0 引言

在我国西北干旱区，高山孕育了大量的现代冰川，冰川融水是干旱区水资源的重要组成部分［1］。因此我国西北干旱区，除了土壤、植被、大气外，冰川融水对径流也有很大的影响，而气温与降水是冰川变化的主导因素，水热条件是影响冰川发育的主要气候因素，降水决定着冰川的积累而气温则决定着冰川的消融，气温与降水共同决定冰川的性质、发育和演化［2-3］。

在未来气候变暖背景下，全球山地冰川大量退缩，我国西北山地增温较其他地区明显，对出山口径流产生广泛的影响［4-5］。因此，认识冰川区和非冰川区气温和降水的变化情况，特别是气温的变化，对冰川消融至关重要，是研究冰川变化对气候响应的关键，而气温梯度成为这一响应的关键参数，气温梯度即单位高度的气温变化值，通常以℃·（100m）-1计，气温随海拔升高而降低，气温梯度为正，反之为负［5］。气温梯度是模拟山地气候、生态过程及环境保护等重要的输入参数，亦是气候变化研究的基础资料，获取精确的气温梯度对于准确地揭示山地气温分布特征和定量评估山地生态系统对气候变化的响应具有重要的意义［6］，标准气温梯度为0.65℃·（100m）-1。秦翔等［5］在珠峰北坡研究结果显示气温梯度年平均日内变化呈现白天变化幅度大夜间较小的特征，同时具有明显的季节变化特征，最大值出现在 1月，约为 1.1℃·（100m）-1，最小值出现在3月，约为 0.1℃·（100m）-1，年内气 温 梯度 约 为 0.72℃ ·（100m）-1；Shen等［7］在天山南坡和北坡对气温梯度分析得出南坡年均气温梯度为 0.48℃·（100m）-1，北坡0.3℃·（100m）-1，且气温梯度夏季大冬季小；Romshoo等［8］在喜马拉雅山的喀什米尔山区计算出了海拔2 100～5 100 m（海拔3 000 m之上有冰川分布）梯度为0.71℃·（100m）-1，并且有明显的季节变化特征，可见不同地区有不同的气温梯度值。因此需对本研究区的气温梯度进行计算以获得准确的值，同时在前人研究的基础上，进一步对本研究区冰川区与非冰川区的气温梯度时空变化进行分析，得到其变化规律。本文通过较长时间序列气温数据对祁连山西段冰川区与非冰川区气温梯度的时空分布进行分析，得到不同下垫面气温梯度的变化特征，使得在利用模型对包含冰川区流域进行径流模拟时、在气象要素输入时分别考虑冰川区与非冰川区的梯度，计算出由非冰川区向冰川区过渡时由于下垫面的突然变化而产生的温跃值，从而在通过插值获得流域不同海拔气温时［9］，得到冰川区与非冰川区更为准确的气温数据，以准确计算冰川区物质平衡，提高流域径流模拟的精度［7］。

1 研究区概况

本文研究区位于祁连山西段（38°13′～40°16′N，94°53′～99°37′E），主要包括黑河流域上游以及疏勒河流域的中上游部分。黑河上游位于青藏高原北缘的祁连山地，属青藏高原的祁连山-青海湖气候区，降水多、蒸发少、气温低、高寒阴湿，是黑河的发源地和产流区［10］。疏勒河流域面积约为10×104 km2［11］，位于甘肃省河西走廊西部，流域平均海拔2 308 m，最高海拔5 802 m，最低海拔660 m，疏勒河上游属于祁连山高寒半干旱区，年降水量为150～500 mm，蒸发量为1 300～1 700 mm，年均气温为0～4℃，植被类型按海拔从高到低依次为高寒荒漠草甸、高山草甸、高山灌丛草甸、山地草原和山地荒漠草原；疏勒河中下游地区属于河西温带干旱区，年降水量为50～250 mm，蒸发量为2 200～2 800 mm，年均温为6～8℃［12-14］，主要植被类型为温带荒漠草甸等，气候类型与黑河同为温带干旱大陆性荒漠气候，降水主要受西风环流所携带的大西洋水汽的影响［15］。受地形地貌影响，降水的垂直分带明显，上游的祁连山高寒半干旱区降水量相对比较丰富，最大年降水可达500 mm［16］。疏勒河流域上游冰川面积为406 km2，约占疏勒河流域上游面积的4.1%（基于第二次冰川编目数据）。

