太湖流域平原河网降雨时程分布变化的洪水响应

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(同济大学 水利工程系，上海 200092)

1 研究背景

太湖流域平原河网地区的洪水灾害是自然地理因素与人类活动共同作用的结果[1]，其中降水为该区域主要致灾因素[2]，降水的时空分布变化也对洪水过程有着显著影响[3]，如该区域常见的梅雨洪水过程与短历时台风暴雨洪水过程就有显著差异。已有诸多国内外学者采用统计算法[4-5]与数值模拟方法[6-7]对降水时空分布的洪水响应问题进行过研究。林木生等[3]采用多元线性回归的方法建立了洪峰流量与次雨量、暴雨相对中心、暴雨时间变差系数、暴雨历时的关系方程。张录军和钱永甫[8]定义了降水集中度和集中期以定量表征降水量在时空场上的非均匀性；胡彩虹等[9]采用此方法讨论了降水的时空分布与洪水的关系，认为降水的时空分布不均匀性对洪水的形成有十分明显的影响。目前这方面研究大多以单个流域为研究对象，采用洪峰流量和次洪量对洪水进行表征，而平原感潮河网地区由于其地势平坦、河网密布且存在往复流等特点，更宜采用水位对洪水进行表征。同时由于本区域圩区密布，控制建筑物众多，水情受人工控制程度高，较统计学方法而言更适宜采用数值模拟方法进行研究，而这方面研究目前尚有所欠缺。本文选取太湖流域武澄锡虞区为研究对象，利用MIKE 11与MIKE 21构建了一、二维耦合水动力模型并完成率定验证，利用该模型对不同次雨量、降雨历时与时程分配的设计工况进行了模拟，根据结果对相关降雨要素的洪水响应进行了探讨。

2 研究区域概况

武澄锡虞区为太湖流域八大水利分区之一，位于太湖北部，是太湖流域内的低洼平原区，西以武澄锡西控制线为界，与太湖湖西区相邻，东至望虞河。武澄锡虞区总面积4 015.5 km2，其中水域面积433.0 km2，占比10.8%，陆域面积3 582.5 km2，占比89.2%。武澄锡虞区地形相对平坦，地势特点为四周较高、腹部低，地貌以平原为主，仅在沿太湖一带为山地丘陵。武澄锡虞区内河网密布，河道水面比降小，平均坡降约1/100 000，水体流速缓慢。区域内河道根据水体流向大体可分为入江、入望虞河、入湖和内部调节河道4类。

武澄锡虞区多年平均降水量为1 112 mm(1951—2013年)，年均降水日数为125 d，年内降水主要集中于5—9月份，降水年际与年内变化均较大。近年来该区域发生多次洪水灾害，其中大部分由长历时大雨量梅雨(如1991年、1999年及2011年梅雨洪水)和短历时高强度暴雨(如2012年“海葵”、2013年“菲特”台风暴雨洪水)导致。由于洪涝灾害频发，武澄锡虞区水利安全治理受到高度重视，区域内现形成了沿江控制线、环太湖控制线、白屈港控制线、武澄锡西控制线等流域治理工程。此外，区域内部还形成了大小共295个圩区以进行洼地的防洪治理，总面积达到1 560 km2，占区域总面积的38.8%。大量圩区与控制建筑物的建设使得武澄锡虞区水流形势受人类活动影响巨大，加之本身河网密布，水流条件复杂，使得统计学方法难以有效应用，需采用水动力模拟方法进行研究。

3 一、二维耦合水动力模型

3.1 模型简介

本文水动力模型采用MIKE进行构建。其中一维模型采用MIKE 11构建，MIKE 11是用以模拟河网非恒定流的一维水动力模型，基本假设有不可压缩、各向同质性、河床坡度小，水流可近似为一维系统，静水压力均匀分布等[10]，该模块利用Abbott六点隐格式求解一维圣维南方程组。二维模型采用MIKE 21构建，MIKE 21是一套水位与流量的数值模拟系统，模拟单层流体中的非定常二维流动(垂直均匀)，可用于河口、海湾与海岸等地区，已经广泛应用于研究工作与工程实践[11]。该模块求解的基本方程为质量守恒与能量守恒方程，采用交错网格蛙跳差分格式来构筑二维浅水波方程的任意多边形网格有限体积离散格式。一、二维水动力模型通过MIKE FLOOD模块进行耦合。

3.2 模型建立

3.2.1 圩区汇流模拟

圩区是一种封闭的防洪排涝保护区域，由四周的圩堤与一系列水闸泵站组成，因其较为特殊的汇流方式需要在模型建立时特殊考虑。武澄锡虞区内同时存在大量圩区与大面积非圩区，因此要针对两者不同的汇流方式确定模拟方法。本模型采用图1所示方法模拟圩区与非圩区汇流：圩区内降雨产流汇至概化出的圩内虚拟河道，通过泵站抽排与圩外河道相沟通；非圩区降雨则直接汇入圩外河网[12]。这种处理方式可以降低模型的复杂程度，同时保证较高的模拟精度。

