CN114818367A - 适用于高寒地区的径流模拟分析方法、系统及介质 - Google Patents

适用于高寒地区的径流模拟分析方法、系统及介质 Download PDF

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CN114818367A CN202210537694.7A CN202210537694A CN114818367A CN 114818367 A CN114818367 A CN 114818367A CN 202210537694 A CN202210537694 A CN 202210537694A CN 114818367 A CN114818367 A CN 114818367A
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Abstract

本发明公开了一种适用于高寒地区的径流模拟分析方法、系统及介质，方法包括：首先在计算单元划分的基础上，综合考虑海拔的影响以及气温的日间分布，更为精细的模拟了高寒地区的气温和降水；将土壤概化为三层，并采用土壤温度方程分别计算土壤上层、土壤下层和土壤深层的温度，将土壤层的冻融状态分解为四种，分别计算不同的土壤冻融状态下的蒸散发、产流过程，再结合地貌单位线计算汇流，通过SCE‑UA算法进行参数的率定，进而实现对高寒地区降雨径流过程的模拟分析。本发明提升了高寒区水文过程的模拟能力，为高寒地区的水文过程模拟、气候变化的影响分析以及变化环境下的水资源管理等提供支撑。

Description

适用于高寒地区的径流模拟分析方法、系统及介质
技术领域
本发明属于水循环过程分析与水文模拟的技术领域，具体涉及一种适用于高寒地区的径流模拟分析方法、系统及介质。
背景技术
中国寒区陆地面积417.4万km2，是中国主要大江、大河的发源地及半干旱区的主要地表水源，更是干旱区的水塔。高海拔(约占寒区面积的70％)是中国寒区的特色，高寒山区水文过程研究是中国西部水资源预估及水源地保护的基础，是了解内陆河流域水循环过程的关键。气候变化使得区域水文循环过程加快，尤其在高纬度、高海拔地区，温度升高将使积雪、冰川融水量增加，这将给高寒区的水资源管理带来新的挑战。水文模型能够基于水量平衡原理和水动力学原理，对复杂的水文过程进行抽象和概化，是模拟水文循环过程的数学物理工具，也是量化气候变化影响的有效工具。然而，高寒地区由于海拔差异造成的温度、降水分布差异明显，叠加积雪、冻融等过程，使得传统水文模型难以有效适用，进而造成高寒地区径流模拟分析的难题。
发明内容
本发明的主要目的在于克服现有技术的缺点与不足，提供一种适用于高寒地区的径流模拟分析方法、系统及介质，提升了高寒区水文过程的模拟能力，为高寒地区的水文过程模拟、气候变化的影响分析以及变化环境下的水资源管理等提供支撑。
为了达到上述目的，本发明采用以下技术方案：
本发明一方面提供了一种适用于高寒地区的径流模拟分析方法，包括下述步骤：
S1、对高寒地区进行划分，将高寒地区的流域划分为不同子流域，将各子流域划分为不同的计算单元；
S2、模拟高寒地区的气温和降水；
所述模拟高寒地区的气温是通过建立气温变化模拟模型实现，所述气温变化模拟模型包括气温日间变化的模拟、气温夜间变化的模拟以及气温空间分布的模拟；所述气温日间变化的模拟是基于温度与太阳辐射通量密度为正比例关系，太阳辐射通量密度日变化为正弦曲线的分析，得到气温随时间的日间变化曲线公式化表达；所述气温夜间变化的模拟是通过夜间气温衰减率来表征，所述气温衰减率由前一日日落时的气温和当日最低气温及夜间时间长度计算得或由气温资料分析得到；所述气温空间分布的模拟是根据气温随海拔的增高而呈直线递减这一事实，考虑海拔对于不同水文响应单元面气温模拟的影响来实现；
所述模拟高寒地区的降水基于海拔的差异，对各水文响应单元雨量进行插补计算；
S3、蒸发计算，对于水域覆盖情形的水文响应单元，采用彭曼公式计算其蒸发能力；对于冰雪覆盖情形的水文响应单元，冰雪面温度和相应于冰雪面温度的饱和水汽压数据，采用库兹明公式计算冰雪蒸发能力；对于土壤植被覆盖情形的水文响应单元，其上的蒸发包括由植物冠层截留供水的湿润枝叶蒸散发和土壤蒸散发两大部分组成，而土壤蒸散发又由土壤供水的干燥枝叶散发和植物棵间裸露土壤表层蒸发两部分组成；在土壤充分湿润条件下，土壤植被覆盖情形的水文响应单元上面平均散发能力，包含干燥枝叶散发能力、湿润枝叶散发能力、植物棵间裸露土壤表层蒸发能力三部分，由下式计算：
Ep＝Evδc(1-δt)+Epoδcδt+ESoil(1-δc) (5)
其中Ev表示干燥枝叶散发能力，由Penman-Monteith理论公式计算；
Epo表示湿润枝叶散发能力，由Penman公式计算；
Esoil表示植物棵间裸露土壤表层蒸发能力，由改进的Penman-Monteith理论公式计算；
Ep表示平均蒸散发能力；
δc表示植物冠层覆盖度，不同季节在0～1之间取不同值；
δt表示湿润枝叶面积占总枝叶面积的比例；
S4、融雪计算，包括计算融雪量与有效融水量两部分；
所述融雪量采用温度指标法，结合气温的日间与空间模拟计算；
所述有效融水当量即实际融水当量，分冰川区和积雪区计算，其中冰川区可能含有积雪，而积雪区不含冰川，当计算地区为冰川区时，如果流域积雪水当量小于总可能的融水当量Mp时，则积雪全部融化，其余部分由冰川融水补给；如果流域积雪水当量能够满足总的融水当量Mp时，则不产生冰川融水；
S5、产流计算，采用新安江模型三分水源的概念来计算地面径流、壤中流、地下径流的产流量，分土壤层是否发生冻结两种情况进行分水源计算，
在土壤层发生冻结情形时，按不同冻融状态，对自由水蓄水库的冻结高度变化进行了模拟，并对地下水和壤中流的出流规律进行了分析：冰川和积雪的持水特点不一样，按积雪特性计算出流，即融雪水以液态水的形式进入积雪中，首先补充积雪液态水蓄水量，当蓄水量满足积雪持水能力时，剩余的融雪水在重力的作用下排出来，成为融雪水出流，即为产流；与土壤的持水能力类似，积雪的持水能力也是不均匀的，取积雪水当量的比率SL作为积雪持水能力平均值，从而更为精细化的实现了高寒地区土壤冻融时的产流过程；
S6、汇流计算，采用“河流-流域”模型进行全流域的汇流计算；采用地貌单位线法进行子流域汇流计算。
作为优选的技术方案，步骤S1中，所述对高寒地区进行划分，包括子流域划分与计算单元划分；
所述子流域划分是基于数字高程模型DEM数据，利用ArcGIS软件进行水文分析，提取流域水系、坡度、坡向的地理信息；根据流域水系和水文观测站的位置，将流域划分为不同子流域；
所述计算单元划分是将流域按高程-土壤-植被之间的关系进行概化，采用自然子流域-水文响应单元划分法，依据流域DEM、土壤、植被、坡向数据，将各子流域具体划分为多个高程、土壤、植被和坡向的组合，即划分为不同的计算单元。
作为优选的技术方案，所述将流域按高程-土壤-植被之间的关系进行概化，具体为：
高程≤3500m，土壤为酸性棕壤、棕壤，植被为山地针叶林、阔叶林混交林带；
高程在3500～4200m时，土壤为漂灰土，植被为亚高山针叶林带；
