林业大学水土保持学院，北京100083；2.甘肃省森林生态与冻土水文水资源重点实验室，甘肃张掖734000；3.甘肃省祁连山水源涵养林研究院，甘肃张掖734000）

西北内陆山区径流变化受到多种因素的影响，其中冬、春季甚至初夏季节降雪消融直接影响着径流的形成过程和变化。本文采用降雪消融样地监测法、三角量水堰自记水位计和容积测定法，对祁连山北坡2002-2011年气温、日照、降雪、积雪消融及流域径流进行长期监测与研究。结果表明：（1）祁连山排露沟流域5～9月份为雨季，10～4月份为雪季。（2）雪季降水占全年降水量的11.2～25.6%，平均为17.69%，降雪平均厚度为40.65 cm。（3）乔木林内积雪量占灌丛林的84.54%，阴坡积雪量比阳坡高8.36%。积雪消融量平均为0.184～0.526 mm/d，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%。（4）流域月径流深为0.28～23.19 mm，年径流深为83.45 mm。积雪消融形成的融水径流深为4.60 mm，占年总径流量的5.51%。本文对于揭示水源涵养功能机理及其流域产流机制具有重要意义，并为将来开展祁连山水源涵养功能评估和人工增雨雪项目提供基础数据和参考。

降雪；积雪消融；融雪径流；祁连山排露沟流域

关于山地森林生态系统涵养降水过程和机理的研究中，人们更加注重流域产流能力及其对依赖径流而生息繁衍的人居生态系统的稳定与发展。西北内陆山区径流形成受到多种因素的影响，其中冬、春季甚至初夏季节降水以降雪的形式存在，降雪消融又直接影响着径流的补给过程和年内变化，而降雪消融与降雨在影响径流过程和机理方面有所不同，对降雪消融过程和融雪径流开展分析研究，有助于更加科学认识和掌握森林生态系统涵养水源的过程和机理。因此，降雪消融过程如何影响径流的问题已是众多学者研究的热点。有些学者研究了积雪与融雪径流水化学特征[1]，大多数学者基于遥感研究积雪分布或积雪变化或积雪消融与径流的关系[2-7]。但是通过长期定位监测的方法研究降雪、积雪消融与径流关系的相关研究还较少。祁连山冰雪融水是河西走廊的生命之源，其变化直接影响河西走廊的经济社会发展。因此，利用祁连山森林生态站长期固定试验流域多年监测数据，通过研究不同植被对降雪、积雪消融影响及其径流对其响应研究，对于揭示水源涵养功能机理及其流域产流机制具有重要意义，并为将来开展祁连山水源涵养功能评估和人工增雨雪项目提供基础数据和参考。

1 研究区概况

祁连山（36°30′～ 39°30′N， 93°30′～ 103°E）是我国西北地区著名的高大山系之一，属典型大陆性气候特征。一般山前低山属荒漠气候，年均温6℃左右，年降水量约150 mm。中山下部属半干旱草原气候，年均温2～5℃，年降水量250～300 mm。中山上部为半湿润森林草原气候，年均温0～1℃，年降水量400～500 mm。高山属寒冷湿润气候，年均温3～5℃左右，年降水量约800 mm。祁连山东部气候较湿润，西部较干燥。

试验区位于祁连山西水林区排露沟流域（38°24′N，100°17′E）， 流 域 面 积 274 hm2， 呈中卵形，土壤平均厚度0.5m。森林总面积118.3 hm2，覆盖率43.16%，郁闭度0.7左右，流域内阴坡以乔木林为主，阳坡以草地为主，海拔3 200 m以上的亚高山以灌木林为主。