3.2.2 河网概化

武澄锡虞区水系密布，区域内河道纵横交错并有少数湖荡，水面率达10.8%，出于模型稳定性与运算速度等方面考虑需要对实际河网进行概化。概化原则主要为保持实际河网的过水能力与调蓄能力[13]，对于圩区与非圩区概化方式也有所不同：每个圩区保留与闸站相连的圩内河道并使其相互沟通以保证圩区正常汇流，以额外调蓄面积的方式补充水面面积以保证其调蓄能力；对于圩外河网则在保留主干河道且不破坏水系连通性的前提下做一定程度的合并概化，并利用额外调蓄面积补充调蓄能力。概化后的模型共有河道740条，其中圩外河道373条，圩内河道367条，计算水位点6 626个，计算流量点5 058个。

图1圩区与非圩区汇流方式示意图[12]
Fig.1Modesofconfluenceinpolderareaandnon-polderarea[12]

3.2.3 资料概况

水动力模型的构建与计算中所需的实测资料主要包括基础地形(DEM)资料、土地利用情况、河道断面资料以及实测降雨过程。

3.2.3.1 基础地形

本模型所采用的基础地形资料为武澄锡虞区1:10 000电子地图中的DEM栅格数据，建模时从中提取出的散点文件精度为50 m×50 m，可满足插值所需的精度要求。

3.2.3.2 土地利用情况

模型所使用的土地利用情况资料年份为2014年，利用情况分为树丛、村庄、旱田、水田、道路、空地以及河道湖泊7大类，各类土地利用分别对应不同糙率值。

3.2.3.3 河道断面

本模型内所包含的圩外河道断面均为实测资料，资料年份为2010—2015年，对于未能收集到断面资料的河道，于2015年8月进行了补充测量，共补测河道199条，累计长1 281.5 km，共测量断面804个。根据对典型圩区圩内河道建设情况的实地调研结果，圩内河道断面均概化为矩形断面，其断面尺寸根据前述概化原则概化计算得到。

3.2.3.4 实测降雨

为体现降雨分布的不均匀性，更好地反映实际降雨分布，利于实际洪水模拟，历史实况降雨分析时，采用实际雨量观测站网对应的各站雨量资料。根据现有站网分布，采用武澄锡虞区内部及周边包括常州、无锡、十一圩港、陈墅、杨舍、魏村闸、青阳、洛社等20个雨量站，即为长历时设计暴雨分析时用到的所有雨量站。雨量分析时，采用泰森多边形法划分各雨量站代表的面区域，各分片降雨利用片内相应雨量站点雨量代表。净雨过程采用初损后损法计算，扣损率参考临近研究区域的相关成果[14]，采用每场降雨每日扣损10 mm进行净雨过程计算。

3.3 模型率定验证

3.3.1 模型率定

模型中河道糙率初值采用“太湖流域水文水动力模型”[13]中河道糙率值，该模型经多年研发与完善，并先后采用1984—1985年、1995—1996年资料进行率定，可以较好地模拟太湖流域河网水流情况，模型中糙率值较为可靠。模型率定选取时间段为2011年6月14—30日，在此期间江苏省发生了“6·17”暴雨，降水时间集中，短时强度大，河道水位较高，可作为典型洪水过程用于模型率定。根据常州、洛社、无锡和青阳4个测站的水位过程对河道糙率进行进一步调整，经过率定后，区域内河道糙率基本处于0.022 5～0.035之间，模型可较好地模拟区域内水流情况。

3.3.2 模型验证

一维模型的验证选取2012年8月6—15日、2013年10月6—13日常州、洛社、无锡和青阳4个测站的水位过程。江苏省在2012年8月8—10日发生了由“海葵”台风引起的大暴雨，2013年10月6—8日由于“菲特”台风引发了太湖流域大暴雨，2场洪水均有较大量级，且台风暴雨在太湖流域具有典型性，可作为洪水期模型的验证过程。有关误差分析见表1，在验证时段内模型最大误差为12 cm，出现于2013年10月8日洛社站，且模型模拟洪峰出现时刻与历史实况洪水过程相一致，模型精度良好。

4 降雨时程分布的洪水响应

4.1 暴雨时间特征指标

4.1.1 最大雨强(Imt)

(1)

式中：Pi为时刻i的降雨强度，单位为mm/h；T为次降雨历时，以h为单位。Imt直接表征场次降雨中最大降雨强度。

4.1.2 暴雨时间变差系数(Cv,t)

(2)

式中ki表示次降雨过程中第i时刻雨强与次降雨平均雨强的比值。Cv,t值越大，表示降雨时间分布越不均匀。

4.1.3 雨峰系数(r)

