1961-2010年怒江流域降雨時空變化

洪美玲, 何士華

(昆明理工大學 電力工程學院, 昆明 650500)

基于全球氣候變暖的影響，水文循環改變了水資源的時空重分配。雖然怒江流域人口與經濟體稀疏，但怒江流域作為我國西南重要水系之一，降雨變化特征復雜，了解該流域降雨時空變化特征，對當地制定防洪與排澇等策略具有重要意義。

目前，對怒江流域的研究成果較多，大部分集中在按區段劃分研究，在整個流域多尺度綜合時空方面的降雨變化研究較少。劉新有等[1]利用泰森多邊形法、小波分析法、R/S分析法研究怒江流域云南區段降雨時空變化；劉春錄[2]對怒江州怒江流域的降雨特性從年內降雨、垂直方向分布、地形影響分布特性進行研究；樊輝等[3]運用TFPW-MK檢驗和重復迭代變化診斷等方法，分析了近幾十年來怒江流域氣候要素空間格局和變化特征；姚治君等[4]利用非參數統計檢驗方法對怒江流域降水、平均氣溫及徑流等要素單調變化趨勢進行顯著性檢驗，并基于各要素時空變化特點，分析降水和氣溫的變化對徑流變化可能存在的影響；羅賢等[5]對怒江流域近50 a來中上游枯季徑流變化及其對氣候變化的響應進行研究分析。本文利用流域內6個站點的降雨資料，通過反距離權重插值法、Kendall非參數檢驗、線性回歸分析法分析怒江流域的降雨時空變化特征。

1 資料與方法

1.1 研究區概況

怒江流域位于我國西南部位，發源于西藏自治區北部唐古拉山南麓的安多縣境內，呈北西—南東向流經西藏自治區、云南省，出境后流經緬甸匯入印度洋，屬于國際河流。怒江干流上至今沒有一座水電站、攔河壩，保持著高度的自然性。

怒江從河源至河口全長3 240 km2，中國部分2 013 km2，整體上多年平均降雨量為896 mm。怒江流域總地勢西北高、東南低，高原、高山、峽谷、盆地交錯，地形多變復雜。上游地處青藏高原東南部，除海拔5 500～6 000 m的高大雪峰外山勢平緩，河谷平淺，湖沼廣布，屬于高原地貌；中游處于青藏高原向云貴高原過渡的橫斷山區，地勢海拔在3 000 m以上，山高谷深，河道縱比降大，水流湍急；下游怒江州瀘水縣六庫鎮以南為云貴高原區，地勢多為山丘、盆谷、壩子，海拔在1 700～2 000 m。怒江流域狹長，支流眾多，兩岸支流大多垂直入江，干支流構成羽狀水系。上游河流補給以冰雪融水為主，進入云南境內，水量以雨水補給為主，大部分集中在夏季，干濕兩季分明，時空分布不均，水力資源較為豐富。

流域氣候類型多樣且復雜多變，氣溫總體上由北向南遞增。怒江上游屬于高原氣候區，氣溫較低，常年降雨較少；怒江中游立體氣候突出，降雨量增加；怒江下游地區主要受西南海洋季風氣候和東南季風氣候影響，氣溫上升，多雨，流域中下游區屬于季風氣候區[6]。怒江流域獨特的峽谷地形和氣候條件形成我國西南與東南亞重要的生態廊道。

1.2 研究區資料

怒江流域共有13個雨量站點，但由于較多站點缺測時間較長，插補精度差，本次研究選用流域內分布較均勻的6個站點，數據采用全國氣象數據共享網提供的怒江流域那曲、索縣、丁青、貢山、保山、臨滄6個雨量站點1961—2010年24 h降雨資料，其中缺失數據由周圍站點降雨序列插補得到。研究區內站點分布如圖1所示。

1.3 研究方法

流域的年際降雨變化主要從年降雨量的分布、降雨的季節分配、全年降雨日數、降雨的年際變化(最大年降水量與最小年降水量的比值)方面來分析，指標參考于水利部黃河水利委員會發布的關于黃河流域降水特征分析一文。唐亦漢等[7]在近50 a珠江流域降雨多尺度時空變化特征及其影響一文中也采用了年均降雨量和年降雨日率兩個指標來分析珠江流域的年際將于變化。