2 研究方法

2.1 降雪消融样地监测法

2.1.1 样地布设

根据立地类型，在祁连山排露沟流域乔木林内外、灌丛林内外、阴阳坡和不同坡位分别布设对照监测样地，共布设6类监测样地（如表1），每类样地内布设2个重复监测。

2.1.2 降雪消融监测与计算方法

在监测样地内选择有代表性的监测点，将两根长约40 cm的铁条插入地面约15 cm（稳固不晃动为原则），铁条之间距离约40 cm。铁条分别贴上标签，标明地点、测点重复次号和标记“左”、“右”。在铁条两端上部距地面水平绷直拉一根弹性很小的细线，用墨水在细线上均匀做10个黑点标记。每个立地观测点有2个重复。用钢卷尺以细线上每个黑点标记为起点垂直地面量取标记点到地面（雪面）的距离，10个标记点从左到右测量。从2002～2011年的12月1日开始，第二年5月份结束，测定时间为16：00～17：00。

表1 降雪消融对照监测点Table 1 Comparison of snow ablation monitoring points

计算公式为Sh=Lh2-Lh1-Ph，其中，Sh为积雪消融值，Lh1为本次细线到雪面距离观测值，Lh2为上次细线到雪面距离观测值，Ph为降雪厚度，单位均为cm。

2.1.3 降雪密度调查与计算方法

当积雪厚度大约大于7 cm以上时，在每个监测点选择有代表性地点，用中环刀取降雪样品，每个观测点取5次，将样品装入自封袋，体积为1 000 cm3，带回实验室，测定其质量，求算积雪密度。每次降雪后（厚度足够环刀取样）及时取样一次，在长时间不降雪时，可每半月取一次，测定积雪密度。

2.2 三角量水堰自记水位计和容积测定法

流域径流测定采取两种方法，径流封冻之前，在祁连山排露沟流域出口处修建60°三角量水堰，用自记水位计监测流过的水量；径流封冻之后，将冰层打破，采用容积法测定冰下水流量（流满一桶水所用的时间，桶的容积除以时间，可得径流量）。

2.2.1 量水堰和自记水位计测径流计算公式

60°三角量水堰流量Q=KH5/2， 其中P是三角形堰的顶角到堰底的距离，B是堰的宽度，h是水头高度，H为实测水位(如图1)。

图1 三角量水堰示意Fig. 1 Triangular weir

经计算，祁连山排露沟流域60°三角量水堰 计 算 公 式 中 Ce=0.6，K=0.081 835，Q=0.081 835×H5/2÷100 000，H，cm；Q，m3/s，100 000是单位换算值。在Excel函数计算，可直接输入以下公式计算。

Q=fx=8/15×0.6×POWER(2×9.81,0.5) × TAN(RADΙANS(30)) ×POWER(H,2.5)/100000。

2.2.2 破冰和容积法测径流计算公式

Q=Vt/S，其中，Vt为测量桶的容积（m3），S为流满容积所用时间（s）

经测定，祁连山排露沟流域径流测量桶容积Vt=0.017 783 m3。

3 结果与分析

3.1 气温和日照季节变化动态

气温和日照是决定降水形态的重要因素，当气温在3℃（冰点）以下，日照时数低于133 h时，降水主要以降雪的形态存在，否则以降雨的形态存在。根据祁连山森林生态站2002～2011年的近10年地面气象站监测(气温和日照根据地面气象观测规范要求进行定位监测)，祁连山排露沟流域年均气温在1.4℃（2011年）和2.2℃（2009年）之间，波动趋势表现为平稳，平均为1.7℃。年内月均最高温14.4℃（7月份），月均最低温-11.8℃（1月份），月均气温与月份拟合模型为At=-0.817 3x2+11.106x-26.248(R2=0.932 1)，式中，x为月份 (月 )，At为月均气温(℃)。

全年日照时数累计在1 430.2 h（2010年）和1 644.6 h（2004 年）之间，平均为 1 525.0 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=-0.025 2x5+0.917 1x4-11.965x3+65.25x2-127.12x+171.5(R2=0.947 1)，式中，x 为月份，St为月累计日照时数（h）。

