李 廣，于鴻翔，張 潔，黃 寧，*

(1. 蘭州大學 西部災害與環(huán)境力學教育部重點實驗室，蘭州 730000；2. 蘭州大學 土木工程與力學學院，蘭州 730000；3. 蘭州大學 大氣科學學院，蘭州 730000；4. 洛桑聯(lián)邦理工學院 建筑、土木與環(huán)境工程學院，瑞士 洛桑 1015)

0 引 言

積雪是自然界最活躍的地表元素之一，在地球廣泛分布，最大覆蓋面積可占地球表面積的四分之一，因其高反照率、低熱傳導性等特性，對全球輻射平衡具有重要的影響[1]。由于積雪對溫度十分敏感，積雪分布及其時空演化對全球氣候變化具有重要的指示和反饋作用[2]。同時，融雪水是地球重要的淡水資源，對區(qū)域全球水文循環(huán)、生態(tài)系統(tǒng)乃至人類的生活生產(chǎn)具有重要的作用[3]。Barnett等研究表明，北緯40°以上的河流徑流主要由融雪主導[4]。雪山山脈可以稱為天然的“水塔”，因為它們是許多河流和其他淡水源的重要源頭。在嚴寒的冬季，山區(qū)逐日降雪在地表形成積雪層，在春季至初夏逐漸融化，順流而下的融雪水在地表形成了小溪、河流、湖泊，最終匯合進入海洋。從亞洲的喜馬拉雅山脈到歐洲的阿爾卑斯山脈再到北美的落基山脈，高海拔的山區(qū)的融雪水滋養(yǎng)著數(shù)十億人的生命。

積雪分布受多個因素的影響，而風吹雪是改變積雪分布的重要過程之一[5]。風吹雪是風夾帶顆粒向前運動的一種典型多相流運動，會極大地改變積雪的分布形態(tài)。在高海拔山區(qū)，風速高、地表植被覆蓋稀少，風吹雪現(xiàn)象頻發(fā)，由此產(chǎn)生的積雪重分布對融雪徑流有著重要的影響[6]。極地風吹雪是冰蓋質(zhì)能平衡的重要物質(zhì)來源，例如在北極苔原地帶，估計有18%的降雪由于高風速而重新分配到低洼地帶[7]。而在南極部分地區(qū)，年均累計風吹雪時間能占全年總時間的三分之一[8]。同時，風吹雪還伴隨著雪粒的升華過程，造成積雪質(zhì)量的巨大損失。以北美地區(qū)為例，Pomeroy等認為在草原環(huán)境下，冬季風吹雪升華可占到年降水量的10%～50%[9]。風吹雪升華還是海鹽氣溶膠生成的主要機制之一，對極地大氣化學過程（比如臭氧的生成）具有重要的影響[10-12]。

除此之外，風吹雪還會導致多種災害，影響人們的出行和生產(chǎn)安全，甚至危及人類生命。最常見的風吹雪災害是降低能見度，掩埋公路、鐵路，引發(fā)嚴重的交通事故，例如2008年，我國南方發(fā)生大面積雪災，多處鐵路、公路、民航交通中斷，為救災工作帶來極大的困難，因災損失高達上千億元人民幣[13]。在山區(qū)，風吹雪會在山脊處生成雪檐，或者在背風坡處形成局部積雪堆積，成為雪崩的誘發(fā)因素。而雪崩是導致山區(qū)積雪再分布的另一個重要原因[14]。以北極為例，在挪威Svalbard地區(qū)，超過45%的雪崩由雪檐崩塌造成[15]。

目前，已有不少學者進行了風吹雪研究綜述研究。早期的學者主要從研究方法的角度去描述風吹雪的研究進展[16-18]，比如模擬手段或者實驗觀測。而近年來，學者們主要從物理過程描述風吹雪在不同尺度上的大氣和水文效應[19-21]。

