2017, Vol. 36 
2. 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心/江苏省农业气象重点实验室，南京 210044;
3. 长江科学院，武汉 430015;
4. 中国电力科学研究院新能源研究中心，南京 210009
medium catchment based on hydrological simulation
2. Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters / Jiangsu Key Laboratory of Agricultural Meteorology, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044;
3. Changjiang River Scientific Research Institute, Wuhan 430015;
4. Renewable Energy center, China Electric Power Research Institute, Nanjing 210009
降雨是导致洪灾的直接因素和关键因素，由于我国中小河流防洪标准普遍偏低，暴雨引发的中小河流洪灾损失约占全国水灾总损失的70% ~ 80%[1-2]。随着全球气候变暖，暴雨、强降水等极端天气事件增多，短历时强降水突发性强、降水时段集中、可预报时效短，一旦降水量超过中小河流及水利设施的洪承受能力，就会形成溃口、垮坝等而引发洪水，给下游地区和基础设施造成重大灾害。如“75.8”河南特大暴雨，导致板桥水库垮坝，造成2万多人死亡[3-4]。因此，面对频发的灾害性暴雨天气可能给中小河流带来的巨大损失，有效确定中小河流及水利设施的临界面雨量已成为目前中小河流防洪减灾工作中的难点和重点。
目前，在确定中小河流临界面雨量上，主要有统计分析法和水文模型计算法，前者主要包括水位反推法、比拟法、暴雨灾情实例调查法。樊建勇等5]以小流域为基本单元研究了小时雨量与山洪灾害发生时间及小流域参数之间的关系，建立了统计模型，推算出江西省1 045个小流域的山洪灾害临界雨量。对于无资料或缺资料的地区，多采用比拟法或灾情实例调查法[6-9]。总体上，其统计方法多基于雨量、灾情或水灾，对水文过程考虑较少。水文模型计算法则立足于大量水文气象资料(如降水、流量等)，通过模拟降水-径流过程推算临界面雨量，具有一定的物理意义。张亚萍等[10]基于TopModel模型建立了重庆地区中小河流洪水气象风险等级预报指标。张亚杰等[11]和林志强等[12]基于HBV模型分别计算了南渡江、尼洋曲流域洪水致灾临界面雨量。姬兴杰等[13]和文明章等[14]基于二维水动力模型(FloodArea)分别确定了河南洛河上游、福建上清溪流域山洪灾害的致灾临界雨量。叶金印等[15]以新安江模型为基础提出考虑土壤含水量饱和度的动态临界雨量山洪预警方法。彭涛等[16]通过采用平均、随机与正态分布函数模拟流域24 h雨量分布，将其输人水文模型模拟计算不同基准水位、降水分布条件下的致汛临界面雨量，结果表明：雨量时空分布特征直接影响临界面雨量的计算结果。然而，上述研究并未对中小流域不同时间尺度实际降水分布特征进行有效而细致刻画。为此，本文以湖北省香溪河古洞口水库流域为例，收集整理该流域1997—2016年近20 a降水资料，计算分析不同时间尺度(3、6、12、24 h)强降水分布特征; 在此基础上，结合其防洪能力，立足水文模型，计算不同时间尺度中小流域临界面雨量，期望为中小流域临界面雨量计算方法研究与应用提供新的思路。
1 资料与方法 1.1 研究区概况古洞口水库位于湖北省兴山县境内，坝址在长江支流香溪河上游古夫河古洞口峡谷处，下距兴山县城(古夫镇)2.5 km，总库容1.476x108 m3, 坝址控制流域面积965 km2(图 1)，年平均流量19.9 m3·s-1，年平均径流量6.28x108 m3; 水库正常蓄水位325.00 m，最大坝高117.6 m，总库容1.476x108 m3，库容系数11%，为年调节水库; 电站总装机容量45 MW，保证出力7.3 MW，年平均发电量1.22x108 kW·h。该水库是一个以发电为主兼顾防洪、供水、灌溉、旅游等多种效益的综合性兴利工程。
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图 1 湖北省兴山县古洞口水库流域概要图 Fig. 1 The sketch map of Gudongkou Reservoir catchment in Xinshan county, Hubei Province |
中小流域暴雨洪涝灾害是其流域内强降水形成径流、汇流并远超过河流及水利设施防洪承受能力带来的结果。据《古洞口水库调度运用手册》，水库设计的汛期限制水位(以下简称汛限水位)为325 m，设计洪水位为329.64 m，校核洪水位为333.14 m。汛限水位是水库汛期允许兴利蓄水的上限水位，汛期一旦人库洪水上涨，水库就应尽快泄流，使库水位回到汛限水位以确保水库防洪库容正常。本文以汛限水位(325 m)作为古洞口水库致汛临界水位。
根据古洞口水库试验流域水位与库容关系(表 1、图 2)可知，不同水位到达325 m汛限水位所需的面雨量是不同的。因此，在不同水位下，流域致汛临界面雨量(到达汛限水位所需的面雨量)不同。如果面雨量大于当前水位达到汛限面雨量，流域就可能发生暴雨洪涝灾害。
