諶偉，劉佩廷，徐枝芳，徐迎春，楊海鵬

(1.武漢市氣象局，湖北 武漢 430048；2.中國(guó)氣象局武漢暴雨研究所/暴雨監(jiān)測(cè)預(yù)警湖北重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，湖北 武漢 430205；3.國(guó)家氣象中心，北京 100081)

1 引 言

湖北省地處長(zhǎng)江中游，屬典型的東亞季風(fēng)氣候，每年汛期降水過(guò)程頻繁，既有范圍大、持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)的梅雨降水，又多發(fā)尺度較小的局地短時(shí)強(qiáng)降水，是強(qiáng)降水事件顯著活躍的幾個(gè)地區(qū)之一[1-2]。同時(shí)地貌多樣，山地、丘陵、崗地、平原兼具，強(qiáng)降水的時(shí)空分布也受到地形影響。作為擁有最長(zhǎng)長(zhǎng)江干線省份，湖北防汛一直是大事，摸清強(qiáng)降水精細(xì)化演變特征及其與地形的關(guān)系對(duì)防汛工作至關(guān)重要，對(duì)防洪調(diào)度極其關(guān)鍵。

隨著逐小時(shí)降水資料的積累，學(xué)者們?cè)谛r(shí)降水的時(shí)間變化、空間分布、持續(xù)性特征等方面取得了眾多成果。由于不同歷時(shí)的降水事件所突出的主要天氣系統(tǒng)、影響機(jī)制也不一樣，部分學(xué)者已按照降水持續(xù)時(shí)間的長(zhǎng)短分類進(jìn)行降水演變的精細(xì)化研究，如Yu等[3-4]、李建等[5]、計(jì)曉龍等[6]將降水事件分為長(zhǎng)歷時(shí)(＞6 h)和短歷時(shí)(1～3 h)兩類；戴澤軍等[7]則按持續(xù)時(shí)間1～4 h、5～10 h、＞10 h分降水事件為三類；原韋華等[8]、梁蘇潔等[9]將持續(xù)時(shí)間在6 h以上的降水事件記為持續(xù)性降水事件，而持續(xù)時(shí)間小于等于6 h的降水事件為短時(shí)降水事件；楊萍等[10]將北京夏季降水進(jìn)行了長(zhǎng)、中、短歷時(shí)劃分。但是，不將普通降水剔除仍會(huì)掩蓋強(qiáng)降水信息的某些細(xì)致特征，針對(duì)強(qiáng)小時(shí)雨強(qiáng)，學(xué)者們對(duì)長(zhǎng)江上游地區(qū)研究較多[11-18]，而長(zhǎng)江中游相對(duì)匱乏。

影響降水空間分布的因素較多，其中地形相對(duì)定常，學(xué)者們多建立數(shù)學(xué)回歸模型來(lái)定量分析降水與地形關(guān)系，如傅抱璞[19]建立半經(jīng)驗(yàn)理論拋物線模式，蔣忠信[20]提出高斯曲線模式修正，俞潔等[21]則進(jìn)一步完善為三參數(shù)高斯模式擬合曲線，舒守娟等[22]在中國(guó)區(qū)域應(yīng)用偏最小二乘法，羅琦等[23]、周學(xué)云等[24]、周秋雪等[12]采用一元或多元線性回歸擬合，等等。傳統(tǒng)的線性回歸為全局回歸方法，只能反映區(qū)域整體上的平均擬合，難以刻畫(huà)多中小尺度復(fù)雜地形影響?？紤]到地理加權(quán)回歸GWR(Geographically Weighted Regression，下文簡(jiǎn)稱GWR)模型，可將傳統(tǒng)的線性回歸在空間展開(kāi)，建立空間范圍內(nèi)每個(gè)站點(diǎn)的局部線性回歸方程，描述降水的空間非定常性和局地變化，并通過(guò)控制回歸的空間尺度，提高擬合優(yōu)度，減少回歸模型中的不可解釋方差，近年來(lái)有學(xué)者已運(yùn)用GWR回歸模型定量研究降水與地形因子之間的關(guān)系[25-27]。

