除多， 達(dá)娃， 拉巴卓瑪， 徐維新， 張娟

(1.中國氣象局成都高原氣象研究所拉薩分部,拉薩 850000； 2.西藏高原大氣環(huán)境科學(xué)研究所,拉薩 850000；3.西藏自治區(qū)氣象局氣象服務(wù)中心,拉薩 850000； 4.青海省氣象科學(xué)研究所,西寧 810001)

基于MODIS數(shù)據(jù)的青藏高原積雪時空分布特征分析

除多1,2， 達(dá)娃3， 拉巴卓瑪2， 徐維新4， 張娟4

(1.中國氣象局成都高原氣象研究所拉薩分部,拉薩 850000； 2.西藏高原大氣環(huán)境科學(xué)研究所,拉薩 850000；3.西藏自治區(qū)氣象局氣象服務(wù)中心,拉薩 850000； 4.青海省氣象科學(xué)研究所,西寧 810001)

利用2000―2014年間獲取的MOD10A2積雪產(chǎn)品，結(jié)合數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)，借助GIS空間分析方法，以積雪覆蓋率(snow cover fraction,SCF)為指標(biāo)，定量分析了青藏高原積雪的整體空間分布特征及高程、坡度和坡向等地形因素對高原積雪時空分布的影響。主要結(jié)論有： ①青藏高原積雪覆蓋具有高原周圍和中部高大山脈積雪豐富、SCF高，內(nèi)陸盆地和谷地積雪少、SCF低的特點； ②海拔越高，SCF越高，積雪持續(xù)時間越長，年內(nèi)變化越穩(wěn)定； ③海拔4 000 m以下年內(nèi)積雪覆蓋呈單峰型分布特點，海拔4 000 m以上則為雙峰型； ④SCF最低值在海拔6 000 m以下出現(xiàn)在夏季，而在海拔6 000 m以上則出現(xiàn)在冬季； ⑤SCF在不同坡向中，北坡向最高，南坡向最低，東坡和西坡向居中。

積雪覆蓋率(SCF)； 時空分布； MODIS； 地形； 青藏高原

0 引言

全球 98%的季節(jié)性積雪位于北半球[1]，是北半球陸地表面季節(jié)性變化最為迅速的地表特征[2-3]。青藏高原平均海拔在4 000 m以上，成為僅次于南北兩極的全球冰凍圈所在地[4]，被稱為“世界第三極”，素有“雪域高原”之稱。高原積雪通過改變地表輻射平衡和大氣熱狀況，引起大氣環(huán)流變化，從而對區(qū)域氣候產(chǎn)生影響[5]。青藏高原也是我國和亞洲主要大江大河的發(fā)源地，冰雪融水是這些河流重要的補(bǔ)給水源[6]。對積雪的觀測主要依靠地面調(diào)查和衛(wèi)星遙感。衛(wèi)星遙感監(jiān)測積雪具有監(jiān)測范圍廣、響應(yīng)速度快等特點，在大范圍積雪監(jiān)測中發(fā)揮著不可替代的作用。目前，很多學(xué)者利用遙感積雪產(chǎn)品，結(jié)合數(shù)字高程模型(digital elevation model,DEM)開展了區(qū)域積雪的時空分布和地形條件對積雪分布影響的研究。蔡迪花等[7]利用MODIS積雪產(chǎn)品，結(jié)合DEM數(shù)據(jù)分析了祁連山區(qū)地形對積雪分布和季節(jié)變化的影響。婁夢筠等[8]對新疆積雪的空間分布特征進(jìn)行了分析。林金堂等[9]基于MODIS積雪產(chǎn)品與DEM 數(shù)據(jù)，研究了新疆瑪納斯河山區(qū)雪蓋時空分布特征及高程對積雪空間分布的影響。楊存建等[10]利用GIS 技術(shù)分析了川西高原積雪變化的時空特征及雪線的變化特征。竇燕等[11]和林金堂等[12]基于遙感積雪產(chǎn)品分析了新疆天山山區(qū)積雪分布時間序列趨勢、空間分布特征及高程對積雪時空分布的影響。

針對青藏高原積雪的衛(wèi)星遙感應(yīng)用，更多學(xué)者關(guān)注的是利用不同衛(wèi)星遙感積雪數(shù)據(jù)研究高原雪蓋隨時間序列的變化趨勢及其與氣象要素之間的關(guān)系[13-15]，目前還沒有開展過高原整體地形條件與積雪時空分布變化之間關(guān)系的系統(tǒng)研究，部分研究工作僅限于高原東北部[7]和東部[10]。因此，本文利用2000―2014年間的MOD10A2積雪產(chǎn)品，結(jié)合DEM數(shù)據(jù)，系統(tǒng)分析青藏高原積雪的整體空間分布特征，重點研究高程、坡度和坡向等地形條件對高原積雪時空分布的影響。