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表 1 古洞口水库水位与库容的定量关系 Table 1 The quantitative relationships between water level and storage capacity for Gudongkou Reservoir. |
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图 2 古洞口水库汛限水位以下水位(H, 单位: m)和面雨量(R, 单位: mm)变化关系 Fig. 2 The variation curve of water level (unit: m) that reaches the flood limit of Gudongkou Reservoir and rainfall (unit: mm). |
本文所用资料主要包括:(1)湖北省90 m分辨率的DEM数据，源自“地理空间数据云”网站；(2)试验流域8个雨量监测站点(见图 1)1997—2016年近20 a逐小时降水量资料，该资料由湖北省信息保障中心提供; (3)水库水位-库容关系(图 2)以及水库坝前2008— 2012年人库流量资料，由古洞口水库电站提供。
1.3 研究方法文献[16]通过假定24 h不同降水类型开展24 h水文模拟，从而反算流域临界面雨量。本文在该文献的基础上，基于对大量历史数据的统计分析，获取流域不同时段降水分布情况，将其输人水文模型开展不同时段水文模拟，从而反算流域不同时段的临界面雨量。具体方法如下:基于试验流域8个雨量监测站点逐小时降水资料，计算分析不同时间尺度的强降水分布特征; 以此为基础，以325 m汛限水位为临界，选择不同基准水位将不同时间尺度内的流域面雨量输人水文模型进行汇流模拟，计算试验流域水位库容变化，从而确定不同水位、不同时间尺度下到达325 m汛限水位所需的面雨量，即流域暴雨洪涝致汛临界面雨量。
2 不同时间尺度的强降水分布特征中小流域临界面雨量不仅与基本水位有关，还与雨量时空分布有关，雨量时空分布不同，其模拟计算结果也不同[16]。要获取不同时间尺度强降水分布特征，首先必须弄清不同时间尺度强降水划分标准，并结合大量历史降水资料，选取不同时间尺度强降水数据，统计分析不同时间尺度的强降水分布特征。
2.1 不同时间尺度强降水标准目前，短历时强降水划分尚无统一标准，中国气象局对降水等级划分以12 h和24 h为主，而对3、6 h等时间尺度降水等级划分未给出明确标准。如何划分短历时强降水对统计分析不同时间尺度强降水分布特征尤为重要。本文结合中国气象局降水等级划分以及安徽省短时临近降雨强度等级划分(DB34/T 1592-2012)[17]，给出不同时间尺度(3、6、12、24 h)的暴雨及以上级别强降水等级，其结果见表 2。
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表 2 不同时间尺度的强降水划分标准(单位:mm) Table 2 Division standard of heavy precipitation (unit: mm) in different time scales. |
根据表 2中不同时间尺度强降水标准，结合古洞口水库流域内8个雨量监测站点近20 a逐小时降水资料，分别提取3 h累积降水(R3)大于等于16 mm、6 h累积降水(R6)大于等于25 mm、12 h累积降水(R12)大于等于30 mm、24 h累积降水(R24)大于等于50 mm的降水信息250组、482组、939组和815组。对于降水过程而言，每一场呈现出不同的降水特征[18]; 不同时段的强降水，其分布特征也不同。本文结合提取的不同时段强降水实况信息，统计分析试验流域不同时段(3、6、12、24 h)强降水分布，其结果见图 3。
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图 3 古洞口水库流域不同时间尺度(a. 3 h；b. 6 h；c. 12 h；d. 24 h)强降水分布统计特征 Fig. 3 The statistics distribution of heavy precipitation in (a) 3 h, (b) 6 h, (c) 12 h and (d) 24 h time scales in Gudongkou Reservoir catchment. |
从图 3中看到，古洞口水库流域不同时段强降水分布特征总体上呈现中间时段降水大、两端降水小的分布形态。为此，将上述强降水分布特征作为古洞口水库流域实际降水分布特征，结合给定的流域面雨量，将其输人水文模型进行流域临界面雨量计算分析。
3 基于水文模拟的不同时间尺度的临界面雨量计算 3.1 水文模型选择与参数率定 3.1.1 水文模型选择根据试验流域湿润的气候特点，本文选择在国内外水文预报工作中应用较好的新安江模型作为该流域水文模型。该模型使用了蓄满产流与马斯京根汇流概念，有分单元、分水源、分汇流阶段的特点，其结构简单、参数较少，各参数物理意义明确，计算精度较高。首先，将全流域分成多个单元流域，在每一单元流域内，降水经过蒸(散)发消耗后，以蓄满产流的方式经产流量水源划分后对各单元流域进行产汇流计算，得出单元流域的出口流量过程; 再进行出口以下河道洪水演算，将各个单元流域的出流过程相加，求得流域的总出流过程[19-20]。