本文從積雪質(zhì)能平衡方程出發(fā)，針對風對積雪分布的影響，回顧了降雪的優(yōu)先沉降、風吹雪對積雪的再分布以及風吹雪升華對積雪的質(zhì)量損耗等三個物理過程的研究現(xiàn)狀與進展，闡明風在雪水文過程中的重要地位，并就我國雪水文學存在的問題展開討論，提出我國未來雪水文學的發(fā)展趨勢，供讀者參考借鑒。

1 積雪層的質(zhì)能平衡

積雪對地球系統(tǒng)的作用主要體現(xiàn)在能量和質(zhì)量平衡兩部分[2]。作用在雪層表面的短波輻射和長波輻射能是雪層與大氣最初發(fā)生能量交換的地方，之后的過程還包括由于湍流與水汽蒸發(fā)或者升華相變過程產(chǎn)生的潛熱對流交換、由于空氣和雪表面的溫度差引起的顯熱交換，以及降雨和土地熱傳導向雪層表面或者基底提供相對較少的熱量等。這一能量交換總過程如圖1所示。

圖1 雪層能量平衡過程示意圖Fig. 1 Schematic diagram of snow energy balance process

雪層內(nèi)的能量是獲得和損失能量的代數(shù)和：

其中：Qns是凈短波輻射量；Qnl是凈長波輻射量；Qh是由雪層表面和大氣之間的溫差引起的顯熱交換的湍流值；Qe是地表和大氣之間交換的潛熱湍流值，包括了雪層表面蒸發(fā)、升華以及凝結(jié)過程的質(zhì)能交換量；Qa是降雪和風吹雪攜帶的能量；Qg是地表熱量傳輸量。

積雪和環(huán)境的能量交換最終表現(xiàn)在雪層內(nèi)由于融雪、蒸發(fā)或者升華產(chǎn)生的水分損失率。包含了風雪流動力學過程的雪層質(zhì)量平衡方程可以表示為：

風在積雪的質(zhì)能平衡過程中起到了重要的作用。首先，風會改變降雪的沉降分布，尤其在山區(qū)，使得最初的降雪不是均勻地降落；其次，當風足夠大時，風吹雪使得地表積雪開始遷移，進一步加深積雪的不均勻分布；同時，在風吹雪的過程中，由于風會加速雪顆粒與空氣之間的潛熱對流交換，即風吹雪升華過程，增強了積雪的損失率，影響最終的融雪徑流生成。

2 風雪流動力過程對雪層質(zhì)能平衡的影響

2.1 降雪沉積

地表的積雪首先來自降雪。降雪導致的不均勻分布一共有兩種情況：一是降雪本身在空間上的不均勻性。例如，由于地形抬升引起的地形降水非常普遍。在地形抬升降水中，種子補給機制。發(fā)揮了重要的作用。如圖2所示，種子補給機制是指在特殊地形下潮濕空氣的運動在某個位置形成過飽和的補給云，雪粒在通過該區(qū)域時吸收水汽從而體積增大，導致該區(qū)域?qū)姆e雪沉積量增大[22-24]。二是降雪在湍流和地形的共同作用下，在地形的局部地區(qū)發(fā)生更多沉積的現(xiàn)象，瑞士科學家Lehning等稱之為優(yōu)先沉降[25]，如圖3所示。這一機理已在野外雷達觀測中被證明[26]。然而，在模型預測和野外觀測中，不同的研究獲得的積雪在地形周圍的沉積差異很大。例如一些研究表明水平對流使得降雪顆粒向下風向漂移從而引起背風坡積雪沉積增強[27]；而另一些研究表明雪?？赡茉谟L坡或坡頂聚集[28]。