本文利用35年(1983—2017年)湖北省汛期(5—9月)逐小時(shí)降水資料，剔除一般降水，按強(qiáng)降水事件持續(xù)時(shí)間的長(zhǎng)、短歷時(shí)分類研究強(qiáng)降水頻次時(shí)空特征，并運(yùn)用OLS、GWR回歸模型探討強(qiáng)降水頻次與地形海拔高度、坡度之間的關(guān)系，提高強(qiáng)降水事件演變規(guī)律的精細(xì)化認(rèn)識(shí)。

2 資料與方法

2.1 數(shù)據(jù)來(lái)源與處理

湖北省西、北、東三面高起，中部向南敞開(kāi)，長(zhǎng)江、漢江兩大河流穿行其間，“馬蹄”狀大地形下又孕育出較復(fù)雜的中小尺度地形，國(guó)家觀測(cè)站點(diǎn)均勻分布其中(圖1)?？紤]到各站點(diǎn)數(shù)據(jù)資料的完整、連續(xù)，本文降水?dāng)?shù)據(jù)選定1983—2017年湖北省74個(gè)國(guó)家氣象觀測(cè)站的逐小時(shí)降水資料集進(jìn)行分析，該數(shù)據(jù)來(lái)源于湖北省信息與技術(shù)保障中心，經(jīng)過(guò)氣候極值等質(zhì)量控制。地形數(shù)據(jù)采用SRTM(Shuttle Radar Topogra-phy Mission)數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)(Digital Elevation Model,DEM)、SRTM坡度數(shù)據(jù)等，分辨率為90 m，獲取于地理空間數(shù)據(jù)云(http://www.gscloud.cn/)，每個(gè)站點(diǎn)地形數(shù)據(jù)(海拔高度、坡度)用其10 km半徑范圍內(nèi)的所有SRTM格點(diǎn)數(shù)據(jù)平均值代表。

圖1 湖北省氣象觀測(cè)站及其地形空間分布 單位：m。

2.2 強(qiáng)降水事件定義與分類

本文定義強(qiáng)降水事件為單站一次降水過(guò)程有≥20 mm/h強(qiáng)降水發(fā)生，事件開(kāi)始前、結(jié)束后至少2 h內(nèi)沒(méi)有降水，開(kāi)始至結(jié)束的小時(shí)數(shù)為事件持續(xù)時(shí)間≤24 h[17]。強(qiáng)降水頻次指統(tǒng)計(jì)時(shí)段內(nèi)發(fā)生降水量≥20 mm/h次數(shù)。這里將湖北汛期強(qiáng)降水事件分為長(zhǎng)歷時(shí)(＞6 h)、短歷時(shí)(1～6 h)兩類進(jìn)行時(shí)空特征分析。

2.3 普通最小二乘法回歸模型

普通最小二乘法(Ordinary Least Squares，下文簡(jiǎn)稱OLS)是統(tǒng)計(jì)分析中較常使用的一種全局回歸方法。公式如下：

其中Y為因變量，Xi為自變量，βi為回歸系數(shù)，ε為誤差項(xiàng)。分別以湖北站點(diǎn)長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水事件強(qiáng)降水頻次(下文簡(jiǎn)稱長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次)為因變量Y，站點(diǎn)海拔高度、坡度為自變量X1、X2，構(gòu)建長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次的OLS模型。模型分析結(jié)果，能夠描述湖北區(qū)域強(qiáng)降水頻次受地形因子影響的總體情況，可評(píng)估各項(xiàng)數(shù)據(jù)能否適用于GWR模型。

2.4 地理加權(quán)回歸模型

地理加權(quán)回歸GWR不同于傳統(tǒng)的OLS、多元等全局回歸方法，能夠解釋估算點(diǎn)位置變化帶來(lái)的空間非定常性，通過(guò)為估算點(diǎn)設(shè)計(jì)一個(gè)權(quán)重矩陣，根據(jù)樣本與估算點(diǎn)之間的距離進(jìn)行權(quán)重分配，距離越近，權(quán)重越大，以此來(lái)捕獲估算點(diǎn)r半徑范圍內(nèi)變量間關(guān)系的局部變化，可以調(diào)節(jié)擬合半徑r來(lái)校準(zhǔn)模型。GWR公式如下：