3.1.2 模型参数率定结合古洞口水库流域暴雨洪水过程，首先，选取33场洪水过程开展水文模拟试验，将降水量和流量等资料输入新安江水文模型进行初步洪水预报计算，再将计算结果与实际水文站监测结果进行对比分析; 然后，采取人工干预结合优化的方法修正水文参数，直到计算结果与实际监测结果相近; 最后，确定水文模型参数。根据《水文情报预报规范》[21]，采用模型的过程效率系数、洪峰相对误差、峰现时差等指标评定所确定参数，并采用2008—2012年7场洪水过程对参数进行验证(表 3)。试验结果表明:洪水过程验证模拟合格率达85.71%，效率系数为84.79%。另外，从2011年11月6日洪水过程的模拟结果与实况对比发现(图 4)，其模拟结果与实况较为一致。综合表 3和图 4可知，通过水文模型模拟试验所率定的参数可用于水文模拟试验[22]。
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表 3 2008—2012年古洞口水库流域7士场洪水过程的模拟参数验证 Table 3 Verification of hydrological parameters simulated based on 7 flood events in Gudongkou Reservoir catchment during 2008-2012. |
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图 4 2011年11月6日古洞口水库流域洪水过程的模拟与实况对比 Fig. 4 Comparison of a flood event between simulated and observed in Gudongkou Reservoir catchment on 6 November 2011. |
以325 m汛限水位为临界水位，根据不同时间尺度(3、6、12、24h)的强降水分布特征(图 3)，设置不同的雨量大小，从不同基准水位(315、318、321、323爪)开始，分别将各时间尺度流域面雨量输入水文模型进行60h汇流模拟，以便得到洪水入库过程曲线。在不考虑水库排水情况下，根据式(1)[16]，以60h流量过程曲线计算水库的洪水来水量(即水库库容增量)，在结合水位-库容曲线推算水位变化，直到来水量等于该水位与汛限水位的库容差，即可确定该基础水位至汛限水位的临界面雨量，从而确定基准水位在323、321、318、315 m条件下的临界面雨量。在实际模拟过程中因为3h雨量分布过于集中，本研究中仅模拟计算了6、12、24h三个时间尺度下临界面雨量。
| $ {{V}_{\rm{a}}}={{V}_{\rm{c}}}=\int\limits_{{{t}_{1}}}^{{{t}_{2}}}{{{Q}_{{{t}_{i}}}}{\rm{d}}t} $ | (1) |
其中，Va为水库不排水条件下t1至t2时刻的库容增量; Vc为t1至t2时刻的水库来水量；Qti为ti刻的流量；t1为初始时刻，t2为截止时刻，文中t2-t1“为60 h。
3.2.2 不同时间尺度下的水文模拟及临界雨量反算⑴6 h强降水分布条件下水文模拟计算。根据模拟试验计算结果，在6 h强降水分布条件下，水库基准水位为315 m时，当6 h雨量(R6)达到76 mm时，根据60 h洪水人库过程曲线(图 5a1可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.316x108m3, 可使水位达到325 m (图 5a2); 在水库基准水位为318 m时，当R6达到59 mm时，根据60 h洪水人库过程曲线(图 5b1)可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.22x108 m3, 可使水位达到325 m (图 5b2); 水库基准水位为321 m时，当R6达到39 mm时，根据60 h洪水人库过程曲线(图 5c1可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.134X108 m3, 可使水位达到325 m (图 5c2); 水库基准水位为323 m时，当私达到19 mm时，根据60 h洪水人库过程曲线(图 5d1可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.07X108 m3, 可使水位达到325 m (图 5d2)。
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图 5 古洞口水库流域6 h强降水分布条件下不同基准水位(a. 315 m；b. 318 m；c. 321 m；d. 323 m)时的洪水入库过程(a1-d1)及水位变化曲线(a2-d2) Fig. 5 (a1-d1) Reservoir inflow flood process and (a2-d2) water level variation curve at the datum water-level of (a) 315m, (b) 318m, (c) 321m and (d) 323m under the distribution of heavy precipitation with 6 h time scales in Gudongkou Reservoir catchment. |
