岷江流域降水特征與旱澇災(zāi)害趨勢分析

杜華明，賀勝英

（宜賓學(xué)院 化學(xué)與化工學(xué)院，四川 宜賓644000）

在全球變暖背景下，極端降水事件增多［1］，致使很多地區(qū)旱澇災(zāi)害頻繁發(fā)生，給人類社會帶來極大影響，眾多學(xué)者對此開展了廣泛研究。如 Marengo［2］、Byun［3］、Parry［4］等分別對南美洲、亞洲、英國等地的旱澇災(zāi)害進行了研究。國內(nèi)學(xué)者就旱澇災(zāi)害也開展了大量研究工作，如畢彩霞等［5］對渭河流域旱澇時空分布特征進行了研究，認為北偏西方向發(fā)生旱災(zāi)機會增大，而南偏東方向發(fā)生澇災(zāi)的概率增大；楊志勇等［6］對黃淮海流域旱澇時空分布的研究表明，黃淮海流域內(nèi)夏秋兩季旱澇問題較為嚴重，黃河和海河流域以干旱居多，淮河干旱和雨澇并存，季節(jié)間的旱澇交替多集中在淮河流域中上游地區(qū)；趙學(xué)敏等［7］通過汾河流域旱澇的分析發(fā)現(xiàn)，汛期異常旱澇主要發(fā)生在6月和8月；葉篤正等［8］通過對長江黃河兩流域旱澇的研究指出，熱帶西太平洋暖池?zé)崃顟B(tài)與暖池上空的積云對流活動的強弱以及青藏高原上空的對流活動是影響這兩流域旱澇的主要原因。我國目前比較常用的旱澇指標主要有降水量距平百分率、標準化降水指數(shù)（SPI）、Z指數(shù)、Palmer干旱指數(shù)（PDSI）等，相關(guān)研究表明標準化降水指數(shù)不僅計算簡便、穩(wěn)定性好，而且具有多時間尺度優(yōu)勢，因而在旱澇分析中得到廣泛應(yīng)用［9］。如陳瑩［10］、李敏敏［11］、毛明策［12］等分別運用標準化降水指數(shù)（SPI）對福建、秦嶺南北、關(guān)中平原的旱澇時空特征進行了研究。岷江流域?qū)儆陂L江的一級支流，發(fā)源于岷山南麓，流經(jīng)松潘、汶川、樂山等地，到宜賓匯入長江，地勢由西部高中山區(qū)逐級降低至東部平原丘陵區(qū)，岷江全長793km，流域面積13.35萬km2，水量豐富，岷江流域既是長江上游生態(tài)屏障的重要組成部分，更是成都平原重要的生態(tài)屏障［13］。本文擬通過對岷江流域降水量時空特征和旱澇多時間尺度分析，揭示岷江流域降水量時空分布特征與旱澇災(zāi)害規(guī)律和發(fā)展趨勢，試圖為區(qū)域經(jīng)濟社會的可持續(xù)發(fā)展提供理論參考。

1 資料來源與研究方法

本文利用分布于岷江流域的班瑪、色達、松潘、馬爾康、小金、都江堰、成都、康定、雅安、峨眉山、樂山、內(nèi)江、越西、宜賓14個氣象站點（見圖1）1961—2012年的逐月降水實測資料，構(gòu)建該流域月、季節(jié)、年平均降水量時間序列，開展岷江流域降水量時空分布特征與多時間尺度旱澇災(zāi)害研究。文中采用的降水量資料來源于中國氣象科學(xué)數(shù)據(jù)服務(wù)共享網(wǎng)。文中采用線性回歸、M－K突變檢驗等方法，結(jié)合GIS空間分析技術(shù)對降水量時間演變規(guī)律和空間分布特征進行分析。運用標準化降水指數(shù)（SPI）對岷江流域旱澇災(zāi)害進行趨勢分析。

標準化降 水 指 數(shù) （Standardized Precipitation Index，簡稱SPI）是一個基于降水量的旱澇指數(shù)，能較好地反映不同時間尺度的旱澇情況，因此得到廣泛應(yīng)用。SPI主要基于降水量的Γ分布，通過概率密度函數(shù)求解累積概率，再將累積概率標準化［14］。具體計算步驟參見文獻［15］。本文主要分析1個月、3個月、6個月和12個月時間尺度的標準化指數(shù)變化過程。旱澇等級參照Mckee等［16］的干旱等級標準，并增加了雨澇劃分等級，如表1所示［14］。SPI≤－1.0為干旱界值，SPI≥1.0為雨澇界值。