Wang和Huang[29-30]在美國奧克拉荷馬大學開發(fā)的ARPS（Advanced Regional Prediction System）大渦模擬源代碼的基礎上進行改進，采用四階精度的高階差分格式提高對流向的空間離散精度，并引入適用于復雜地形的Lagrangian動態(tài)亞格子湍流模型，同時加入拉格朗日顆粒追蹤模型，與流場、溫度場和濕度場進行有效的耦合，建立了一套湍流流場下考慮固相顆粒相變過程的氣-固兩相流耦合模式。在此基礎上，開展了典型地形下的降雪沉積規(guī)律的研究。采用拉格朗日粒子追蹤法追蹤每一顆降雪顆粒的下落軌跡，分析不同風速和不同形狀地形周圍的降雪沉積情況的成因及影響因素。得到的主要結(jié)論有：復雜地形湍流對空中雪粒運動軌跡的影響是導致降雪不均勻沉積分布的直接原因。小風速下，迎風坡沉積量和背風坡沉積量比值接近1，并且與地形形狀無關。在大風速下，迎風坡降雪沉積量增大而背風坡沉積量減小。對于地形高寬比大的山體，迎風坡和背風坡的沉積量隨風速的增大而增大，且迎風坡的增長效應大于背風坡，迎風坡和背風坡的降雪沉積機制不同，較大的迎風面積和抬升氣流導致的雪通量匯聚是迎風坡和坡頂附近降雪沉積的主要機制，而背風坡后的回流渦是背風坡上沉積的主要原因。如圖4（a）所示，在大風速下，陡峭的地形會加劇降雪沉積的不均勻程度。在相同的地形下，在小風速下，優(yōu)先沉降的位置是背風坡；在大風速（4～6 m/s）下，優(yōu)先沉降的位置轉(zhuǎn)移到了迎風坡上，如圖4（b）所示。

圖2 種子補給機制原理示意圖Fig. 2 Schematic diagram of seeder-feeder principle

圖3 優(yōu)先沉降原理示意圖Fig. 3 Schematic diagram of preferential deposition principle

Geber等[31]通過野外觀測，證實了Wang和Huang的研究結(jié)果，即優(yōu)先沉降在復雜地形上呈現(xiàn)復雜的沉降規(guī)律，并通過WRF大渦模擬發(fā)現(xiàn)優(yōu)先沉降增強了背風坡10%左右的降雪，其效應受氣溫和大氣穩(wěn)定度影響[32]。Comola等[33]則通過結(jié)合大渦模擬、拉格朗日隨機模型計算顆粒軌跡以及浸沒邊界法發(fā)展了一個綜合模型，用于研究連續(xù)理想山區(qū)的優(yōu)先沉降問題。通過控制無量綱參數(shù)，Comola等發(fā)現(xiàn)了與Wang和Huang統(tǒng)一的結(jié)論，即存在不同的優(yōu)先沉積模式，最大沉積區(qū)域既可能出現(xiàn)在迎風坡，也可能出現(xiàn)在背風坡。

圖4 不同風速和地形下降雪沉積量沿流向的分布[29]Fig. 4 Falling snow deposition mass per unit area along the streamwise for different terrains and wind velocities (triangle terrain)[29]

2.2 風吹雪再分布

地表有積雪時，當風速到達一定閾值，就會發(fā)生風吹雪現(xiàn)象。風吹雪涉及湍流和顆粒的相互作用、物理相變過程及其對大氣溫濕度的反饋作用等復雜物理過程，時空尺度跨度大，從顆粒碰撞的微秒、微米尺度到積雪分布的季節(jié)、公里尺度，跨越8～9量級，是一個多尺度、多場耦合、多相變化的多相流動力學問題。

風吹雪過程中，雪粒的運動狀態(tài)分為三類：大的顆粒由于慣性強，很難被吹起來，只能在地表滾動或者滑動，我們稱之為蠕移；中等顆粒在風力的作用下向前跳躍，沖擊地表，反彈并濺起其他顆粒，我們稱之為躍移；小顆粒被吹起或者濺起，跟隨湍流在空中懸浮著前進，我們稱之為懸移，如圖5所示。

圖5 風吹雪動力學過程示意圖Fig. 5 Schematic diagram of wind and snow dynamics process

由于較難區(qū)分蠕移和躍移顆粒，很多學者把風吹雪顆粒歸為躍移和懸移兩類。典型的風吹雪躍移模型包括雪粒的起動、雪粒與粒床的相互作用、雪粒在風場中的運動以及雪粒對風場的修正四個過程。而對雪粒懸移過程的描述則主要通過擴散方程和升華公式來表征。