(2) 12 h强降水分布条件下水文模拟计算。根据模拟试验计算结果，在12 h强降水分布条件下，水库基准水位为315 m时，当12 h雨量(R12)达到87 mm时，根据60 h洪水入库过程曲线(图 6a1可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.316x108 m3, 可使水位达到325 m(图 6a2); 水库基准水位为318 m时，当R12达到69 mm时，根据60 h洪水入库过程曲线(图 6b1)可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)0.22x108 m3, 可使水位达到325 m(图 6b2); 水库基准水位为321 m时，当R12达到43 mm时，根据60 h洪水入库过程曲线(图 6c1可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.134x108 m3, 可使水位达到325 m(图 6c2); 水库基准水位为323 m时，当R12达到24 mm时，根据60 h洪水入库过程曲线(图 6d1可以计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.07x108 m3, 可使水位达到325 m (图 6d2)。
(3) 24 h强降水分布条件下水文模拟计算。根据模拟试验计算结果，在24 h强降水分布条件下，水库基准水位为315 m时，当24 h雨量(R24)达到95 mm时，根据60 h洪水入库过程曲线(图 7a1可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.316x108 m3，可使水位达到325 m(图 7a2); 水库基准水位为318 m时，当R24达到77 mm时，根据60 h洪水入库过程曲线(图 7b1)可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.22x108 m3, 可使水位达到325 m (图 7b2); 水库基准水位为321 m时，当R24达到54 mm时，根据60 h洪水入库过程曲线(图 7c1可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.134x108 m3, 可使水位达到325 m(图 7c2); 水库基准水位为323 m时，当R24达到29 mm时，根据60h洪水入库过程曲线(图 7d1)可计算得到60 h的洪水来水量(即库容增量)为0.07x108 m3，可使水位达到325(图 7d2)。
3.3 临界面雨量计算结果
表 4为基准水位323、321、318、315出在6、12、24h时间尺度下分别至325 m的临界面雨量计算结果。从上述模拟计算与图 5—7中曲线变化可知，古洞口水库流域在6、12、24 h强降水分布条件下从上述四个基准水位到达汛限水位325 m所需的临界面雨量(表 4)。
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表 4 不同时间尺度下各基准水位至汛限水位(325m)时的临界面雨量(单位:mm)计算结果 Table 4 Critical area rainfalls (units: mm) calculated from different datum water-levels to limit water-level of 325 m under the different time scales. |
从表 4和图 8中看出：（1)在时间尺度相同的条件下，基础水位不同，临界面雨量不同，水位越低，临界面雨量越大; (2)在基准水位相同的条件下，时间尺度越小(或单位时间内雨强越大)，基准水位到达汛限水位所需要的临界面雨量越小。从水文学角度看，单位时间内雨强越大，当降水大大超过下垫面自身下渗能力时，降水直接转化为径流，减少了降水下渗的消耗，故导致临界面雨量减少，在一定程度上印证了水文学中的超渗产流理论。
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图 8 不同时间尺度下各基准水位至汛限水位(325m)时的临界面雨量曲线 Fig. 8 Critical area rainfall curves from different datum water-levels to limit water-level of 325 m under the different time scales |
本文以湖北省香溪河上游的古洞口水库为例，结合水库的特征和防洪能力，选取新安江水文模型，利用水文模型模拟计算该流域在不同时间尺度、不同基础水位条件下达到汛限水位的临界面雨量。主要结论如下：
(1) 结合中国气象局降水等级划分以及安徽省短时临近降雨强度等级划分标准，给出不同时间尺度(3、6、12、24h)的暴雨及以上级别的强降水划分标准，通过试验流域大量实况降水数据统计，分析了试验流域各时间尺度强降水分布特征。总体上，其强降水呈现中间时段降水大、两端降水小的分布形态。
(2) 新安江水文模型洪水预报试验结果表明，流域洪水过程模拟及验证试验的合格率及效率系数满足水文预报规范标准，通过水文模型模拟试验所率定的参数可用于水文预报与水文模拟试验。
(3) 水文模型能模拟计算并直观给出古洞口水库不同时间尺度、不同基础水位条件下的洪水入库过程曲线、水位变化过程曲线与流域致汛临界面雨量，其意义明确、技术方法可行。
(4) 在初始条件(基准水位)相同时，时间尺度越小(或单位时间内雨强越大)，某一基准水位到达汛限水位所需要的临界面雨量越小，这进一步解释验证了水文学中的超渗产流理论。
需要指出的是，文中统计计算的强降水分布特征在一定程度上对实际降水造成了一定的平滑，不能完全反映强降水的真实分布。因此，在实际工作中可参考文献[18]中暴雨雨型分析方法基于大量的实况降水资料总结分析流域典型的强降水雨型，从而获取流域雨量真实的时空分布。
| [1] |
水利部水文局(水利信息中心). 中小河流山洪监测与预警预报技术研究[M]. 北京: 科学出版社, 2010: 1-2.
