鄱陽湖環(huán)湖區(qū)降水量演變特征分析

符 莎，成靜清，劉章君

（1.曹娥江大閘運行管理中心，浙江 紹興，312000；2.江西省水利科學院，江西 南昌，330029）

0 引言

降水作為水文循環(huán)里的一個要素，影響著各個流域的徑流、水位變化，在水文循環(huán)中起著至關(guān)重要的作用。近年來眾多專家學者分析了降水量演變特征，其中王兆禮[1]等為闡明珠江流域降水量的時空演變特征，用Mann-Kendall法分析降水序列的變化趨勢及其突變分量。結(jié)果表明：40年來，流域總降水量呈微弱的增加趨勢，且具有明顯的11年主周期振蕩；東半部以增加為主，西南部以減少為主；1、2、3、7四個月份是增加明顯的月份，其余各月都呈不顯著減少趨勢。劉貴花[2]等采用Mann-Kendall突變檢驗等統(tǒng)計分析方法分析流域降水、徑流等水文氣象要素及水庫庫容量變化趨勢及突變特征，結(jié)果表明：流域年均降水逐漸上升，徑流與降水年際變化一致，降水是引起徑流年際變化的主要因素，而人類活動是引起徑流季節(jié)變化的主要原因。曾小凡[3]等對長江流域年降水量進行了空間分區(qū)和時間演變分析，利用奇異譜分析方法來檢測區(qū)域降水量發(fā)生突變的情況，結(jié)果表明，長江流域年降水量有比較明顯的空間區(qū)域特征，各個區(qū)域年降水量的時間演變規(guī)律也不一致。衡彤[4]等利用小波變換對降水量時間序列的多時間尺度變化及突變特征進行了探討，計算表明，其年際及年代際時間尺度在時域中分布不均勻，具有明顯的局部化特征；主汛期降水與年降水的時間尺度變化比較接近。

鄱陽湖是我國最大的淡水湖，是一個過水性、季節(jié)性和吞吐型的淺淡水湖，位于江西省北部、長江中下游南岸。鄱陽湖納贛江、撫河、信江、饒河和修水五水系以及博陽河、東河和西河諸河來水，經(jīng)鄱陽湖調(diào)蓄后由湖口匯入長江。隨著經(jīng)濟的快速增長，鄱陽湖的水文氣象要素正逐年發(fā)生著巨大變化。由于氣候變化和人類活動的影響不斷加劇，鄱陽湖區(qū)水資源雖然較為豐富，但由于降雨時空分布不均，鄱陽湖水位變幅大，水資源開發(fā)利用程度低、難度大，自2003年三峽水庫建設(shè)運行以來，長江對鄱陽湖水文水資源的影響也日益顯現(xiàn)。因此，本文以鄱陽湖環(huán)湖區(qū)為研究對象，探究環(huán)湖區(qū)的降水演變特征。

1 資料數(shù)據(jù)與研究方法

1.1 數(shù)據(jù)來源

本文根據(jù)全國水資源綜合規(guī)劃水資源分區(qū)劃分，以鄱陽湖環(huán)湖平原區(qū)為研究對象，范圍包括：贛江從外洲水文站以下、撫河李家渡水文站以下、信江梅港水文站以下、樂安河石鎮(zhèn)街水文站以下、昌江古縣渡水文站以下、修水永修水位站以下至湖口縣的湖口水文站。

由于20世紀80年代之前進行圍湖造田，80年代后的退耕還湖帶來的變化以及2003年之后建造的三峽水庫對環(huán)湖區(qū)影響變化，本文將對鄱陽湖環(huán)湖區(qū)9個雨量站以1980年和2003年為時間點分三個時間段對年內(nèi)、年際變化進行分析，各雨量站分布如圖1所示，表1列出詳細的水文數(shù)據(jù)。

表1 雨量站資料匯總表

圖1 鄱陽湖環(huán)湖區(qū)雨量站分布圖

1.2 研究方法

1.2.1 年內(nèi)變化分析

采用年內(nèi)分配不均勻系數(shù)（Cn）和完全調(diào)節(jié)系數(shù)（Cr）等指標作為衡量年內(nèi)分配的標度，從不同角度定量分析年內(nèi)分配特征的時空變化規(guī)律[5，6]。不均勻系數(shù)和完全調(diào)節(jié)系數(shù)是水文統(tǒng)計中用來說明降水分配不均勻性的重要參數(shù)，能夠體現(xiàn)水文要素調(diào)控的難易程度，其值越大年內(nèi)分配越不均勻。

式中：Ri為第i月平均降水量；為年內(nèi)月平均降水量。

式中：R（i）為第i月平均降水量，R為月平均降水量，n為序列樣本長度，下同。

1.2.2 年際變化分析

1.2.2.1 趨勢性

衡量年際變化的特征值常用變差系數(shù)（Cv）和年際極值比（K）表示[5，6]。它們能夠反映相對變化程度，其值越大，表示年際豐枯變化越劇烈。常用線性回歸法和M-K趨勢檢驗的趨勢變化。

