覃自成,常福宣

(長江水利委員會長江科學(xué)院水資源所，湖北 武漢 430071)

全球凍土分布廣泛，現(xiàn)代多年凍土約占陸地總面積的24%，我國則有多年凍土面積215萬km2，主要分布于東北的高緯度地區(qū)、西北高山區(qū)，以及青藏高原等高海拔地區(qū)，其中高海拔多年凍土約占我國多年凍土總面積的92%[1]。高海拔江源凍土區(qū)作為我國典型多年凍土區(qū)，是許多大江大河的發(fā)源地，青藏線大部分經(jīng)過凍土區(qū)。凍土的存在改變江源水循環(huán)過程，影響江源生態(tài)系統(tǒng)，因此對江源凍土區(qū)水循環(huán)及生態(tài)系統(tǒng)的研究意義重大。

20世紀(jì)30年代，前蘇聯(lián)成立世界上第一個研究凍土的專門機(jī)構(gòu)，二戰(zhàn)之后美國和加拿大開始重視凍土研究。我國作為凍土區(qū)覆蓋面積廣的國家之一，凍土研究始于20世紀(jì)50年代大興安嶺地區(qū)森林工業(yè)發(fā)展的需要，1960年中科院成立冰川積雪凍土研究所籌委會，高原鐵路研究室在風(fēng)火山建立了第一個高原凍土觀測站，取得了野外觀測和試驗(yàn)數(shù)據(jù)[2-3]。21世紀(jì)初凍土研究發(fā)展加速，在青藏高原及其他地區(qū)，取得了凍土分布、特征、成因等成果[4-6]。在氣候變化的環(huán)境下，青藏高原凍土引發(fā)的凍脹融塌及生態(tài)惡化等問題，把人們的焦點(diǎn)從凍土的工程研究轉(zhuǎn)變到科學(xué)保護(hù)研究。學(xué)者們開始關(guān)注江源凍土區(qū)水循環(huán)、水生態(tài)等課題，并在青藏高原的凍土研究中，開展高海拔江源凍土區(qū)水文研究，獲得了許多科研成果。

1 江源凍土區(qū)水循環(huán)過程

江源為長江流域源頭(以下簡稱為江源)，對整個流域至關(guān)重要，探討其水循環(huán)研究也必不可少。分別對江源區(qū)的降水、蒸散發(fā)、下滲、地下水動態(tài)和徑流過程展開討論，指出不同階段下江源區(qū)水循環(huán)的特點(diǎn)在寒區(qū)要素影響下，與非寒區(qū)相比少同多異。

1.1 降水形態(tài)及測量誤差

在江源區(qū)，降水可分為固態(tài)、液態(tài)和固液混合三種形態(tài)，不同的降水形態(tài)對徑流有較大的影響。例如，冰川徑流作為源區(qū)徑流的組成部分，降水形態(tài)通過影響冰川消融，從而制約源區(qū)徑流[7]。國內(nèi)對降水形態(tài)的判別大多采用臨界氣溫的方法。如學(xué)者韓春壇等[8]提出固液態(tài)降水分離的單臨界氣溫值，并認(rèn)為臨界氣溫具有一定的地域分布規(guī)律。早在1992年Kang[9]發(fā)現(xiàn)隨海拔的上升，臨界氣溫也隨之改變，并且固態(tài)降水在總降水中比例增加。姚亞楠等[10]對日平均氣溫與降水形態(tài)間的關(guān)系進(jìn)行統(tǒng)計分析，得出降水形態(tài)的氣溫區(qū)間。張雪婷等[11]基于概率保證法結(jié)合海拔高程，分析天山山區(qū)降水形態(tài)轉(zhuǎn)化的臨界氣溫范圍在1.36～5.48 ℃。由于地理位置及雨夾雪等原因，臨界氣溫沒有固定值，學(xué)者們只能通過計算降水的概率，判斷臨界氣溫的范圍值，2006年Sakai A等[12]通過分析七一冰川氣溫和固態(tài)降水出現(xiàn)的概率關(guān)系，得出當(dāng)氣溫低于2.3 ℃時，固態(tài)降水出現(xiàn)的概率為100%；高于7.2 ℃時，概率為0。2015年Sims等根據(jù)多年全球地表觀測數(shù)據(jù)及物理參數(shù)，改進(jìn)了分離固液降水技術(shù)[13-14]。