1 研究區(qū)概況

青藏高原南北以喜馬拉雅山和昆侖山—祁連山為邊界，中間夾著高原、盆地和相對起伏不大的山脈。從地貌上劃分為西部褶皺極高山區(qū)、中部斷塊高原盆地區(qū)和東部深切峽谷—山原區(qū)3大地形單元。我國境內(nèi)的青藏高原主體部分在西藏自治區(qū)和青海省，面積257.2萬km2，約占我國陸地總面積的26.8%[16-17]。研究區(qū)范圍見圖1。

圖1 青藏高原地形與主要河流

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 MODIS數(shù)據(jù)

遙感資料來源于美國國家雪冰數(shù)據(jù)中心(www.nsidc.org)提供的MOD10A2積雪產(chǎn)品。該產(chǎn)品是由MODIS逐日積雪分類產(chǎn)品MOD10A1 影像經(jīng)8 d最大合成方法獲得的[18-19]，目的是保證影像像元內(nèi)積雪覆蓋面積最大、云的影響最少。數(shù)據(jù)投影方式為正弦曲線投影，空間分辨率為500 m。

針對MODIS積雪產(chǎn)品精度評價方面在國內(nèi)外開展了大量的研究工作。在北半球的晴空條件下，MODIS積雪產(chǎn)品的年平均誤差在8%左右[18-20]。在我國新疆地區(qū)，MODIS逐日積雪產(chǎn)品MOD10A1在晴空條件下積雪分類精度為98.2%，雪深是影響MODIS積雪制圖精度的主要因素之一[21]。在我國西北地區(qū)，MOD10A2 產(chǎn)品可以較好地消除云層對地表積雪分類精度的影響，平均積雪識別率達(dá)87.5%[22]； 若在晴空條件下，MOD10A2則有很高的精度，積雪覆蓋制圖精度可達(dá)94%[23]。Pu 等[24]利用地面氣象臺站積雪觀測資料首次評估了MOD10A2積雪產(chǎn)品在青藏高原的總精度為90%。可見，MOD10A2積雪產(chǎn)品在中國西部和青藏高原地區(qū)具有較高的精度，能夠較好地刻畫這些地區(qū)的積雪時空分布特點。

2.2 積雪覆蓋率

為了反映高原積雪過程、覆蓋程度和出現(xiàn)次數(shù)，定義了平均積雪覆蓋率(snow cover fraction, SCF)，即對8 d 合成的時間序列MODIS影像進(jìn)行統(tǒng)計，在不同時間尺度內(nèi)計算總像元中積雪像元所占的百分比，其表達(dá)式為

(1)

式中：SCF為積雪覆蓋率；Nik(1)為第i年第k個MOD10A2圖像序列中的積雪像元；Nik(0)為第i年第k個MOD10A2圖像序列中的非積雪像元。對年數(shù)據(jù)統(tǒng)計時，k為8 d合成圖像MOD10A2的序列號，k=1,2,3,…, 46； 對不同季節(jié)平均SCF統(tǒng)計時，k是指春(3―5月)、夏(6―8月)、秋(9―11月)和冬(12月―次年2月)季各月份內(nèi)出現(xiàn)的MOD10A2圖像序列號。

2.3 高程、坡度和坡向分帶處理

DEM數(shù)據(jù)是從青藏高原科學(xué)數(shù)據(jù)中心下載的青藏高原SRTM鑲嵌圖，分辨率為90 m，將其重采樣至500 m的空間分辨率。利用該DEM數(shù)據(jù)，根據(jù)高原地形特點，對高程、坡度和坡向進(jìn)行了分帶處理。其中，高程以1 000 m間隔分為7個分帶，即1 000～2 000 m,2 000～3 000 m,3 000～4 000 m, 4 000～5 000 m,5 000～6 000 m及1 000 m以下和6 000 m以上高程帶； 坡向以90°間隔從315°起分為北坡(315°～45°)、東坡(45°～135°)、南坡(135°～225°)和西坡(225°～315°)4個坡向，分別對應(yīng)山體的陰坡、半陽坡、陽坡和半陰坡，無坡向(即平地)用“-1”表示； 坡度則分為4個分帶，即小于5°,5°～10°,10°～20°和20°以上分帶。