其中i為代表站點(diǎn)，(ui，v j)代表站點(diǎn)i的坐標(biāo)，ui、v j即投影坐標(biāo)系下的橫、縱坐標(biāo)位置，yi為因變量，k為獨(dú)立自變量，xik和εik分別為i站點(diǎn)的第k個(gè)自變量和殘差，βo為截距，βi為回歸系數(shù)?；貧w系數(shù)隨空間位置變化如下：

式中X為獨(dú)立自變量矩陣，W(ui，v j)為第i個(gè)估算站點(diǎn)的空間權(quán)重矩陣，反映周圍樣本站點(diǎn)對(duì)估算站點(diǎn)的影響。W(ui，vj)由空間權(quán)重函數(shù)計(jì)算，這里采用高斯函數(shù)作為權(quán)重核函數(shù)：

其中dij為站點(diǎn)i、j之間的距離，b為帶寬(即模型回歸半徑)，由Akaike信息準(zhǔn)則(Akaike Information Criterion，AICc)最小化矯正確定最優(yōu)帶寬，這里選取100 km，分別以湖北站點(diǎn)長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次為因變量yi，站點(diǎn)海拔高度、坡度為自變量xi1、xi2，構(gòu)建長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次各自的GWR模型，擬合每個(gè)站點(diǎn)強(qiáng)降水頻次與地形因子之間的定量關(guān)系。模型計(jì)算結(jié)果需剔除干擾站點(diǎn)，一是回歸半徑內(nèi)站點(diǎn)數(shù)少于3的估算站點(diǎn)，二是回歸半徑內(nèi)最低與最高格點(diǎn)海拔高度差低于300 m的估算站點(diǎn)，三是回歸半徑內(nèi)最低與最高格點(diǎn)坡度差低于10°的估算站點(diǎn)。

3 結(jié)果分析

3.1 長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次年際變化特征

圖2給出了湖北汛期長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水事件逐年強(qiáng)降水頻次(簡(jiǎn)稱長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次)，可以發(fā)現(xiàn)：(1)長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次變化幅度遠(yuǎn)高于短歷時(shí)，不僅低頻年極值更低(2001年，79次)，而且高頻年極值更高(1998年，294次)；(2)長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次變化分布不具有較好的一致性趨勢(shì)，相關(guān)度較低，在35年中有14年增減趨勢(shì)相反。上述現(xiàn)象應(yīng)該與長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水的生成原因有關(guān)，長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水主要由較大尺度的系統(tǒng)性強(qiáng)降水過(guò)程造成，而短歷時(shí)強(qiáng)降水則包含眾多中小尺度局地?zé)釋?duì)流，很明顯前者年頻次與降水多寡年份相關(guān)度更高，而后者受其影響較低。

圖2 湖北汛期長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次逐年變化圖

將湖北汛期長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次進(jìn)行Morlet小波轉(zhuǎn)換(圖3)。可以發(fā)現(xiàn)，湖北汛期長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次周期變化明顯，正負(fù)值中心交替顯著，年代際變化(≥10 a)存在1個(gè)主振蕩模態(tài)，長(zhǎng)歷時(shí)周期為準(zhǔn)10年、短歷時(shí)為10～14 a；年代際以下尺度(＜10 a)存在2個(gè)主振蕩模態(tài)，周期為4～6 a和準(zhǔn)2 a。值得注意的是，短歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次年代際變化周期相對(duì)于長(zhǎng)歷時(shí)表現(xiàn)更顯著和穩(wěn)定，而年代際以下尺度則反之。年代際周期變化，長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次大致經(jīng)歷了1985—1987年、1996—1998年、2006—2008年、2016—2017年4個(gè)偏多期，短歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次則為1983—1985年、1994—1998年、2006—2010年3個(gè)偏多期。4～6 a年際變化尺度，長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次大致經(jīng)歷了1983年、1986—1987年、1991—1992年、1996—1998年、2002—2003年、2006—2007年、2011—2012年、2015—2017年8個(gè)偏多期，短歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次則為1983—1985年、1988—1989年、1993—1995年、2000—2002年、2007—2009年、2015—2017年6個(gè)偏多期。