高程在4200～4500m时，土壤为棕毡土，植被为高山疏林、灌丛带；
高程在4500～5000m时，土壤为黑毡土，植被为高山草甸、草原带；
高程≥5000m时，土壤为砾石滩，植被为高山寒漠带和高山冰雪带。
作为优选的技术方案，所述气温日间变化的模拟中，气温随时间的日间变化曲线如下：
Figure BDA0003648949340000031
式中，Tt表示白昼间t时刻的气温值；
Tmin表示日最低气温；
Tmax表示日最高气温；
tb表示日出时刻；
DL表示白昼长度；
P表示最高气温出现时刻与正午时的时间差；
所述气温夜间变化的模拟中，夜间的气温衰减用直线描述，其通式为：
Figure BDA0003648949340000041
式中，te表示日落时刻；
Te表示日落时的气温；
k表示夜间气温衰减率，该气温衰减率始终为负；
所述气温空间分布的模拟是根据气温随海拔的增高而呈直线递减这一规律，即每升高100m温度递减0.57～0.61℃的事实，采用下式进行气温空间分布的模拟；
Figure BDA0003648949340000042
式中，T0表示距水文响应单元最近的气象观测场气温；
Z0表示气象观测场高程；
Z表示水文响应单元平均高程；
T表示水文响应单元面平均气温。
作为优选的技术方案，对各水文响应单元雨量进行插补，公式为：
P＝P0·[1+0.001(Z-Z0)] (4)
式中，P、Z分别为水文响应单元面平均日雨量和平均海拔高程；
P0、Z0分别为与水文响应单元所在子流域形心同经度的河谷日雨量和海拔高程。
作为优选的技术方案，在步骤S3中，将土壤分为3层，即土壤上层、土壤下层和土壤深层；采用土壤温度方程分别计算土壤上层、土壤下层和土壤深层的温度，并将土壤层的冻融状态概化为如下4种：
冻融状态1：土壤上层、下层和深层均冻结；
冻融状态2：土壤上层解冻，土壤下层冻结；
冻融状态3：土壤上层和下层解冻，土壤深层冻结；
冻融状态4：土壤上层、下层和深层均解冻；
对于冻土情形，假定土壤蒸散发只在解冻层进行，针对土壤层的具体冻融状态，采用相应的土壤蒸散发计算模型；
对于冻融状态1：
忽略土壤蒸散发，即
EU＝0，EL＝0，ED＝0 (5)
对于冻融状态2：
按一层模型计算土壤蒸散发，公式如下：
当WU＞EM时，
EU＝EM，EL＝0，ED＝0 (6)
当WU≤EM时，
Figure BDA0003648949340000051
式中，EM＝kpEp，kp是控制水量平衡的蒸发能力折算系数；
对于冻融状态3：
按二层模型计算土壤蒸散发，公式如下：
当WU＞EM时，
EU＝EM，EL＝0，ED＝0 (8)
当WU≤EM时，
Figure BDA0003648949340000052
对于冻融状态4：
对于没有发生冻融现象的土壤层，采用三层蒸发模型计算E，具体表达式为：
当WU＞EM时，
EU＝EM，EL＝0，ED＝0 (10)
当WU≤EM时，
Figure BDA0003648949340000053
当EL'≥C·(EM-EU)时，
EL＝EL'，ED＝0 (12)
当EL'＜C·(EM-EU)时，
若C·(EM-EU)＜WL，则
EL＝C·(EM-EU)，ED＝0 (13)
否则
EL＝WL，ED＝C·(EM-EU)-EL (14)
式中，C是与土壤深层蒸发有关的系数；
土壤实际蒸散发速率为E＝EU+EL+ED。
7、根据权利要求1所述适用于高寒地区的径流模拟分析方法，其特征在于，步骤S4中，所述融雪量的计算公式如下：
SM＝Mf(Ta-T0) (15)
式中，SM表示融雪量；
Mf表示融化系数，或称为“度日因子”；
Ta表示气温指标；
T0表示融化临界温度；
所述有效融雪量的计算公式如下，
若SC＜Mp，则
Figure BDA0003648949340000061
若SC≥Mp，则
Figure BDA0003648949340000062
式(16)、(17)中，
SC表示流域积雪水当量；
Mp表示可能的融水当量；
MS表示有效融雪水当量；
MI表示有效融冰水当量；
当计算地区为积雪区时，融冰水当量为零。
作为优选的技术方案，步骤S5中，
S51、土壤层没有发生冻结情形：设包气带自由水蓄水容量SM，自由水蓄水容量曲线的方次EX，自由水蓄水容量对地下水的出流系数KG，自由水蓄水容量对壤中流的出流系数KI，计算公式为:
MS＝(1+EX)·SM (18)
Figure BDA0003648949340000071
Figure BDA0003648949340000072
RG＝S·KG·FR (21)
RI＝S·KI·FR (22)
当P-EM≤0，则RS＝0；
当P-EM+AU＜MS，则
Figure BDA0003648949340000073
否则
RS＝(P-EM+S-SM)·FR (24)
式中S为自由水蓄水深，RS、RI、RG分别是地面径流、壤中流、地下径流的产流量；
S52、土壤层发生冻结情形：由于冻融现象的存在，自由水的一部分将被冻结为固体，设自由水蓄水冻结的高度为HS，根据各种概化土壤层的冻融状态确定，计算方法如下：
对冻融状态1情形，即土壤上层、下层和深层均冻结：
HS＝SM (25)
对冻融状态2情形，即土壤上层解冻，土壤下层冻结：
Figure BDA0003648949340000074
对冻融状态3情形，即土壤上层和下层解冻，土壤深层冻结：
Figure BDA0003648949340000075
对冻融状态4情形，即土壤层没有发生冻结情形：
HS＝0 (28)
伴随着冻土的不断融化，HS由SM开始逐渐变为0；地下水和壤中流的出流系数比例也在变化，地下水和壤中流的出流规律概化为下面的公式：
Figure BDA0003648949340000081
Figure BDA0003648949340000082
Figure BDA0003648949340000083
Figure BDA0003648949340000084
而地面径流的出流规律不变；
S53、出流计算公式如下：
Figure BDA0003648949340000085
Figure BDA0003648949340000086
式(33和(34)中，
R表示时段融冰融雪出流量；
SW0表示时段初积雪持水量；
SW表示时段末积雪持水量；
SL表示积雪持水能力。
本发明另一方面提供了一种适用于高寒地区的径流模拟分析系统，包括划分模块、气温和降水模拟模块、蒸发计算模块、融雪计算模块、产流计算模块和汇流计算模块，
所述划分模块，用于对高寒地区进行划分，将高寒地区的流域划分为不同子流域，将各子流域划分为不同的计算单元；
所述气温和降水模拟模块，用于模拟高寒地区的气温和降水，所述模拟高寒地区的气温是通过建立气温变化模拟模型实现，所述气温变化模拟模型包括气温日间变化的模拟、气温夜间变化的模拟以及气温空间分布的模拟；所述气温日间变化的模拟是基于温度与太阳辐射通量密度为正比例关系，太阳辐射通量密度日变化为正弦曲线的分析，得到气温随时间的日间变化曲线公式化表达；所述气温夜间变化的模拟是通过夜间气温衰减率来表征，所述气温衰减率由前一日日落时的气温和当日最低气温及夜间时间长度计算得或由气温资料分析得到；所述气温空间分布的模拟是根据气温随海拔的增高而呈直线递减这一事实，考虑海拔对于不同水文响应单元面气温模拟的影响来实现；所述模拟高寒地区的降水基于海拔的差异，对各水文响应单元雨量进行插补计算；