3 分析與結(jié)果

3.1 積雪的空間分布

3.1.1 年平均SCF

圖2示出基于MOD10A2的2001―2014年青藏高原年平均SCF的空間分布特征。

圖2 2001―2014年青藏高原年平均SCF

從圖2可以看出，高原積雪的空間分布極不均勻，總體上呈現(xiàn)高原周圍和中部高大山脈積雪豐富、永久性積雪多、SCF高、內(nèi)陸平地和谷地積雪覆蓋少的特點。其中，西藏東南部的念青唐古拉山脈和伯舒拉嶺山脈以及西北部的帕米爾高原、喀喇昆侖山、西昆侖山和西喜馬拉雅山是青藏高原積雪最多、SCF最高的2個區(qū)域，其次是北部昆侖山和唐古拉山、巴顏喀拉山、阿尼瑪卿山等高原內(nèi)陸的高大山脈流域，以及東北部祁連山脈、西南和南部的喜馬拉雅山脈。高原內(nèi)陸除高大山脈的SCF較高外，其余廣大地區(qū)積雪覆蓋很少，其中北部柴達(dá)木盆地、南部藏南谷地和東南部干暖河谷地區(qū)為青藏高原積雪覆蓋最少的地區(qū)，SCF很低； 其次是藏北羌塘高原、青海湖盆地和阿尼瑪卿山脈東部的廣闊區(qū)域，積雪覆蓋也很少。青藏高原積雪的這些分布特點與影響高原的大氣環(huán)流、高海拔引起的低溫以及局地地形、環(huán)流和氣候條件密不可分。具體而言，高原年平均SCF=15.7%，其中SCF<10%的面積大約是高原總面積的一半(表1)，主要分布在柴達(dá)木盆地及其東南部區(qū)域以及高原南部雅魯藏布江中下游河谷和藏北羌塘高原；SCF>60%的面積僅為3.1%，主要分布在念青唐古拉山及其東側(cè)地區(qū)、喀喇昆侖山脈、昆侖山脈、喜馬拉雅山脈、祁連山脈以及高原中部的唐古拉山脈、巴顏喀拉山和阿尼瑪卿山等高大山脈上部。

表1 2000―2014年青藏高原平均SCF

3.1.2 春季平均SCF

高原春季SCF的空間分布與年平均分布基本類似，主要表現(xiàn)在高原內(nèi)陸和周邊的高大山脈是SCF最高的區(qū)域，而盆地、谷地、羌塘高原仍是SCF最低的區(qū)域(圖3(a))。春季平均SCF=20.9%，在4季中最高。從圖3(a)和表1可以看出，春季SCF的高值區(qū)域范圍要明顯大于年平均值，年平均SCF>50%的面積僅占高原總面積的5.2%，而春季達(dá)到11.9%。由于春季是高原大氣環(huán)流從冬季型逐漸向夏季型轉(zhuǎn)變的過渡季節(jié)，隨著南支暖濕氣流的增強(qiáng)，高原降雪的天氣明顯增多。

(a) 春季 (b) 夏季

(c) 秋季 (d) 冬季

3.1.3 夏季平均SCF

夏季正值高原雨季，地面氣溫在0℃以上，除極高海拔山脈上部因氣溫在0℃以下有積雪分布之外，高原上積雪分布很少，平均SCF=5.4%。相對而言，西北部的喀喇昆侖山脈和北部的昆侖山脈積雪覆蓋范圍較大(圖3(b))。

3.1.4 秋季平均SCF

與夏季相比，秋季積雪覆蓋增加非常明顯，其空間分布與年和春季平均分布基本一致，主要表現(xiàn)在高原內(nèi)陸和周邊的高大山脈仍是SCF最高的區(qū)域，盆地、谷地和羌塘高原地區(qū)SCF很低。與年平均空間分布相比，念青唐古拉山脈、唐古拉山脈東南段、巴顏喀拉山、阿尼瑪卿山及其東南部的高原內(nèi)陸高寒地區(qū)SCF有明顯的增加； 與春季相比，秋季高原西南和南部喜馬拉雅山脈等緯度較低的地區(qū)SCF增大不明顯，平均SCF=17.5%(表1)，小于春季的20.9%，主要是高原南部積雪覆蓋增加不明顯有關(guān)(圖3(c))。由于秋季是高原大氣環(huán)流從夏季型到冬季型的過渡季節(jié)，隨著氣溫的降低和北部冷空氣逐漸活躍，這種有利的降雪和積雪條件使得秋季積雪覆蓋范圍較大，僅次于春季和冬季。

