全球气候变化对水资源系统影响重大, 气候变化对水文循环的影响也是21世纪水文科学研究的前沿问题之一(王顺久, 2006; 徐宗学和李景玉, 2010; 林凯荣等, 2012)。气候变化与频繁人类活动的影响导致流域水文水循环物理条件和机制发生变化(谢平等, 2009), 从而增加了水资源系统演变的复杂性和不确定性, 为气候变化背景下水资源利用与安全带来新的挑战(金菊良等, 2008; 张翔和夏军, 2010; 徐宗学等, 2015), 例如气候变暖及人类活动影响致使黄河源区下垫面渗蓄特性及产汇流条件发生变化(蓝永超等, 2010), 从而对黄河流域水资源配置与调度造成重大影响(贾仰文等, 2008)。积雪对气候变化反映极为敏感(Wang and Li, 2006), 积雪面积、深度、反射率等积雪参数也是全球能量平衡的重要参数。区域积雪变化不仅引起当地气候环境变化, 而且制约地气系统的质量能量交换, 从而影响大范围甚至全球气候的变化进程(Wang and Li, 2006), 因此积雪变化及其影响研究也成为全球气候变化研究的重要组成部分, 受到国内外学者和社会的普遍关注。

北半球积雪是全球气候异常和变化的重要指示器(Fichefet and Morales, 1999; David et al, 2013), 该地区冬季积雪覆盖最多可达40%, 其中欧亚大陆积雪以其巨大体量决定了积雪深度或面积在地表与大气能量、水汽平衡及水循环过程中的重要作用(Kazuyoshi and Wang, 2008)。在高寒地区积雪及融雪对河川径流也具有重要的影响, 气候变暖通过改变冰雪冻融过程直接影响高、中纬度地区以融雪径流补给为主的流域水资源及生态系统(丁永建和秦大河, 2009), 融雪过程的准确模拟也成为寒区水文过程准确模拟的关键(王国庆等, 2011, 2014)。气候变化促使冰川运动与积雪分布产生波动(康尔泗等, 2002), 必然对水文过程产生较大影响(Rango, 1995), 进而影响融雪径流的产生(Lettenmaier and Gan, 1990), 例如北方地区河流径流量与积雪覆盖范围和覆盖率就存在显著的负相关关系(Tong et al, 2010), 又如气温增高会造成北美和欧洲多个积雪区域春季融雪径流显著增加(Rango and Martinec, 1995)。研究还表明积雪通过影响降水、蒸发等改变水文循环, 从而改变区域水资源的季节分配(Ma et al, 2011), 高寒地区积雪, 特别是季节性积雪变化的准确预测, 更是该地区河川径流准确预测的重要前提(Caleb and Hamid, 2011), 有的地方甚至通过冬春积雪变化确定区域水资源供给方案(Dorothy et al, 1995)。全球变暖加速了青藏高原(下称高原)冰川退缩和积雪融化引发的水资源时空分布和水循环过程的变化(姚檀栋等, 2013), 也正好对高寒地区的产汇流机理产生重大影响(Koboltschnig et al, 2009), 高原冰川-积雪-冻土-河流-湖泊多圈层水文相互作用机理研究亟待深入(Wang et al, 2009b), 以便为准确描述高原水文过程、提升高原水资源和水灾害模拟预测能力提供理论基础(王磊等, 2014)。因此, 积雪融雪也是高寒地区重要的水文现象(Tekeli et al, 2005; Su et al, 2011; 郝振纯等, 2013), 积雪对水资源的影响不可忽视(马丽娟和秦大河, 2012)。