高海拔江源區(qū)，分析降水形態(tài)過程時，無法準(zhǔn)確的判定臨界氣溫，降水誤差在所難免，因此其誤差修正也必不可少。降水誤差主要是由地理環(huán)境的復(fù)雜多變和測量儀器的局限造成。世界氣象組織出版關(guān)于固態(tài)降水測量的報告中指出，儀器的捕捉能力隨著風(fēng)速的增大而減小，在6 m/s的風(fēng)速下，無防護(hù)措施的儀器相比有防護(hù)的儀器捕捉能力下降24%[15]。在儀器測量的誤差內(nèi)，觀測區(qū)的降水修正量占總降水10%～30%之多?？禒栥舻萚16]認(rèn)為降水觀測的系統(tǒng)誤差由動力損失、濕潤損失和蒸發(fā)損失組成，并在修正烏魯木齊河流域的年降水總量時，降水修正量占年總降水量14%～31%。2007年葉柏生等[17]以烏魯木齊河流域的降水誤差觀測實(shí)驗(yàn)為基礎(chǔ)，依據(jù)我國氣象站的觀測資料，得出修正量平均約為125 mm，修正幅度平均約為18%。2009年何曉波等[18]在青藏高原唐古拉山區(qū)對降水觀測誤差進(jìn)行修正分析，利用氣溫劃分降水類型，修正降水量較原始觀測值提高約16.8%。

江源凍土區(qū)高亢的地勢和惡劣的氣候環(huán)境，使降水觀測點(diǎn)的布設(shè)受到約束，同時測量儀器本身存在的系統(tǒng)誤差[19]，讓降水研究難度增加。在處理降水誤差上，并沒有很好的辦法克服來自環(huán)境和儀器的影響，只能通過前人的研究經(jīng)驗(yàn)進(jìn)行修正和不斷改良測量儀器。

1.2 凍土區(qū)蒸散發(fā)

蒸散發(fā)指來自地表的水分轉(zhuǎn)移至大氣的過程和植物蒸騰過程[20]，蒸散發(fā)在陸面和大氣水循環(huán)中扮演重要角色。地表降水大部分通過蒸散發(fā)返回大氣[21]，同時有研究表明在多年凍土帶流域中蒸散發(fā)量占年降水量的64%～96%之多[22]。因此分析蒸散發(fā)過程，對江源凍土區(qū)水平衡具有重要意義。江源區(qū)蒸散發(fā)過程中，受下墊面影響明顯，活動層土壤隨季節(jié)發(fā)生凍融，表層土壤蒸發(fā)也會發(fā)生相應(yīng)的改變。1992年張寅生等[23]在青藏高原中部分析凍結(jié)與非凍結(jié)地表蒸發(fā)量，發(fā)現(xiàn)兩者的蒸發(fā)量差異較大。2003年Zhang等[24]在研究青藏高原東部多年凍土區(qū)的水文過程中，得出多年凍土表層的消融引起蒸發(fā)量的增加。江源區(qū)地域廣闊，其氣候地形差別較大，蒸發(fā)量空間分布不均。多年平均年蒸發(fā)量在1000～1600 mm之間，西北向東南有遞減趨勢[25]。2010年裴超重等[26]基于NOAA遙感數(shù)據(jù)，通過表面能量平衡系統(tǒng)模型，分析多年長江源區(qū)的蒸散發(fā)空間變化特征及影響因素，結(jié)果表明蒸散發(fā)量有上升的趨勢，且具有地區(qū)差異。在非寒區(qū)地方，蒸散發(fā)受下墊面、氣溫輻射等因素影響，江源凍土區(qū)也不例外。差別在于江源區(qū)的土壤凍融過程，改變土壤中水分形態(tài)和冰、水含量，使蒸發(fā)量發(fā)生變化。