所述蒸发计算模块，用于对于水域覆盖情形的水文响应单元，采用彭曼公式计算其蒸发能力；对于冰雪覆盖情形的水文响应单元，冰雪面温度和相应于冰雪面温度的饱和水汽压数据，采用库兹明公式计算冰雪蒸发能力；对于土壤植被覆盖情形的水文响应单元，其上的蒸发包括由植物冠层截留供水的湿润枝叶蒸散发和土壤蒸散发两大部分组成，而土壤蒸散发又由土壤供水的干燥枝叶散发和植物棵间裸露土壤表层蒸发两部分组成；在土壤充分湿润条件下，土壤植被覆盖情形的水文响应单元上面平均散发能力，包含干燥枝叶散发能力、湿润枝叶散发能力、植物棵间裸露土壤表层蒸发能力三部分，由下式计算：
Ep＝Evδc(1-δt)+Epoδcδt+ESoil(1-δc) (35)
其中Ev表示干燥枝叶散发能力，由Penman-Monteith理论公式计算；
Epo表示湿润枝叶散发能力，由Penman公式计算；
Esoil表示植物棵间裸露土壤表层蒸发能力，由改进的Penman-Monteith理论公式计算；
Ep表示平均蒸散发能力；
δc表示植物冠层覆盖度，不同季节在0～1之间取不同值；
δt表示湿润枝叶面积占总枝叶面积的比例；
所述融雪计算模块，用于计算融雪量与有效融水量；所述融雪量采用温度指标法，结合气温的日间与空间模拟计算；所述有效融水当量即实际融水当量，分冰川区和积雪区计算，其中冰川区可能含有积雪，而积雪区不含冰川，当计算地区为冰川区时，如果流域积雪水当量小于总可能的融水当量时，则积雪全部融化，其余部分由冰川融水补给；如果流域积雪水当量能够满足总的融水当量时，则不产生冰川融水；
所述产流计算模块，用于采用新安江模型三分水源的概念来计算地面径流、壤中流、地下径流的产流量，分土壤层是否发生冻结两种情况进行分水源计算，
在土壤层发生冻结情形时，按不同冻融状态，对自由水蓄水库的冻结高度变化进行了模拟，并对地下水和壤中流的出流规律进行了分析：冰川和积雪的持水特点不一样，按积雪特性计算出流，即融雪水以液态水的形式进入积雪中，首先补充积雪液态水蓄水量，当蓄水量满足积雪持水能力时，剩余的融雪水在重力的作用下排出来，成为融雪水出流，即为产流；与土壤的持水能力类似，积雪的持水能力也是不均匀的，取积雪水当量的比率SL作为积雪持水能力平均值，从而更为精细化的实现了高寒地区土壤冻融时的产流过程；
所述汇流计算模块，用于采用“河流-流域”模型进行全流域的汇流计算；采用地貌单位线法进行子流域汇流计算。
本发明又一方面提供了一种计算机可读存储介质，存储有程序，所述程序被处理器执行时，实现所述的适用于高寒地区的径流模拟分析方法。
本发明与现有技术相比，具有如下优点和有益效果：
本发明将土壤概化为三层，并采用土壤温度方程分别计算土壤上层、土壤下层和土壤深层的温度，将土壤层的冻融状态分解为四种，分别计算不同的土壤冻融状态下的蒸散发、产流过程，再结合地貌单位线计算汇流，通过SCE-UA算法进行参数的率定，进而实现对高寒地区降雨径流过程的模拟分析。本发明提升了高寒区水文过程的模拟能力，为高寒地区的水文过程模拟、气候变化的影响分析以及变化环境下的水资源管理等提供支撑。
附图说明
为了更清楚地说明本申请实施例中的技术方案，下面将对实施例描述中所需要使用的附图作简单地介绍，显而易见地，下面描述中的附图仅仅是本申请的一些实施例，对于本领域普通技术人员来讲，在不付出创造性劳动的前提下，还可以根据这些附图获得其他的附图。
图1为本发明实施例适用于高寒地区的径流模拟分析方法的流程图；
图2为本发明实施例适用于高寒地区的径流模拟分析系统的方框图；
图3为本发明实施例存储介质的结构；
图4为本发明实施例流域DEM的示意图；
图5是本发明子流域划分的示意图；
图6是本发明实施例流域控制站1997年流量过程示意图；
图7是本发明实施例流域控制站1998年流量过程示意图；
图8是本发明实施例流域控制站1999年流量过程示意图；
图9是本发明实施例流域控制站2000年流量过程示意图；
图10是本发明实施例流域控制站2001年流量过程示意图；
图11是本发明实施例流域控制站2002年流量过程示意图。
具体实施方式
为了使本技术领域的人员更好地理解本申请方案，下面将结合本申请实施例中的附图，对本申请实施例中的技术方案进行清楚、完整地描述。显然，所描述的实施例仅仅是本申请一部分实施例，而不是全部的实施例。基于本申请中的实施例，本领域技术人员在没有做出创造性劳动前提下所获得的所有其他实施例，都属于本申请保护的范围。
在本申请中提及“实施例”意味着，结合实施例描述的特定特征、结构或特性可以包含在本申请的至少一个实施例中。在说明书中的各个位置出现该短语并不一定均是指相同的实施例，也不是与其它实施例互斥的独立的或备选的实施例。本领域技术人员显式地和隐式地理解的是，本申请所描述的实施例可以与其它实施例相结合。
如图1所示，本实施例提供的一种适用于高寒地区的径流模拟分析方法，包括下述步骤：
S1、对高寒地区进行划分，包括子流域划分与计算单元划分：
S21、子流域划分，
本实施例是基于数字高程模型DEM数据，利用ArcGIS软件进行水文分析，提取流域水系、坡度、坡向等地理信息；根据流域水系和水文观测站的位置，将流域划分为不同子流域。
S22、计算单元划分，
高寒地区流域植被除少数农田外绝大部分为自然状态，土壤、植被随高程的分布规律非常明显，因此，可将流域按高程-土壤-植被之间的关系进行概化，如表1所示。本实施例采用自然子流域-水文响应单元划分法，依据流域DEM、土壤、植被、坡向等数据，将各子流域具体划分为多个高程、土壤、植被和坡向的组合，即划分为不同的计算单元，使得模型能够对流域下垫面和气候因素的时空变异性加以考虑。
表1高程-土壤-植被带
编号 高程(m) 土壤 植被
B1 ≤3500 酸性棕壤、棕壤 山地针叶林、阔叶林混交林带(高山松、川滇高山栎林)
B2 3500～4200 漂灰土 亚高山针叶林带(云杉林、冷杉林和方枝柏林)
B3 4200～4500 棕毡土 高山疏林、灌丛带(多种高山类柳树和杜鹃等)
B4 4500～5000 黑毡土 高山草甸、草原带
B5 ≥5000 砾石滩 高山寒漠带和高山冰雪带
S2、气温和降水量模拟：
S21、气温模拟；
不同于已有研究通常采用的日均温进行模拟，本实施例通过研究气温变化规律，建立气温变化模拟模型对气温的变化进行更为详细的刻画，所述气温变化模拟模型包括气温日间变化的模拟、气温夜间变化的模拟以及气温空间分布的模拟。
S211、气温日间变化主要取决于地面对太阳辐射的收支情况，通常日最低气温出现在每日日出时分，而在正午时(最大太阳高度出现的时间)以后2小时左右达到日最高气温。对于高寒地区，海拔较高，空气稀薄、云层覆盖厚度低，太阳辐射强烈，在正午时以后1～1.5小时左右就能达到日最高气温。假定温度与太阳辐射通量密度为正比例关系，而且太阳辐射通量密度日变化为正弦曲线。由此，气温日间变化的模拟的变化曲线：
Figure BDA0003648949340000121
当tb≤t≤te时 (1)
式中，Tt——白昼间t时刻的气温值(℃)；