高原积雪作为欧亚乃至北半球雪盖的重要组成部分, 既是全球气候变化的敏感区, 也对其周边地区水资源系统造成重要影响。素有“世界屋脊”之称的青藏高原西起70°E, 东至105°E, 南起25°N, 北至45°N, 占我国陆地面积的1/4, 平均海拔4000 m以上, 是世界上中纬度地区最大的现代冰川分布区, 以冰川、雪盖等形态储存了巨大的水资源, 是西南地区、全国乃至东南亚主要江河发源地, 比如我国的黄河、长江、怒江、澜沧江、雅鲁藏布江、塔里木河等, 还有印度的恒河、印度河等均发源于青藏高原, 有“中华水塔”和“亚洲水塔”之称, 因此, 高原积雪变化对我国水资源有着重要的影响(王顺久, 2008)。丁永建和张世强(2015)的研究表明, 高原积雪与我国旱涝灾害在气候上存在内在关联, 1980-2001年间发生的长江中下游洪涝灾害中, 65%都与高原前一个冬季积雪面积偏大有关。高原积雪对于水资源影响主要体现在两个方面:一方面, 高原积雪通过改变高原热通量(董敏和余建锐, 1997)、热力过程(钟爱华等, 2010)以及高原上空大气垂直运动(李庆和陈月娟, 2006)等对未来大气环流和天气气候系统造成较长时效的影响(陈烈庭和阎志新, 1979, 1981), 从而改变区域或流域大范围的降水和蒸发等, 进而造成水资源变化; 另一方面, 融雪径流作为高原地区河川径流的重要补给形式, 积雪变化直接影响到河川径流量变化, 例如高原积雪, 特别是冬季积雪的多少, 直接影响我国来年春夏季径流量的大小。

基于上述原因, 学者们对高原积雪变化及其对我国水资源系统的影响也开展了大量的研究, 目前主要集中在高原积雪对降水、洪涝干旱等的影响及其可预报性等方面, 本文也重点关注这两个方面的研究成果。

高原积雪期主要集中在10月至次年5月(王叶堂等, 2007)。高原雪盖在9月中旬开始建立, 10月中旬至11月底迅速发展, 12月至次年2月达到鼎盛时期, 1月达到高峰, 并于2月中旬开始逐步消退, 消退过程可持续到6月(朱玉祥和丁一汇, 2007; 郭建平等, 2016)。

高原雪盖在其鼎盛时节覆盖面积约占高原总面积的79%(李培基, 1995), 然而, 高原积雪的空间分布极其不均, 大致呈现出四周山区多、腹地少, 两侧多、中间少的分布特征。其中, 高原东部、藏东南地区、克什米尔以及帕米尔高原是高原的多雪区, 高原腹地则是少雪区(Chang et al, 1992; 韦志刚等, 2002; 延昊, 2005; 王叶堂等, 2007; 马丽娟, 2008; 胡豪然和梁玲, 2014)。高原东部区域的积雪变化最显著(李培基, 1996), 而高原积雪年季节变化也主要发生在该地区, 高原东部积雪主导了整个高原积雪的年际变化(柯长青和李培基, 1998; Yasunari et al, 1998), 因此该地区的积雪异常更值得关注(Qian et al, 2003)。图 1给出了依据1967-2012年地面站点观测数据绘制的高原东部年降雪空间分布。

图 1(Figure 1)

图 1 青藏高原东部年降雪空间分布(单位: mm) ●表示气象站位置(胡豪然和梁玲, 2014) Figure 1 Spatial distribution of annual snowfall at the east of Qinghai-Tibetan Plateau. Unit: mm. The black dots denotes meteorological station (from Hu and Liang, 2014)

20世纪60年代以来, 高原积雪出现了两个呈明显增加趋势的时段, 首先是20世纪60-80年代高原积雪年际波动幅度明显增加, 积雪急剧增厚(柯长青和李培基, 1998; Zhang and Wang, 2004), 其次是1982-2000年间高原积雪覆盖再次呈现增加趋势(徐兴奎等, 2005), 然后在20世纪末21世纪初再次突变进入少雪期(高荣等, 2003; 宋燕等, 2011; 胡豪然和梁玲, 2013), 其中高原冬季积雪在20世纪60年代后期(1967-1968年附近)经历了一次气候突变, 由多雪转向少雪(高文良等, 2004)。进入21世纪, 高原积雪年际变化差异较大, 在2000-2005年间高原积雪面积总体上呈现冬春季减少夏秋季增加的变化趋势(王叶堂等, 2007), 而位于高原西南部的西藏高原年均积雪面积则呈微弱减少态势, 其中秋冬积雪面积略显上升, 春季略有减少, 且夏季减少趋势显著(除多, 2016)。1979-2010年高原年、季积雪深度均呈显著增加趋势, 尤以冬季增加最为明显(白淑英等, 2014)。胡豪然和梁玲(2014)研究表明高原东部年季积雪除秋季外均表现出“少雪-多雪-少雪”的年代际变化特征(图 2), 20世纪80年代末(1987年附近)发生的由少到多突变的特征只是在冬季表现显著(周利敏等, 2016), 20世纪末(1997年附近), 由多到少的突变却在冬春两季中均表现显著(胡豪然和伍清, 2016)。林志强等(2014)通过对地面站点观测资料的研究, 表明近31年(1980-2010年)以来西藏高原年降雪频次总体也呈减少趋势。高原冬春积雪同样具有显著的年代际变化特征, 20世纪80年代为多雪期, 80年代后期进入少雪期; 而当年10月至次年2月的积雪则在20世纪90年代后期转折进入多雪期, 到2000年后再次进入少雪期(伯玥等, 2014)。根据国际耦合模式比较计划第五阶段(CMIP5) 多模式集合模拟结果研究表明, 相对于1986-2005年高原积雪在未来近百年(2016-2099年)也呈显著下降趋势(Shi and Wang, 2015)。另一方面, 依据地面观测资料分析, 得出高原积雪覆盖变化趋势存在空间分布差异性, 比如在高原东部, 积雪日数和积雪深度均表现为增加趋势; 在高原中部则呈积雪日数增加而积雪深度下降的变化趋势(Wang et al, 2009a)。