圖1 岷江流域氣象站點分布

表1 SPI旱澇等級分類

2 降水量變化特征分析

2.1 年平均降水量變化特征分析

2.1.1 降水量的年際、年代際變化特征 岷江流域近52a來的年平均降水量為1 012.25mm，降水量最多的年份是1961年（1 198.94mm），降水量最少的年份是2006年（853.72mm），兩者相差345.22 mm，降水量年際變化大；在降水量的年內(nèi)分配上，夏半年（5—10月）多年平均降水量達862.54mm，占全年降水量的85.21%，盛夏（7—8月）降水量高達402.15mm，占全年降水量的39.73%，而12月、1月兩個月降水量只有19.11mm，占全年降水量的1.89%，年內(nèi)降水量分布極不均勻；降水量的年內(nèi)、年際分配不均是導(dǎo)致旱澇災(zāi)害的主要因素。通過對研究區(qū)內(nèi)年平均降水量的累年平均值的計算，并采用線性回歸進行分析，從圖2可以看出，岷江流域降水量呈減少趨勢，平均遞減率為20.18mm／10a。從圖中還可以看出，1961—1972年降水量呈大幅下降趨勢，1973—1990年降水量呈較平穩(wěn)的波動狀態(tài)，1991—2012年降水量呈大幅減少趨勢。從年代降水量分析可以看出20世紀60年代—80年代降水量高于多年平均值，降水量豐沛，為明顯的多雨期；90年代開始降水量呈持續(xù)減少態(tài)勢，2000—2010年的年代降水量值最低，為近52a降水量最少的時段。

圖2 岷江流域年平均降水量變化趨勢

2.1.2 降水量的季節(jié)變化特征 近52a來岷江流域春季降水量呈微弱上升趨勢，增加傾向率為3.25mm／10a；夏、秋、冬季降水量呈下降趨勢，夏、秋季降水量呈顯著減少趨勢，減少傾向率分別為13.3mm／10a和10.19mm／10a，冬 季 降 水 量 減 少 傾 向 率 為0.3mm／10a（圖3）。由此可見，岷江流域近52a的降水量減少主要是以夏、秋季的顯著減少為特點。

圖3 岷江流域季平均降水量變化趨勢

2.2 年平均降水突變Mann－Kendall檢驗

采用Mann－Kendall非參數(shù)統(tǒng)計檢驗方法對岷江流域近52a的年均降水量進行突變分析，其結(jié)果如圖4所示。根據(jù)UF和UB曲線的交點發(fā)現(xiàn)，岷江流域年降水量存在三個突變點，分別為1968年、1972年和1993年，1968年和1993年降水量由多向少轉(zhuǎn)變，1972年降水量由少向多轉(zhuǎn)變，其中變化最明顯的是1993年發(fā)生的降水量由多向少的轉(zhuǎn)變，該轉(zhuǎn)變通過了0.01的置信度檢驗，降水量顯著減少。可以確定該區(qū)域年均降水量從20世紀60年代初—70年代早期處于下降階段，70年代中期—80年代末處于緩慢上升階段，90年代初期以來降水量驟減，從長時間尺度看，該區(qū)域降水量在20世紀90年代的減少是一突變現(xiàn)象，具體是從1993年開始年降水量顯著下降。

圖4 岷江流域年平均降水量突變Mann－Kendall檢驗

2.3 年平均降水量變化空間差異

從圖5a岷江流域年平均降水量空間分布圖可以看出，該區(qū)域年降水量的變化范圍為616.26～1 732.49mm，年降水量最高的地區(qū)接近年降水量最低地區(qū)的3倍，相差1 116.23mm，年降水量存在顯著的空間差異性。該區(qū)域降水量由東南向西北呈遞減趨勢，以松潘—小金—康定為界，該線以西地區(qū)降水量為616～1 000mm；該界線以東年降水量為1 000～1 732mm，且存在一個高值中心，中心地帶的雅安—峨眉山一帶降水量高達1 700mm。

圖5b是岷江流域年均降水量變化傾向率空間分布圖，由圖可知，岷江流域東南部地區(qū)降水量呈減少趨勢，而西北部地區(qū)降水量呈增加趨勢。以松潘—小金—康定為界，該界線以西降水量呈增加趨勢，增加傾向率在0～27.11mm／10a的范圍內(nèi)；該界線以東降水量呈減少趨勢，減少的傾向率在0～80mm／10a的范圍內(nèi)，尤其是峨眉山—樂山—宜賓一帶降水量減少趨勢最明顯，減少傾向率高達40～80mm／10a。