Tmin——日最低气温(℃)；
Tmax——日最高气温(℃)；
tb——太阳刚刚升起时刻(h)；
DL——白昼长度(h)；
P——最高气温出现时刻与正午时的时间差(h)。
S212、高寒地区气温的夜间变化情况和日间变化情况有所不同，太阳下山后，夜间的气温呈直线衰减，直到次日太阳升起前达到最低气温。因此，气温夜间变化的模拟可用直线描述，其通式为：
Figure BDA0003648949340000122
式中，te——日落时间(h)；
Te——日落时的气温(℃)；
k——夜间气温衰减率(℃/h)，始终为负。
夜间气温衰减率可由前一日日落时的气温和当日最低气温及夜间时间长度计算得或由气温资料分析得到夜间气温衰减率平均值。
S213、气温空间分布的模拟主要根据气温随海拔的增高而呈直线递减这一规律，即每升高100m温度递减0.57～0.61℃的事实，采用式(6)来进行水文响应单元面平均气温模拟：
Figure BDA0003648949340000123
式中，T0——距水文响应单元最近的气象观测场气温(℃)；
Z0——气象观测场高程(m)；
Z——水文响应单元平均高程(m)；
T——水文响应单元面平均气温(℃)。
S22、降水模拟，
主要基于海拔的差异，对各水文响应单元雨量进行插补，公式为：
P＝P0·[1+0.001(Z-Z0)] (4)
式中，P、Z分别为水文响应单元面平均日雨量(mm)和平均海拔高程(m)；P0、Z0分别为与水文响应单元所在子流域形心同经度的河谷日雨量(mm)和海拔高程(m)。
S3、蒸发计算：
对于水域覆盖情形的水文响应单元，采用彭曼公式计算其蒸发能力；对于冰雪覆盖情形的水文响应单元，冰雪面温度和相应于冰雪面温度的饱和水汽压数据，采用库兹明公式计算冰雪蒸发能力；对于土壤植被覆盖情形的水文响应单元，其上的蒸发包括由植物冠层截留供水的湿润枝叶蒸散发和土壤蒸散发两大部分组成，而土壤蒸散发又由土壤供水的干燥枝叶散发和植物棵间裸露土壤表层蒸发两部分组成。在土壤充分湿润条件下，土壤植被覆盖情形的水文响应单元上面平均散发能力，包含干燥枝叶散发能力、湿润枝叶散发能力、植物棵间裸露土壤表层蒸发能力三部分，可由下式计算：
Ep＝Evδc(1-δt)+Epoδcδt+ESoil(1-δc) (5)
其中Ev——干燥枝叶散发能力，由Penman-Monteith理论公式计算；
Epo——湿润枝叶散发能力，由Penman公式计算；
Esoil——植物棵间裸露土壤表层蒸发能力，由改进的Penman-Monteith理论公式计算；
Ep——平均蒸散发能力；
δc——植物冠层覆盖度(单位土地面积上植物冠层垂直投影面积比例，对于森林称之为郁闭度),不同季节在0～1之间取不同值；
δt——湿润枝叶面积占总枝叶面积的比例。
进一步的，本实施例将土壤分为3层，即土壤上层、土壤下层、土壤深层，采用土壤温度方程分别计算土壤上层、土壤下层和土壤深层的温度，并将土壤层的冻融状态概化为如下4种：
冻融状态1：土壤上层、下层和深层均冻结；
冻融状态2：土壤上层解冻，土壤下层冻结；
冻融状态3：土壤上层和下层解冻，土壤深层冻结；
冻融状态4：土壤上层、下层和深层均解冻。
对于冻土情形，本发明假定土壤蒸散发只在解冻层进行，针对土壤层的具体冻融状态，采用相应的土壤蒸散发计算模型。
对于冻融状态1：
忽略土壤蒸散发，即EU＝0，EL＝0，ED＝0
对于冻融状态2：
按一层模型计算土壤蒸散发，公式如下：
当WU＞EM时，
EU＝EM，EL＝0，ED＝0 (6)
当WU≤EM时，
Figure BDA0003648949340000141
式中，EM＝kpEp，kp是控制水量平衡的蒸发能力折算系数。
对于冻融状态3：
按二层模型计算土壤蒸散发，公式如下：
当WU＞EM时，
EU＝EM，EL＝0，ED＝0 (8)
当WU≤EM时，
Figure BDA0003648949340000142
对于冻融状态4：
对于没有发生冻融现象的土壤层，本专利采用三层蒸发模型计算E，具体表达式为：
当WU＞EM时，
EU＝EM，EL＝0，ED＝0 (10)
当WU≤EM时，
Figure BDA0003648949340000151
当EL'≥C·(EM-EU)时，
EL＝EL'，ED＝0 (12)
当EL'＜C·(EM-EU)时，
若C·(EM-EU)＜WL，则
EL＝C·(EM-EU)，ED＝0， (13)
否则
EL＝WL，ED＝C·(EM-EU)-EL (14)
式中，C是与土壤深层蒸发有关的系数。
土壤实际蒸散发速率为E＝EU+EL+ED。
S4、融雪计算：包括计算融雪量与有效融水量两部分：
融雪量采用温度指标法，结合气温的日间与空间模拟计算，公式如下：
SM＝Mf(Ta-T0) (15)
式中，SM——融雪量(mm/d)；
Mf——融化系数，或称为“度日因子”(mm/(℃·d))；
Ta——气温指标(℃)；
T0——融化临界温度(℃)。
有效融水当量即是实际融水当量。可分冰川区和积雪区计算，其中冰川区可能含有积雪，而积雪区不含冰川。当计算地区为冰川区时，如果流域积雪水当量小于可能总的融水当量Mp时，则积雪全部融化，其余部分由冰川融水补给；如果流域积雪水当量能够满足总的融水当量Mp时，则不产生冰川融水，即：
若SC＜Mp，则
Figure BDA0003648949340000152
若SC≥Mp，则
Figure BDA0003648949340000161
式(34)、(35)中，
SC——流域(欲计算地区)积雪水当量(mm)；
Mp——可能的融水当量(mm)；
MS——有效(实际)融雪水当量(mm)；
MI——有效(实际)融冰水当量(mm)；
当计算地区为积雪区时，融冰水当量为零。
S5、产流计算：
采用新安江模型三分水源的概念来计算地面径流、壤中流、地下径流的产流量，分土壤层是否发生冻结两种情况进行分水源计算。
土壤层没有发生冻结情形：设包气带自由水蓄水容量SM，自由水蓄水容量曲线的方次EX，自由水蓄水容量对地下水的出流系数KG，自由水蓄水容量对壤中流的出流系数KI。计算公式为:
MS＝(1+EX)·SM (18)
Figure BDA0003648949340000162
Figure BDA0003648949340000163
RG＝S·KG·FR (21)
RI＝S·KI·FR (22)
当P-EM≤0，则RS＝0；不然，则
当P-EM+AU＜MS，则
Figure BDA0003648949340000164
否则
RS＝(P-EM+S-SM)·FR (24)
式中S为自由水蓄水深，RS、RI、RG分别是地面径流、壤中流、地下径流的产流量。
土壤层发生冻结情形：由于冻融现象的存在，自由水蓄水库的一部分将被冻结为固体。设自由水蓄水冻结的高度为HS，根据各种概化土壤层的冻融状态确定，计算方法如下：
对冻融状态1情形，即土壤上层、下层和深层均冻结：
HS＝SM (25)
对冻融状态2情形，即土壤上层解冻，土壤下层冻结：
Figure BDA0003648949340000171
对冻融状态3情形，即土壤上层和下层解冻，土壤深层冻结：
Figure BDA0003648949340000172