表1为本文所用到的各个国家气象站及老虎沟（LHG）不同海拔处的自动气象站的经纬度、海拔及下垫面。各气象站位置分布见图1。

2 资料与方法

2.1 资料选取

本文研究采用的数据是表1中各气象站2011-2013年的日尺度上的气温数据。敦煌、玉门、肃南等七个国家气象站数据源自中国气象数据共享服务网。老虎沟气象站使用Campbell数据采集器_CR1000和型号为HMP45C的气温传感器（精度为±0.2℃），降水记录使用T200B自动雨雪量计，精度为±0.1 mm，每10 s采集一次数据，30 min输出一次平均值，降水修正采用叶柏生等［17］提出的中国降水误差观测以及修正方法［18］。在统计气候学上，通常以3-5月为春季，6-8月为夏季，9-11月为秋季，12月-次年2月为冬季。

2.2 方法介绍

（1）气温梯度为气温梯度即单位高度的气温变化值，通常以℃·（100m）-1计算，气温随海拔升高而降低，气温梯度为正，反之为负，它是山地气象观测研究的重要内容之一。计算公式为

式中：T（h）、T0分别为不同海拔高度气象站的温度；h、h0分别为不同海拔气象站的海拔高度；lapse为相应海拔区间的气温梯度。

（2）均方根误差是计算值与真值偏差的平方和与次数n比值的平方根，其值越小表明计算所得结果与实际观测值越接近，用于判断计算值与实测值的偏离程度。计算公式为

式中：di为计算值与真值的差；n为数据的个数。

3 结果与分析

3.1 非冰川区年内气温梯度变化

3.1.1 非冰川区各气象站气温降水分布

为明确祁连山西段冰川区和非冰川区的年内气温梯度的时空变化，分别将玉门、托勒、肃北、肃南、瓜州、酒泉、敦煌7个国家气象站、老虎沟4 180 m气象站相联系建立2011-2013年年内不同月份的梯度关系，作为非冰川区的梯度变化分析［4］。

由表2知2011-2013年非冰川区各气象站间年内各月平均气温表现出较强的相关性，表中所有相关系数的置信度均超过了99.9%，表明研究区中非冰川区各气象站月均气温变化的差异性较小，表现出较高的一致性。

图2是非冰川区各个气象站2011-2013年年内月平均气温和降水分布情况。从图中可看出各气象站气温和降水的年内分布具有一致性特征，气温和降水年内变幅较大，夏季降水量较大，温度高，冬季降水量少，温度低，具体表现为降水集中在5-9月，占全年降水量的84.3%，冬春季节降水量较少，主要因祁连山西段受西风带控制。其中敦煌降水量最低，为51 mm，老虎沟海拔4 180 m降水量最大，为339 mm，各站年均降水量为200 mm左右，敦煌年均温最高为10.42℃，老虎沟4 180 m最低为-5.88℃，各站年均温为1.69℃。

3.1.2 空间变化

将敦煌-肃南（之间包括瓜州、酒泉、玉门、肃北气象站），肃南-托勒，托勒-老虎沟4 180 m处气象站之间由低海拔到高海拔建立梯度关系来说明气温梯度随海拔的空间变化，三海拔区间的高差约1 000 m。计算敦煌-肃南的温度梯度时，通过敦煌、瓜州、玉门、酒泉、肃北、肃南气象站之间的平均值求得。

从表2可看出，敦煌与肃南，肃南与托勒，托勒与老虎沟4 180 m处之间相关系数分别为0.996、0.996、0.993，表明2011-2013年非冰川区不同海拔高度间月平均温度显著相关，气温随海拔高度的变化为线性规律。

不同海拔区间、不同月份的气温梯度变化差异显著（表3），海拔1 140～2 311 m之间月气温梯度绝对值最大在6、7月为0.72℃·（100m）-1，最小值在12月为0.08℃·（100m）-1，平均值为0.43℃·（100m）-1；海拔2 311～3 360 m之间最大值在12月为0.66℃·（100m）-1，最小值在2月为0.39℃ · （100m）-1，平 均 值 为 0.57℃ ·（100m）-1；海拔3 360～4 180 m之间最大值在6月为0.85℃·（100m）-1，最小值出现在1月为0.03℃·（100m）-1，平均值为0.51℃·（100m）-1，随着海拔区间的上升，气温梯度逐渐增大。