圖3 湖北汛期長(zhǎng)(a)、短(b)歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次小波變換實(shí)部圖 實(shí)線和虛線分別為正、負(fù)值。

3.2 長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次旬變化特征

湖北汛期長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水事件逐旬強(qiáng)降水35年總頻次(簡(jiǎn)稱長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水旬頻次，圖4a)反映，長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水旬頻次從5月中旬開(kāi)始都存在一個(gè)急劇增長(zhǎng)又減少的變化過(guò)程。長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水旬頻次在6月下旬出現(xiàn)一次躍升，7月上旬增長(zhǎng)至頂峰，之后開(kāi)始減少；短歷時(shí)強(qiáng)降水旬頻次則有兩次躍升，分別在6月下旬和7月中旬，至8月上旬達(dá)到峰值。此外，7月上旬以前長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水旬頻次都遠(yuǎn)超短歷時(shí)，而7月中旬至整個(gè)8月短歷時(shí)強(qiáng)降水旬頻次則反超長(zhǎng)歷時(shí)。而湖北夏季通常分為初夏、梅雨季、盛夏三個(gè)時(shí)段，從常年平均看6月16日入梅、7月8日出梅?？梢钥闯?，長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水旬頻次在6月下旬和7月中旬的大幅增長(zhǎng)與梅雨季、盛夏到來(lái)有關(guān)。梅雨期降水過(guò)程多阻塞形勢(shì)，強(qiáng)降水范圍大、持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)，易形成長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水事件；盛夏，副高經(jīng)?？刂坪贝蟛?，長(zhǎng)江中游一帶高溫高濕，午后到傍晚熱力條件最旺盛時(shí)易產(chǎn)生局地雷雨天氣，強(qiáng)度大、持續(xù)時(shí)間短，多形成短歷時(shí)強(qiáng)降水。

3.3 長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次日變化特征

圖4b給出了湖北汛期長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水事件逐時(shí)強(qiáng)降水頻次，日變化曲線展示出顯著的單峰結(jié)構(gòu)特征。長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次日變化曲線波谷(11時(shí)，北京時(shí)間，下同)臨近中午，此后一路攀升至夜間21時(shí)達(dá)到頂峰，并在峰值附近維持到凌晨03時(shí)，之后下降；短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次日變化曲線極低值出現(xiàn)在上午09時(shí)，12時(shí)以后頻次增多，峰值出現(xiàn)在下午17時(shí)，20時(shí)以后急劇減少。長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次日變化曲線相較短歷時(shí)，峰值時(shí)段持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)，低值維持時(shí)段更短，夜發(fā)性特征突出，短歷時(shí)則主要發(fā)生于午后到傍晚時(shí)分。通常認(rèn)為，太陽(yáng)輻射日變化會(huì)使午后到傍晚大氣層結(jié)更加不穩(wěn)定[28]，有利于熱對(duì)流發(fā)生，對(duì)應(yīng)短歷時(shí)強(qiáng)降水；而長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水事件的夜發(fā)性因素較多，夜晚云頂輻射降溫導(dǎo)致大氣不穩(wěn)定[29]、邊界層內(nèi)非地轉(zhuǎn)風(fēng)的慣性振蕩導(dǎo)致夜間西南低空急流增強(qiáng)[30-31]、山地與平原之間的夜晚溫度差異變大會(huì)強(qiáng)迫出局地?zé)崃Νh(huán)流[32-33]等。

圖4 湖北汛期長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水35年總的旬頻次(a)和日變化(b)

3.4 長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次空間分布特征

圖5給出了1983—2017年(5—9月)湖北站點(diǎn)長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次空間分布，長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水高頻次站存在聚集性特點(diǎn)。短歷時(shí)強(qiáng)降水高頻次站(≥70次)主要分布于鄂西山地與江漢平原之間的斜坡式過(guò)渡帶、大別山與幕阜山之間(即長(zhǎng)江干流地帶的武漢-黃石地區(qū))、大別山東麓西側(cè)和幕阜山北側(cè)等地，其中極大頻次位于咸寧赤壁站，達(dá)98次。長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水高頻次站(≥100次)更為集中，主要在大別山西麓南側(cè)、幕阜山北側(cè)，最大頻次為黃岡紅安站，達(dá)141次。