3.1.5 冬季平均SCF

冬季平均SCF空間分布與年平均分布基本類似，高大山脈仍是SCF最高的區(qū)域，而盆地、谷地和羌塘高原仍是最少的區(qū)域。但與春、秋兩季相比存在明顯的差異，冬季高原腹地的SCF有明顯的增加，尤其是在昆侖山脈東段和唐古拉山脈及其東部區(qū)域增加明顯(圖3(d))。冬季平均SCF=20.6%(表1)，與春季相差不大，SCF<10%的面積占42.1%，在4季中最小，其空間分布與年平均和春秋季的主要差異在于高原南部和東南部低緯度區(qū)域積雪增加明顯，而藏北羌塘高原的分布面積較春、秋2季出現(xiàn)了減少特征。冬季積雪覆蓋的空間分布除了受到高大山脈的地形作用影響之外，與高原冬季大氣環(huán)流密不可分。冬季高原整體上受西風(fēng)氣流控制，高原腹地氣溫低，有利于積雪的保持，而高原東南部受到西南暖濕氣流的影響，與來自北部的冷空氣交匯，形成了有利于降雪的天氣條件。

3.2 積雪隨高程的分布

就年平均而言，青藏高原海拔 3 000 m以下地區(qū)的SCF很低(SCF<3.5%)，海拔6 000 m以上地區(qū)的SCF=76.8%。就不同季節(jié)而言，高原積雪覆蓋隨高程分布特征存在明顯的差異(圖4)。圖4中，春、秋2季高原SCF隨海拔高程的分布基本一致，同樣呈現(xiàn)為海拔越高SCF越高的特點，最高值均出現(xiàn)在海拔6 000 m以上的地區(qū)(SCF=86%)，海拔3 000 m以下的區(qū)域積雪覆蓋很少(SCF<3%)。

圖4 2000―2014年青藏高原年和四季平均

春、秋2季的主要差異出現(xiàn)在春季海拔3 000～6 000 m之間，春季積雪覆蓋要略大于秋季，其中5 000～6 000 m之間兩者相差最大，達(dá)6%。冬季的最大SCF同樣出現(xiàn)在海拔6 000 m以上，但覆蓋程度要明顯小于春秋季節(jié)(相差32%)； 而在低海拔區(qū)域與其他季節(jié)相比積雪覆蓋出現(xiàn)了明顯的增加，尤其是在海拔4 000 m以下的區(qū)域更為明顯，這些分布特點與有利于保持積雪的高原冬季低溫條件密切相關(guān)。夏季高原積雪主要分布在6 000 m以上的高海拔區(qū)域(SCF=79.7%)，4 000 m以下積雪分布很少(SCF<0.7%)?？梢?，除了冬季海拔2 000～3 000 m地區(qū)的SCF要略小于海拔1 000～2 000 m地區(qū)之外，高原積雪覆蓋具有隨海拔高程的升高而增大特點。海拔1 000～2 000 m區(qū)域主要位于西藏東南部喜馬拉雅山以南地區(qū)，這里較豐沛的南部水汽和冬季低溫使得積雪相對較多； 而海拔2 000～3 000 m區(qū)域很大一部分是柴達(dá)木盆地，這里冬季積雪覆蓋少，因而引起了1 000～3 000 m這2個高程分帶上積雪覆蓋的差異。

在此基礎(chǔ)上，進(jìn)一步分析了高原月平均積雪覆蓋隨海拔高度的分布特征(圖5和表2)。

(a) 海拔4 000 m以下(b) 海拔4 000 m以上

表2 2000―2014年青藏高原逐月平均SCF隨高程的分布

從表2給出的變異系數(shù)可以看出，海拔2 000 m以下的2個分帶變異系數(shù)均為1.3； 隨著海拔升高，變異系數(shù)在逐漸減小，到了海拔6 000 m以上，變異系數(shù)降至0.2，表現(xiàn)出海拔越高、變異系數(shù)越小的特點。表明海拔越高，高原上積雪持續(xù)的時間越長，年內(nèi)變化越穩(wěn)定。

從圖5可以看出，在海拔3 000 m以下高程分帶中，SCF的逐月分布特點基本一致，積雪主要出現(xiàn)在冬季的3個月，其中1月的SCF最大，其次是12月和2月； 而夏季月份的SCF最低(SCF<1%)。在3個分帶中，除了12月和1月[1 000,2 000) m分帶的SCF略大于[2 000,3 000) m分帶之外，其余都具有海拔越高、SCF越高的特點(圖5(a))。積雪季逐月變化特點是9月積雪范圍開始增大，之后增加迅速，而且海拔越高積雪覆蓋增加越明顯，到了冬季的1月SCF達(dá)到年內(nèi)的峰值，而后減少同樣迅速，直至夏季的7月達(dá)到年內(nèi)的最低值(圖5(b))。年內(nèi)逐月SCF呈典型的單峰型分布特點(圖5(a))。