图3中1 140～2 311 m及3 360～4 180 m之间，气温梯度的变化趋势相同。1-6月呈递减的趋势，即气温梯度绝对值越来越大，7-12月呈递增的趋势，其绝对值越来越小（R2＝0.95、0.98）。而2 311～3 360 m之间呈递减的趋势（相关性较低），是由4-6月与7-12月气温梯度变化与前面两海拔区间同期相反，4-6月呈递增趋势，7-12月呈递减的趋势，4-12月气温梯度整体变小造成的，原因可能是托勒气象站在阳坡，受坡度和坡向的影响，4-12月接受太阳辐射多致使与肃南温差变小。总体而言，气温梯度随着海拔的上升增加，是由于在祁连山西段随着海拔的上升月均气温的差异越来越大（图2中肃南到老虎沟4 180 m处气温差异大于敦煌至玉门）。

从非冰川区不同海拔区间降水梯度的变化（图4）可以看出，在1 140～2 311 m之间，1-6月降水梯度逐渐增加，7-12月逐渐减小（R2＝0.57），与该海拔区间气温梯度变化趋势相反，即降水梯度与气温梯度绝对值同时增加。在3 360～4 180 m之间，1-6月份之间的降水梯度虽然呈递减的趋势但平均值达1.2 mm·（100m）-1，故此海拔区间气温梯度不断增加，7-12月为0.7 mm·（100m）-1，气温梯度呈减小趋势，该区间气温梯度变化趋势显然符合降水梯度，大气温梯度也大。在2 311～3 360 m之间，降水梯度呈先增加后减少的趋势（R2＝0.84），其气温梯度变化应是先递减后增加，即气温梯度应先增大后减小，但4-12月气温梯度先减小后增大，全年整体气温梯度呈递减趋势（图3），表明此海拔区间降水不是气温梯度变化的主导因素，而是太阳辐射、地形等。降水梯度增加则气温梯度会增加，主要是因为降水梯度增加意味着高低海拔之间的降水量差异增加，而降水多则蒸发会增加，造成温度降低［2］，使得原有受海拔影响的气温梯度差异增加，所以降水是干旱区气温梯度变化的主要因素。

在非冰川区海拔1 140～2 311 m，3 360～4 180 m之间除降水是影响气温梯度变化的主要因素外，还受太阳辐射加热作用的影响，1-6月太阳的辐射加热作用逐渐增强，在夏季达到最大，7-12月太阳的辐射作用逐步减弱，在冬季达到最低值，其形成的冷高压削弱了海拔对气温的影响，造成两海拔区间冬季气温梯度小，夏季大［19］。海拔2 311～3 360 m间气温梯度较另外两个海拔区间变化小，主要是该海拔区间靠近祁连山东端，植被覆盖率较其他海拔区间高，一定程度上减缓了热辐射对地表温度的影响，削弱了海拔对气温的影响，因此该海拔区间气温梯度就变化幅度小［20-21］。三海拔区间都在气温较高的夏季气温梯度较大，冬季气温梯度较低，表明气温高低对梯度有很大的影响，这与翟丹平等［19］在秦岭南北坡对气温梯度的研究结果一致。

图5为非冰川区不同下垫面气温梯度的变化。瓜州-酒泉、酒泉-肃北为戈壁的梯度变化，敦煌-老虎沟4 180 m为裸岩的梯度变化，非冰川区戈壁和裸岩年内气温梯度的变化趋势相同，气温梯度与月份的拟合有较好的相关性（0.73，0.74，0.94），绝对值先增大后减小，故在非冰川区不同下垫面影响气温梯度的大小而对年内变化趋势无影响。原因是戈壁和裸岩的物理性质相差不大，接受的太阳辐射量相似，气温梯度值的差异源于海拔差异。

3.1.3 季节变化

将敦煌、瓜州、酒泉、玉门、肃北、肃南、托勒和老虎沟4 180 m各个气象站每月的平均气温与海拔建立梯度关系，分析非冰川区年内气温梯度变化。非冰川区的年内气温梯度呈先下降后上升的趋势（R2＝0.95）（图6）。从季节看，春、夏、秋、冬四季气温梯度分别为：0.63、0.68、0.45、0.25℃·（100m）-1。夏季的气温梯度最大，春季秋季次之，冬季最小，年内气温梯度的平均值为0.50℃·（100m）-1，这与牛赟等［22］在祁连山北坡的研究结果0.52℃·（100m）-1基本一致。