对冻融状态4情形，即土壤层没有发生冻结情形：
HS＝0 (28)
伴随着冻土的不断融化，HS由SM开始逐渐变为0；地下水和壤中流的出流系数比例也在变化。地下水和壤中流的出流规律概化为下面的公式：
Figure BDA0003648949340000173
Figure BDA0003648949340000174
Figure BDA0003648949340000175
Figure BDA0003648949340000176
而地面径流的出流规律不变。
冰川和积雪的持水特点不一样，计算出流量的时候将所有融水视为融雪水，按积雪特性计算出流。融雪水以液态水的形式进入积雪中，首先补充积雪液态水蓄水量，当蓄水量满足积雪持水能力时，剩余的融雪水在重力的作用下排出来，成为融雪水出流，即为产流。与土壤的持水能力类似，积雪的持水能力也是不均匀的，这跟积雪密度有关，松软的新雪持水能力较大，颗粒状的陈雪持水能力较差，为了简化计算，取积雪水当量的比率SL作为积雪持水能力平均值。出流计算公式如下：
Figure BDA0003648949340000177
Figure BDA0003648949340000178
式(33和(34)中，
R——时段融冰融雪出流量(mm)；
SW0——时段初积雪持水量(mm)；
SW——时段末积雪持水量(mm)；
SL——积雪持水能力。
S6、汇流计算，
流域汇流过程是指降落在流域上的降水，扣除损失后，从流域各处向流域出口断面汇集的过程。本实施例采用“河流-流域”模型进行全流域的汇流计算；采用地貌单位线法进行子流域汇流计算。
需要说明的是，对于前述的各方法实施例，为了简便描述，将其都表述为一系列的动作组合，但是本领域技术人员应该知悉，本发明并不受所描述的动作顺序的限制，因为依据本发明，某些步骤可以采用其它顺序或者同时进行。
基于与上述实施例中的适用于高寒地区的径流模拟分析方法相同的思想，本发明还提供了适用于高寒地区的径流模拟分析系统，该系统可用于执行上述适用于高寒地区的径流模拟分析方法。为了便于说明，适用于高寒地区的径流模拟分析系统实施例的结构示意图中，仅仅示出了与本发明实施例相关的部分，本领域技术人员可以理解，图示结构并不构成对装置的限定，可以包括比图示更多或更少的部件，或者组合某些部件，或者不同的部件布置。
如图2，在本申请的另一个实施例中，提供了一种适用于高寒地区的径流模拟分析系统100，该系统包括划分模块101、气温和降水模拟模块102、蒸发计算模块103、融雪计算模块104、产流计算模块105和汇流计算模块106，
所述划分模块101，用于对高寒地区进行划分，将高寒地区的流域划分为不同子流域，将各子流域划分为不同的计算单元；
所述气温和降水模拟模块102，用于模拟高寒地区的气温和降水，所述模拟高寒地区的气温是通过建立气温变化模拟模型实现，所述气温变化模拟模型包括气温日间变化的模拟、气温夜间变化的模拟以及气温空间分布的模拟；所述气温日间变化的模拟是基于温度与太阳辐射通量密度为正比例关系，太阳辐射通量密度日变化为正弦曲线的分析，得到气温随时间的日间变化曲线公式化表达；所述气温夜间变化的模拟是通过夜间气温衰减率来表征，所述气温衰减率由前一日日落时的气温和当日最低气温及夜间时间长度计算得或由气温资料分析得到；所述气温空间分布的模拟是根据气温随海拔的增高而呈直线递减这一事实，考虑海拔对于不同水文响应单元面气温模拟的影响来实现；所述模拟高寒地区的降水基于海拔的差异，对各水文响应单元雨量进行插补计算；
所述蒸发计算模块103，用于对于水域覆盖情形的水文响应单元，采用彭曼公式计算其蒸发能力；对于冰雪覆盖情形的水文响应单元，冰雪面温度和相应于冰雪面温度的饱和水汽压数据，采用库兹明公式计算冰雪蒸发能力；对于土壤植被覆盖情形的水文响应单元，其上的蒸发包括由植物冠层截留供水的湿润枝叶蒸散发和土壤蒸散发两大部分组成，而土壤蒸散发又由土壤供水的干燥枝叶散发和植物棵间裸露土壤表层蒸发两部分组成；在土壤充分湿润条件下，土壤植被覆盖情形的水文响应单元上面平均散发能力，包含干燥枝叶散发能力、湿润枝叶散发能力、植物棵间裸露土壤表层蒸发能力三部分，由下式计算：
Ep＝Evδc(1-δt)+Epoδcδt+ESoil(1-δc) (5)
其中Ev表示干燥枝叶散发能力，由Penman-Monteith理论公式计算；
Epo表示湿润枝叶散发能力，由Penman公式计算；
Esoil表示植物棵间裸露土壤表层蒸发能力，由改进的Penman-Monteith理论公式计算；
Ep表示平均蒸散发能力；
δc表示植物冠层覆盖度，不同季节在0～1之间取不同值；
δt表示湿润枝叶面积占总枝叶面积的比例；
所述融雪计算模块104，用于计算融雪量与有效融水量；所述融雪量采用温度指标法，结合气温的日间与空间模拟计算；所述有效融水当量即实际融水当量，分冰川区和积雪区计算，其中冰川区可能含有积雪，而积雪区不含冰川，当计算地区为冰川区时，如果流域积雪水当量小于总可能的融水当量时，则积雪全部融化，其余部分由冰川融水补给；如果流域积雪水当量能够满足总的融水当量时，则不产生冰川融水；
所述产流计算模块105，用于采用新安江模型三分水源的概念来计算地面径流、壤中流、地下径流的产流量，分土壤层是否发生冻结两种情况进行分水源计算，
在土壤层发生冻结情形时，按不同冻融状态，对自由水蓄水库的冻结高度变化进行了模拟，并对地下水和壤中流的出流规律进行了分析：冰川和积雪的持水特点不一样，按积雪特性计算出流，即融雪水以液态水的形式进入积雪中，首先补充积雪液态水蓄水量，当蓄水量满足积雪持水能力时，剩余的融雪水在重力的作用下排出来，成为融雪水出流，即为产流；与土壤的持水能力类似，积雪的持水能力也是不均匀的，取积雪水当量的比率SL作为积雪持水能力平均值，从而更为精细化的实现了高寒地区土壤冻融时的产流过程；
所述汇流计算模块106，用于采用“河流-流域”模型进行全流域的汇流计算；采用地貌单位线法进行子流域汇流计算。
需要说明的是，本发明的适用于高寒地区的径流模拟分析系统与本发明的适用于高寒地区的径流模拟分析方法一一对应，在上述适用于高寒地区的径流模拟分析方法的实施例阐述的技术特征及其有益效果均适用于高寒地区的径流模拟分析的实施例中，具体内容可参见本发明方法实施例中的叙述，此处不再赘述，特此声明。
此外，上述实施例的适用于高寒地区的径流模拟分析系统的实施方式中，各程序模块的逻辑划分仅是举例说明，实际应用中可以根据需要，例如出于相应硬件的配置要求或者软件的实现的便利考虑，将上述功能分配由不同的程序模块完成，即将所述适用于高寒地区的径流模拟分析系统的内部结构划分成不同的程序模块，以完成以上描述的全部或者部分功能。
如图3，在本申请的另一个实施例中，还提供了一种计算机可读存储介质，存储有程序，所述程序被处理器执行时，实现所述的适用于高寒地区的径流模拟分析方法，具体为：
S1、对高寒地区进行划分，将高寒地区的流域划分为不同子流域，将各子流域划分为不同的计算单元；
S2、模拟高寒地区的气温和降水；