早期的風吹雪研究以野外觀測為主，偏向于點尺度的經(jīng)驗性的描述。例如，國際學者們自20世紀60年代起開展的南極觀測[33-41]，得出了一些關于吹雪通量、粒徑分布形態(tài)與摩阻風速的經(jīng)驗性公式，對于雪粒起動的臨界條件、風吹雪中雪粒升華的影響條件得到了初步的結(jié)論；從高海拔山區(qū)的積雪分布的野外觀測中得到山脊吹雪運輸機制和積雪在山區(qū)的分布形態(tài)規(guī)律及其影響因素[42]。近年來，野外觀測實驗偏向于更大尺度的研究，通過雷達或衛(wèi)星系統(tǒng)觀測地區(qū)風吹雪事件發(fā)生頻率及環(huán)境對其的作用[43-44]。

隨著研究的深入，定量化的風洞實驗成為風吹雪運動機理研究的重要手段。例如：有些學者利用激光或高速攝影相機追蹤運動的雪粒軌跡，分析雪粒的速度和受力等信息，總結(jié)雪粒的運動規(guī)律[45-50]。有的學者則關注雪波紋結(jié)構(gòu)及其遷移過程[51]、雪殼形成物理機制[52-53]等微地貌過程，還有一些學者從工程的角度研究屋頂積雪情況[54]和路基周圍積雪覆蓋情況[55]。

20世紀80年代以后，隨著計算機技術(shù)和計算流體力學的快速發(fā)展，數(shù)值模擬方法成為風吹雪運動機理研究的主要方式之一[56-59]。風吹雪的數(shù)值模擬主要分為兩大類：一類是將顆粒作為一種特殊的流體而建立的風吹雪運動歐拉-歐拉雙流體模型，適用于顆粒較小且計算區(qū)域較大研究；另一類是將雪粒作為固體顆粒，在流場內(nèi)進行追蹤從而分析其運動軌跡，稱為歐拉-拉格朗日模型，目前大多數(shù)風吹雪計算都基于此類模型。

前期大多數(shù)數(shù)值模擬計算中簡化了計算模型，例如把雪粒視作均勻粒徑分布的同等大小的球形顆粒，只考慮在平坦床面上的風雪流運動，忽略空氣的湍流脈動、地形等對風雪流運動的影響以及雪粒對風的反作用力等[60]。

后期的數(shù)值模擬研究熱點以細化模型、精確描述雪粒運動規(guī)律為主。例如，2008年Zhang和Huang在Nemoto和Nishimura穩(wěn)態(tài)模型的基礎上建立了風場和顆粒相互作用的耦合發(fā)展躍移模型，總結(jié)了顆粒的平均躍移高度和長度隨著摩阻風速指數(shù)增加，反彈雪顆粒數(shù)目和流向雪運輸速率隨著摩阻風速的增大而增加等物理規(guī)律[61]。

隨著模擬技術(shù)的不斷提高，風吹雪模型從最初基于平均流的、以穩(wěn)態(tài)躍移層為前提的一維和二維模型逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榭紤]湍流、風場-雪粒耦合、非穩(wěn)態(tài)躍移層、復雜地形等因素的三維計算模型[62-67]。例如，Huang和Wang開展了在湍流風場作用下風吹雪引起的積雪再分布、風吹雪的形成、風雪流發(fā)展過程、雪粒的運動機理的研究[68]，研究首次再現(xiàn)了與野外實際風雪流吻合的風雪流條帶，并揭示出條帶（圖6所示）的形成主要是空中運動雪粒在高速旋轉(zhuǎn)的旋渦作用下的一種自組織現(xiàn)象，隨機的粒-床相互作用很大程度上決定了風雪流條帶的形狀。Comola等考慮了躍移雪粒的破碎過程[69]，使得風吹雪模型趨于完善。