夏季气温梯度大而冬季小，原因是夏季降水量大，降水梯度大，高低海拔之间降水差异大，造成夏季高低海拔之间气温差异大，梯度增大（图6）。此外，受下垫面影响，在祁连山西段疏勒河流域海拔4 000 m左右以下植被覆盖度随着海拔的升高不断增加［11］，故在夏季降水量大，高海拔地区植被覆盖度高，所以蒸散发高，致使气温降低，增加了高低海拔之间的气温差异，同时夏季辐射加热作用增大，故夏季气温梯度大。祁连山西段位于青藏高原的北缘，地处内陆腹地，夏季下垫面升温快，受焚风效应影响，气温梯度较大［23］。

冬季气温梯度小的原因除了降水梯度小外，还有太阳直射南半球，祁连山西段辐射作用较弱，上空形成冷高压［24］，同时西风急流受青藏高原阻挡，被分成南北两支沿高原两侧前进而祁连山西端正好位于北侧，北支西风急流会在山体阻挡下由于动力原因形成冷高压［23］，削弱海拔对气温影响，使得冬季气温梯度小。同时受西风带控制冬季降水少、风速大，较大的风速可以增强空气湍流，因此冬季气温梯度小［25］。另外，在我国西部山区高海拔地区冬季存在逆温层，减小了高低海拔之间的气温差异［26］，这也是气温梯度小的原因之一。这与Kinchner等［27］和 Li等［28］的研究结果即中国大陆典型的气温梯度夏季最大、冬季最小相一致，上述气温梯度季节变化是由动力和热力作用综合影响的结果。由此可以看出，在祁连山西端的非冰川区气温梯度属于夏季型气温梯度［29］。

3.2 冰川区气温梯度变化

冰川区年均气温为-11.04℃，降水量为389 mm，海拔4 550～5 040 m之间月平均温度的相关系数为0.999，表明冰川区4 550～5 040 m间月平均温度显著相关，气温随海拔高度的变化为线性规律。

3.2.1 季节变化

图7为冰川区年内气温与降水梯度变化情况。用老虎沟海拔4 550 m处气象站与5 040 m处气象站的气温数据建立梯度关系代表冰川区（表1）。冰川区年内气温梯度先递增后递减（R2＝0.54），春、夏、秋、冬四季的温度梯度分别为0.65、0.41、0.64、0.76℃·（100m）-1。由此可知，在老虎沟12号冰川区春、秋气温梯度基本一致，夏季气温梯度绝对值最小，冬季最大。冰川区域年内月气温梯度的均值为0.61℃·（100m）-1，这与 Chen等［30］的研究结果一致。

在老虎沟冰川区域，由于夏季的平均风速最小，且夏季受西风环流的影响，降水量大，夏季降水梯度较小［24］（图7），高低海拔之间的温差较冬季小，同时冰川区高海拔夏季接受的太阳辐射比较大，低海拔接受太阳辐射少，导致夏季气温梯度较小，另外夏季温度较高且空气湿度大这也是造成夏季气温梯度小的原因之一［7］。冬季由于风速相对较大，降水量少［31］，降水梯度较夏季大（图7），空气湿度低，气温梯度比夏季大，故冰川区气温梯度属于冬季型气温梯度［29］。

3.2.2 日内变化

由冰川区不同海拔2011-2013年的平均气温日变化特征（图8）可以看出，4 550 m与5 040 m气温呈现白天高、夜间低的特征，均在07：00左右达到最低值。4 550 m处最大值出现在 14：00，5 040 m最大值出现在16：00，明显滞后于4 550 m。5 040 m气温上升速率稍大于4 550 m，而其下降的速率明显大于4 550 m，就其气温日变化幅度来看，5 040 m的气温日变化幅度大于4 550 m。

从冰川区气温梯度日变化（图8）可看出，由于白天不同海拔观测站接收的太阳辐射差异比晚上大，冰川区气温梯度的年均日变化呈现白天变化幅度大夜间小且白天气温梯度小于夜间，在北京时间08：00左右气温梯度开始减小，至16：00左右达到最小值（比较特殊的是气温梯度在14：00-17：00为正值，可能是由于5 040 m海拔高于4 550 m，使得5 040 m大气透明度好于4 550 m，故在一天当中，5 040 m处接受的太阳总辐射累计在14：00-17：00大于4 550 m，故在此时间段气温梯度为正值），之后气温梯度开始增加，在22：00达到极大值，且至次日07：00趋于稳定，约为0.83℃·（100m）-1，日内平均气温梯度为0.49℃·（100m）-1。