在海拔[3 000,4 000) m區(qū)域的SCF比海拔3 000 m以下區(qū)域有顯著的增加(平均SCF=9.8%)，9月開始積雪覆蓋增大，之后覆蓋范圍增大顯著，2月達(dá)到年內(nèi)最大值； 3月之后迅速減少，直至夏季7月達(dá)到年內(nèi)的最低值，變化特點呈單峰型分布(圖5(a))。

在海拔[4 000,5 000) m區(qū)域，月平均SCF最大值并沒有出現(xiàn)在冬季，而是出現(xiàn)在秋季的11月份(SCF=25.5%)； 其次是春季的3月份，與11月差異不大(SCF=24.3%)； 之后是冬季2月和1月，年內(nèi)變化呈雙峰型分布，2個峰值分別在11月和3月(圖5(b))。

在海拔[5 000,6 000) m區(qū)域，平均SCF有明顯的上升(SCF=25.4%)，與[4 000,5 000) m分帶相比，每月SCF增大明顯，尤其是在秋季和春季2個過度季節(jié)更為明顯，年內(nèi)變化表現(xiàn)為雙峰型(圖5(b))。

在海拔 6 000 m以上是高原SCF最高的區(qū)域(平均SCF=76.8%)，年內(nèi)變化呈雙峰型，峰值出現(xiàn)在10月和5月。這一積雪分布特點主要與高原環(huán)流特征和溫度條件密切相關(guān)。春、秋兩季是過度季節(jié)，高原上的降雪過程多，有利于高海拔地區(qū)積雪。夏季正值高原雨季，但在海拔6 000 m以上高山地區(qū)氣溫低，降水仍以降雪形式存在，為夏季高原積雪提供了有利條件。而在冬季，高原是在西風(fēng)氣流的控制下，基本上是以冷高壓控制，天氣大多晴好為主，降雪較少； 加上冬季大風(fēng)引起的吹雪，致使海拔6 000 m以上的SCF最低值出現(xiàn)在冬季，而不像其他區(qū)域那樣出現(xiàn)在夏季。

3.3 積雪隨坡向的分布

高原積雪覆蓋的坡向分布分析結(jié)果見表3。

表3 青藏高原逐月和季節(jié)平均SCF隨坡向的分布

從表3可以看出，4個不同坡向上的年內(nèi)積雪覆蓋均表現(xiàn)為雙峰型分布特點。1月平均SCF都在16%以上，其中南坡SCF最低(16.7%)，北坡最高(23.9%)，東坡和西坡位居兩者之間； 1月之后各個坡向上的積雪都有增加，3月出現(xiàn)了年內(nèi)的第一個峰值，其中北坡SCF最高(25.9%)，而南坡最低(19.3%)； 該峰值至5月積雪覆蓋緩慢減少，之后迅速減少，7月達(dá)到年內(nèi)的最低值； 8月相比7月積雪覆蓋略有上升，9月開始不同坡向上積雪覆蓋又出現(xiàn)了快速上升的趨勢，直至11月達(dá)到年內(nèi)第二個峰值，大小基本與春季出現(xiàn)的峰值差異不大。相比之下，無坡向(即平地)的積雪分布要明顯小于4個不同坡向上的積雪覆蓋，而且其年內(nèi)變化呈冬季大、夏季小、春秋介于其中的單峰型分布特征。同樣，針對4季和年平均而言，除了無坡向的平地積雪覆蓋最小之外，北坡SCF最大，南坡SCF最少，東坡和西坡SCF居中，且西坡SCF稍微大于東坡SCF。高原不同坡向上的積雪分布差異與山體坡向?qū)Ω咴疅釛l件的再分配作用密切相關(guān)。山體南坡太陽輻射強(qiáng)，氣溫要高于北坡，較高的氣溫不利于積雪的保持，進(jìn)而影響到積雪的時間和空間分布。這些分布特征都表明了高原高大地形通過水熱條件的再分配進(jìn)而影響高原積雪時空分布特點。