1.3 凍土層下滲過程

凍土的入滲是凍土水文過程的研究核心之一，對江源區(qū)的降水有再分配的過程，對凍土中水分的運(yùn)移方向、運(yùn)移長度、運(yùn)移速率都有一定的影響作用[27-28]。王慧[29]在分析影響天山北坡季節(jié)性凍土入滲的因素和模擬季節(jié)性凍土入滲過程中，發(fā)現(xiàn)凍土的性質(zhì)、埋深、溫度、水分凍結(jié)程度等對入滲有不同程度的影響。王一博等[30]在研究青藏高原多年凍土區(qū)的熱融湖塘對入滲過程的影響中，得出多年凍土區(qū)發(fā)育的熱融湖塘改變了土壤的入滲過程。江源凍土區(qū)內(nèi)，入滲過程受下墊面的影響，不同高寒植被覆蓋，產(chǎn)生不同的影響。程艷濤[31]研究江源凍土區(qū)高寒草甸植被覆蓋對凍土水分入滲的影響，發(fā)現(xiàn)高寒沼澤生態(tài)系統(tǒng)入滲速率大于高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)，變化快，穩(wěn)定需要更長時間。延耀興等[32]分析季節(jié)性凍融土壤草地與裸地入滲試驗(yàn)，表明由于草地葉頸和根系對水分的吸收，及水分通過根系與土壤界面向深層或旁側(cè)的滲透，使入滲量相比裸地有所提高。而草地之下的多年凍土溫度不是很低，活動層內(nèi)含有大量的未凍水，當(dāng)溫度降低，土壤完全凍結(jié)作為不透水層使入滲量降低[33]。凍土表層的積雪對入滲也有明顯影響。2001年周石硚等[34]利用實(shí)測資料對積雪表面的融化和融雪水下滲過程進(jìn)行了模擬，并得出水在雪中的下滲過程。Zhao和Gray[35]根據(jù)HAWTS模型，分析土壤冰水飽和度、土壤溫度對融雪水在凍土中下滲的影響。2003年Hayashi等[36]在加拿大薩斯喀徹溫省的圣丹尼斯國家野生動物區(qū)對洼地的融雪水下滲研究中，發(fā)現(xiàn)凍土向下融解時，作為不透水層限制融雪水下滲的速度。

江源區(qū)的凍土在影響入滲過程中，不僅可以視為不透水層限制水分運(yùn)移邊界，而且在凍融過程中控制土壤水分含量，江源區(qū)凍土特有的高寒植被覆蓋，對入滲過程產(chǎn)生不同的影響；以及凍土表層的積雪，融雪水作為入滲水分的組成部分，改變?nèi)霛B過程。

1.4 凍土區(qū)地下水動態(tài)變化

多年凍土區(qū)的地下水系統(tǒng)是寒區(qū)水循環(huán)過程中的關(guān)鍵組成部分，在區(qū)域徑流形成與動態(tài)變化及寒區(qū)生態(tài)系統(tǒng)中發(fā)揮著重要作用。嚴(yán)酷的自然條件對江源凍土區(qū)的作用，形成了特有的地質(zhì)構(gòu)造，從而影響地下水動態(tài)過程。由于多年凍土層的隔水作用，地下水的儲存可分為凍土層上水、凍土層下水；凍土層上水廣泛分布在青藏高原多年凍土區(qū)，水的相態(tài)隨時間、凍土凍融而變；凍土層下水具有承壓性，補(bǔ)給、排泄都較為困難[37]。常娟等[38]在青藏高原連續(xù)多年凍土研究中，通過高寒草甸坡面地下水動態(tài)觀測數(shù)據(jù)，分析了凍結(jié)層上水的季節(jié)變化，結(jié)果表明凍結(jié)層上水動態(tài)變化與土壤溫度和水分相關(guān)。寒凍風(fēng)化作用形成的構(gòu)造裂隙，為地下水發(fā)育、運(yùn)移、儲存提供了良好的空間條件。Wright等[39]認(rèn)為地下側(cè)流受凍土層地形變化的影響，補(bǔ)給地下水方式與基巖基本相似，不同點(diǎn)在于凍土層隨時間而改變，對水熱轉(zhuǎn)換產(chǎn)生較大的影響。

江源區(qū)凍土在凍結(jié)過程中，隨著溫度降低，土壤中的液態(tài)水分逐漸凍結(jié)成固態(tài)水儲存在土壤中，此時地下水位隨之下降；融化過程中，地下水的補(bǔ)給和徑流受控于凍結(jié)土壤的融化深度，隨著溫度回升，凍土開始融解，并出現(xiàn)壤中流，此時的凍土作為不透水層，仍無法補(bǔ)給地下水，只有當(dāng)凍土完全融化，土壤中的水才能參與地下水的動態(tài)過程。凍土的凍融過程，改變著地下水的形式，控制地下水的補(bǔ)給方式、運(yùn)移方向、存儲空間，同時地下水的存在也為凍土的發(fā)育提供了水分條件，水分運(yùn)移產(chǎn)生的能量又反作用于土壤凍融[40]。

