Page 36 - 《高原气象》2025年第6期
P. 36
高 原 气 象 44 卷
1444
错区域的表征有效性。 2023年调整仪器后的水深数据进行修正， 其次利用
2. 2. 3 第三极地区高分辨率地面气象要素驱动数 人工测量数据水深对第一次修正的水深进行二次
据集（TPMFD） 调整， 确保水深数据的可靠性， 并基于表面流速和
TPMFD数据集基于 WRF模型模拟与机器学习 修正后的水深建立水深-瞬时流速-瞬时流量拟合
方法， 对 ERA5 再分析资料进行降尺度（空间分辨 关系， 最终恢复准确的瞬时流量数据。
率 1/30°）并融合站点观测生成， 为第三极地区提供 首先用2023年雷达流量计水深数据修正2021 -
较高精度、 较高分辨率的气象信息（Zhou et al， 2022年水深：
(
-
- -------
2021； Yang et al， 2023）。由于该数据集尚未更新 h x cor1 = h x - h x - h 2023) （2）
至 2023 年， 故本研究所用气象要素数据采用上述 式中：h x 为 x 年第一次修正后的水深； h x 为 x 年初
cor1
-
- -------
站点融合方案获取。 始水深； h x 为 x 年水深平均值； h 2023 为 2023 年水深
2. 3 研究方法 平均值。
2. 3. 1 水量平衡方程 其次用x年人工测流水深数据修正x年水深：
-- -----
-
水量平衡法， 即根据降水、 径流、 区域蓄水量变 cor2 = h x ( - ----- cor1 - h x ) （3）
manual
cor1
h x - h x
化等资料估算总蒸发量。对于任一自然水体， 在某
式中： h x 为 x 年第二次修正后的水深； h x 为 x 年
cor2
cor1
一时间段内， 其蓄水量变化是补给与消耗共同作用 - -----
cor1
第一次修正后的水深； h x 为 x 年第一次修正后的
的结果。水量平衡法测定蒸发的面积范围可大到一 -- ----- manual
-
水深； h x 为 x年人工测流水深的平均值。2023年
个中小流域， 只要明确计算区域边界范围内外的水 - ----- - -------
数据修正时， h x 为h 2023 ， h x 为h 2023 。
cor1
cor1
分交换量和取得足够精确的水量平衡各分量的测定
利用 2023年雷达流量计数据建立水深-瞬时流
值， 就可以得到比较可信的时段总蒸发值。据水量
速-瞬时流量拟合关系， 关系如下：
平衡可建立如下水量变化与各变量之间的关系：
F = a·h·v （4）
ΔH = P + R s - E （1）
式中： F 为瞬时流量； h 为水深； v 为表面流速； a 为
式中： ΔH > 0 表示水量增加， 反之表示水位下降；
拟合参数。
P 为湖面降水量； R s 为湖泊主要径流的入湖补给
使用最佳拟合模型， 将修正后的水深数据代入
量； E 为湖面蒸发量， 均为每月累积数据， 为了方
模型， 并用二分法调整模型参数， 直到预测出的流
便计算， 所有变量的单位均换算为 mm。2021 年湖
量的均值与给定的目标均值相匹配， 得到 2021 年
面蒸发量的计算值与涡动相关观测值差异可控
和2022年的瞬时流量：
（MAE=16. 66， RMSE=20. 8）， 趋势一致（均逐月下
cor2
F x = a'·h x ·v x + b' （5）
降， 降幅 50%~57%）， 且差异在数据量级中占比
式中： F x 为最终 x 年的瞬时流量； h x 为 x 年第二次
cor2
10%~20%（如 6 月差异仅 2. 2%）， 可证明计算得到
修正后的水深； v为 x年的瞬时流速； a'、b'为调整之
湖面蒸发量的可用性。
后的拟合参数。
将 2021年 5月末的水位作为参考点， 设定其为
F x 乘以数据时间分辨率 30 min， 即 30 min内的
0 mm， 从 2021年 6月起， 采用逐月累积变化量的方
平均流量， 仅对一条主要河流的径流量进行测量，
法计算每个月的相对水位， 即： 参考月后的每个月
并且经过野外实地勘测巴木错总入湖径流量近似
水位通过累积其与上一个月水位的变化量来确定。
为其4倍。
2. 3. 2 入湖径流量计算方法
2. 3. 3 水量平衡因子贡献量化法
入湖径流主要通过对主要河流流量观测数据
为了分析水量平衡因子对湖泊水位变化的影
的计算， 河流流量观测采用雷达流量计和人工测流
响， 并定量评估每个因子在水量平衡中的贡献， 本
两种方式， 300W-QX 系列雷达明渠流量计基于多
研究采用了水量平衡因子贡献归一化的方法。贡
普勒频移原理工作： 水流与仪器相对运动引发雷达
献率计算公式如下：
波频率偏移（与流速成正比）， 结合雷达水位测量与 X
Con X = （6）
断面数据计算过水面积， 通过连续性方程 Q=V×A ∆H
求得瞬时流量（V=表面流速 v×转换系数 K， A 为过 式中： Con X 表示 X 因子（P、 R s 、 E）的贡献率； X 是 X
水面积）， 由于雷达流速仪设置位置不变， 瞬时流 因子选定年份或月份的总量； ∆H 是选定年份或月
量取决于表面流速和水位测量（即水深h）。 份水位变化的总量。
为了修正不同观测年份数据的系统性偏差用 考虑到不同水量因子对水位变化的贡献方向