圖5 湖北站點(diǎn)長(zhǎng)(a)、短(b)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次的空間分布

從長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次的空間分布可以發(fā)現(xiàn)，高頻次站點(diǎn)多出現(xiàn)在特定地形條件下，如大別山與幕阜山之間、鄂西山地到江漢平原的斜坡式過(guò)渡地帶、大別山南側(cè)或西側(cè)、幕阜山北側(cè)等。夏季地面，大別山與幕阜山之間、大別山南側(cè)、鄂西山地到江漢平原的斜坡式過(guò)渡地帶存在準(zhǔn)定常的中尺度輻合線或渦旋[34]，另外，氣流會(huì)順著長(zhǎng)江、沮水從江漢平原深入鄂西山地，受到地形抬升以及“峽管”加速，而大別山南側(cè)、幕阜山北側(cè)對(duì)西南氣流也有阻擋抬升，這些在不穩(wěn)定能量充足的情況下均可觸發(fā)對(duì)流的發(fā)生形成短歷時(shí)強(qiáng)降水，當(dāng)高空有西風(fēng)或者東風(fēng)波槽疊加時(shí)，對(duì)流將進(jìn)一步發(fā)展加強(qiáng)，影響范圍和持續(xù)時(shí)間增加，有利于長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水形成，如西風(fēng)帶低槽引導(dǎo)的對(duì)流系統(tǒng)行至大別山南側(cè)時(shí)，雷暴出流會(huì)被阻擋并迫使東移的中尺度對(duì)流系統(tǒng)(MCSs)出現(xiàn)后向傳播，造成長(zhǎng)時(shí)間的區(qū)域性長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水[35-37]。

3.5 基于回歸模型的強(qiáng)降水頻次與地形關(guān)系

3.5.1 OLS模型結(jié)果

OLS(最小二乘法)解釋變量系數(shù)(表1)反映海拔高度與短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次整體呈負(fù)相關(guān)，坡度與之呈正相關(guān)，坡度大于海拔高度的系數(shù)絕對(duì)值說(shuō)明坡度對(duì)強(qiáng)降水頻次的影響更大。VIF為4.711，小于7.500，沒(méi)有冗余解釋變量。Koenker(BP)統(tǒng)計(jì)量、聯(lián)合F統(tǒng)計(jì)量、聯(lián)合卡方統(tǒng)計(jì)量自由度均為0.00，表明OLS模型具有顯著性。Jarque-Bera統(tǒng)計(jì)量為1.92，大于0.05，也表明OLS為有統(tǒng)計(jì)顯著性非穩(wěn)態(tài)的回歸模型，可進(jìn)行GWR分析。長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次與海拔高度、坡度均呈負(fù)相關(guān)(表2)，且地形坡度對(duì)強(qiáng)降水頻次的負(fù)影響更大，Jarque-Bera統(tǒng)計(jì)量為1.27，OLS統(tǒng)計(jì)模型也具有顯著性。進(jìn)一步分析OLS回歸模型全局?jǐn)M合系數(shù)，無(wú)論長(zhǎng)、短歷時(shí)，R2和R2Adjusted值都較低，均不超過(guò)0.2，說(shuō)明模型雖然構(gòu)建成功，但是不能較好地解釋強(qiáng)降水頻次與復(fù)雜地形因子之間的關(guān)系；散點(diǎn)圖顯示(圖6)，長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次在擬合線上下分布均過(guò)于散亂，也證實(shí)傳統(tǒng)全局線性回歸方法的不適用。

表1 短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次OLS結(jié)果匯總

表2 長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次OLS結(jié)果匯總

圖6 長(zhǎng)(a)、短(b)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次與海拔高度(1)、坡度(2)的散點(diǎn)圖