所述模拟高寒地区的气温是通过建立气温变化模拟模型实现，所述气温变化模拟模型包括气温日间变化的模拟、气温夜间变化的模拟以及气温空间分布的模拟；所述气温日间变化的模拟是基于温度与太阳辐射通量密度为正比例关系，太阳辐射通量密度日变化为正弦曲线的分析，得到气温随时间的日间变化曲线公式化表达；所述气温夜间变化的模拟是通过夜间气温衰减率来表征，所述气温衰减率由前一日日落时的气温和当日最低气温及夜间时间长度计算得或由气温资料分析得到；所述气温空间分布的模拟是根据气温随海拔的增高而呈直线递减这一事实，考虑海拔对于不同水文响应单元面气温模拟的影响来实现；
所述模拟高寒地区的降水基于海拔的差异，对各水文响应单元雨量进行插补计算；
S3、蒸发计算，对于水域覆盖情形的水文响应单元，采用彭曼公式计算其蒸发能力；对于冰雪覆盖情形的水文响应单元，冰雪面温度和相应于冰雪面温度的饱和水汽压数据，采用库兹明公式计算冰雪蒸发能力；对于土壤植被覆盖情形的水文响应单元，其上的蒸发包括由植物冠层截留供水的湿润枝叶蒸散发和土壤蒸散发两大部分组成，而土壤蒸散发又由土壤供水的干燥枝叶散发和植物棵间裸露土壤表层蒸发两部分组成；在土壤充分湿润条件下，土壤植被覆盖情形的水文响应单元上面平均散发能力，包含干燥枝叶散发能力、湿润枝叶散发能力、植物棵间裸露土壤表层蒸发能力三部分，由下式计算：
Ep＝Evδc(1-δt)+Epoδcδt+ESoil(1-δc) (5)
其中Ev表示干燥枝叶散发能力，由Penman-Monteith理论公式计算；
Epo表示湿润枝叶散发能力，由Penman公式计算；
Esoil表示植物棵间裸露土壤表层蒸发能力，由改进的Penman-Monteith理论公式计算；
Ep表示平均蒸散发能力；
δc表示植物冠层覆盖度，不同季节在0～1之间取不同值；
δt表示湿润枝叶面积占总枝叶面积的比例；
S4、融雪计算，包括计算融雪量与有效融水量两部分；
所述融雪量采用温度指标法，结合气温的日间与空间模拟计算；
所述有效融水当量即实际融水当量，分冰川区和积雪区计算，其中冰川区可能含有积雪，而积雪区不含冰川，当计算地区为冰川区时，如果流域积雪水当量小于总可能的融水当量Mp时，则积雪全部融化，其余部分由冰川融水补给；如果流域积雪水当量能够满足总的融水当量Mp时，则不产生冰川融水；
S5、产流计算，采用新安江模型三分水源的概念来计算地面径流、壤中流、地下径流的产流量，分土壤层是否发生冻结两种情况进行分水源计算，
在土壤层发生冻结情形时，按不同冻融状态，对自由水蓄水库的冻结高度变化进行了模拟，并对地下水和壤中流的出流规律进行了分析：冰川和积雪的持水特点不一样，按积雪特性计算出流，即融雪水以液态水的形式进入积雪中，首先补充积雪液态水蓄水量，当蓄水量满足积雪持水能力时，剩余的融雪水在重力的作用下排出来，成为融雪水出流，即为产流；与土壤的持水能力类似，积雪的持水能力也是不均匀的，取积雪水当量的比率SL作为积雪持水能力平均值，从而更为精细化的实现了高寒地区土壤冻融时的产流过程；
S6、汇流计算，采用“河流-流域”模型进行全流域的汇流计算；采用地貌单位线法进行子流域汇流计算。
通过以上步骤搭建模型，流域DEM如图4所示，子流域划分结果如图5所示，搭建完成后对模型中的参数采用SCE-UA算法进行率定，SCE-UA算法的参数设置为：复合体多边形的顶点数(m)为39，复合型进化时的取样数目为20，每个子复合体进化的迭代步数(z)为39，进化过程复合型的最小数目为20，复合型的总数为780。
模型中的参数包括以下四类：
(1)植被参数，包括植物冠层覆盖度、植物叶面指数、植被层平均高度、植物根系厚度、植被生物量、植被叶面气孔最小阻抗、植物冠层储水容量、短波放射反射率等。
(2)土壤参数，包括土壤上层(腐植层和草的根系涵盖土壤上层)厚度、土壤下层(灌木和农作物的根系涵盖土壤上层和土壤下层)厚度、土壤深层(树木根系涵盖土壤上层、土壤下层和土壤深层)厚度、土壤体积密度、土壤热容量、土壤田间持水率、土壤凋萎含水率等。
(3)新安江模型参数，包括蒸散发参数、产流参数、分水源参数、汇流参数、马斯京根参数等。
(4)其它参数，包括气温模拟参数、积雪融雪参数等。
植被参数、土壤参数等参数具有明确的物理意义，可以根据观测实验数据和有关研究成果，结合本流域的实际情况确定参数的取值；新安江模型有关参数，可参考新安江模型的应用经验根据实测资料率定；其中WM、WUM、WLM、WDM可以根据土壤田间持水率、土壤凋萎含水率、土壤层厚度确定；其余参数用实测水文气象资料率定模型确定。
采用流域1997～2001年和2002年的逐日水文气象资料系列对所提出的模型进行率定和验证。模型率定和验证误差统计见表2，模型模拟效果见图6～11。
表2模型率定和验证误差统计
Figure BDA0003648949340000221
从表中可以看出，模型对于径流的拟合效果径流相对误差均小于10％，峰值相对误差均小于15％，确定性系数均大于0.84，模型能够较好的模拟高寒地区降雨径流过程。
综上，本发明通过综合考虑海拔的影响以及气温的日间分布，更为精细的模拟了高寒地区的气温和降水，通过将土壤概化为三层，并采用土壤温度方程分别计算土壤上层、土壤下层和土壤深层的温度，并将土壤层的冻融状态分解为四种，并分别计算不同的土壤冻融状态下的蒸散发、产流过程，结合地貌单位线计算汇流，通过SCE-UA算法进行参数的率定，进而实现对高寒地区降雨径流过程的模拟分析。本发明可为提升高寒区水文过程的模拟能力为高寒地区的水文过程模拟、气候变化的影响分析以及变化环境下的水资源管理等提供支撑。
本领域普通技术人员可以理解实现上述实施例方法中的全部或部分流程，是可以通过计算机程序来指令相关的硬件来完成，所述的程序可存储于一非易失性计算机可读取存储介质中，该程序在执行时，可包括如上述各方法的实施例的流程。其中，本申请所提供的各实施例中所使用的对存储器、存储、数据库或其它介质的任何引用，均可包括非易失性和/或易失性存储器。非易失性存储器可包括只读存储器(ROM)、可编程ROM(PROM)、电可编程ROM(EPROM)、电可擦除可编程ROM(EEPROM)或闪存。易失性存储器可包括随机存取存储器(RAM)或者外部高速缓冲存储器。作为说明而非局限，RAM以多种形式可得，诸如静态RAM(SRAM)、动态RAM(DRAM)、同步DRAM(SDRAM)、双数据率SDRAM(DDRSDRAM)、增强型SDRAM(ESDRAM)、同步链路(Synchlink)DRAM(SLDRAM)、存储器总线(Rambus)直接RAM(RDRAM)、直接存储器总线动态RAM(DRDRAM)、以及存储器总线动态RAM(RDRAM)等。
以上实施例的各技术特征可以进行任意的组合，为使描述简洁，未对上述实施例中的各个技术特征所有可能的组合都进行描述，然而，只要这些技术特征的组合不存在矛盾，都应当认为是本说明书记载的范围。
上述实施例为本发明较佳的实施方式，但本发明的实施方式并不受上述实施例的限制，其他的任何未背离本发明的精神实质与原理下所作的改变、修饰、替代、组合、简化，均应为等效的置换方式，都包含在本发明的保护范围之内。

Claims (10)

1.适用于高寒地区的径流模拟分析方法，其特征在于，包括下述步骤：
S1、对高寒地区进行划分，将高寒地区的流域划分为不同子流域，将各子流域划分为不同的计算单元；
S2、模拟高寒地区的气温和降水；