3.4 積雪隨坡度的分布

高原積雪在不同坡度上的逐月和季節(jié)分布特點見表4。

表4 青藏高原逐月和季節(jié)平均SCF隨坡度的分布

分析結(jié)果表明，5°以下坡度的1月SCF為16.9%，2月達(dá)到年內(nèi)的第一個峰值(23.0%)； 之后的春季月份SCF緩慢減少，7月到達(dá)年內(nèi)最低點； 10月出現(xiàn)了19.4%的SCF次峰值。年內(nèi)變化呈雙峰型分布特點。5°以上3個坡度帶年內(nèi)變化基本與此相類似，均為雙峰型分布，但峰值出現(xiàn)的時間都推遲了1個月(分別出現(xiàn)在3月和11月)。20°以上坡度的1月SCF為30.1%，3月峰值達(dá)34.3%。冬季和春季的3個月積雪分布具有坡度越高積雪覆蓋越豐沛的特點，而其他月份的這個特點并不明顯。此外，坡度越高，積雪覆蓋從3月的峰值到7月的最低值的減少速率越快，而7―11月的積雪覆蓋增加速率在不同的坡度之間沒有明顯差異，只是坡度小于5°的分帶較其他坡度帶變化緩慢。

就年平均而言，5°以下坡度的SCF在4個坡度分帶中最小，年平均為12.7%，且坡度越大、SCF越高； 5～10°坡度帶的年平均SCF為18.4%； 20°以上的21%覆蓋率屬年均最高。

就季節(jié)性而言，坡度在5°以下的SCF最低，春季10°～20°坡度的積雪覆蓋最大(SCF=28.1%)，秋季SCF最大值出現(xiàn)在5°～20°的2個分帶中(基本在20%左右)，夏季SCF最大值出現(xiàn)在坡度10°～20°，冬季SCF最大值則出現(xiàn)在20°以上坡度帶(SCF=30.4%)。由此得出，在高原不同坡度帶中，5°以下坡度的年平均和季節(jié)平均SCF最低，而且僅在冬春季存在坡度越大SCF越高的特點，其他季節(jié)則不明顯。

4 結(jié)論

1)青藏高原積雪覆蓋具有高原周圍和中部高大山脈積雪豐富、SCF高，內(nèi)陸盆地和谷地積雪少、SCF低的特點。念青唐古拉山脈流域和由帕米爾高原、喀喇昆侖山、西昆侖山和西喜馬拉雅山組成的高原西北部是積雪覆蓋最高的兩個區(qū)域，而柴達(dá)木盆地、高原東南和藏南谷地是積雪覆蓋最少的地區(qū)。高原年平均SCF為15.7%，其中春季和冬季SCF相當(dāng)，為全年最高(均為21%)，其次是秋季(17.5%)，夏季最低(僅為5.4%)。

2)青藏高原的海拔高度對積雪的空間分布具有重要的影響，海拔越高SCF越高，持續(xù)時間越長，年內(nèi)變化越穩(wěn)定。海拔3 000 m以下SCF不足4%，而海拔6 000 m以上SCF達(dá)76.8%。在海拔4 000 m以下區(qū)域，年內(nèi)積雪覆蓋變化呈單峰型，且海拔越低、單峰型越典型，峰值出現(xiàn)在冬季； 在海拔4 000 m以上區(qū)域，積雪覆蓋的年內(nèi)分布呈雙峰型，海拔越高、雙峰型越明顯，2個峰值分別出現(xiàn)在春秋兩季。在海拔6 000 m以下區(qū)域，SCF最低值出現(xiàn)在夏季，而在6 000 m以上區(qū)域則出現(xiàn)在冬季。

3)高原山體不同坡向通過水熱條件再分配影響積雪的時空分布特點。在4個不同坡向中，南坡的積雪覆蓋最高，北坡最低，東坡和西坡居中； 而無坡向的平地積雪覆蓋要小于有坡向的山地，且其年內(nèi)變化呈單峰型分布特點。

4)坡度是影響高原積雪時空分布的又一重要地形要素。在4個坡度分帶中，5°以下坡度帶年平均SCF最低(為12.7%)，20°以上坡度帶達(dá)21.0%。不同坡度帶年內(nèi)積雪覆蓋變化呈雙峰型，坡度越大積雪覆蓋越高的特點僅出現(xiàn)在12月―次年5月，而在其他月份不明顯。

[1] Armstrong R L,Brodzik M J.Recent Northern Hemisphere snow extent:A comparison of data derived from visible and microwave satellite sensors[J].Geophysical Research Letters,2001,28(19):3673-3676.

[2] Hall D K.Assessment of polar climate change using satellite technology[J].Review of Geophysics,1988,26(1):26-39.

[3] Robinson D A,Dewey K F,Heim R R.Global snow cover monitoring:An update[J].Bulletin of the American Meteorological Society,1993,74(9):1689-1696.