祁连山排露沟流域5～9月份平均气温在3℃以上，全月日照时数累计高于133 h，属于雨季；10～4月份气温在3℃以下，日照时数在133 h以下，属于雪季（如图2）。

图2 祁连山排露沟流域气温和日照季节变化动态(2002～2011)Fig. 2 The seasonal dynamic changes of air temperature and sunshine in Pailugou watershed in Qilian Mountains (2002～2011)

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，要将降雪与降雪区别考虑。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3），占全年总降水量的17.69%；根据积雪密度测定，祁连山排露沟流域积雪密度为0.16 g/cm3，可推算出祁连山排露沟流域雪季积雪平均厚度为40.65 cm。如图3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3 祁连山排露沟流域降雪年际变化趋势(2002～2011)Fig.3 Interannual variation trend of snow in Pailugouwatershed in Qilian Mountains (2002～2011)

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4），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%。

图4 祁连山排露沟流域不同林分积雪消融对比Fig. 4 Compared snow ablation of different forest in Pailugou watershed in Qilian Mountains

不同森林生态系统对积雪消融不同（如图4）。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%。

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=0.0227 x5-0.649 7x4+6.198 5x3-23.195x2-39.539x-19.833 (R2=0.945 1)，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=0.009 2x5-0.288 4x4+3.146x3-14.135x2+26.14x-15.022(R2=0.918 8)，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=-0.032 7x4+0.6028x3-26585x2+2.2295x+ 9.519(R2=0.858 1) ，

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5所示，12～5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5 祁连山排露沟流域径流占降水百分比(2002～2011)Fig.5 Percentage of runoff and precipitation in Pailugou watershed in Qilian Mountains (2002～2011)

3.5 积雪消融与融雪径流关系分析

图6 祁连山排露沟流域降水与径流季节变化动态（2002～2011）Fig.6 Seasonal dynamic changes of precipitation and runoff in Pailugou watershed in Qilian Mountains (2002～2011)

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至3月份）三个时期[8]。如图6所示，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，径流随气温高低涨落，昼大夜小，一日在14～17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，有利的缓解了下游春旱。

4 结论与讨论

4.1 结 论

（1）祁连山排露沟流域5～9月份为雨季，10～4月份为雪季。

（2）雪季降水占全年降水量的11.2%～25.6%，平均为17.69%，降雪平均厚度为40.65 cm。

（3）乔木林内积雪量占灌丛林的84.54%，阴坡积雪量比阳坡高8.36%。积雪消融量平均为0.184～0.526 mm/d，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%。

（4）流域月径流深为0.28～23.19 mm，年径流深为83.45 mm。积雪消融形成的融水径流深为4.60 mm，占年总径流量的5.51%。

4.2 讨 论

径流是降水经过一定的陆面介质后形成的水分运动，是联系森林土壤和外界水分及其它营养元素的桥梁，其变化受到降水和下垫面等多种因子的影响，是研究水量平衡的基本要素和森林调节径流过程的重要环节。地处干旱半干旱区具有“高山冷湿岛效应”的祁连山水源涵养林区的水资源变化可直接体现在径流变化上，而且径流变化直接影响着中下游人居生态系统的稳定和发展，因此，关于径流一直是森林生态水文学研究的热点，而融雪径流更是热点中的重要内容。张学龙等[9]研究结果显示，祁连山青海云杉林年初1～4月及年未10～12月，降水量为47.0 mm，占全年的12.38%，而这段时期主要以降雪为主，该结果与本研究结果基本一致。车克钧等[10]在祁连山寺大隆流域相同海拔高度(3 400 m) 阴坡年均降水量比阳坡高5.21%，该研究结果与本研究结果中阴坡降雪量比阳坡高8.36%出入不大，初步认定结果可信。车宗玺等[11]研究结果显示，不同植被消融速率大小顺序为草地＞林缘＞灌木林＞乔木林； 同一植被、不同坡向消融速率不同，半阳坡云杉林＞半阴坡云杉林＞阴坡云杉林。本研究与该研究基本一致，只是本研究将积雪消融按每日计量化，用百分比的方法显示不同植被或不同坡度对积雪消融的影响。王顺利等[12]利用祁连山森林生态站2000～2005年降水和径流资料分析结果显示，试验流域多年平均降水量为354.3 mm，年平均出山径流为118.2 mm。该研究与本研究比较，在多年平均降水量方面基本一致，但径流方面本研究偏小。其原因可能有两种情况，一种情况是量水堰在2006年进行重修，可能在流域径流量监测方面有系统偏差，另一种情况可能由于近年来国家启动了天然林保护工程，植被覆盖率有所提高，植被耗水量增加，在降水波动不大的情况下，径流必然会减小，究竟是何种原因，需要我们今后对植被变化与径流之间的关系进一步研究。