1.5 凍土區(qū)徑流過程

徑流是一個流域降水、蒸發(fā)、入滲等水文要素共同作用的水文過程。徑流過程研究包括產(chǎn)流和匯流，受地表地形、植被截留和蒸騰、土壤性質(zhì)等因素影響。江源凍土區(qū)的凍土厚度、地形、埋深等對徑流過程的影響各異。融雪徑流作為江源凍土區(qū)的徑流的補(bǔ)給來源之一，受季節(jié)變化影響較大，冬季積雪較多，春季地面融雪形成的徑流對河流有巨大的補(bǔ)充。在分析江源徑流過程中，時興合和李太兵等[41-42]得出長江源區(qū)徑流特征，全年徑流量主要集中在5—9月，占全年徑流量的85%，月平均最小、最大流量分別在2月和7—8月，春汛由降水、積雪融水和凍土活動層融解水組成，夏汛主要來源為降雨。韓添丁等[43]分析江河源區(qū)徑流過程特征，發(fā)現(xiàn)1980—1990年由于降水增加、冰川消融、凍土退化的影響，冰川徑流增加趨勢較快。在江源區(qū)徑流預(yù)測和分析中，俞烜等[44]運(yùn)用Mann-kendall檢驗(yàn)法與Morlet小波變換分析法對長江源區(qū)徑流進(jìn)行趨勢和周期分析，得出徑流變化不明顯，豐枯交替出現(xiàn)。梁川等[45]根據(jù)沱沱河的降水和徑流，采用偏最小二乘回歸估計、改進(jìn)的BP神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)和RBF神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)構(gòu)建徑流預(yù)測模型并進(jìn)行對比，結(jié)果表明偏最小二乘回歸估計模型的徑流預(yù)測結(jié)果基本合理。

國外學(xué)者在研究凍土產(chǎn)流過程中，發(fā)現(xiàn)凍土作為不透水層時，未凍結(jié)土壤的蓄水能力，隨時間而改變，并影響徑流特性[46]。1999年Quinton[47]以加拿大西部北極凍土帶為研究區(qū)，分析山坡產(chǎn)流的過程、潛水徑流過程、積雪場融雪徑流影響，從而構(gòu)建流域產(chǎn)流機(jī)制的框架。2000年Kuchment等[48]運(yùn)用分布式水文模型，考慮凍土融解深度、地表徑流和地下徑流再分配的影響，分析凍土區(qū)的產(chǎn)流過程。2009年Wright等[39]分析加拿大北部不連續(xù)多年凍土區(qū)，分布在泥炭層凍土斜坡的冰凍厚度對產(chǎn)流過程的影響。2010年Bouche[49]在加拿大育空地區(qū)的狼溪小流域，通過水文調(diào)查等方法研究不連續(xù)多年凍土區(qū)的產(chǎn)流過程，并提出水量平衡的組成部分,加深了徑流來源、方式的理解。

江源凍土區(qū)徑流過程相較于其他流域有凍土、融雪、冰川等因素制約。凍土凍融改變土壤蓄水能力，積雪冰川作為徑流的補(bǔ)給來源之一，影響徑流年內(nèi)分配、產(chǎn)流和匯流機(jī)制。江源區(qū)徑流的各個水文過程與凍土都存在密不可分的關(guān)系，江源區(qū)補(bǔ)給來源的多樣化，使得徑流的成分分析尤為重要，對來水量的預(yù)測和防護(hù)措施提供可靠依據(jù)。

2 江源凍土區(qū)水文模擬

在水文研究中，水文模擬作為研究的主要手段，可以合理地描繪流域水循環(huán)的基本規(guī)律，為流域水資源管理提供可靠依據(jù)[50]。凍土區(qū)水文研究也需要模型模擬等方法，在以往的水文模型中，采用簡化等方法模擬寒區(qū)水文循環(huán)。隨著近年凍土水文研究進(jìn)展加快，適用于凍土區(qū)的水文模型也越來越多。基于物理概念的分布式水文模型PRMS、SHE、SRM等，被廣泛應(yīng)用到江源區(qū)進(jìn)行模擬研究。周劍等[51]基于MMS模型庫相關(guān)模塊對PRMS模型進(jìn)行改進(jìn)，添加積雪融雪和凍土識別模塊，建立適合寒區(qū)的分布式模型，以黑河上游為研究區(qū)，對出山徑流過程進(jìn)行模擬和預(yù)報。劉俊峰等[52]利用SRM融雪徑流模型，模擬不同分帶數(shù)和不同氣溫對融雪徑流模型效果的影響，發(fā)現(xiàn)前者產(chǎn)生的影響小于后者?？禒栥舻萚53]根據(jù)HBV水文模型的基本原理，建立了西北干旱區(qū)內(nèi)陸河出山徑流概念性水文模型，模型反映高山冰雪凍土帶徑流形成特征。高紅凱等[54]采用HBV水文模型，模擬長江源區(qū)冬克瑪?shù)缀恿饔蛉諒搅?，分析得出月、年徑流深有較高的模擬效果。