由图8可知，气温梯度与温度的日内变化趋势趋于一致，均表现为夜间变化小，白天大，且夜间温度低对应气温梯度大，白天温度高对应气温梯度小，冰川区温度与气温梯度的R2为0.96，可见冰川区气温梯度的变化与热量条件有很大的关系［23］。气温梯度夜间变化小但值较大，是因海拔4 550 m和5 040 m在夜间气温变化小但差异大；而白天变化大且梯度较夜间小是因白天气温差异小但变化幅度大。

3.3 非冰川区过渡至冰川区的温跃值变化特征

老虎沟4 180 m至4 550 m之间为岩石向冰川的过渡区，冰川学上称之为冰川温跃或者锋面，即“温跃值”，它是从非冰川区过渡至冰川区，近冰面气温会因冰川的冷却作用而急剧降低，形成的近冰面空气层的冷却值，导致冰川区近表面气温低于非冰川区同等高度气温的现象，冰川温跃值大小与冰川规模、气候、天气状况等有关［32］。经计算4 180～5 040 m之间温度梯度为0.94℃·（100m）-1，大于冰川区的0.61℃·100m-1和非冰川区的0.50℃·（100m）-1，主要因温跃值的存在。温度跃动的物理意义不仅在于冰川区和非冰川区两种不同下垫面性质对近地面层气温的影响差异，而且还可以根据非冰川区的气温资料推算冰面气温［33］，从而填补冰川上缺乏的气象资料和延长气象资料序列。温跃值的具体计算方法为：以海拔4 550 m为基础，利用4 550～5 040 m之间的气温梯度，推算出老虎沟12号冰川末端海拔4 250 m处的温度值，然后以4 180 m为基础，利用3 360～4 180 m之间气温梯度，推算海拔4 250 m处的温度值，两者做差，所得结果为非冰川区至冰川区的温跃值，老虎沟12号冰川2011-2013年平均月温跃值如表4所示。

温跃值在夏季最大（8月为1.97℃），随着气温的降低呈逐渐变小的趋势，最小值出现在3月（0.84℃）（表4），随着温度降低温跃值变小，原因是在西北高海拔山区，冬春季节降雪量大，冰雪的反照率差异较裸岩与冰川小，所以冬春季节温跃值小。这与七一冰川的温跃值变化趋势一致且温跃值介于我国西部山地冰川温跃值的变化范围（0.20～3.50℃）［34］。根据孙维君［32］的研究结果可知，老虎沟12号冰川的温跃值在夏季最大（7月）为1.82℃，冬季（1月）为0.39℃。本文结果与此研究结果基本一致，即温跃值夏季大于冬季，不同之处是本研究最小值出现在冬末春初的3月，由此可知同一地区温跃值最大最小值出现的月份是不固定的。由表4知，老虎沟12号冰川温跃值的年内平均值为1.30℃，标准差仅为0.30，表明年内每个月由非冰川区至冰川区的温度跳跃幅度较小，在1.30℃左右波动。

从月尺度看，在不考虑温跃值影响下，按照3 360～4 180 m之间的温度梯度计算老虎沟12号冰川4 550 m处各月的气温，其结果与实测值之间的均方根误差为2.02，考虑温跃值的影响之后，在由梯度计算得到4 550 m处的各月温度减去温跃值之后，均方根误差为1.30；从年尺度看，不考虑温跃值，按3 360～4 180 m梯度计算4 550 m处的气温年均气温为-8℃，考虑温跃值1.3℃，4 550 m处年均气温为-9.3℃，而相应时间段内实测年均值为-9.37℃，表明无论从月尺度还是年尺度上考虑，温跃值由非冰川区气温推测冰面气温的精度有很大提高。

4讨论

本文在之前研究者对山区气温梯度研究的基础上，进一步考虑了下垫面对气温梯度的影响，对冰川区与非冰川区的气温梯度的时空分布做了分析：冰川区与非冰川区的年内气温梯度呈相反的变化趋势，冰川区夏季气温梯度大，冬季小，而非冰川区相反；通过降水梯度对气温梯度变化做了分析，结果表明降水梯度增大会使温度梯度增大，此外太阳辐射、风速、空气湿度、植被蒸散发、青藏高原大地形、逆温层等也是主要影响因素，但没有进行量化分析，这是本文研究的不足。