圖1 怒江流域站點分布

對于流域極端降雨事件，本文以世界氣象組織氣象委員會及氣候變率和可預報性研究計劃推薦的50種極端氣候為基礎，選取2種極端降水指數分析怒江流域年極端降水的變化趨勢[8]。

因此，針對怒江流域降雨時空分布變化，本文采用年均降雨量和年降雨日率兩個指數分析年際降雨變化，季度降雨集中性(PCI)和月降雨集中性(FI6)表示流域內的降雨集中性[7]，采用年極端降水量(R99p)和年極端降水日數(R99%)分析流域內極端降雨變化。降雨指數詳見表1。

2 結果與分析

2.1 怒江流域年際降雨變化

2.1.1 年均降雨量分析 怒江流域降雨均值量在400～1 700 mm(圖2)，從年際降雨的空間分布規律看，整個區域降雨量呈現出由流域上游向中游逐漸遞增，貢山附近(即西藏與云南交界處)達到最大值，再逐漸向下游減少的趨勢，總體上表現為南多北少，空間分布復雜不均。流域最上游(即流域內西藏中東部)海拔較高，降雨量相對較少，主要以融雪補給為主，降雨量分布在400～650 mm，流域中游(青藏高原與云貴高原過渡區)海拔稍有降低，地形逐漸變成深山峽谷，山河切割，降水量逐漸增加，流域下游(即瀘水縣六庫以南地區)平均海拔在2 000 m以下，降雨量在1 000～1 700 mm，降雨量相對較為豐沛。

表1 降雨指數

2.1.2 年降雨日率分析 怒江流域降雨日率分布在29%～60%，降雨量變化趨勢和降雨日率基本一致，流域上游降雨日率最低，向流域中下游逐漸增加，在貢山附近達到最大值，然后向下游減少。在流域的6個站點中，有50%的站點的降雨日率存在顯著上升趨勢(α=0.05)，集中在流域上游，即西藏部分地區(圖3A)。

從年降雨量和年降雨日率兩個指標的變化分析，年際降雨量和年降雨日率均變化明顯，年際均降雨量和年降雨日率成正比，變化較一致。這樣的變化趨勢主要受制于不同的氣候作用，怒江流域南北狹長，氣候變化顯著，怒江上游屬于高原氣候，多受高原氣流影響；中下游屬于典型的季風氣候區，處于印度洋、太平洋水汽交匯區，主要受西南季風控制和東南季風影響，怒江流域的海拔差和氣候條件是影響降雨分布的主要因素[4]。

2.2 怒江流域年內降雨集中性

2.2.1 季度降雨集中性分析 如圖3B所示，怒江流域的PCI分布在12%～24%，多年均值為18%，流域內季度降雨集中性表現為由流域上游向中游減小，再向下游稍有增加，整體上呈現由北向南逐漸減少。流域中下游的降雨季度集中性為流域內最弱，PCI小于15%，存在輕微季度集中性；流域最上游(那曲、索縣、洛隆、比如地區)為流域最高，其次為丁青地區，即八宿以上流域PCI均大于20%，存在高度季度集中性；流域內其他地區PCI介于15%～20%，存在季度集中性。

相對于多年PCI均值比較，以八宿地區為界限，流域內八宿以北地區，降雨季度集中性增加，八宿以南地區低于均值。由50 a降雨量的變化趨勢分析，PCI高區存在降低趨勢，PCI低區趨勢基本不變，總體上流域內的降雨季度集中性程度區域均勻化[9]。

圖2 年均降雨量分布

2.2.2 月降雨集中性 怒江流域FI6集中在40%～70%，多年均值為55%(大于50%)。如圖3C所示，流域內FI6分布復雜，總體趨勢呈現由南東向北西逐漸降低。除流域上游部分的月降雨集中性低于50%外，流域其他地區降雨在最大降雨月的集中度較高。1961—2010年共50 a的數據分析，季度降雨集中性和月份降雨集中性總體上呈現相反的趨勢，FI6低區呈現下降趨勢，FI6高區呈上升趨勢，月份降雨集中性表現為區域極端化。