3 岷江流域旱澇災(zāi)害多時間尺度分析

本文以岷江流域1961—2012年逐月降水數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，分別計算了1個月、3個月、6個月、12個月4個時間尺度的SPI值（分別用SPI1，SPI3，SPI6，SPI12表示），用以分析岷江流域旱澇的時間變化特征，如圖6所示。

SPI1和SPI3屬于短時間尺度的旱澇分析，受短時間降水影響大，數(shù)值波動頻繁，能較好地反映短時間內(nèi)的旱澇變化特征。在SPI1序列圖中，1973年6月、1984年5月、7月SPI1值高達到2.08，澇情達到重澇程度，而1970年6月、2000年7月、2002年9月、2006年8月SPI1值降至－2.08，旱情達到嚴重干旱程度，由此可知，SPI1能很好地反映旱澇發(fā)生的短時間尺度（月尺度）特征和嚴重程度。從SPI3序列圖可看出，1961年夏季、1966年秋季、1973年夏季、1975年秋季、1984年春季與夏季、1985年春季、2008年春季澇情嚴重，達到重澇，而1969年春季、1972年秋季、1979年夏季、1984年秋季、1986年夏季、2000年夏季、2002年秋季、2006年夏季旱情嚴重，達到重旱，從對SPI3旱澇情況的分析可以看出，SPI3能很好地反映旱澇的季節(jié)變化特征。

圖5 岷江流域年均降水量及變化傾向率空間分布

圖6 岷江流域1961－2012年1個月、3個月、6個月、12個月時間尺度的SPI變化過程

SPI6和SPI12屬于較長時間尺度旱澇變化，旱澇周期性變化特征明顯。由SPI6和SPI12序列圖可知，岷江流域1961年、1973年、1990年重澇，1966年、1975年 、1984年、1985 年 大 澇，1962 年、1964 年、1979年、1981 年、1988年、1989 年、1999年、2001 年偏澇。1972年、2006年、2007年重旱，1994年、1997年、2000年 、2002年、2009 年、2011 年 大 旱 ，1969 年、1970年、1982 年、1986年、1987 年、1996年、2003 年偏旱。從SPI12序列圖還可以看出，該流域20世紀60年代偏澇，澇災(zāi)發(fā)生頻率高、程度嚴重；70—80年代旱澇災(zāi)害交替出現(xiàn)，澇災(zāi)發(fā)生頻次明顯高于旱災(zāi)，整體偏澇；90年代開始，流域澇災(zāi)減弱，旱災(zāi)加劇，旱災(zāi)發(fā)生頻率與程度逐年增加，干旱化趨勢明顯。由上述分析可知，長時間尺度的旱澇分析（SPI6和SPI12）不僅能很好地反映旱澇的年際、年代際變化特征，還可以對旱澇災(zāi)害的發(fā)展趨勢進行判斷，尤其是從SPI12序列值可看出，該流域1990年以前偏澇，1990年開始澇災(zāi)減少，旱災(zāi)發(fā)生的頻率與程度呈不斷加劇的趨勢，且干旱化趨勢具有持續(xù)性特征，因此該區(qū)域在未來一段時間內(nèi)應(yīng)做好防旱抗旱工作。

4 結(jié)論與討論

（1）近52a來岷江流域降水量總體上呈下降趨勢，平均遞減率為20.18mm／10a；該流域降水量年際變化大，季節(jié)分配不均。從年代降水量分析可以看出20世紀60年代—80年代降水量高于多年平均值，降水量豐沛，為明顯的多雨期；90年代開始降水量呈持續(xù)減少趨勢，2000年以來為近52a降水量最少的時段，流域干旱化趨勢明顯。

（2）岷江流域年降水量在空間分布上表現(xiàn)為由東南向西北遞減的趨勢，以松潘—小金—康定為界，該線以西地區(qū)年降水量為616～1 000mm；該界線以東年降水量為1 000～1 732mm。岷江流域東南部地區(qū)降水量呈減少趨勢，而西北部地區(qū)降水量呈增加趨勢。以松潘—小金—康定為界，該界線以西降水量呈增加趨勢，增加傾向率在0～27.11mm／10a的范圍內(nèi)；該界線以東降水量呈減少趨勢，減少的傾向率在0～80mm／10a的范圍內(nèi)。

（3）岷江流域旱澇災(zāi)害階段性變化趨勢明顯，1961—1967年澇災(zāi)頻繁，1968—1972年干旱頻率高，旱災(zāi)嚴重；1973—1993年旱澇災(zāi)害交替出現(xiàn)，澇災(zāi)頻率明顯高于旱災(zāi)，整體偏澇；1994—2012年旱災(zāi)程度與頻次均呈加重趨勢，旱災(zāi)嚴峻。岷江流域旱澇災(zāi)害總體以1990年為轉(zhuǎn)折點，1990年以前該區(qū)多澇災(zāi)，1990年后多旱災(zāi)，旱澇災(zāi)害由澇災(zāi)向旱災(zāi)轉(zhuǎn)化的趨勢明顯。

