王明宇，李大勇

(河海大學水文水資源學院，江蘇 南京 210098)

在全球氣候變化背景下，降水對旱澇情勢影響引起了學者們的高度關注[1-4]。目前主要采用SPI指數(shù)、Z指數(shù)等指標研究降水對流域旱澇程度的影響，結果表明，單點Z指數(shù)表征旱澇程度與實際情況吻合度高；區(qū)域綜合Z指數(shù)考慮降水分布不均性，能相對準確地反映區(qū)域旱澇的程度；Z指數(shù)對極端旱澇等級具有更好的指示作[5-8]。近年來，太湖流域洪澇災害發(fā)生頻率、危害程度均有增加趨勢，黃俊雄等、劉兆飛等及吳浩云等研究了流域不同時間尺度降水量的時空變異規(guī)律[9-11]。從現(xiàn)有成果看，已有研究多關注特定時段降水量的變化特征，對降水年內(nèi)分布變化特征的研究仍有待深入[12]；尚需進一步揭示降水年內(nèi)分布變化與旱澇災情的相關關系；尚缺少結合降水年內(nèi)分布變化特征提高流域旱澇災情預報精度方面的研究。本文分析了太湖流域降水年內(nèi)分布的不均勻和集中度特性，揭示降水年內(nèi)時空分布變化規(guī)律，分析年降水量、不均勻系數(shù)、降水集中度與流域旱澇災情的相關關系，提出基于降水集中度和不均勻系數(shù)的流域旱澇災情等級預測的調(diào)整方式。

1 研究數(shù)據(jù)與方法

1.1 研究區(qū)域

太湖流域北抵長江，東臨東海，南濱錢塘江，西以天目山、茅山等山區(qū)為界。地形呈西高東低、周邊高中間低之勢，地貌類型為山地、丘陵與平原，其中山地、丘陵主要分布于西部，平原分布于北部、東部和南部。氣候屬于典型亞熱帶季風氣候區(qū)，降水年內(nèi)分布不均，汛期多年平均降水量約占全年降水量60%以上，極易發(fā)生洪澇災害。梅雨是導致流域洪水的主要降水形式，臺風雨的高強度、集中性降水過程也會給太湖流域防洪安全造成嚴重威脅。

1.2 研究數(shù)據(jù)

收集流域99個雨量站1956-2013年逐日降水觀測資料，對資料進行一致性、可靠性和代表性的分析處理，并對部分測站缺測的降水資料進行插補延長，作為本次研究的基礎數(shù)據(jù)。流域分成10個分區(qū)，如圖1所示。采用泰森多邊形法推求分區(qū)逐日面降水量系列，各分區(qū)年、月、旬面降水量系列由分區(qū)日面降水數(shù)據(jù)生成。

1.3 研究方法

采用降水不均勻系數(shù)反映降水年內(nèi)分配不均勻程度；采用降水集中度描述研究時段內(nèi)降水的集中程度；采用降水Z指數(shù)分析流域及各分區(qū)旱澇時空變化特征，相關理論及計算方法見文獻[13-16]。

2 分析與討論

2.1 降水年內(nèi)不均勻變化特征

根據(jù)表1，流域全年和汛期月尺度不均勻系數(shù)最大值分別為1.295和0.904，最小值分別為0.397和0.141，極值比分別為3.26和6.41，相應旬尺度不均勻系數(shù)最極值比分別為2.22和2.68。北部的茅山山丘區(qū)、武澄錫虞區(qū)和湖西平原區(qū)特征值較大，月尺度均值分別為0.755、0.731和0.724，旬尺度均值分別為1.181、1.144和1.125，而南部的杭嘉湖區(qū)、長苕平原區(qū)和浙西山區(qū)特征值較小，月尺度均值分別為0.635、0.637和0.635，旬尺度均值分別為0.987、0.977和0.972。對比圖2與圖3，全年和汛期月、旬尺度不均勻系數(shù)的空間分布較相似，表現(xiàn)為從北向南不均勻性減小。上述分析表明，流域月和旬尺度降水量在全年和汛期分配的不均勻性在年際之間差異較大，并且降水具有一定的空間分布差異，北部的茅山山丘區(qū)、武澄錫虞區(qū)和湖西平原降水的年內(nèi)分布不均勻性較其他分區(qū)大，這與文獻[12]結論相一致。

表1 全流域及各分區(qū)不同時間尺度降水不均勻系數(shù)特征值

圖2 流域全年月、旬尺度下降水年內(nèi)分配不均勻系數(shù)分布

圖3 流域汛期月、旬尺度下降水年內(nèi)分配不均勻系數(shù)分布

從表1發(fā)現(xiàn)，各分區(qū)全年旬尺度不均勻性系數(shù)均值約為月尺度的1.53～1.60倍，汛期旬尺度不均勻系數(shù)均值約為月尺度的1.87～2.00倍，這表明隨時間尺度的縮短，不均勻系數(shù)增大；全年月尺度不均勻系數(shù)均值約為汛期月尺度均值的1.42～1.64倍，全年旬尺度不均勻系數(shù)均值約為汛期旬尺度均值的1.18～1.24倍，表明各分區(qū)不同時間尺度或同一尺度下降水不均勻系數(shù)的年際變化均不一致。