分布式水文模型在江源凍土區(qū)的模擬，取得了較好的效果，例如韓麗等[55]采用寒區(qū)水文模型(CRHM)模擬江源水文過程。張磊磊等[56]基于VIC模型，采用兩層能量、物質(zhì)平衡模型描述積雪累積和消融過程，引入凍土模塊，模擬江源地區(qū)產(chǎn)匯流過程。張小詠等[57]通過SWAT模型，模擬長江源區(qū)徑流過程。孫萬光等[58]對SWAT模型中凍土條件下的地表徑流、升華及土壤蒸發(fā)模塊進(jìn)行了改進(jìn)。2013年Semenova等[59]利用分布式水文模型，在俄羅斯的科雷馬河上游流域，模擬凍土地下水熱耦合過程、產(chǎn)流過程，結(jié)果顯示模擬值與實(shí)測值相符合。模型的適用性模擬表明，分布式水文模型在江源區(qū)的產(chǎn)流過程中有很好的適用性，部分區(qū)域模擬精度較高，但不足之處在于整體水循環(huán)過程難以調(diào)參和預(yù)測。

在江源凍土區(qū)，能水作為主要角色，它們之間相互作用、相互制約，水量和能量的傳輸在研究中占有重要地位，兩者間的水熱耦合過程成為熱點(diǎn)話題。陳仁升等以黑河干流山區(qū)流域?yàn)槔?，建立了?nèi)陸河高寒山區(qū)流域分布式水熱耦合模型(DWHC)，利用土壤水熱耦合模型將流域產(chǎn)流、入滲和蒸散發(fā)過程融合成一個整體，彌補(bǔ)了分布式水文模型中缺乏凍土水文過程的問題[60]。GEOtop模型具有融雪和凍土模塊，能精確地模擬凍土區(qū)土壤的水熱運(yùn)移過程，劉光生等[61]通過該模型，考慮不同植被覆蓋條件，對土壤水熱過程進(jìn)行模擬研究。李佳等[62]在WEP-L模型基礎(chǔ)上，添加土壤水熱耦合計算模塊，模擬土壤凍融過程不同深度的溫濕度變化規(guī)律。趙林等[63]通過SHAW模擬唐古拉地區(qū)活動層土壤水熱特征，結(jié)果顯示土壤溫度模擬較好，土壤水分模擬結(jié)果存在差異。

針對青藏高原的江源區(qū)，在已有模型的基礎(chǔ)上加以改進(jìn)，使得在江源區(qū)也能有較好的適用性，采用分布式水文模型，并基于物理基礎(chǔ)，增添融雪、冰川、凍土等模塊，對江源區(qū)進(jìn)行模擬，取得了較好的效果。但模擬過程是針對特定的流域地區(qū)做調(diào)整，通用性仍需要摸索探究。

3 氣候變化對江源區(qū)的影響

在全球氣候變暖和環(huán)境變化的條件下，江源凍土區(qū)內(nèi)的水文過程會受到影響，其中降雨和降雪的比例將會改變，地下水量和降雨量增加，徑流過程也會有所不同[64]。

近幾十年來，長江源區(qū)氣溫增加，導(dǎo)致凍土退化[65]，冰川消融，改變了江源區(qū)水資源量，引發(fā)的生態(tài)、工程等問題受到外界廣泛關(guān)注。2000年金會軍等[66]研究中國多年凍土受氣候變化的影響，發(fā)現(xiàn)我國大部分地區(qū)凍土退縮明顯，在人為和氣候的影響下，青藏高原和東北多年凍土將大幅縮減。黃榮輝等[67]分析氣候變化對黃河源區(qū)生態(tài)和凍土環(huán)境的影響，指出受氣候的影響，多年凍土層變薄，凍土上層位置下移。魏智等[68]認(rèn)為凍土的退化可能引發(fā)生態(tài)環(huán)境的不利變化，如草原退化、土壤沙化、源區(qū)水涵養(yǎng)能力下降。Anarmaa等[69]在對蒙古庫蘇古爾山的凍土監(jiān)測中，發(fā)現(xiàn)人類活動加劇了凍土的退化，氣溫每十年上升0.15～0.25 ℃，活動層的退化深度在5～15 cm之間。江源區(qū)多年凍土退化的同時，使得土壤持水能力發(fā)生改變，導(dǎo)致水循環(huán)過程及徑流發(fā)生改變。鞏同梁等[70]研究高海拔多年凍土退化，發(fā)現(xiàn)冬季徑流發(fā)生變化，徑流量增加。牛麗等[71]分析凍土退化對流域內(nèi)徑流過程的影響，認(rèn)為由于多年凍土的隔水作用減小，活動層厚度增加，使地下水量發(fā)生改變，可能導(dǎo)致冬季徑流加大，流域退水過程減緩。