本文運用SPI分析該區(qū)域旱澇特征，發(fā)現(xiàn)SPI1和SPI3能很好地反映短時間尺度內(nèi)的旱澇時間特征和嚴重程度，而SPI6和SPI12能準確反映旱澇災(zāi)害發(fā)生的年際、年代際特征和旱澇災(zāi)害的發(fā)展趨勢，對區(qū)域長時間尺度防洪抗旱工作具有很好的判斷與指導(dǎo)作用。通過對岷江流域降水量和旱澇情況的分析發(fā)現(xiàn)，該區(qū)域多年年均降水量呈顯著減少趨勢，1990年以前該區(qū)多澇災(zāi)，1990年開始該區(qū)域旱災(zāi)發(fā)生頻率與程度加劇，這與該區(qū)域降水量變化的分析結(jié)果一致，降水量減少是區(qū)域旱災(zāi)頻發(fā)的主要因素；而降水量的年際、季節(jié)分配不均是引起該區(qū)域短時間尺度旱澇災(zāi)害發(fā)生的主要原因；除此之外，區(qū)域地形地勢、氣候特征、下墊面性質(zhì)的改變、植被狀況、人類經(jīng)濟活動特征等也是影響區(qū)域旱澇的因素，有待于進一步分析。

［1］ Zheng P N，Li Z Q，Bai Z P，et al.Influence of climate change to drought and flood［J］.Disaster Advances，2012，5（4）：1331－1334.

［2］ Marengo J A，Alves L M，Soares W R，et al.Two contrasting severe seasonal extremes in tropical south america in 2012：Flood in Amazonia and Drought in Northeast Brazil［J］.Journal of Climate，2013，26（22）：9137－9154.

［3］ Byun H R，Kang K A，Kim K H.Correlations between Nino－3anomalies and Asian drought flood［J］.Journal of the Korean Meteorological Society，2001，37（5）：453－464.

［4］ Parry S，Marsh T，Kendon M.2012：from drought to floods in England and Wales［J］.Weather，2013，68（10）：268－274.

［5］ 畢彩霞，穆興民，趙廣舉，等.1960—2010年渭河流域旱澇時空分布特征［J］.水土保持通報，2013，33（2）：281－284，290.

［6］ 楊志勇，袁喆，嚴登華，等.黃淮海流域旱澇時空分布及組合特性［J］.水科學(xué)進展，2013，24（5）：617－625.

［7］ 趙學(xué)敏，胡彩虹，吳澤寧，等.汾河流域降水及旱澇時空結(jié)構(gòu)特征［J］.干旱區(qū)研究，2007，24（3）：349－354.

［8］ 葉篤正，黃榮輝.我國長江黃河兩流域旱澇規(guī)律成因與預(yù)測研究的進展、成果與問題［J］.地球科學(xué)進展，1991，6（4）：24－29.

［9］ 車少靜，李春強，申雙和.基于SPI的近41a（1965—2005）河北省旱澇時空特征分析［J］.中國農(nóng)業(yè)氣象，2010，31（1）：137－143，150.

［10］ 陳瑩，陳興偉.福建省近50a旱澇時空特征演變：基于標準化降水指數(shù)分析［J］.自然災(zāi)害學(xué)報，2011，20（3）：57－63.

［11］ 李敏敏，延軍平.全球變化下秦嶺南北旱澇時空變化格局［J］.資源科學(xué)，2013，35（3）：638－645.

［12］ 毛明策.近百年來關(guān)中平原旱澇振蕩多尺度分析［J］.水土保持研究，2010，17（3）：40－43.

［13］ 滿正闖，蘇春江，徐云，等.岷江上游森林涵養(yǎng)水源的能力變化分析［J］.水土保持研究，2007，14（3）：223－225，230.

［14］ 王媛媛，張勃.基于標準化降水指數(shù)的近40a隴東地區(qū)旱澇時空特征［J］.自然資源學(xué)報，2012，27（12）：2135－2144.

［15］ 王志良，曹蕾.基于SPI的鄭州市近60a旱澇特征分析［J］.華北水利水電學(xué)院學(xué)報，2011，32（6）：30－32.

［16］ Mckee T B，Doesken N J，Kleist J.The relationship of drought frequency and duration to time scales［R］.California：Eighth Conference on Applied Climatology，1993：179－184.