(3)

式中：t0为最大雨强出现的时刻，以h为单位。雨峰系数表征雨峰在时间分布上出现的位置，取值为(0，1)，r越小表示雨峰出现位置越靠前，反之则越靠后。

4.2 设计暴雨与设计工况

本文旨在研究降雨时程分布的洪水响应，因此长(7 d)、短(24 h)历时各设置了5个时程分布各异的设计暴雨过程。7 d设计暴雨包含1991年型设计暴雨以及雨峰出现在第2、第4、第6天的均匀雨型设计暴雨，均按最大1 d和3 d雨量进行同频控制，设计雨量根据研究区域内20个雨量站1951—2012年共62 a日雨量序列采用年最大值法选样后排频适线得到，其净雨过程采用初损后损法计算，扣损率与实测降雨过程相同；24 h设计暴雨包含“84图集”雨型[15]设计暴雨以及雨峰出现在第7、第12、第18小时的均匀雨型设计暴雨，均按最大1 h和6 h雨量进行同频控制，设计雨量选用常州、无锡、江阴、陈墅、十一圩港站5个雨量站30 a以上小时雨量序列采用年最大值法选样后排频适线得到，净雨过程采用初损后损法计算，根据“84图集”[15]中相关规定，“24 h净雨计算时只扣后损，后损采用1 mm/h”。1991年型与“84图集”雨型为本区域代表性雨型，另外长、短历时还各考虑了一种均匀降雨。不同设计暴雨过程的时程分布差异通过最大雨强(Imt)、暴雨时间变差系数(Cv,t)与雨峰系数(r)3个参数进行描述，其中r与Cv,t分别定义了雨峰位置与相对大小，Imt则随其他参数而变化。同时在进行工况设计时也考虑了不同的次雨量(Pm)与降雨历时(De)对洪水过程的影响。为排除其他水文要素的干扰，各设计工况边界条件均采用1991年实况潮(水)位过程。各设计工况降雨要素组合详情见表2。

表1 模型验证误差分析Table 1 Error analysis of model validation

4.3 降雨时程分布的洪水响应

洪水过程以洛社站洪水水位过程作为代表进行对比分析。图2中(a)和(b)为工况1、工况2、工况3与工况8、工况9、工况10的洪水过程对比，分别反映了长、短历时下相同雨峰系数与相近时间变差系数、不同次雨量工况的洪水过程变化。由表3洪峰水位对比情况可以看出，随着次雨量的逐渐增大，长历时工况的洪峰水位依次上涨了0.076 m与0.095 m，短历时工况依次上涨了0.140 m与0.092 m。明显地，无论降雨历时长短，次雨量的增大都会导致洪峰水位的升高，另外由于设计雨型的原因，短历时降雨最大雨强远大于长历时降雨，使得河道水位迅速上升，导致短历时降雨洪峰水位均高于长历时降雨。可见长历时降雨与短历时降雨均可导致河道洪水的发生，但机理有所不同：前者降雨历时长、次雨量大，可使较大区域乃至流域范围内河网水位整体抬升，从而使本区域难以正常排水而致洪，本区域常见的梅雨型洪水常是此种类型；后者次雨量较前者小，但短时间内降雨强度大，汇流速度远大于区域排水速度，使得局部区域河网水位迅速抬升，但影响范围较小，本区域另一大洪水类型台风暴雨洪水即是此种类型。

图2 不同次雨量下洪水过程对比Fig. 2 Comparison of flood process underdifferent rainfall amounts

图3中(a)和(b)分别为工况5、工况6、工况7与工况12、工况13、工况14的洪水过程对比，反映了长、短历时下雨峰位置不同所带来的洪水过程变化。由表4洪峰水位对比情况可以看出，随着雨峰位置的逐渐后移，长历时工况的洪峰水位依次上涨了0.192 m与0.064 m，短历时工况依次上涨了0.060 m与0.064 m。由此可见在其他降雨要素相同的情况下，雨峰位置后移会使得洪峰水位显著升高，这种抬升在长历时降雨中反映更为明显，短历时降雨中影响趋势相同但量值较小。在长历时降雨雨峰之前，区域乃至流域内河道水位均处于缓慢上涨的过程中，如雨峰出现在偏后位置，则水位的上涨程度已较大，此时发生集中降雨会导致较高的水位，因此雨峰偏后的暴雨过程对防洪安全更加不利。雨峰移动的影响在短历时暴雨洪水过程中反映较小，这是由于短历时暴雨本身就可看作一次集中的高强度降水过程，缺乏前期水位抬升过程且历时短，因此雨峰后移并不会使洪峰水位明显抬高。

表2 设计工况降雨要素组合Table 2 Combination of essential factors of rainfall in design conditions