图 2(Figure 2)

图 2 高原东部年降雪标准差时间序列(a)和滑动t检验结果(b) (胡豪然和梁玲, 2014) Figure 2 Standardization anomaly sequence of annual snowfall in the east of Qinghai-Tibetan Plateau (a) and the result of running t-test (b) (from Hu and Liang, 2014)

从高原积雪日数季节变化来看, 高原春季积雪日数空间分布局地差异显著, 多雪区集中在巴颜喀拉山东段和藏北高原东南部, 少雪区主要在藏南谷地、柴达木盆地以及川西干暖河谷地带。春季积雪日数空间分布可以概括为青南高原东部型、藏北高原东部型、川西高原南部型、高原东北部型、西藏东北部型以及川西高原东部型6种类型(胡豪然等, 2010)。高原东部的春季积雪日数呈增长趋势(王春学和李栋梁, 2012), 高原东北部呈减少趋势, 川西高原南部基本没有趋势变化, 其余分区内春季积雪日数的变化趋势并非完全一致, 如青南高原和川西高原东部地区分别在1975年和1982年前后存在由少变多的显著年代际变化(胡豪然等, 2010), 高原多年平均冬春积雪日数则由南向北减小(高荣等, 2003)。高原冬季积雪年际变化在西部和中东部呈反位相变化, 并以高原中东部变化为主(高文良等, 2004)。

数值模拟研究表明, 高原积雪主要是通过大气环流对亚洲季风产生影响, 从而对区域降水及其分布造成影响。高原积雪具有明显的季节、年际和年代际变化特征, 也是影响亚洲夏季风降水的重要因子之一(王叶堂等, 2008)。高原冬季多雪会造成高原地面感热热源减弱, 从而导致冬季风偏强, 并对我国华南、西南及孟加拉湾地区造成影响。与此同时, 因高原热源的减弱可持续到夏季, 从而也会导致东亚夏季风和南亚夏季风的减弱。在积雪初期, 高原积雪通过增加地面反射通量进而减弱高原地面感热来主导积雪对天气气候的影响, 而积雪融化后的“湿土壤”则在延长高原积雪对天气气候的影响过程。初期因地面反射通量的增加减少了太阳辐射和融雪时融化热能的吸收, 再加上后期的“湿土壤”与大气持续长期的相互作用, 所以高原成为异常冷源, 并减弱了春夏季高原热源, 这便是高原冬季积雪影响夏季风, 进而影响我国夏季降水的主要机理(朱玉祥等, 2009)。研究也表明高原积雪的增加会明显减弱亚洲夏季风的强度, 使华南夏季降水减少, 江淮流域夏季降水增多(李培基, 1996)。高原冬春多(少)雪年和我国东部地区气温偏低(高)会推迟(提前)东亚夏季风的到来, 一定程度上也减弱(增强)了东亚季风的强度, 因而西太平洋副热带高压偏南(北), 将造成夏季我国长江中下游多(少)雨的情况(韦志刚等, 2008)。

当然, 高原积雪也可能受到ENSO的影响(徐小玉和王亚非, 2016), 并与ENSO共同对我国夏季降水异常产生影响, 比如冬春季强ENSO事件和高原积雪异常共同作用时, 将对我国夏季雨带造成显著影响(陶亦为等, 2011)。与此同时, 高原积雪对我国夏季降水的影响也比较复杂, 对各区域降水的影响结果并非完全一致, 比如高原积雪与长江中下游地区和新疆地区夏季的降水呈正相关关系(朱玉祥和丁一汇, 2007; 陈兴芳和宋文玲, 2000b; 柏晶瑜, 2004), 而与华北、华南和西北地区则呈负相关关系(董文杰, 1996; 吴统文等, 1998)。