[4] Yao T D,Thompson L,Yang W,et al.Different glacier status with atmospheric circulations in Tibetan Plateau and surroundings[J].Nature Climate Change,2012,2(9):663-667.

[5] 劉屹岷,錢正安.海-陸熱力差異對我國氣候變化的影響[M].北京:氣象出版社,2005:1-193. Liu Y M,Qian Z A.The Impact of Sea-land Interaction on Chinese Climate Change[M].Beijing:China Meteorological Press,2005:1-193.

[6] Immerzeel W W,Droogers P,de Jong S M,et al.Large-scale monitoring of snow cover and runoff simulation in Himalayan river basins using remote sensing[J].Remote Sensing of Environment,2009,113(1):40-49.

[7] 蔡迪花,郭鈮,王興,等.基于MODIS的祁連山區(qū)積雪時空變化特征[J].冰川凍土,2009,31(6):1028-1036. Cai D H,Guo N,Wang X,et al.The spatial and temporal variations of snow cover over the Qilian Mountains based on MODIS data[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2009,31(6):1028-1036.

[8] 婁夢筠,劉志紅,婁少明,等.2002—2011年新疆積雪時空分布特征研究[J].冰川凍土,2013,35(5):1095-1102. Lou M Y,Liu Z H,Lou S M,et al.Temporal and spatial distribution of snow cover in Xinjiang from 2002 to 2011[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2013,35(5):1095-1102.

[9] 林金堂,馮學(xué)智,肖鵬峰,等.基于MODIS數(shù)據(jù)的瑪納斯河山區(qū)雪蓋時空分布分析[J].遙感技術(shù)與應(yīng)用,2011,26(4):469-475. Lin J T,Feng X Z,Xiao P F,et al.Spatial and temporal distribution of snow cover in mountainous area of Manasi River Basin based on MODIS[J].Remote Sensing Technology and Application,2011,26(4):469-475.

[10]楊存建,趙梓健,倪靜,等.基于MODIS數(shù)據(jù)的川西積雪時空變化分析[J].中國科學(xué)(地球科學(xué)),2011,41(12):1743-1750. Yang C J,Zhao Z J,Ni J,et al.Temporal and spatial analysis of changes in snow cover in western Sichuan based on MODIS images[J].Science China Earth Sciences,2012,55(8):1329-1335.

[11]竇燕,陳曦,包安明,等.2000-2006年中國天山山區(qū)積雪時空分布特征研究[J].冰川凍土,2010,32(1):28-34. Dou Y,Chen X,Bao A M,et al.Study of the temporal and spatial distribute of the snow cover in the Tianshan Mountains,China[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2010,32(1):28-34.

[12]林金堂,馮學(xué)智,肖鵬峰,等.天山典型區(qū)衛(wèi)星雪蓋時空特征研究[J].冰川凍土,2011,33(5):971-978. Lin J T,Feng X Z,Xiao P F,et al.Spatial and temporal characteristics of satellite snow cover in a typical area of Tianshan mountains[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2011,33(5):971-978.

[13]Duo C,Xie H J,Wang P X,et al.Snow cover variation over the Tibetan Plateau from MODIS and comparison with ground observations[J].Journal of Applied Remote Sensing,2014,8(1):84690.

[14]Zhang G Q,Xie H J,Yao T D,et al.Snow cover dynamics of four lake basins over Tibetan Plateau using time series MODIS data(2001—2010)[J].Water Resources Research,2012,48(10):W10529,doi:10.1029/2012WR011971.

[15]王葉堂,何勇,侯書貴.2000—2005年青藏高原積雪時空變化分析[J].冰川凍土,2007,29(6):855-861. Wang Y T,He Y,Hou S G.Analysis of the temporal and spatial variations of snow cover over the Tibetan Plateau based on MODIS[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2007,29(6):855-861.

[16]張鐿鋰,李炳元,鄭度.論青藏高原范圍與面積[J].地理研究,2002,21(1):1-8. Zhang Y L,Li B Y,Zheng D.A discussion on the boundary and area of the Tibetan Plateau in China[J].Geographical Research,2002,21(1):1-8.

[17]孫鴻烈,鄭度.青藏高原形成演化與發(fā)展[M].廣州:廣東科技出版社,1998:231-296. Sun H L,Zheng D.Formation,Evolution and Development of Qinghai—Xizang(Tibetan) Plateau[M].Guangzhou:Guangdong Science & Technology Press,1998:231-296.

[18]Hall D K,Riggs G A,Salomonson V V,et al.MODIS snow-cover products[J].Remote Sensing of Environment,2002,83(1/2):181-194.