（1）線性回歸法

如果水文時間序列中存在線性趨勢，可采用線性相關(guān)方程進行描述，即線性回歸檢驗，其數(shù)學模型為

采用最小二乘法對參數(shù)a、b進行估計，其值分別為

式中，xt為水文時間序列；n為序列樣本長度；a、b為線性回歸檢驗參數(shù)；t為時間；x為序列均值[7]。

（2）Mann－Kendall趨勢檢驗

Mann-Kendall（M-K）非參數(shù)檢驗法常用于分析降水、徑流、氣溫等要素時間序列的趨勢變化，其優(yōu)點在于受少數(shù)異常值干擾較少，計算簡便[7-13]。

假設(shè)有 n個樣本量（X1，…，Xn）的時間序列，對于所有 k，j≤n，且 k≠j，Xk和 Xj的分布是不同的，計算檢驗統(tǒng)計量S，公式如下：

S服從均值為0，方差為var（S）的正態(tài)分布。當n>10時，標準的正態(tài)統(tǒng)計變量Z通過下式計算：

當統(tǒng)計值Z大于0時，時間序列存在增加趨勢；小于0時，則存在減少趨勢。Z的絕對值大于1.28、1.96和2.32，分別表示通過了置信度90%、95%和99%的顯著性檢驗。

1.2.2.2 突變性

Pettitt法是由Pettitt于1979年提出的一種非參數(shù)變點檢驗方法，該方法計算簡便且受少數(shù)異常值干擾較小，在水文、氣象等領(lǐng)域應用十分廣泛。對于一個水文時間序列x1，x2，…，xn，假設(shè)序列中突變點最有可能發(fā)生在t時刻，因此，以t為分割點，將樣本序列分為x1，x2，…，xt和 xt+1，xt+2，…，xn兩個部分，分別服從分布 F1（x）和F2（x），Pettitt檢驗即在顯著性水平α下，檢驗F1（x）和F2（x）是否為同一分布[14]。計算統(tǒng)計量Ut，n：

于是得到可能突變點位置t對應的統(tǒng)計量Kt為：

突變點的顯著性水平為：

原假設(shè)為實測樣本序列無突變，當pt>α時，則接受原假設(shè)，認為序列在位置t處不存在顯著的突變點；當pt<α時，則拒絕原假設(shè)，認為序列在位置t處存在顯著的突變點。

1.2.2.3 周期性

稱ψa，b（t）為子小波；a為尺度因子，反映小波的周期長度；b為時間因子，反映時間上的平移。

小波變換若 ψa，b是（14）式給出的子小波，對于時間序列f（t）∈L2（R），其連續(xù)小波變換定義為：

式（14）中，ψ（t）為ψ（t）的復共軛函數(shù)；Wf（a，b）稱小波（變換）系數(shù)。實際工作中，時間序列常常是離散的。如f（k△t）（k=1，2，…，N；△t為取樣時間間隔），則式（15）的離散形式為：

Wf（a，b）隨參數(shù)a和b變化，可作出以b為橫坐標，a為縱坐標的關(guān)于Wf（a，b）的二維等值線圖。將時間域上的關(guān)于a的所有小波系數(shù)的平方進行積分，即為小波方差，小波方差隨尺度a變化過程稱小波方差圖[4，15]。

2 結(jié)果分析

2.1 年內(nèi)變化分析

本文以9個雨量站的降水量的平均值作為環(huán)湖區(qū)的降水量，首先計算各雨量站1956～2016年月平均降水量占全年降水量的百分比，結(jié)果見表2，并繪制各雨量站的月平均分配的年內(nèi)過程圖（圖2）。由表2可知各站連續(xù)4個月最大降雨量分布在4～7月。

圖2 鄱陽湖環(huán)湖區(qū)雨量站1～12月降水量月平均分配年內(nèi)過程圖

表2 鄱陽湖環(huán)湖區(qū)雨量站1～12月月平均降水量占全年降水量百分比 %

從月平均降水量時間分布來看，各雨量站的最大月平均降水量均分布在6月，各站6月月平均降水量分別占全年降水量17.29%、18.87%、16.53%、16.25%、16.89%、14.73%、17.52%、17.23%、16.89%，廬山站6月平均降水量占年降水量的比重最小，進賢站6月降水量占年降水量的比重最大。各站月平均降水量最小的月份分布在12月，各站12月月平均降水量分別占全年降水量 3.00%、3.01%、2.93%、2.85%、3.02%、2.76%、2.89%、2.58%、2.71%，因此，鄱陽湖環(huán)湖區(qū)降水季節(jié)差異較大，年內(nèi)分配極不均勻，這種變化加劇了降水年內(nèi)分布的不平衡，增加了流域洪澇和干旱災害發(fā)生的幾率。