吴统文和钱正安(2000)利用我国地面观测资料和NCEP/NCAR再分析格点资料得出, 在高原多雪年, 长江及江南北部夏季平均降水可偏多1%~2%, 华北和华南夏季平均降水则偏少1%~3%;在高原少雪年, 江淮流域及湘、黔地区夏季少雨, 华北和华南夏季多雨。李小兰等(2012)依据地面台站观测资料和卫星遥感资料可知, 高原积雪与我国夏季降水的相关“信号”基本一致, 且与长江中下游和东北西部地区夏季降水之间的相关性最为显著, 高原雪深度变化对上述地区夏季降水预测具有指示意义。高荣等(2010)分析了高原地面台站观测时间序列资料得出, 当高原积雪偏少时, 华南和西南夏季降水偏多, 因此高原积雪对夏季降水有一定的可预测性。霍飞等(2014)将美国NOAA卫星积雪资料与我国地面降水观测资料相结合, 通过最大协方差分析得出, 我国夏末秋初(8-10月)的降水与前期及同期高原积雪有显著联系, 如果高原西部春夏季多雪, 那么长江及其以南地区夏末秋初必多雨, 而东部沿海的狭长区域则少雨。韦志刚等(1998)通过高原地面站雪深、NOAA卫星积雪面积和NASA微波遥感积雪水当量等资料的对比分析表明, 高原冬春积雪量与其东部夏季降水强度有较好的相关性, 且置信水平可达到95%。王芝兰等(2015)依据高原站点积雪观测资料和西北地区台站月降水资料研究表明, 高原冬春积雪异常与西北地区春夏降水显著相关, 冬春积雪深度的变化对西北地区后期春夏降水有指示和预测意义。若高原中部冬春积雪偏多, 在陇东南、宁夏及陕西地区春季降水就会显著偏多, 而在陇东南及宁夏西部夏季降水则显著偏多。高原冬春积雪偏多, 西北大部地区春季降水偏多, 北疆春季降水偏少; 同时在南疆、甘肃中部、青海大部及陕西夏季降水偏多, 尤其是陕西南部地区, 降水的增多最为显著, 而北疆、甘肃北部及陇东部分地区则夏季降水偏少。李秀存等(2004)通过分析高原站点积雪观测资料和地面台站降水资料得出高原积雪与广西降水也有较好的相关性, 可作为广西降水预测的一个重要参考指标。Qian et al(2003)通过对地面雪深和降水观测资料的分析表明, 高原积雪深度异常也是影响我国降水的重要因子, 其对降水的影响要比高原冬季雪盖面积和春季积雪深度的影响更加显著。

钱永甫等(2003)通过数值模拟结果表明高原冬季雪深和雪盖的正异常会推迟东亚夏季风的爆发, 减弱季风强度, 并造成华南和华北降水减少, 而长江和淮河流域降水增加。结合地面观测资料、海温资料和再分析资料的分析表明, 高原冬季积雪与我国夏季降水, 特别是长江流域夏季降水具有很好的相关关系(Wu and Qian, 2003), 高原积雪对1979年之后的长江中下游夏季降水具有较好的预报能力(郭玲等, 2012), 结合高原积雪地面观测资料的大气环流特征得出1997/1998年高原冬春季积雪异常偏多和2009/2010年高原秋冬季积雪偏少分别造成了1998年夏季长江流域性大洪水和2010年长江上中游区域性大洪水(宋文玲等, 2000; 沈浒英等, 2011)。彭京备等(2006)通过建立我国夏季台站月降水距平与高原月积雪深度和Niño3区月海温线性回归预测模型发现, 前期秋冬季高原雪盖信息的预测模型对我国夏季降水距平分布具有更好的预报能力。大量研究验证了高原冬季积雪对我国降水影响的事实, 比如结合大气环流特征分析高原地面积雪深度时间序列资料可知, 高原冬季积雪和前汛期江南降水具有较好的稳定关系, 依据高原冬季积雪可以开展江南前汛期降水趋势预报, 此外, 高原异常雪盖也可作为江南汛期降水预报因子, 且行之有效(陈烈庭, 1998)。高原雪盖与梅雨也存在正相关关系(Lau and Li, 1984), 数值试验模拟结果(徐明和朱勇, 1997)表明, 高原冬季积雪偏多, 则华东南部梅汛期降水将减少, 积雪偏少时, 华东大部梅汛期降水略有增加。地面雨雪观测资料与卫星遥感观测数据分析(肖嗣荣和张可慧, 1999)均表明, 如果高原冬季多雪, 当年河北夏季降水往往偏少, 冬季少雪时河北夏季降水往往偏多。地面站点观测数据统计分析(王记芳和焦建莉, 2001)表明, 高原冬季积雪与河南南部汛期降水呈正相关, 而与河南北部汛期降水呈负相关, 多雪年汛期河南南部降水偏多的概率为61%, 北部降水偏少的概率为56%;少雪年汛期河南南部降水偏少的概率为72%, 北部降水偏多的概率为61%。高原积雪偏多年, 昆明夏季6-8月降水偏多, 云南大部7月降水偏多, 而哀牢山脉以北以东地区8月降水偏多(赵红旭, 1999)。研究还发现2008年高原前冬今春积雪面积偏大是造成2008年6月深圳异常降水事件的重要气候因素之一(王红军等, 2010)。

