藏北地区冬季降雪对地面反射率的影响_沈志宝

第15卷第2期　　　　　　　　高　　原　　气　　象　　　　　　　V ol. 15N o. 21996年5月　　　　　　PLATEAU M ETEOROLO GY 　　　　　　M ay. , 1996

藏北地区冬季降雪对地面

反射率的影响①②

沈志宝③

(中国科学院兰州高原大气物理研究所, 甘肃省兰州市730000)

摘　要　藏北地区是冬季青藏高原上降雪次数较多、降雪量较大、可能出现较长时间地

面积雪的地区之一。每次较强的降雪均可造成该地区地面反射率一次较长时间的异常, 从而改变地面热源的强度和符号。分析1982年11月—1983年2月青藏高原地面热源观测实验的资料发现, 在冬季气温和地温极低的情况下, 雪面反射率的异常及其持续变化与降雪量之间有较好的关系, 并建立了表示这一关系的经验公式。

关键词　藏北地区　冬季　降雪量　地面反射率

中图法分类号P422. 9

地面反射率是控制地面能量收支的一个重要因子, 由于自然或人为的原因造成的地面反射率的变化均会影响全球或局地的气候环境变化以及天气的异常变化。作者曾从地面反射率变化的原因入手, 将其归纳为3种变化形式, 即地面反射率的自身变化、随机变化和随太阳高度角的变化〔1〕。地面反射率的随机变化是由降雨、降雪、农田灌溉等引起的地面反射率的异常, 其中降雪之后反射率的变化无疑是最重要的。藏北地区的那曲冬季地面反射率在地面无雪覆盖时为0. 25, 但有新雪覆盖时的最大反射率可高达0. 82。雪面反射率的变化幅度也最大, 文献〔3〕的结果是地面反射率在新雪时为0. 88, 融雪状态下降为0. 33。降雪前后地面反射率如此大的变化, 必然会改变地面冷热源的强度和符号。青藏高原上的藏北地区和青海巴颜喀拉山南侧, 冬季地面无积雪时地面辐射平衡为正值, 但雪后可能会成为青藏高原上地面强冷源区〔4〕。

按严格的理论模式, 雪面反射率取决于雪覆盖地面的类型、冰雪粒子的大小和密度、积雪的深度及时间等因子。在大气环流或气候模式中, 通常用积雪深度作为参数来确定雪面反射率及其变化。我们在分析了1982年11月—1983年2月青藏高原地面热源观测实验的实测资料后发现, 冬季高原雪面反射率及其变化与降雪量之间存在较好的关系。利用这种关系, 有可能用降雪量这个常规气象要素来确定高原雪后地面反射率及其变化。

1995年5月10日收到, 11月15日收到修改稿

②本文得到国家攀登项目“青藏高原形成演化、环境变迁与生态系统的研究”资助①

〔5〕〔2〕, , ,

166高　　原　　气　　象　　　　　　　　　　　　　15卷1　冬季青藏高原地面积雪的地理分布

冬季青藏高原上除局部高山区的永久性冰雪外, 其余地区都只是在一定的降雪之后出现间断性积雪。图1是根据西藏、青海、四川等省区出版的地面气候资料绘制的青藏高原11月—2月多年平均积雪日数。在高原西部和南部冬季地面积雪日数都不超过5d , 其中一部分地区因降雪的次数少及降雪量小, 气温和地温偏高,

所以几乎不出现

图1　青藏高原11月—2月平均积雪日数(单位:

Fig . 1　d )

The mean da ys of snow cov er ov er Qinghai -Xi zang

Plateau in winter

(N ov ember —Februar y, unit :

d).

图2　1982年11月—1983年3月改则、那曲、拉萨、甘孜4站降雪和地面积雪状况

图中空长方形为积雪时间, 实长方形为降雪量

Fig. 2　The sno w fall and snow cov er a t G r zS , Na gqu, Lha sa a nd Ga rzS a during

the pe rio d f rom Nov ember 1982to M a rch 1983.