Li等基于前人的實驗結(jié)果結(jié)合理論推導，發(fā)展了坡面地形的風吹雪參數(shù)化方案，開展了真實區(qū)域降雪沉積規(guī)律以及由降雪和風吹雪共同導致的復雜地形積雪分布和演變過程的研究[70]，如圖7所示，圖中實線和虛線分別代表考慮和不考慮雪粒與風場耦合作用的結(jié)果，散點代表實驗觀測值。從結(jié)果可以看出，考慮雪粒對風場的反作用力比忽略雪粒與風場之間的耦合作用，模擬得到的雪深隨時間的變化與實驗結(jié)果更加吻合。

國際上，越來越多的學者關注到積雪再分布的重要性。一些學者基于地形參數(shù)預測山區(qū)積雪再分布[71-72]。Freudier等指出—考慮積雪再分布能大大提高對世界各地山區(qū)流域的積雪和雪水當量分布模式以及融雪徑流的預測精度，但是目前積雪再分布模型仍然存在限制，仍然沒有可以廣泛使用的統(tǒng)計水文模型和精確描述物理細節(jié)的積雪模型[21]。

2.3 吹雪升華

在風吹雪過程中，還會伴隨雪粒的升華現(xiàn)象。在空氣流體中運動的雪顆粒系統(tǒng)中至少有三相組成，從固態(tài)雪粒相變?yōu)闅鈶B(tài)的過程稱為升華，雪粒的升華受到溫度、相對濕度和輻射量的影響[73-74]。風吹雪引起的雪粒升華對于積雪時空演變、升華對于雪層質(zhì)能平衡有不可忽略的影響，因此許多雪水文模型中考慮了升華效應[75-78]。近年研究表明，風吹雪模型中躍移層的升華過程的忽略會導致低估風吹雪升華總量[79-82]。

之前的研究認為近地表躍移層水汽會隨著風吹雪升華的發(fā)生很快達到飽和，從而使吹雪躍移層升華受到抑制，因而在研究中普遍認為躍移層的風吹雪升華可以被忽略。Wang等通過對風吹雪過程中升華的研究發(fā)現(xiàn)，在湍流存在的情況下，近地表躍移雪粒和懸移雪粒均可持續(xù)發(fā)生升華[83]，并且通過數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)，相同風速下，雪粒升華速率隨湍流強度的增大而增大，冰晶升華速率隨湍流強度的增大而減小（如圖8所示）。Sharma等通過直接數(shù)值求解雪粒的質(zhì)量和熱量平衡方程，對比它的穩(wěn)定解TM模型，發(fā)現(xiàn)穩(wěn)定解模型會大大低估躍移顆粒的升華速率[84]。這些工作對人們深刻認識風吹雪動力過程與區(qū)域水文過程的關聯(lián)提供了重要的理論基礎。

3 風雪流動力過程在雪水文中的應用

風雪流的動力過程的研究目的是最終將之植入雪水文模型中，應用于預測寒區(qū)水文過程。

流域水文模型能夠統(tǒng)一模擬降水/蒸發(fā)、產(chǎn)流、河網(wǎng)匯流、土壤水運動、地下水運動等水文過程，使人們可以站在流域整體視角研究各種水文過程的綜合影響。水文模型一般可以分為概念性和分布式物理模型兩類。概念性模型有Stanford模型[85]、水箱模型[86]以及新安江模型[87]等，用經(jīng)驗、概化的方法表達流域的水文過程，結(jié)構(gòu)簡單，被廣泛使用。而分布式水文模型則通過連續(xù)性方程和動力學方程來描述水文循環(huán)中的各個子過程，大部分模型參數(shù)具有明確的物理意義，充分考慮各變量的空間變異性，具有很強的適應性，如SHE模型[88]、TOPMODEL[89]、WEP[90]等。寒區(qū)水文模型側(cè)重表達融雪徑流在水文過程中的作用，對融雪過程的描述是其重點。