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Analysis of snow ablation and meltwater runoff in Pailugou watershed in Qilian Mountains

LΙU Si-min1, YU Xin-xiao1, NΙU Yun2,3
(1. College of Soil and Water Conservation ,Beijing Forest University, Beijing 100083, China; 2. Gansu Province, Key Laboratory of Forest Ecology and Frozen-soil Hydrology and Water Resources, Zhangye 734000, Gansu, China; 3. Academy of Water Resource Conservation Forests of Qilian Mountains in Gansu Province, Zhangye 734000, Gansu, China)

The runoff seasonal dynamics affected by many factors in northwest inland mountainous of China, including snow melt in winter and spring or early summer season directly affects the runoff formation and changes. By using the sample melting snow monitoring method, triangle measuring weir determination of watershed runoff hydrograph and volume method, the long-term monitoring and study on temperature, sunshine, snowfalls, now melt and runoff in the northern slope of Qilian mountains from 2002 to 2011 were investigated. The results show that (1) Ιt is rainy season from May to September, and it is snow season from October to April in Pailugou watershed in Qilian mountains. (2) The snowfall accounts for 11.2% to 25.6% of the annual precipitation, the average is 17.69%, and the average thickness is about 40.65 cm, the snowfall of arbor forests accounts for 84.54% of bush forests; the snowfall in the shady slope is 8.36% more than in sunny slope. (3) The amount of snow ablation was at the range of 0.184 ～ 0.526 mm/d, and snow ablation of arbor forest accounted for 78.72% of bush forest, for 37.66% of shady slope grassland, for 32.61% of sunny slope grassland; snow ablation of shrub forests accounted for 47.45% of shady slope grassland, for 41.09% of sunny slope grassland; the snow ablation of shady slope grassland accounted for 34.98% of sunny slope, that is to say that the snow time of shady slope grassland was more 63.12% than the time of sunny slope. (4) The basin monthly runoff depth was 0.28 ～ 23.19 mm, the annual runoff depth was 83.45 mm. Meltwater runoff formation of snow ablation depth was 4.60 mm, accounting for 5.51% of the total annual runoff. The f i ndings have great signif i cances for future development of the runoff yield mechanisms, for revealing the function of water conservation and its producing mechanism, for assessing thefunction of water conservation in Qilian mountains and providing basic data and references ofartif i cial enhancement rain and snow research projects.

snow; snow ablation; meltwater runoff; Pailugou watershed of Qilian Mountains

2013-07-04

由国家科技支撑计划课题(2012BAC08B01)、林业公益性行业科研专项 (201104005-07)、国家自然科学基金重大计划培育项目（91125012）联合资助

刘思敏 （1989-），女，甘肃张掖人，硕士研究生，主要从事水土保持和水资源方面的研究

余新晓（1961-），男，甘肃平凉人，博士生导师，教授，研究方向：森林水文、水土保持；E-mail：yuxinxiao111@126.com

S715

A

1673-923X(2013)12-0096-05

[本文编校：吴 彬 ]