另外, 高原积雪日数对区域降水同样具有指示作用。地面观测数据分析(Zhao et al, 2007)表明, 当高原春季积雪日数增加, 长江中下游地区和淮河地区降水减少, 而东南部降水则增加。地面积雪、降水观测资料研究证实冬季高原积雪日数对西南地区夏季降水预测同样具有预报指示意义, 这一结果同时也得到了数值模拟试验的验证(钱永甫等, 2003; 周浩等, 2010; 高荣等, 2011)。

可见, 高原积雪对我国降水, 特别是夏季降水, 有重要影响, 高原积雪异常与我国夏季降水异常具有一定的相关性, 这种相关性表明高原积雪亦可作为我国降水预测的一个重要信号。表 1归纳了高原积雪异常对我国降水影响情况的研究结果, 可以看出高原积雪异常对我国降水影响范围十分广泛, 而现有的研究主要是集中在高原积雪特别是冬春积雪对我国夏季降水的影响。

表 1(Table 1)

表 1 青藏高原积雪异常对我国降水影响统计 Table 1 Theresponse relationship between snow cover over the Qinghai-Tibetan Plateau and precipitation in China 积雪变化 降水变化 影响范围 偏多 夏季降水偏多 江淮流域、江南北部 偏多 夏季降水偏少 华北、华南 偏少 夏季降水偏少 江淮流域、湖北、贵州 偏少 夏季降水偏多 华北、华南、西南 冬春偏多 夏季降水偏多 长江流域、江南、西北东部、云南大部、深圳、湖北 冬季偏多 夏季降水偏少 江淮流域、华南、华北、河北 冬春偏少 夏季降水偏少 江淮流域、江南、湖北 冬春偏少 夏季降水偏多 华南、河北 冬春中部偏多 春季降水偏多 西北大部、陇东南、宁夏、陕西 冬春中部偏多 夏季降水偏少 北疆、甘肃北部、陇东部分 冬春中部偏多 夏季降水偏多 南疆、甘肃中部、青海大部、陇东南、宁夏西部、陕西 春夏西部偏多 夏末秋初降水偏多 长江及其以南 春夏西部偏多 夏末秋初降水偏少 东部沿海、浙江、福建

表 1 青藏高原积雪异常对我国降水影响统计 Table 1 Theresponse relationship between snow cover over the Qinghai-Tibetan Plateau and precipitation in China