2期　　　沈志宝:藏北地区冬季降雪对地面反射率的影响167地面积雪。可能出现5d 或以上积雪的地区在藏北至高原东北一带, 其中那曲及其四周的藏北地区和长江、黄河源区冬季月平均地面积雪日数可超过10d 。

图2给出了1982年11月—1983年3月期间改则、那曲、拉萨、甘孜4站降雪及积雪状况。拉萨和改则位于高原冬季少雪区。在此期间拉萨共出现6次≥0. 5m m 的降雪, 最强的降雪量为2. 1mm , 最长的积雪时间为4d 。改则在此期间共出现3次≥0. 5m m 的降雪, 且均出现在2月下旬之后, 由于气温和地温已经开始回升, 因此3月21日的一次

3. 5mm 的降雪, 地面积雪仅维持了4d 。甘孜冬季降雪次数较多, 但降雪强度较小, 且由于甘孜海拔高度较低(3394m ) , 气温和地温较高, 所以并未发现较长时间的地面积雪, 在3月中旬出现的一次连续3d 的降雪, 降雪量高达12. 6mm , 也仅在降雪日记录到地面积雪。那曲冬季不仅降雪次数较多, 而且降雪强度较强, 又由于海拔高度高, 气温和地温极低, 在一次较强的降雪之后往往会造成较长时间的地面积雪并由此造成严重的雪灾。就地面积雪对环流和气候的影响而言, 只有长时间地面积雪造成的长时间地面能量收支异常才有意义, 所以, 本文仅分析那曲降雪后地面反射率的变化。

2　降雪引起的地面反射率变化特征

1982年11月—1983年3月那曲共出现8次≥0. 5m m 的降雪, 其中有4次降雪量接近或超过2. 0mm 。最早的一次降雪出现在11月8日, 降雪量为2. 8mm , 这次降雪虽然强度较大, 但由于当时气温和地温较高, 地面积雪仅持续3d; 2月27日和3月22日各有一次1. 8m m 的降雪, 由于此时气温和地温已经回升, 故仅造成1d 和4d 的地面积雪。造成地面长时间积雪的2次降雪分别出现在11月23—24日和12月29—30日, 降雪量分别为12. 6和4. 2mm, 其后虽还出现过零星小雪, 但天气基本上维持晴好, 很少出现长时期连阴雪, 这是高原地区冬季降雪的普遍特点。这两次强降雪是造成地面积雪的必要条件, 而降雪前后气温和地温维持在-10℃以下则是地面积雪持续较长时间的充分条件。

图3给出了11月23日和12月29日两次降雪前后地面反射率的变化。这两次降雪引起的地面反射率的变化过程基本相同:地面反射率在降雪之后猛增至最大值, 然后缓慢减小, 其间出现的零星小雪虽可造成雪面反射率微小和短暂的变化, 但并不影响其变化的总趋势, 经过一段时间, 地面积雪消失, 反射率恢复到原值。

11月23日雪后地面反射率增至0. 82, 反射率异常持续的时间超过30d, 而12月29日雪后反射率仅增到0. 77, 反射率异常持续时间约20d, 显然雪后地面反射率的增幅以及反射率异常持续的时间与降雪量有关。为了分析雪后地面反射率的增幅与降雪量之间的关系, 我们利用1982年12月—1983年2月拉萨、那曲、改则、甘孜4站的可用资料绘制了图4。图中地面反射率的增量(ΔA) 为雪后出现的最大日平均反射率与降雪前地面正常反射率之差值, 应用此量便于比较降雪量对不同反射率地区地面反射率的影响。由图3可见, 雪后地面反射率的增量随降雪量的增大而增大, 强度为2. 0m m 及以下的降雪, 雪后地面反射率的增量与降雪量基本上为一直线关系, 反射率的增量(ΔA) 从降雪量为0. 2mm 时的0. 03到降雪量为2. 0m m 时的0. 40; 强度为2. 0—5. 0,

168高　　原　　气　　象　　　　　　　　　　　　　15卷0. 55—0. 60。这表明降雪量在5. 0mm 以上, 新雪表面的反射率可达到或接近雪面最大反射率

。

图3　1982年11月23日和12月29日那曲两次降雪后地面反射率的时间变化

A :11月23日, 降雪量为12. 6mm , B :12月29日, 降雪量为4. 2m m, 虚线为公式(1) 和(2)的计算结果

:N ov ember 23, Fig . 3　The tempor al v ariation of surface albedo after sno w a t Nag qu . A

1982. 　Sno wfall is 12. 6mm . 　B :December 29, sno w fa ll is 4. 2m m . 　Dashed lines ar e the

calculated results fr om fo rm ulas (1) and (2) giv en in this

paper.