從月平均降水量的空間分布來看，各站連續(xù)最大4個月總降水量占年降水量分別是55.58%、56.45%、55.94% 、53.85% 、54.42% 、50.71% 、57.43% 、57.03% 、56.65%，其中石門街站最大，其次是星子站，環(huán)湖區(qū)的東北部較西南部降雨季節(jié)性差異更加明顯；由圖2可以看到，廬山站的各月平均降水量較其他站的降水量偏多，由于廬山站位于海拔1 164m的地方，受地形影響，不同高程降水量不同，廬山地區(qū)的海拔高程與降水量有較大關(guān)系，隨高程增加而降水量也隨之增大。

下面采用不均勻系數(shù)、完全調(diào)節(jié)系數(shù)的計算方法進一步對降水年內(nèi)分配作定量分析，以1980年和2003年為界對比分析，計算成果見表3。從計算結(jié)果來看，昌邑站的不均勻系數(shù)從1956～1979的0.679上升到1980～2002的 0.734，再到 2003～2016年的 0.832，湖口站是逐步下降，其他站都是在1980年前后是下降的，2003年前后是上升的；而從完全調(diào)節(jié)系數(shù)來看，昌邑站和廬山站逐步上升，進賢站、湖口站、石門街以及星子站逐步下降，其余各站先下降后上升，各站降水量的不均勻系數(shù)和完全調(diào)節(jié)系數(shù)變化規(guī)律具有較好的同步性。

表3 鄱陽湖環(huán)湖區(qū)雨量站降水量年內(nèi)分配特征值

從時間上來看，對比1980年以前，1980年以后除昌邑站降水量分配更加不均勻，其他站降水量的不均勻性有所緩解的趨勢，但整體的變化不明顯；對比2003年以后，各站降水量都較2003年以前不均勻性加劇，但不顯著。例如都昌站在1956～1979年的不均勻系數(shù)和完全調(diào)節(jié)系數(shù)是 0.813、0.329，1980～2002年下降到0.763、0.316，2003～2016 年又上升到 0.847、0.330，而整個環(huán)湖區(qū)的降水量年內(nèi)分配逐年趨向均勻。

從空間上來看，石門街站、星子站以及都昌站的不均勻系數(shù)和完全調(diào)節(jié)系數(shù)較其他雨量站更大，說明鄱陽湖環(huán)湖區(qū)西南部較東北部的降雨年內(nèi)分配更均勻，同時環(huán)湖區(qū)東西部或者南北部的降水量相互消漲，使整個湖區(qū)降水量年內(nèi)分配趨向均勻。

2.2 趨勢變化

運用變差系數(shù)和年際極值比定量分析降水的相對變化程度，其值越大，說明降水的豐枯變化越劇烈。由表4可以看出廬山站的年最大降水量為3 034.8mm，發(fā)生在1975年，大多數(shù)雨量站的最大年降雨量發(fā)生在1998年，都昌站的最大年降水量最小，為699.1mm，發(fā)生在1978年，同時大多數(shù)雨量站的最小年降水量發(fā)生在1978年。各站的變差系數(shù)在0.19～0.45之間，其中廬山站的變差系數(shù)最大，各站的極值比在2.40～2.89之間，其中都昌站極值比最大。各站的年極值比和變差系數(shù)都較小，說明鄱陽湖環(huán)湖區(qū)的年降水量總體變化不顯著。

表4 1956～2016年鄱陽湖環(huán)湖區(qū)雨量站降水量年際變化特征值

運用線性回歸法和M-K趨勢檢驗法對鄱陽湖環(huán)湖區(qū)的雨量站進行趨勢分析，并將結(jié)果列于表5、表6，繪制了年降水量變化明顯的代表站年際變化趨勢圖。表5中可以看到線性回歸法求得的各雨量站的相關(guān)系數(shù) R2，其中，超過 95%的置信水平用“*”表示。從圖3中可以看，其中石門街站7月呈明顯的上升趨勢。而利用M-K趨勢檢驗各站的各月平均降水量和年降水量，發(fā)現(xiàn)星子站和湖口站1月、石門街站的7月以及昌邑站的8月通過95%的顯著性檢驗，其他站未發(fā)生明顯趨勢變化，說明鄱陽湖環(huán)湖區(qū)東北部降水量年際變化明顯，并且豐枯變化較西南部更加顯著。