图3 不同雨峰系数下洪水过程对比Fig. 3 Comparison of flood process under differentcoefficients of rainfall peak

图4中(a)和(b)分别为工况3、工况4与工况10、工况11的洪水过程对比，反映了长、短历时下，次雨量相同时时间变差系数对洪水过程的影响。由表5洪峰水位对比情况可以看出，在时间变差系数变化相近的前提下，较为集中的长历时降雨比均匀降雨的洪峰水位提升了0.082 m，类似情况的短历时降雨洪峰水位提升了0.135 m。降雨历时较短时，时程分布较为集中的降雨会带来较高的洪峰水位，而历时较长时，时间变差系数的改变仅对洪水过程线的形状有一定影响，而对洪峰水位影响较小。这种差异是由于短历时降雨主要依靠高降雨强度致洪，时间变差系数的增大进一步加强了雨峰处的雨强，因此洪峰水位抬升较大；长历时降雨过程中雨强远小于短历时暴雨，而主要由于较大的历时和次雨量致灾，因此时程分布的改变对其影响较小。

图4 不同时间变差系数下洪水过程对比Fig. 4 Comparison of flood process under differenttime variation coefficients

由以上分析可以发现，降雨时程分布对平原河网河道洪水过程有显著影响，且对长历时降雨与短历时暴雨的影响有所不同：长历时降雨由其较长的降雨历时与较大的次雨量导致较大区域乃至流域范围内河网水位抬升，从而导致区域排水困难而致洪，次雨量与雨峰系数的改变有着较为明显的洪水响应，而时间变差系数则相对不敏感；短历时暴雨主要因其集中的高强度降水引起局部区域河网排水不及时而造成水位上涨，次雨量和降雨时间变差系数对洪水过程的影响较为明显，而雨峰系数变化相对不敏感。

5 结 论

本文选取太湖流域武澄锡虞水利分区为研究对象，采用MIKE 11与MIKE 21构建一、二维耦合水动力模型，利用3场历史典型洪水对模型进行了率定与验证，采用该模型对不同降雨时程分布的工况进行了模拟。通过对模拟结果的分析可得到以下结论。

(1)研究区域水动力模型经过率定验证后模拟精度良好，可较为精确地模拟区域河网水流过程，证明本文对于圩区与非圩区汇流过程考虑方式可行，对河网水系概化原则合理，此原则亦可推广至水动力条件相似的平原河网地区使用。

(2)长历时降雨与短历时降雨致洪机理有所不同：前者降雨历时长、次雨量大，可使较大区域乃至流域范围内河网水位整体抬升，从而使本区域难以正常排水而致洪；后者次雨量较前者小，但短时间内降雨强度大，汇流速度远大于区域排水速度，使得局部区域河网水位迅速抬升，但影响范围较小。

(3)降雨时程分布对平原河网河道洪水过程有显著影响，其中长历时降雨的次雨量增大和雨峰后移会导致洪峰水位明显升高，而时间变差系数改变的影响则相对较小；短历时暴雨的次雨量增大和降雨时间变差系数增大会使洪峰水位明显升高，而雨峰系数变化相对影响较小。

(4)针对不同时程分布特征的降雨，可采取对应措施以减小其洪水风险。对于长历时降雨，可采取提前进行水位预降的措施，并且加强各区域间排水调度的协调配合以确保本区域排水正常进行；对于短历时暴雨，可在采取工程措施加强区域排水能力的同时，优化圩区泵站调度规则，一定程度地利用众多圩区的调蓄能力以削减圩外河网的洪水风险。

(5)因本文旨在研究降雨时程分布变化的洪水响应，故所考虑的长历时降雨与短历时暴雨偏理想化，即长历时降雨中不出现雨强较大的暴雨过程，短历时暴雨前不存在其他导致河网水位抬升的前期降雨过程。实际降雨过程更加复杂，如可能在水位缓慢上涨之后发生高强度暴雨，此种降雨组合会带来更大洪水风险，需在进一步研究中加以考虑。

(编辑：陈 敏)

Flood Response to Temporal Variation of Precipitation in Plain RiverNetwork Region in Taihu Lake Drainage Basin

HU Zi-chen, LIU Shu-guang, ZHONG Gui-hui, WEI Qian-kun

(Department of Hydraulic Engineering, Tongji University, Shanghai 200092, China)

Abstract:Flood and waterlogging disasters in plain river network region in recent years have brought about severe damage to people’s lives and property safety. Rainfall is the key factor causing flood disasters in the region, of which the most typical ones are plum rain and typhoon rainstorm. The flood generating mechanism of plum rain and typhoon rainstorm varies because of different temporal distribution. In the aim of investigating the influence of rainfall’s temporal variation on flood process, a 1D- and 2D-coupled hydrodynamic model of Wuchengxiyu hydraulic