2.3 怒江流域極端降雨

我國通常把日降水量超過50 mm的降水事件稱之為暴雨，把日降水量超過25 mm的稱為大雨[8]。但是，對于不同的地區，由于地域差異，極端強降雨事件是不能完全用全國統一的固定的日降水量定義的。本文引用翟盤茂[10]等對極端降雨事件的閾值。把研究時間段(1961—2010年)雨日(日降水量≥0.1 mm)降水量分布在第99個百分位值的50 a平均值定義為極端降水事件的閾值，當該地區某日降水量超過閾值，就為極端降水事件。

通過SPSS分析處理怒江流域1961—2010年的雨日數值，將第99個百分位值作為該流域的極端降水閾值，見表2 。

2.3.1 極端降水量分析 由圖4可知，1967—1979年為大波谷，1979年之后年際極端降水量變化差值較大，但50 a來怒江流域極端降水量整體呈波動上升趨勢，其中極端降水量最大值出現在2010年，為153.82 mm。本文采用怒江流域的6個站點中，除索縣變化趨勢略微下降外，其余5個站點的極端降雨量變化整體都為波動上升，且丁青的上升趨勢最為平緩。

圖3 年降雨日率、PCI、FI6空間分布

表2 1961-2010年怒江流域降水量閾值 mm

從圖5的M-K檢驗結果看，UF曲線未超過臨界值，表明極端降水量減少或增加未達到顯著水平，但是，在1978年極端降水量減少，將至-1.96臨界值，在2005年極端降水量增多，將至+1.96臨界值；1983—1984年前后，UF，UB曲線在±1.96范圍內相交，極端降水量由低值向高值轉變，但未發生明顯的突變現象。2007—2009年前后，兩條曲線再次相交，UF曲線未超過1.96臨界線，綜上說明1984年之后沒有明顯的突變現象。

圖4 怒江流域極端降水量

2.3.2 極端降水日數分析 圖4和圖6比較，從時間變化序列看，年極端降水日數與年極端降水量變化趨勢基本一致，1967—1979年為一大波谷，之后呈現上升趨勢。極端降水日數最多的年份為1985年，其次為2010年。在6個雨量站點中，索縣的極端降水日數趨勢略微下降，其余5個雨量站點均呈波動上升趨勢，其中，丁青的上升趨勢最為平緩。

圖5 M-K突變檢驗

從圖7可以看出，M-K突變檢驗看，1967—1982年極端降水日數減少超過顯著水平，1982—1988年UF<0，呈下降趨勢，但減小趨勢緩慢。在1998年UF和UB曲線相交，說明在1998年極端降雨量突變開始，之后兩條曲線又有多次相交，但均未超過臨界線，則表示1998—2010年沒有發生明顯的突變現象。

圖6 怒江流域極端降水日數

圖7 M-K突變檢驗

3 結 論

結合年際降雨、年內降雨和極端降雨分析，將怒江流域大致上分為3個區域：a區流域上游(青藏高原東南部)；b區流域中游(青藏高原與云貴高原過渡區)；c區流域下游(云南瀘水縣六庫以南區)。

a區降雨量最少，季度性降雨較強但趨勢逐漸降低，月份降雨集中性最弱且極端降雨閾值最低，極端降雨有上升趨勢但趨勢較緩。不利于水資源的分配與利用，應該加強該地區的節水、保水設施與區域性供水[11]。

b區降雨量豐富，年內季度降雨集中性最低，月份降雨集中性最強且強度逐漸上升，極端降雨閾值相對a區較大。該地區降水利于區域內的水資源分配，但是年內降雨強度呈明顯上升趨勢，應當注意侵蝕性降雨同時加強水土流失的預防與治理。

c區全年降雨量較為豐沛，年降雨日趨勢平穩，年內降雨集中性趨勢平穩，利于該地區水資源年內分配，但極端降雨閾值最高且有上升的趨勢，應當注意當地防洪與加強泥石流治理[12]。

怒江流域50 a來的極端降雨量和極端降雨日數的變化趨勢基本一致，總體上呈波動上升趨勢[13]，20世紀80年代以前呈減少趨勢，1980年之后，極端降水量和極端降水日數波動性增強，但未發生明顯的突變。按照50 a來怒江流域極端降水事件的分析，2010年之后極端降水日數和極端降水量增加，造成怒江流域水土加速流失。