圖3 代表站降雨趨勢變化圖

表5 1956～2016年鄱陽湖環(huán)湖區(qū)雨量站1～12月年降水量線性回歸分析結(jié)果

表6 鄱陽湖雨量站降水量M-K趨勢檢驗結(jié)果

2.3 突變性

Pettitt檢驗在近幾年被廣泛用于水文序列的突變檢驗，對于變異點在兩端的序列比較敏感，且適合檢驗大容量的樣本序列，下面利用這一方法對雨量站進行突變檢驗，結(jié)果列于表7，并繪制出突變明顯的雨量代表站（星子站、石門街站）前后均值的突變過程圖，見圖4，其中梓坊、湖口、廬山、石門街、星子等雨量站在1月降水量均發(fā)生顯著突變，突變點都在1988年；石門街站7月降水量超過了95%的置信水平，突變發(fā)生在1995年。

圖4 星子站及石門街站降水突變過程圖

表7 鄱陽湖環(huán)湖區(qū)雨量站1～12月月平均降水量pettitt突變檢驗結(jié)果

2.4 周期性

根據(jù)鄱陽湖環(huán)湖區(qū)年降雨量進行周期分析，圖5是鄱陽湖環(huán)湖區(qū)年降水量的實部（a）和模方（b）的時頻分布圖，模的大小表示特征時間尺度信號的強弱，實部表示不同特征時間尺度信號在不同時間上的分布和位相兩方面的信息。從模方的時頻分布圖來看各時段尺度的強弱分布，其中3～9年時間尺度變化較強，主要發(fā)生在1960～1986年，振蕩中心在1981年；22～28年的時間尺度變化也比較明顯，主要出現(xiàn)在20世紀60年代到20世紀90年代，振蕩中心在1981年左右。

圖5 年降水量小波變換的實部（a）和模方（b）時頻分布圖

由實部等值線圖可以看出年降水量時間尺度變化、突變點分布及其位相結(jié)構(gòu)。其中3～7年尺度表現(xiàn)十分明顯，其中心時間尺度為5年左右，正負位相交替出現(xiàn)；10～14年時間尺度表現(xiàn)突出，其尺度中心在13年左右，其次25～30年時間尺度表現(xiàn)十分明顯，其尺度中心在28年左右。

根據(jù)圖6的小波方差圖可以明顯地看出年降水量序列主要存在28年左右的主周期，圖7繪制的28年時間尺度的小波變換系數(shù)變化過程，有四個多水期（1956～1964年、1974～1982年、1993～2002年以及 2011年以后）和三個少水期（1964～1974年、1982～1993年以及2002～2011年），旱澇突變點有1964年、1974年、1982年、1993年、2002年以及2011年，且鄱陽湖環(huán)湖區(qū)的年降水量的平均周期在19年左右，大約經(jīng)歷了3.5個變化期。

圖6 年降水量小波方差圖

圖7 年降水量28年時間尺度的小波變換實部變化過程

3 結(jié)論

通過對環(huán)湖區(qū)月尺度和年尺度的降水量分析結(jié)果，得出以下結(jié)論：

（1）環(huán)湖區(qū)降水量年內(nèi)季節(jié)差異性大，主汛期占全年降雨的50%～60%，降水量年內(nèi)分配極不均勻，12月降水量在全年最少，6月降水量全年最多，東北部較西南部降雨季節(jié)性差異更加明顯，廬山站的降水量受地形影響較大。相較1956～1980年，1980～2003年區(qū)域降雨量年內(nèi)分配趨向均勻，而2003～2016年，降雨量年內(nèi)分配的不均勻性有所增長，從1956～2016年來看降水量的季節(jié)差異性有所下降。

（2）環(huán)湖區(qū)最大的年降水量在1998年，達2107.1mm，最小年降水量在1978年，為911.8mm，極值比為2.31，降水量的年際變化波動不大。1956～2016年星子站和湖口站1月降水量趨勢變化明顯，渡峰坑站8月以及石門街站7月的趨勢變化明顯；梓坊、湖口、廬山、石門街、星子等雨量站1月降水量均發(fā)生顯著突變，突變點都在1988年，石門街站7月降水量超過了95%的置信水平，突變發(fā)生在1995年。而環(huán)湖區(qū)1～12月總體趨勢以及突變并不明顯，說明湖區(qū)內(nèi)不同區(qū)域的降水量此消彼長，同時非汛期和汛期相互消漲，造成總體突變以及趨勢變化不顯著的現(xiàn)象。

（3）環(huán)湖區(qū)的年降水量序列存在28年左右的主周期，根據(jù)28年時間尺度的小波變換系數(shù)變化過程，在28年尺度下有4個多水期、3個少水期。

本文分析了環(huán)湖區(qū)近60年的降水變化，降水是影響徑流變化的主要因素，當?shù)亟邓康淖兓瘯苯踊蜷g接影響洪水的變化，本文研究成果可為鄱陽湖洪旱災害的預防治理和未來水資源調(diào)節(jié)防控提供借鑒和參考。