氣候變化在影響江源區(qū)凍土?xí)r，同時牽連著江源區(qū)的生態(tài)系統(tǒng)。隨著多年凍土的持續(xù)退化，使江源區(qū)植被發(fā)生更替，依次出現(xiàn)沼澤化草甸，典型草甸，草原化草甸，沙化草地[72]。王根緒等[73]分析青藏高原多年凍土區(qū)典型高寒草地生物量對氣候變化的響應(yīng)，生物量呈現(xiàn)遞減的趨勢。2015年Zhou等[74]分析氣候變暖條件下，凍土融解和降雨機(jī)制的改變對青藏高原植被的影響，并得出氣候變暖對植被的生長作用存在差異性。

多年凍土作為江源地區(qū)重要組成部分，氣候變暖引發(fā)江源區(qū)多年凍土的退化，不僅影響徑流過程，引起源區(qū)徑流年內(nèi)的分配變化、降水與徑流關(guān)系減弱、洪水頻發(fā)等；同時制約生態(tài)系統(tǒng)的發(fā)展，引起生態(tài)系統(tǒng)的退化、熱融滑塌、熱融沉陷等凍土熱融災(zāi)害[75]。

4 江源凍土區(qū)研究展望

我國是多年凍土分布廣泛的國家之一，其中高海拔寒冷地區(qū)的多年凍土占絕大多數(shù)。前人不畏嚴(yán)苛的自然環(huán)境，為我國寒區(qū)水文學(xué)研究打下了堅實(shí)基礎(chǔ)。近年來，隨著技術(shù)水平的快速發(fā)展，江源凍土區(qū)的水文研究發(fā)展迅速，并取得了豐碩成果。淺析前人取得的研究成果，展望未來，江源凍土區(qū)水循環(huán)研究應(yīng)重點(diǎn)關(guān)注：

(1)以往受限于江源凍土區(qū)環(huán)境嚴(yán)酷惡劣，觀測困難、數(shù)據(jù)缺乏，如今通過架設(shè)自動觀測遠(yuǎn)程傳輸站，衛(wèi)星遙感等，為江源區(qū)水文研究提供更多數(shù)據(jù)支撐。

(2)江源區(qū)由降水、蒸發(fā)、下滲到徑流形成的過程中，凍土始終作為區(qū)別于內(nèi)陸區(qū)的寒區(qū)元素參與其中，凍土的凍融通過溫度和濕度表現(xiàn)，可見溫度、水分成為了重要的因素，它們是能量和水量相互作用的過程。江源區(qū)的水熱耦合仍是研究的主題。

(3)模型作為水文研究的重要手段，江源凍土區(qū)的研究也不可缺少。相較于內(nèi)陸區(qū)，江源區(qū)的模型應(yīng)用側(cè)重于能水耦合的模擬，能量的傳輸是一個主要過程。分布式模型中，基于物理的下墊面條件，結(jié)合土壤水熱模型，分析凍土的變化過程，進(jìn)而模擬流域水循環(huán)。江源區(qū)的模型應(yīng)用多借鑒美國、加拿大、瑞典等國模型，都有較好的模擬效果，在今后的研究中，要注重開發(fā)能夠針對我國高海拔江源區(qū)以及寒區(qū)的模型。

(4)青藏高原作為氣候變化的指示劑，江源區(qū)首當(dāng)其沖。氣候變化對江源區(qū)的影響，直接表現(xiàn)為凍土退化、冰川消融、土地沙化，草地減少等現(xiàn)象；導(dǎo)致生態(tài)環(huán)境毀壞，水資源量不均，工程設(shè)施損壞等嚴(yán)重問題。應(yīng)著力開展氣候變化環(huán)境下江源區(qū)的研究，模擬氣候變化對江源區(qū)的利害影響，提出應(yīng)對措施。