|
| [2] |
卞洁, 李双林, 何金海. 长江中下游地区洪涝灾害风险性评估[J]. 应用气象学报, 2011, 22(5): 604-611. DOI:10.3969/j.issn.1001-7313.2011.05.011 |
| [3] |
章国材. 气象灾害风险评估与区划方法[M]. 北京: 气象出版社, 2010: 120-160.
|
| [4] |
李泽椿, 谌芸, 张芳华, 等. 由河南"75·8"特大暴雨引发的思考[J]. 气象与环境科学, 2015, 38(3): 1-12. DOI:10.3969/j.issn.1673-7148.2015.03.001 |
| [5] |
樊建勇, 单九生, 管珉, 等. 江西省小流域山洪灾害临界雨量计算分析[J]. 气象, 2012, 38(9): 1110-1114. |
| [6] |
王新宏, 唐永鹏, 张美洋, 等. 基于水位/流量反推法的资料匮乏地区临界雨量研究[J]. 水资源与水工程学报, 2016, 27(4): 125-128. |
| [7] |
史瑞琴, 刘宁, 李兰, 等. 暴雨洪涝淹没模型在洪灾损失评估中的应用[J]. 暴雨灾害, 2013, 32(4): 379-384. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2013.04.012 |
| [8] |
韩秀君, 孙晓巍, 李爽, 等. 辽宁暴雨致灾指标及灾害影响预评估[J]. 气象与环境学报, 2014, 30(6): 80-84. |
| [9] |
李兰, 彭涛, 叶丽梅, 等. 暴雨诱发富水流域洪涝灾害风险研究[J]. 暴雨灾害, 2017, 36(1): 60-65. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2017.01.008 |
| [10] |
张亚萍, 刘德, 廖峻, 等. 一种基于水文模拟建立中小河流洪水气象风险等级指标的方法[J]. 暴雨灾害, 2012, 31(4): 351-357. |
| [11] |
张亚杰, 吴慧, 吴胜安, 等. 南渡江流域暴雨洪涝致灾临界面雨量的确定[J]. 应用气象学报, 2014, 25(6): 731-740. |
| [12] |
林志强, 洪健昌, 尼玛吉, 等. 基于HBV模型的尼洋曲流域上游洪水致灾临界面雨量研究[J]. 水土保持通报, 2016, 36(4): 22-26. |
| [13] |
姬兴杰, 李凤秀, 朱业玉, 等. 河南省洛河上游暴雨山洪致灾临界面雨量的确定[J]. 气象与环境学报, 2015, 31(6): 43-50. DOI:10.3969/j.issn.1673-503X.2015.06.006 |
| [14] |
文明章, 吴滨, 张容焱, 等. 闽北山洪致灾临界雨量重现期分布及山洪风险分析[J]. 复旦学报(自然科学版), 2015, 54(5): 660-666. |
| [15] |
叶金印, 李致家, 刘静, 等. 山洪灾害气象风险预警指标确定方法研究[J]. 暴雨灾害, 2016, 35(1): 25-30. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2016.01.004 |
| [16] |
彭涛, 殷志远, 李兰. 水文模型在计算中小流域致汛临界面雨量中的应用[J]. 气象, 2014, 40(11): 1350-1359. |
| [17] |
DB34/T1592—2012短时临近降雨强度等级划分[S]. 合肥: 安徽省质量技术监督局, 2012
|
| [18] |
王彬雁, 赵琳娜, 巩远发, 等. 北京降雨过程分型特征及短历时降雨重现期研究[J]. 暴雨灾害, 2015, 34(4): 302-308. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2015.04.002 |
| [19] |
赵人俊. 流域水文模拟[M]. 北京: 水利电力出版社, 1984: 5-8.
|
| [20] |
赵人俊, 王佩兰. 新安江模型参数的分析[J]. 水文, 1988, 8(6): 2-9. |
| [21] |
SL25-2000水文情报预报规范[S]. 北京: 科学出版社, 2010: 18-22
|
| [22] |
彭涛, 李俊, 殷志远, 等. 基于集合降水预报产品的汛期洪水预报试验[J]. 暴雨灾害, 2010, 29(3): 274-278. DOI:10.3969/j.issn.1004-9045.2010.03.012 |