由于高原冬春季积雪异常是引起我国东部夏季降水出现“南涝北旱”的重要原因之一(陈兴芳和宋文玲, 2000b; 朱玉祥等, 2007; 丁锋等, 2009; 丁一汇等, 2013), 因此高原积雪对我国旱涝的影响更是受到广泛关注。李栋梁和王春学(2011)研究构建了高原积雪影响我国长江流域旱涝机理的物理模型, 即高原积雪多(少)→高原春、夏季的感热弱(强)→感热加热引起的上升运动弱(强), 高原强(弱)环境风场→不利(有利)于高原感热通量向上输送→高原上空对流层加热弱(强)→高原对流层温度低(高)→高原南侧温度对比弱(强)→造成亚洲夏季风弱(强)→中国长江流域易涝(旱)。大气环流场特征分析表明, 当高原冬季积雪异常偏多时, 由于融雪、蒸发和对太阳辐射反照率的加强, 致使高原及其周边大陆加热场减弱, 从而不利于初夏大气环流的季节变化以及南亚季风的发展, 进而阻碍我国夏季季风雨带的北上, 造成长江流域和西北东部发生洪涝(陈兴芳和宋文玲, 2000a)。比如, 若高原前期冬季积雪偏多, 夏季西太平洋副热带高压北移也会明显推迟, 导致我国主要雨带持续偏南, 致使长江流域发生洪涝灾害, 1998年夏季长江流域特大洪涝灾害的发生就是典型的事例(陈烈庭, 2001)。高原多(少)雪, 我国南方夏季偏南风增强(减弱), 有利(不利)于水汽从孟加拉湾和南海向我国大陆输送, 但到长江流域时, 由于偏南风存在较强(弱)的辐合, 从而导致江淮流域偏涝(旱)(李庆和陈月娟, 2006)。在高原春季东(西)部多(少)雪与东(西)部少(多)雪年的夏季, 我国东部降水表现出长江以南(北)为大范围的偏涝(旱)地区(丁锋等, 2009)。高原冬季积雪异常与长江中下游流域的旱涝呈正相关关系, 且最大正相关区主要位于江南北部, 进而可为短期气候监测、预测提供参考(陈乾金等, 2000a, 2000b)。地面雨雪观测资料时间序列分析同样表明, 高原冬季多雪年, 湖北主汛期降水往往偏多、易涝, 高原冬季少雪年则正好相反(马乃孚和杨景勋, 2000)。高原冬春季积雪异常与贵州春夏季不同区域干旱灾害强弱存在明显的相关关系, 在高原异常多雪年贵州西部4月春旱偏重, 东部夏旱偏重; 反之, 在高原异常少雪年贵州西部春旱和东部夏旱都偏轻(罗文芳, 2001)。

高原积雪作为欧亚雪盖重要组成部分, 在一定程度上能影响到海陆热力对比, 对北半球环流, 特别是对东亚地区环流, 造成重要影响, 从而影响季风以及大范围降水的产生, 进而改变区域水资源总量和时空分布, 与此同时, 高原积雪还是全球气候变化的指示器。因此, 开展高原积雪变化对水资源系统的影响研究也成为气候背景下区域水资源系统变化研究的重要内容, 可为气候变化背景下水资源科学利用和安全评估提供参考。高原积雪对水资源系统的影响机制可以概括为两个方面:一方面, 高原积雪通过改变高原热力、动力作用影响大气环流(如季风), 从而造成大范围降水和蒸发等的时空分布变化, 进而引起区域水资源总量及时空分布变化; 另一方面, 高原积雪融雪量及融雪过程的变化通过改变河川径流的融雪补给量和补给过程, 从而直接造成区域水资源总量和时空分布的变化。

目前, 关于高原积雪变化对我国水资源的影响研究主要集中在对区域降水、洪涝干旱等的影响及其可预报性等方面, 然而, 高原积雪变化对我国水资源影响巨大且范围广, 而水资源系统又是一个典型的复杂大系统, 不仅包括高原积雪对降水、蒸发、径流等主要要素的影响, 而且还涉及对水文过程和水文循环的影响。因此, 有必要全面开展高原积雪变化对水资源系统主要因素的影响研究, 与此同时, 还亟待从水文过程和水文循环方面系统开展高原积雪融雪变化对水资源系统的影响研究, 深入揭示高原积雪变化对水资源系统的影响机理, 为气候变化背景下水文过程的科学描述、水资源和水灾害的准确模拟评估提供理论基础和技术方法。

高原积雪作为高原天气气候及其影响研究的重要内容之一, 学者们已成功开展基于高原积雪变化对东亚季风、台风、降水、温度和旱涝的影响及预测研究。高原积雪信息已经作为天气气候预测预报的一个重要参考指标, 并得到广泛应用, 这表明高原积雪存在影响区域水资源系统变化的潜在预测信息。那么, 高原积雪对水资源是否具有可预报性？能否建立基于高原积雪信息的水资源(如径流量等)预测模型, 为流域水资源的中长期预报开辟新思路？然而, 关于这方面的研究几乎还是空白, 因此有必要系统开展这方面的科学研究, 开拓在气候变化背景下高原积雪对水资源影响预测研究的新思路。