所述模拟高寒地区的气温是通过建立气温变化模拟模型实现，所述气温变化模拟模型包括气温日间变化的模拟、气温夜间变化的模拟以及气温空间分布的模拟；所述气温日间变化的模拟是基于温度与太阳辐射通量密度为正比例关系，太阳辐射通量密度日变化为正弦曲线的分析，得到气温随时间的日间变化曲线公式化表达；所述气温夜间变化的模拟是通过夜间气温衰减率来表征，所述气温衰减率由前一日日落时的气温和当日最低气温及夜间时间长度计算得或由气温资料分析得到；所述气温空间分布的模拟是根据气温随海拔的增高而呈直线递减这一事实，考虑海拔对于不同水文响应单元面气温模拟的影响来实现；
所述模拟高寒地区的降水基于海拔的差异，对各水文响应单元雨量进行插补计算；
S3、蒸发计算，对于水域覆盖情形的水文响应单元，采用彭曼公式计算其蒸发能力；对于冰雪覆盖情形的水文响应单元，冰雪面温度和相应于冰雪面温度的饱和水汽压数据，采用库兹明公式计算冰雪蒸发能力；对于土壤植被覆盖情形的水文响应单元，其上的蒸发包括由植物冠层截留供水的湿润枝叶蒸散发和土壤蒸散发两大部分组成，而土壤蒸散发又由土壤供水的干燥枝叶散发和植物棵间裸露土壤表层蒸发两部分组成；在土壤充分湿润条件下，土壤植被覆盖情形的水文响应单元上面平均散发能力，包含干燥枝叶散发能力、湿润枝叶散发能力、植物棵间裸露土壤表层蒸发能力三部分，由下式计算：
Ep＝Evδc(1-δt)+Epoδcδt+ESoil(1-δc)
其中Ev表示干燥枝叶散发能力，由Penman-Monteith理论公式计算；
Epo表示湿润枝叶散发能力，由Penman公式计算；
Esoil表示植物棵间裸露土壤表层蒸发能力，由改进的Penman-Monteith理论公式计算；
Ep表示平均蒸散发能力；
δc表示植物冠层覆盖度，不同季节在0～1之间取不同值；
δt表示湿润枝叶面积占总枝叶面积的比例；
S4、融雪计算，包括计算融雪量与有效融水量两部分；
所述融雪量采用温度指标法，结合气温的日间与空间模拟计算；
所述有效融水当量即实际融水当量，分冰川区和积雪区计算，其中冰川区可能含有积雪，而积雪区不含冰川，当计算地区为冰川区时，如果流域积雪水当量小于总可能的融水当量Mp时，则积雪全部融化，其余部分由冰川融水补给；如果流域积雪水当量能够满足总的融水当量Mp时，则不产生冰川融水；
S5、产流计算，采用新安江模型三分水源的概念来计算地面径流、壤中流、地下径流的产流量，分土壤层是否发生冻结两种情况进行分水源计算，
在土壤层发生冻结情形时，按不同冻融状态，对自由水蓄水库的冻结高度变化进行了模拟，并对地下水和壤中流的出流规律进行了分析：冰川和积雪的持水特点不一样，按积雪特性计算出流，即融雪水以液态水的形式进入积雪中，首先补充积雪液态水蓄水量，当蓄水量满足积雪持水能力时，剩余的融雪水在重力的作用下排出来，成为融雪水出流，即为产流；与土壤的持水能力类似，积雪的持水能力也是不均匀的，取积雪水当量的比率SL作为积雪持水能力平均值，从而更为精细化的实现了高寒地区土壤冻融时的产流过程；
S6、汇流计算，采用“河流-流域”模型进行全流域的汇流计算；采用地貌单位线法进行子流域汇流计算。
2.根据权利要求1所述适用于高寒地区的径流模拟分析方法，其特征在于，步骤S1中，所述对高寒地区进行划分，包括子流域划分与计算单元划分；
所述子流域划分是基于数字高程模型DEM数据，利用ArcGIS软件进行水文分析，提取流域水系、坡度、坡向的地理信息；根据流域水系和水文观测站的位置，将流域划分为不同子流域；
所述计算单元划分是将流域按高程-土壤-植被之间的关系进行概化，采用自然子流域-水文响应单元划分法，依据流域DEM、土壤、植被、坡向数据，将各子流域具体划分为多个高程、土壤、植被和坡向的组合，即划分为不同的计算单元。
3.根据权利要求2所述适用于高寒地区的径流模拟分析方法，其特征在于，所述将流域按高程-土壤-植被之间的关系进行概化，具体为：
高程≤3500m，土壤为酸性棕壤、棕壤，植被为山地针叶林、阔叶林混交林带；
高程在3500～4200m时，土壤为漂灰土，植被为亚高山针叶林带；
高程在4200～4500m时，土壤为棕毡土，植被为高山疏林、灌丛带；
高程在4500～5000m时，土壤为黑毡土，植被为高山草甸、草原带；
高程≥5000m时，土壤为砾石滩，植被为高山寒漠带和高山冰雪带。
4.根据权利要求1所述适用于高寒地区的径流模拟分析方法，其特征在于，所述气温日间变化的模拟中，气温随时间的日间变化曲线如下：
Figure FDA0003648949330000031
式中，Tt表示白昼间t时刻的气温值；
Tmin表示日最低气温；
Tmax表示日最高气温；
tb表示日出时刻；
DL表示白昼长度；
P表示最高气温出现时刻与正午时的时间差；
所述气温夜间变化的模拟中，夜间的气温衰减用直线描述，其通式为：
Figure FDA0003648949330000032
式中，te表示日落时刻；
Te表示日落时的气温；
k表示夜间气温衰减率，该气温衰减率始终为负；
所述气温空间分布的模拟是根据气温随海拔的增高而呈直线递减这一规律，即每升高100m温度递减0.57～0.61℃的事实，采用下式进行气温空间分布的模拟；
Figure FDA0003648949330000033
式中，T0表示距水文响应单元最近的气象观测场气温；
Z0表示气象观测场高程；
Z表示水文响应单元平均高程；
T表示水文响应单元面平均气温。
5.根据权利要求1所述适用于高寒地区的径流模拟分析方法，其特征在于，对各水文响应单元雨量进行插补，公式为：
P＝P0·[1+0.001(Z-Z0)] (4)
式中，P、Z分别为水文响应单元面平均日雨量和平均海拔高程；
P0、Z0分别为与水文响应单元所在子流域形心同经度的河谷日雨量和海拔高程。
6.根据权利要求1所述适用于高寒地区的径流模拟分析方法，其特征在于，在步骤S3中，将土壤分为3层，即土壤上层、土壤下层和土壤深层；采用土壤温度方程分别计算土壤上层、土壤下层和土壤深层的温度，并将土壤层的冻融状态概化为如下4种：
冻融状态1：土壤上层、下层和深层均冻结；
冻融状态2：土壤上层解冻，土壤下层冻结；
冻融状态3：土壤上层和下层解冻，土壤深层冻结；
冻融状态4：土壤上层、下层和深层均解冻；
对于冻土情形，假定土壤蒸散发只在解冻层进行，针对土壤层的具体冻融状态，采用相应的土壤蒸散发计算模型；
对于冻融状态1：
忽略土壤蒸散发，即
EU＝0，EL＝0，ED＝0 (5)
对于冻融状态2：
按一层模型计算土壤蒸散发，公式如下：
当WU＞EM时，
EU＝EM，EL＝0，ED＝0 (6)
当WU≤EM时，
Figure FDA0003648949330000041
式中，EM＝kpEp，kp是控制水量平衡的蒸发能力折算系数；
对于冻融状态3：
按二层模型计算土壤蒸散发，公式如下：
当WU＞EM时，
EU＝EM，EL＝0，ED＝0 (8)
当WU≤EM时，
Figure FDA0003648949330000042
对于冻融状态4：
对于没有发生冻融现象的土壤层，采用三层蒸发模型计算E，具体表达式为：
当WU＞EM时，
EU＝EM，EL＝0，ED＝0 (10)
当WU≤EM时，
Figure FDA0003648949330000051