2.2 降水年內(nèi)集中度變化特征

根據(jù)表2，流域全年月尺度降水集中度最大、最小值分別為0.608和0.113，極值比為5.40，旬尺度集中度最大、最小值分別為0.620和0.092，極值比為6.73；汛期月尺度集中度最大、最小值分別為0.543和0.036，旬尺度集中度最大、最小值分別為0.532和0.03；北部分區(qū)全年月尺度集中度的均值變化范圍為0.309～0.349，南部分區(qū)集中度的均值變化范圍為0.281～0.298；北部分區(qū)汛期月尺度集中度的均值變化范圍為0.235～0.284，南部分區(qū)集中度的均值變化范圍為0.189～0.234。顯然，流域及各分區(qū)降水集中度均值是比較接近的，極值比差別不大，表明同一分區(qū)不同時間尺度降水集中度年際變化較為一致。由表2發(fā)現(xiàn)，各分區(qū)全年月尺度降水集中度均值約為汛期月尺度均值的1.21～1.51倍，全年旬尺度降水集中度均值約為汛期旬尺度均值的1.23～1.52倍，表明全年和汛期同一時間尺度降水集中度年際變化不一致。

表2 全流域及各分區(qū)不同時間尺度降水集中度特征值

對比圖2與圖4發(fā)現(xiàn)，流域降水集中度與不均勻性系數(shù)空間分布形態(tài)較為一致；全年和汛期月尺度降水集中度的空間分布較為相似，整體表現(xiàn)為從北向南集中度逐漸減小，表明流域各分區(qū)降水具有一定程度的空間分布差異，北部地區(qū)(湖西平原區(qū)、茅山山丘區(qū)、宜溧山丘區(qū)、武澄錫虞區(qū)、陽澄淀泖區(qū))降水較為集中，而南部地區(qū)(杭嘉湖區(qū)、浙西山區(qū)、長興苕溪區(qū))降水集中度較低。

圖4 流域全年和汛期月尺度降水年內(nèi)集中度特征分布

2.3 降水集中度、不均勻系數(shù)與流域旱澇關系分析

短時間強降水只會對流域造成局部內(nèi)澇災害，連續(xù)性強降水過程才會經(jīng)常導致流域洪澇災害的發(fā)生。太湖流域主要降雨類型為梅雨，其特點是持續(xù)時間長、面廣量大、強度較均勻，梅汛期約20天左右。本文采用月尺度為研究時段，對流域年標準化降水量(年降水量與多年最大值之比)、降水集中度和不均勻系數(shù)與旱澇災情狀況的相關關系作初步分析。

從圖5中發(fā)現(xiàn)，流域年降水量、降水集中度和不均勻性系數(shù)在1957、1962、1983、1987、1991和1999年出現(xiàn)較大數(shù)值，說明月降水分布不均且集中度較高，除了1962年降水集中時段為臺風雨期(8月)之外，其他年份降水集中時段均為梅雨期(6-7月)，梅雨期發(fā)生集中過量降水，容易遭遇較大洪澇災害，如1957、1991和1999年均發(fā)生典型的流域梅雨型洪水；根據(jù)歷史資料調(diào)查，1962年由于臺風過境，引起流域大面積降雨，造成了嚴重洪澇災害。當降水集中度與不均勻系數(shù)低于多年平均值時，說明降水均勻且集中程度較低，年降水量即使偏多，也不利于發(fā)生洪澇災害，如1977、1981、1985、1989、1990、1993、1998、2002和2012年，流域并未發(fā)生嚴重洪澇災害；反之，年降水量低于多年平均值越多，發(fā)生旱災可能性就越高，如1959、1966、1968、1972、1976、1978、1994、1997、2000、2003、2004、2005、2006、2007和2013年，其中1968、1978、1994和2003年流域均發(fā)生了較嚴重旱情。當降水集中度和不均勻系數(shù)高于多年平均值、年降水量低于多年平均值時，說明月降水量偏少且分布不均，則較易產(chǎn)生干旱災害，如1967、1971、1979、1982、1986、1992、1995和2000年，其中1967、1971、1979、1986和1992年流域均發(fā)生了較嚴重旱情；反之，年降水量高于多年平均值越大，流域發(fā)生洪澇災害可能性越高，如1956、1963、1980和1996年，流域實際發(fā)生了洪澇災害。當降水集中度和不均勻系數(shù)較大、汛期降水量大于多年平均值及年降水量低于多年平均值時，流域容易遭遇旱澇急轉，如2011年，流域發(fā)生了典型的旱澇急轉。

2.4 流域旱澇災情預測的調(diào)整方式

旱澇災情成因非常復雜，既與降水總量有關，也與降水年內(nèi)分配密切相關[17]。Z指數(shù)法廣泛用于區(qū)域旱澇災害的監(jiān)測與評估，但是從其計算原理看，該公式是依據(jù)某一時段降水量序列變化來判斷流域旱澇災情程度，并未考慮某一時段降水量年內(nèi)降水分配特性對旱澇災情的影響。