與水文模型類似，融雪模型也可以分為概念性模型和分布式物理模型兩類。最常用的概念型模型為度-日模型[91-93]，它是基于冰雪消融與氣溫尤其是冰雪表面的正積溫之間的線性關系而建立的，目前廣泛應用于高山冰川的冰雪消融研究中。而分布式物理模型則通過求解積雪質(zhì)能平衡方程，來獲得各個網(wǎng)格點上的融雪量，如ISNOBAL[94]、Alpine3D[95]、SnowModel[96]等，它們具有分布式、詳盡、復雜和高時空分辨率的特征，但應用時需要龐大的氣象觀測數(shù)據(jù)和計算資源的支持，因此只適用于小流域短時間的模擬，而對于中尺度和全球尺度模擬無法適用。相比之下，簡單的統(tǒng)計水文模型應用更廣泛，但它們往往需要大量的氣溫指標擬合公式來簡化計算，并不具備普適性，尤其是不同地區(qū)可能需要不同的參數(shù)來修正，但是實際上包括極地、祁連山等山區(qū)是人跡罕至的地方，很難獲得需要的觀測數(shù)據(jù)去支持這樣的修正。

在實際中，季節(jié)性積雪經(jīng)常以斑狀積雪的形式存在，這種不均勻的積雪覆蓋大大提高了對于模型中網(wǎng)格分辨率的要求。在模型中不同分辨率的網(wǎng)格會造成計算結(jié)果差異顯著[20]。近年來，國際上針對模擬全球氣候和相應對融雪水文學的影響開發(fā)出很多融雪模型，取得了快速的科學研究進展。從分辨率角度考慮可以劃分為以千米單位的低分辨率模型、以百米為單位的中分辨率模型和以米作單位的高分辨率模型，如圖9所示。但是，目前幾乎所有模型采用的風吹雪方案如SPBM[7]、PIEKTUK-B[97]等都大同小異，很少有能體現(xiàn)尺度差異的模型。

風吹雪和降雪沉降對于積雪再分布有重要的影響。因此，從模型中是否考慮風雪動力學問題可將水文模型劃分為三類：第一類模型認為積雪只與降雪有關，不考慮風對積雪的作用，或者用簡單的統(tǒng)計方法來考慮風的效應[98-100]；第二類是在雪水文模型中考慮到風吹雪對積雪再分布影響的模型，而降雪只是一個簡單的輸入條件，例如AMUNDSEN[101]、Water balance Simulation Mode[102-103]和SnowModel[104]；第三類則是在模型中同時考慮了降雪沉降和分吹雪對積雪分布影響的模型，有OEZ[105]、SES[106]、Utah Energy Balance（UEB）[107]等。Li等將風吹雪模型與降雪沉降模型結(jié)合起來，建立了一個適用于復雜地形的中尺度積雪分布預測模式來研究地形和風速等因素對復雜地形積雪分布的影響。結(jié)合2013年到2015年的降雪季節(jié)對研究區(qū)域進行了多次野外觀測，測量結(jié)果驗證了預測模式的可靠性，同時，分析了影響復雜地形積雪分布的主要影響因素，如圖10所示。

圖9 不同水文模型的分辨率比較Fig. 9 Resolution comparison of different hydrological models

圖10 不同風速下風吹雪導致的侵蝕與沉積[69]Fig. 10 Erosion and deposition caused by wind and snow at different wind speeds[69]

然而，這些模型中對降雪的優(yōu)先沉降、風吹雪、風吹雪升華過程的研究在很大程度上依賴于經(jīng)驗系數(shù)和個體案例研究，其中的吹雪方案對不同尺度的適應性還值得繼續(xù)研究，遠未達到能夠準確預測區(qū)域積雪分布及其時空演化的程度。