当EL'≥C·(EM-EU)时，
EL＝EL'，ED＝0 (12)
当EL'＜C·(EM-EU)时，
若C·(EM-EU)＜WL，则
EL＝C·(EM-EU)，ED＝0 (13)
否则
EL＝WL，ED＝C·(EM-EU)-EL (14)
式中，C是与土壤深层蒸发有关的系数；
土壤实际蒸散发速率为E＝EU+EL+ED。
7.根据权利要求1所述适用于高寒地区的径流模拟分析方法，其特征在于，步骤S4中，所述融雪量的计算公式如下：
SM＝Mf(Ta-T0) (15)
式中，SM表示融雪量；
Mf表示融化系数，或称为“度日因子”；
Ta表示气温指标；
T0表示融化临界温度；
所述有效融雪量的计算公式如下，
若SC＜Mp，则
Figure FDA0003648949330000052
若SC≥Mp，则
Figure FDA0003648949330000053
式(16)、(17)中，
SC表示流域积雪水当量；
Mp表示可能的融水当量；
MS表示有效融雪水当量；
MI表示有效融冰水当量；
当计算地区为积雪区时，融冰水当量为零。
8.根据权利要求1所述适用于高寒地区的径流模拟分析方法，其特征在于，步骤S5中，
S51、土壤层没有发生冻结情形：设包气带自由水蓄水容量SM，自由水蓄水容量曲线的方次EX，自由水蓄水容量对地下水的出流系数KG，自由水蓄水容量对壤中流的出流系数KI，计算公式为:
MS＝(1+EX)·SM (18)
Figure FDA0003648949330000061
Figure FDA0003648949330000062
RG＝S·KG·FR (21)
RI＝S·KI·FR (22)
当P-EM≤0，则RS＝0；
当P-EM+AU＜MS，则
Figure FDA0003648949330000063
否则
RS＝(P-EM+S-SM)·FR (24)
式中S为自由水蓄水深，RS、RI、RG分别是地面径流、壤中流、地下径流的产流量；
S52、土壤层发生冻结情形：由于冻融现象的存在，自由水的一部分将被冻结为固体，设自由水蓄水冻结的高度为HS，根据各种概化土壤层的冻融状态确定，计算方法如下：
对冻融状态1情形，即土壤上层、下层和深层均冻结：
HS＝SM (25)
对冻融状态2情形，即土壤上层解冻，土壤下层冻结：
Figure FDA0003648949330000064
对冻融状态3情形，即土壤上层和下层解冻，土壤深层冻结：
Figure FDA0003648949330000065
对冻融状态4情形，即土壤层没有发生冻结情形：
HS＝0 (28)
伴随着冻土的不断融化，HS由SM开始逐渐变为0；地下水和壤中流的出流系数比例也在变化，地下水和壤中流的出流规律概化为下面的公式：
Figure FDA0003648949330000071
Figure FDA0003648949330000072
Figure FDA0003648949330000073
Figure FDA0003648949330000074
而地面径流的出流规律不变；
S53、出流计算公式如下：
Figure FDA0003648949330000075
Figure FDA0003648949330000076
式(33和(34)中，
R表示时段融冰融雪出流量；
SW0表示时段初积雪持水量；
SW表示时段末积雪持水量；
SL表示积雪持水能力。
9.适用于高寒地区的径流模拟分析系统，其特征在于，包括划分模块、气温和降水模拟模块、蒸发计算模块、融雪计算模块、产流计算模块和汇流计算模块，
所述划分模块，用于对高寒地区进行划分，将高寒地区的流域划分为不同子流域，将各子流域划分为不同的计算单元；
所述气温和降水模拟模块，用于模拟高寒地区的气温和降水，所述模拟高寒地区的气温是通过建立气温变化模拟模型实现，所述气温变化模拟模型包括气温日间变化的模拟、气温夜间变化的模拟以及气温空间分布的模拟；所述气温日间变化的模拟是基于温度与太阳辐射通量密度为正比例关系，太阳辐射通量密度日变化为正弦曲线的分析，得到气温随时间的日间变化曲线公式化表达；所述气温夜间变化的模拟是通过夜间气温衰减率来表征，所述气温衰减率由前一日日落时的气温和当日最低气温及夜间时间长度计算得或由气温资料分析得到；所述气温空间分布的模拟是根据气温随海拔的增高而呈直线递减这一事实，考虑海拔对于不同水文响应单元面气温模拟的影响来实现；所述模拟高寒地区的降水基于海拔的差异，对各水文响应单元雨量进行插补计算；
所述蒸发计算模块，用于对于水域覆盖情形的水文响应单元，采用彭曼公式计算其蒸发能力；对于冰雪覆盖情形的水文响应单元，冰雪面温度和相应于冰雪面温度的饱和水汽压数据，采用库兹明公式计算冰雪蒸发能力；对于土壤植被覆盖情形的水文响应单元，其上的蒸发包括由植物冠层截留供水的湿润枝叶蒸散发和土壤蒸散发两大部分组成，而土壤蒸散发又由土壤供水的干燥枝叶散发和植物棵间裸露土壤表层蒸发两部分组成；在土壤充分湿润条件下，土壤植被覆盖情形的水文响应单元上面平均散发能力，包含干燥枝叶散发能力、湿润枝叶散发能力、植物棵间裸露土壤表层蒸发能力三部分，由下式计算：
Ep＝Evδc(1-δt)+Epoδcδt+ESoil(1-δc) (35)
其中Ev表示干燥枝叶散发能力，由Penman-Monteith理论公式计算；
Epo表示湿润枝叶散发能力，由Penman公式计算；
Esoil表示植物棵间裸露土壤表层蒸发能力，由改进的Penman-Monteith理论公式计算；
Ep表示平均蒸散发能力；
δc表示植物冠层覆盖度，不同季节在0～1之间取不同值；
δt表示湿润枝叶面积占总枝叶面积的比例；
所述融雪计算模块，用于计算融雪量与有效融水量；所述融雪量采用温度指标法，结合气温的日间与空间模拟计算；所述有效融水当量即实际融水当量，分冰川区和积雪区计算，其中冰川区可能含有积雪，而积雪区不含冰川，当计算地区为冰川区时，如果流域积雪水当量小于总可能的融水当量时，则积雪全部融化，其余部分由冰川融水补给；如果流域积雪水当量能够满足总的融水当量时，则不产生冰川融水；
所述产流计算模块，用于采用新安江模型三分水源的概念来计算地面径流、壤中流、地下径流的产流量，分土壤层是否发生冻结两种情况进行分水源计算，
在土壤层发生冻结情形时，按不同冻融状态，对自由水蓄水库的冻结高度变化进行了模拟，并对地下水和壤中流的出流规律进行了分析：冰川和积雪的持水特点不一样，按积雪特性计算出流，即融雪水以液态水的形式进入积雪中，首先补充积雪液态水蓄水量，当蓄水量满足积雪持水能力时，剩余的融雪水在重力的作用下排出来，成为融雪水出流，即为产流；与土壤的持水能力类似，积雪的持水能力也是不均匀的，取积雪水当量的比率SL作为积雪持水能力平均值，从而更为精细化的实现了高寒地区土壤冻融时的产流过程；
所述汇流计算模块，用于采用“河流-流域”模型进行全流域的汇流计算；采用地貌单位线法进行子流域汇流计算。
10.一种计算机可读存储介质，存储有程序，其特征在于，所述程序被处理器执行时，实现权利要求1-8任一项所述的适用于高寒地区的径流模拟分析方法。
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