图4　降雪后地面反射率增量(ΔA) 与

*降雪量R (mm) 的关系曲线的关系曲线

　Th e relatio nship betw een th e Fig . 4

increa se o f surface albedo (ΔA ) after

*sno w and the sno wfall R (

mm). *图5　地面积雪日数(d) 与降雪量R (mm) Fig. 5　The r elationship be tween da ys of *(mm ). smo w cov e r (d ) a nd sno wfa ll R

　　1982年11月—1983年2月那曲等4站的实测结果表明, 降雪之后地面反射率异

降雪量有关。为此, 我们在高原冬季热源观测资料的基础上, 又增加了高原上两个多雪区部分气象台站的资料, 点绘了地面积雪日数与降雪量之间的关系曲线(图5) 。图5中应用的资料最大降雪量为12. 6mm, 在此值以下的降雪造成的地面积雪日数与降雪量之间存在着接近于直线的关系, 地面积雪持续时间大约从降雪量为1. 0mm 的1—2d 到降雪量为12. 6m m 的30d 。从图5可推测, 若降雪量大于12. 6mm , 地面积雪持续时间与降雪量之间不再是直线关系。

3　雪面反射率及其变化与降雪量的关系

图3给出的那曲两次降雪后地面反射率的逐日变化, 可以用下面的指数方程表示:

e -K (i ) A (i ) =-A +(A max --A ) (1)

式中A(i) 为降雪后逐日地面反射率, i 为时间, 以天为单位; -A 为降雪前的干燥地面反射率, 应考虑其时空变化; A max 为降雪后可能出现的最大反射率。那曲观测到的雪面最大反射率为0. 82, 但考虑到高原上通常出现的降雪强度, 我们取A max =0. 77, 这样可避免高估冬季高原上通常出现的强度在2. 0—4. 0mm 降雪后新雪面的最大反射率。取雪后第一天, 即i=1, 指数K(i)

是一个决定雪面反射率的变化速率以及与此相关的地面

图6　公式(1) 中指数K(i) 与I /lnRT *的关系

*为降雪量(m m ); ×代表降雪量为12. 6mm , ·代表降雪量为4. 2mm I 为降雪后的时间(d ) ; R

*Fig. 6　Th e relatio nship betw een K(i) in for mula (1) a nd I /lnR . I is the da ys

*afte r sno w , R is snow fall (unit :mm ). Curv e ×is 12. 6mm o f sno wfall, Curv e ·is

4. 2m m of snow fall.

反射率异常持续时间的变量, 按公式(1) , K(i)应满足的条件是:i=1, K(i=1)=0, 以使

-K(i)A (i =1)=A max ; K (i ) 随i 的增大而增大, 到某一天e →0, 地面反射率A (i ) 恢复到Ai

值。

图3和图5表明, 雪面反射率的变化及积雪日数(亦即反射率异常持续的时间) 与降雪量有关, 降雪量大, 雪面反射率变化缓慢, 反射率异常持续时间长, 在此情况下, K (i ) 的变化速率小; 反之, 降雪量小, K (i ) 的变化速率较大, 这样雪后地面反射率会很快减小到Ai 值。可见K(i) 与降雪量呈反相关。从那曲两次降雪过程资料得到的K(i)与i 和降雪量R 的关系(图6) 可见, 两例K(i)与I /lnR的关系曲线十分一致, 可用下式

K (i ) =T (I /lnR ) (2)