采用太湖流域1956-2013年降水量序列計算降水Z指數(shù)值，將年降水量序列與Z指數(shù)值序列作相關性分析，發(fā)現(xiàn)兩者呈現(xiàn)出高度線性相關，如圖6所示；利用該線性回歸公式反推出不同旱澇等級對應的臨界降水限值，見表3。

表3 不同旱澇等級對應的太湖年降水量限值表

圖6 太湖流域年降水量與Z指數(shù)值的變化及其相關關系

采用表3中年降水量限值區(qū)間逐年判斷流域災情，并與流域實際災情進行對比，見表4。年降水量小于984mm年份為1967、1968、1971、1972、1978、1979、1988、1994和2003年，其中1967年降水量偏向于重旱級降水限值，降水集中度和不均勻系數(shù)均高于多年平均值，1972年降水量接近于偏旱級降水下限值，降水集中度和不均勻系數(shù)均為最小值。年降水量大于1342mm年份為1957、1977、1983、1987、1989、1991、1993、1999、2002和2012年，其中1977、1989、2002和2012年降水量偏向于偏澇級降水上限，降水集中度與不均勻系數(shù)均低于多年平均值，1957年降水集中度和不均勻系數(shù)遠高于多年平均值。年降水量大于1308mm且小于1342mm年份為1956、1962、1985和2009年，其中1962年降水集中度和不均勻系數(shù)遠高于多年平均值，1985年降水集中度和不均勻系數(shù)遠低于多年平均值。年降水量大于984mm且小于1018mm年份為1976、1986和1992年，其中1986年降水集中度和不均勻系數(shù)遠高于多年平均值。其他年份降水量均處于正常級降水區(qū)間范圍內(nèi)，其中1963、1973、1980、1996年降水量均高于多年平均值，降水集中度和不均勻系數(shù)均遠低于多年平均值；2000、2004、2005和2013年降水量低于多年平均降水量較多；2011年降水量比多年平均值略低，但汛期降水量遠高于多年平均值，降水集中度和不均勻系數(shù)均遠高于多年平均值。

表4 太湖流域歷史實際災情與Z指數(shù)法計算災情的對比

通過分析發(fā)現(xiàn)，當降水集中度和不均勻系數(shù)大于多年平均值時，表明該年降水不均勻且集中程度較高，流域災情加重；反之，當降水集中度和不均勻系數(shù)低于多年平均值時，表明該年降水均勻且集中程度低，流域災情有所緩解。為此，提出基于年降水量、降水集中度和不均勻系數(shù)的流域旱澇災情預測的調(diào)整方式，如下：①當年降水量低于重旱或高于重澇降水限值時，災情程度等級不調(diào)整；②當年降水量處于大旱或大澇降水區(qū)間時，如果年降水量偏向于重旱或重澇級別降水限值，并且降水集中度和不均勻系數(shù)高于多年平均值較多，可將災情等級調(diào)整為重旱或重澇；當年降水量偏向于偏旱降水下限或偏澇降水上限，并且降水集中度和不均勻系數(shù)均低于多年平均值較多，可將災情等級調(diào)整為偏旱或偏澇；③當年降水量處于偏旱或偏澇降水區(qū)間時，如果降水集中度和不均勻系數(shù)偏離多年平均值較多，則災情等級可調(diào)整為大旱或大澇，如果降水集中度和不均勻系數(shù)低于多年平均值較多，則災情等級可調(diào)整為正常；④當年降水量處于正常降水區(qū)間時，如果降水集中度和不均勻系數(shù)均高于多年平均值較多，則可考慮將災情等級調(diào)整為偏澇；如果年降水量低于多年平均值較多，且降水集中度和不均勻系數(shù)偏離多年平均值不大時，則考慮調(diào)整災情等級為偏旱；如果降水集中度與不均勻系數(shù)遠高于多年平均值，則要考慮汛期和非汛期降水量的分配關系，流域可能發(fā)生了旱澇急轉。

3 結論

本次研究基于太湖流域1956-2013年逐日降水資料，采用不均勻系數(shù)、降水集中度和降水Z指數(shù)，開展了流域降水年內(nèi)分配特征及與旱澇關系的研究，結果表明：

(1)全年和汛期月、旬尺度降水不均勻性年際之間差異較大；

(2)全年和汛期同一時間尺度下各分區(qū)降水集中度年際變化不一致，而不同時間尺度下各分區(qū)降水集中度的年際變化較為一致；

(3)降水集中度與不均勻性系數(shù)空間分布形態(tài)較為一致，北部分區(qū)明顯大于南部分區(qū)，呈現(xiàn)從北向南逐漸減小的空間分布格局；

(4)詳細解析了流域歷史實際災情狀況與Z指數(shù)法判別災情的差異，提出了考慮降水集中度和不均勻系數(shù)的流域旱澇災情判斷的調(diào)整方式。

此外，流域實際旱澇災情狀況除了受降水量及其年內(nèi)分布特征的影響，還具體受到地理環(huán)境、水利設施等因素的綜合影響。因此，流域旱澇災情判斷還需深入研究。