縱觀目前存在的水文模型，本文提出以下仍待解決的問題：

1）積雪分布時空演化是一個十分復雜的問題。目前對不同下墊面的積雪過程在不同時空尺度上的物理機制還不明晰。降雪和積雪在不同下墊面的沉積特性受地表特征、大氣湍流和地形的相互作用影響，而在不同的時空尺度上，積雪過程的主導物理機制不同，影響因子也不同，這些內(nèi)容都需要在高寒地區(qū)雪水文模型中加以體現(xiàn)。然而大部分雪水文模型只是考慮降雪和融雪過程，而忽略風吹雪及其升華對其的影響，或者采用簡單的參數(shù)化方案對其進行描述，無法反應下墊面特征、大氣條件、地形和時空尺度對積雪過程表征的影響，不能準確描述不同時空尺度的積雪過程物理特征，因而難以準確預測實際的積雪分布時空變化。在自然中實際地形較為復雜，很難用一個統(tǒng)一的優(yōu)先沉降模式來描述降雪導致的不均勻分布。

2）風吹雪升華在水文模型中發(fā)揮著重要的作用。例如近年來關于極地的研究表明，風吹雪升華導致的質(zhì)量損失占總雪水資源損失量的主要部分[108]。然而，目前通用的Thorpe和Mason模型只適用于穩(wěn)態(tài)情形，對于非穩(wěn)態(tài)情形下雪粒的升華估計會產(chǎn)生很大的誤差。因此，如何準確描述雪粒在湍流邊界層中的升華速率的問題，以及如何準確評估雪層表面升華和風吹雪升華產(chǎn)生的質(zhì)量損失，還有待未來的研究。這對于雪水文學模型的改進有重要的意義。

3）我國積雪主要分布在西北干旱地區(qū)，降水稀少，積雪往往呈現(xiàn)斑狀分布，時空異質(zhì)性極強。斑狀分布積雪情況下，采用傳統(tǒng)的二值法會高估雪深或雪水當量[109]。同時，由于斑狀分布，風吹雪較難達到飽和，現(xiàn)有的風吹雪模型無法滿足準確模擬其動力學過程的要求。而目前對于模型中使用高分辨率模擬斑狀雪演化過程的動力學的研究還很缺乏。

4）遙感反演是近年來發(fā)展最快的積雪研究方法，是我國積雪分布應用最廣泛的技術(shù)手段，在中大尺度的積雪面積分布研究中具有很大的優(yōu)勢，但是在積雪深度和雪水當量方面仍有所局限，在對山區(qū)和復雜下墊面的積雪信息提取方面也還存在困難。遙感手段的時空分辨率受到遙感衛(wèi)星探測器的測量頻率和精度的限制，無法滿足風吹雪頻繁發(fā)生、積雪分布迅速變化的高寒地區(qū)雪水文過程的模擬要求。而室內(nèi)實驗和野外觀測往往都是局限在點尺度的觀測實驗，很難突破尺度限制，而積雪動力學在各個尺度上的體現(xiàn)往往是不同的動力學機制在起主導作用。因此，發(fā)展三者的融合方法，突破尺度限制，是積雪監(jiān)測研究的重點和難點。

以上提出的亟待解決的前沿科學問題本質(zhì)上都是多相流理論在積雪水文領域的實際應用。未來的研究中需要通過將多相流理論更多地應用于實際觀測或數(shù)值模擬中，來解釋或分析實際風雪流中的自然規(guī)律。

4 結(jié) 論

研究風雪多相流過程對于水文學中精確估計高山積雪分布和徑流量估計有重要的意義。本文回顧了目前關于風吹雪動力學過程的研究，指出了降雪沉積、風吹雪再分布和風吹雪升華對雪層質(zhì)能變化的原理，并分析了其對于準確描述高山或極地雪水資源的重要性。對于目前現(xiàn)存的水文模型從不同角度進行分類和比較，指出目前模型中存在的問題和未來的重點研究方向。迄今為止，關于吹/積雪動力過程的研究工作依然相對獨立，但是將吹/積雪動力過程導致的雪蓋時空演化與氣象、水文模式及氣候參數(shù)相互耦合并建立起綜合的水文模型還需要進一步研究開發(fā)。未來面臨的主要的挑戰(zhàn)是將風吹雪模型及雪水文模型應用于更大的時空尺度，從而實現(xiàn)適用于中國高寒極地地區(qū)的雪水資源分布的準確預測和評估。