[19]劉玉潔,楊忠東.MODIS遙感信息處理原理與算法[M].北京:科學(xué)出版社,2001:187-192. Liu Y J,Yang Z D.Processing Principle and Algorithm of MODIS Data[M].Beijing:Science Press,2001:187-192.

[20]Klein A G,Barnett A C.Validation of daily MODIS snow cover maps of the Upper Rio Grande river bas in for the 2000-2001 snow year[J].Remote Sensing of Environment,2003,86(2):162-176.

[21]Liang T G,Zhang X T,Xie H J,et al.Toward improved daily snow cover mapping with advanced combination of MODIS and AMSR-E measurements[J].Remote Sensing of Environment,2008,112(10):3750-3761.

[22]黃曉東,張學(xué)通,李霞,等.北疆牧區(qū)MODIS積雪產(chǎn)品MOD10A1和MOD10A2的精度分析與評價[J].冰川凍土,2007,29(5):722-729. Huang X D,Zhang X T,Li X,et al.Accuracy analysis for MODIS snow products of MOD10A1 and MOD10A2 in Northern Xinjiang area[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2007,29(5):722-729.

[23]Wang X W,Xie H J,Liang T G.Evaluation of MODIS snow cover and cloud mask and its application in Northern Xinjiang,China[J].Remote Sensing of Environment,2008,112(4):1497-1513.

[24]Pu Z X,Xu L,Salomonson V V.MODIS/Terra observed seasonal variations of snow cover over the Tibetan Plateau[J].Geophysical Research Letters,2007,34(6):L06706.

(責(zé)任編輯： 劉心季)

An analysis of spatial-temporal distribution features of snow cover over the Tibetan Plateau based on MODIS data

CHU Duo1,2， DA Wa3， LABA Zhuoma2， XU Weixin4， ZHANG Juan4

(1.LhasaCampusofChengduInstituteofPlateauMeteorology，CMA，Lhasa850000，China； 2.TibetInstituteofPlateauAtmosphericandEnvironmentalSciences，Lhasa850000，China； 3.MeteorologicalServiceCenterofTibetMeteorologicalBureau，Lhasa850000，China； 4.QinghaiInstituteofMeteorologicalSciences，Xining810001，China)

In this paper, the spatial-temporal distribution of snow cover and the impact of topographic factors such as elevation, aspect and slope on snow cover distribution over the Tibetan Plateau were analyzed based on MOD10A2 acquired from 2000 to 2014 and the digital elevation model(DEM)using GIS spatial analysis techniques. The results are as follows： ① The snow cover over the Tibetan Plateau is characterized by rich snow and high snow cover fraction(SCF)in the surrounding areas and interior high mountains but less snow and low SCF in inland basins and valleys. ② Snow cover over the Tibetan Plateau exhibits the feature the higher the altitude, the higher the SCF, the longer the snow cover duration and the more stable the intra-annual variations. ③ Intra-annual snow cover distribution below 4 000 m is characterized by single-peak type, and that above 4 000 m is characterized by double-peak type. ④ The lowest SCF below 6 000 m occurs in summer while SCF above 6 000 m occurs in winter. ⑤ In different aspects, SCF is the highest in north aspect, the lowest in south aspect, and the middle between them in east and west aspects.

snow cover fraction(SCF)； spatio-temporal distribution； MODIS； DEM； Tibetan Plateau

10.6046/gtzyyg.2017.02.17

除多,達(dá)娃，拉巴卓瑪,等.基于MODIS數(shù)據(jù)的青藏高原積雪時空分布特征分析[J].國土資源遙感,2017,29(2)：117-124.(Chu D,Da W,Laba Z M,et al.An analysis of spatial-temporal distribution features of snow cover over the Tibetan Plateau based on MODIS data[J].Remote Sensing for Land and Resources,2017,29(2)：117-124.)

2015-11-11；

2015-12-08

國家自然科學(xué)基金項目“多源衛(wèi)星遙感積雪資料在青藏高原的驗證與應(yīng)用研究”(編號： 41561017)、公益性行業(yè)(氣象)科研專項“青藏高原遙感積雪氣候數(shù)據(jù)集建設(shè)” (編號： GYHY201206040)和“青藏高原融雪與降雪過程鑲嵌的雪災(zāi)動態(tài)預(yù)報預(yù)警技術(shù)研究”(編號： GYHY201306054)共同資助。

除多(1969-),男, 西藏白朗縣人,理學(xué)博士,正研級高級工程師,主要從事衛(wèi)星遙感應(yīng)用方面的研究。Email： chu_d22@hotmail.com。

TP 79

A

1001-070X(2017)02-0117-08