本研究得出非冰川区气温梯度为0.50℃·（100m）-1，这不同于标准的气温梯度0.65℃·（100m）-1，故在对包含冰川和积雪的流域做径流模拟时必须考虑气温梯度的不同。Shakil Ahmad等在喀什米尔山区的Lidder山谷（海拔3 000 m以上有冰川分布）利用SRM模型对径流模拟时，得到标准气温梯度［0.65℃·（100m）-1］的模拟结果与实测径流的 R2＝0.92，而用实际梯度 0.71℃·（100m）-1，R2＝0.97［8］，显然必须考虑研究流域的梯度。

除了考虑研究流域梯度外，本文进一步得出对包含冰川的流域做径流模拟时必须考虑非冰川区与冰川区气温梯度的不同，不能用非冰川区梯度代替冰川区，必须考虑温跃值的影响。本研究计算祁连山西端温跃值大约为1.30℃，在由非冰川区气温梯度计算冰面气温时必须减去1.30℃，Chen等［30］在祁连山西端老虎沟12号冰川用HOCK模型进行敏感性分析得，温度增加1.50℃，冰川物质平衡的负平衡会增加400 mm w.e.。沈永平等［35］在祁连山西段的昌马河流域得出物质平衡变化100 mm w.e.，径流变化达5 m3·s-1。如果在由非冰川区气温梯度推算冰面气温时不考虑温跃值的影响会使冰面气温比实际高1.30℃，物质平衡负平衡会增加大约400 mm w.e.，径流也会增加到20 m3·s-1，相应昌马河流域年径流会增加6.3×108 m3（昌马河流域包括老虎沟小流域）。因此，在对利用模型（如耦合冰川模块的VIC模型）对包含冰川区的流域径流模拟时，不仅要考虑本流域自身气温梯度而且要考虑温跃值的影响，这有利于提高径流模拟的精度，对冰川融水为主的西北干旱区水资源管理提供科学决策［36］。

此外气温梯度以及温跃值在其他方面也有重要作用：如通过气温梯度可知某一海拔高度的气温，从而推测山区农作物以及林木等的分布高度，为生态系统响应的定量研究提供理论基础，也可以通过生态系统的响应明确气温的空间变化规律，反映气温梯度的空间变化［6］。温跃值反映的是从非冰川区至冰川区温度的急剧下降情况，这对于同一对流云团来说，不管它以干绝热还是湿绝热方式从非冰川下垫面上空上升到冰川下垫面上空，冰川下垫面始终是一个冷源，较大的温度差异很可能会加速暖湿气团从非冰川下垫面向冰川下垫面的流动，对暖湿气团起到了一种类似“吸拉”的作用，也为冰川上空成云致雨（雪）创造了条件，这正是由于温跃值的存在，加速了暖湿气团的运动，可见温跃值对冰川区的气流运动及降雨（雪）有很大的作用［37］，表明温跃值增大会加速暖湿气团的运动，从而增加冰川表面的降水。

5结论

（1）在非冰川区，气温梯度随着海拔的上升呈增加的趋势，年内变化呈现先递减后递增的趋势，即温度梯度在1-6月逐渐增大，7-12月逐渐减小，年气温梯度为0.50℃·（100m）-1。从季节看，夏季气温梯度大冬季小，主要原因是夏季降水梯度大，其他季节小，导致夏季高低海拔之间温差变大，此外还受植被状况、太阳辐射、青藏高原大地形、西风急流及逆温层的影响。

（2）在冰川区，气温梯度的年内变化呈现先递增后递减的趋势，年气温梯度为 0.61℃·（100m）-1。从季节来看，夏季气温梯度小冬季大，主要原因是夏季冰川区降水量大但降水梯度小，其它季节降水梯度大，使得夏季温差较冬季小，此外与风速、空气湿度以及太阳辐射因素有很大关系，从日变化看，气温梯度白天变化幅度大但其值比较小，夜间气温梯度变化幅度小但其值比较大，稳定在0.83℃·（100m）-1左右，日均气温梯度为0.49℃·（100m）-1。

（3）在老虎沟12号冰川，4 180～4 550 m之间为岩石向冰川过渡的区域，存在温跃值，其值夏季最大，冬季最小。总体来看各月温跃值变化不大，标准差仅为0.30，年平均值为1.30℃，在由非冰川区的气温推测冰面气温时必须考虑温跃值的影响，以提高计算冰面气温的精度。

总之，在利用模型（耦合冰川模块的VIC模型）对流域径流模拟时，不仅要考虑研究流域的气温梯度，而且要考虑由非冰川区至冰川区温跃值的影响，以提高流域径流模拟的精度，这在以后的工作中有待进一步研究。

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