。严格地讲, 为满足条件K (i =1)=0, 公式&式中系数a 和b 分别为0. 019和1. 954

(2) 中的I 与i 之间的关系应为I =i -1, 但实验结果表明, 由于a 值很小, 即使取I =i , 对(1) 式的计算结果也几乎没有影响。

用公式(1) 和(2) 计算了图3给出的那曲两次降雪后逐日的地面反射率, 计算结果用虚线表示在图3中。虽然日平均反射率的拟合误差接近0. 05, 旬平均反射率的拟合误差接近0. 03, 但由图3可见, 较大的误差都发生在降雪过程中零星小雪后雪面反射率短暂增大的时期。由实况与计算结果的比较也可以估计出误差的分布情况, 对于强度较弱的降雪, 在开始阶段的计算值可能会略偏高, 但对强降雪则可能会略偏低。*b **4　讨　　论

应当指出, 公式(1) 和(2) 给出的仅是雪面反射率变化与降雪量之间的统计关系, 尽管它们不可能描述雪面反射率及其变化的复杂物理过程, 但却是以观测事实为依据并具有一定的物理基础。公式(1) 已考虑了雪覆盖地面的类型, 对于不同类型的地面取不同的值。降雪量不仅对积雪深度及其时间变化有直接的影响, 也决定着地面积雪的密度, 因此, 它隐含了地面降雪对反射率影响的两个物理因子, 即地面积雪的深度和密度。地面积雪的消融速度亦即积雪深度的时间变化受气温和地温的直接影响, 但目前我们所掌握的资料还不可能获得它们之间的统计关系。图5给出的地面积雪日数和降雪量之间的关系表明, 在隆冬季节高原上气温和地温都极低的情况下, 地面积雪的日数由降雪量控制, 地温和气温的影响已不显著, 这也是我们之所以仅选择11月—2月进行研究的原因。最后还应说明, 公式(1) 和(2) 表征的雪面反射率及其变化与降雪量之间的关系, 虽然仅是两次过程的统计结果, 但这两次过程分别出现在初冬和隆冬, 降雪量也相差甚大, 其中降雪量为12. 6m m 是高原冬季罕见的大雪, 因而可以认为这种关系能比较真实地表示高原上的实际情况。如能增加更多的资料, 也许本文给出的关系式中的两个经验系数会略有变化, 但估计其基本形式不会改变。尽管如此, 公式(1) 和(2) 的适用性仍受到时间和空间的限制, 对连阴雪过程以及气温和地温偏高的情况并不适用。

参考文献

1　沈志宝, 左洪超. 青藏高原地面反射率变化的研究. 高原气象, 1993, 12(3):294—301

2　陈有虞, 姚兰昌, 王文华. 青藏高原那曲地区的辐射状况及其变化特征. 高原气象, 1985, 4(4)(增刊):50—663　Kondratyev K Ya. Radiation process es in the atmosph ere. W M O-NO. 309, 1972. 21

4　沈志宝, 刘卫民. 冬季青藏高原地面辐射平衡. 高原气象, 1988, 7(1):1—7

5　Preu ss J , J F Geleyn. Surface albedos deriv ed from satellite data and their impact on fo recas t mod el. Arch M et Geoph Biokl, 1980. Ser(A), 29:345—356

THE IN FLUENCE OF S NOWFALL O N THE SURFACE ALBEDO IN THE NORTHERN XIZANG (TIBET ) IN WINTER

Shen Zhibao

(Lanz hou Institute of P lateau Atmospher ic Physics , Ch inese Aca demy of Scien c es , Lanz hou , Gansu 730000) Abstract 　No rthern Xizang (Tibet ) is o ne of the regio n in Qinghai -Xizang Plateau w here the sno w fall frequency and the intensity are higher, and the sno w cover m ay continue fo r long er time after a heav y snow in winter. E ach sno w fall may cause the abno rmality o f surface albedo fo r a lo ng tim e . Studies on the observ ed data of the surface heat source ex perim ent ov er Qinghai-Xizang Plateau during the perio d fro m Nov ember 1982to February 1983fo und that there is a goo d relationship amo ng the abno rmality and its duratio n of surface albedo and snow fall under the co nditio n of low air a nd surface tempera ture in winter . An em pirical fo rmula w as obtained fo r ex press-ing this relatio nship.

Key words 　No rthern Xizang (Tibet) 　Winter 　Snow fall 　Surface albedo