3.5.2 GWR模型結(jié)果

首先分析GWR模型估算結(jié)果評(píng)價(jià)指標(biāo)(表3)。相比OLS模型，GWR模型R2和R2Adjusted值有了大幅提升，長(zhǎng)歷時(shí)分別為0.77、0.71，短歷時(shí)分別為0.64、0.54；修正的AICc是診斷模型性能的一種度量，越小越好，這里顯示GWR長(zhǎng)、短歷時(shí)值均較OLS低；殘差平方和為觀測(cè)所得值與模型估算值之間差值的平方和，也是越小越好，GWR長(zhǎng)、短歷時(shí)值遠(yuǎn)小于OLS。所以，GWR回歸模型擬合強(qiáng)降水頻次與地形因子之間的定常關(guān)系效果有了明顯的改善。

表3 OLS、GWR模型估算結(jié)果評(píng)價(jià)指標(biāo)

其次分析強(qiáng)降水頻次與地形因子的GWR回歸系數(shù)。從長(zhǎng)歷時(shí)看(圖7a、7b)，強(qiáng)降水頻次與海拔高度的正相關(guān)主要在鄂東，回歸系數(shù)的正值中心位于大別山東麓西側(cè)，其中黃梅站達(dá)到0.41次/米，負(fù)相關(guān)分布在廣闊的湖北中西部，負(fù)值中心位于大別山西麓南側(cè)，其中廣水站達(dá)到-0.30次/米，35%站點(diǎn)回歸系數(shù)通過(guò)了0.05或0.01顯著性T檢驗(yàn)；強(qiáng)降水頻次與坡度的回歸系數(shù)分布則相反，正相關(guān)在湖北中西部，正值中心位于大別山西麓南側(cè)，廣水站達(dá)到5.71次/度，負(fù)相關(guān)在鄂東，負(fù)值中心位于大別山東麓西側(cè)，其中英山站達(dá)到-7.00次/度，通過(guò)顯著性檢驗(yàn)站點(diǎn)更少(20%)。從短歷時(shí)看(圖7c、7d)，通過(guò)顯著性檢驗(yàn)站點(diǎn)更多(70%左右)，但鄂西站點(diǎn)通過(guò)稀少，強(qiáng)降水頻次與海拔高度均是負(fù)相關(guān)，負(fù)值中心在大別山東麓西側(cè)、武漢-黃石地區(qū)，武漢站達(dá)-0.20次/米；強(qiáng)降水頻次與坡度除鄂西個(gè)別站點(diǎn)都是正相關(guān)，正值中心也在大別山東麓西側(cè)、武漢-黃石地區(qū)，武漢站達(dá)6.43次/度。

3.5.3 GWR模型結(jié)果分析

回歸模型結(jié)果發(fā)現(xiàn)：(1)湖北中東部站點(diǎn)回歸系數(shù)，短歷時(shí)通過(guò)顯著性檢驗(yàn)遠(yuǎn)超長(zhǎng)歷時(shí)，說(shuō)明大別山、幕阜山、大洪山等山脈組成的中小尺度地形結(jié)構(gòu)對(duì)主要由較大尺度天氣系統(tǒng)形成的長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水影響較小，但對(duì)包含大量熱對(duì)流等較小尺度短歷時(shí)強(qiáng)降水影響更廣，符合崔春光等[38]數(shù)值模擬1998年鄂東梅雨期沿江特大暴雨認(rèn)為地形未起較大作用的結(jié)論；(2)鄂西山地站點(diǎn)回歸系數(shù)可信度較差，可能是模型樣本數(shù)偏少和站點(diǎn)密度偏小；(3)大量的海拔高度與坡度回歸系數(shù)成正、負(fù)反相關(guān)，既是兩個(gè)自變量與因變量關(guān)系的真實(shí)反饋，也與模型僅有兩個(gè)自變量，必然存在相互影響這一局限性有關(guān)；(4)海拔高度與長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次在大別山東麓西側(cè)正相關(guān)最大，在大別山西麓南側(cè)負(fù)相關(guān)最大，大別山東麓西側(cè)多為西南暖濕氣流迎風(fēng)坡，地形擾流和強(qiáng)迫抬升作用利于連續(xù)性強(qiáng)降水的形成，大別山西麓南側(cè)多為西南暖濕氣流左前側(cè)區(qū)域，這里海拔高度越低越利于北方南下冷空氣的滲入，也利于受大別山東麓阻擋的MCSs雷暴出流朝此處后向傳播；(5)坡度與長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次在大別山東麓西側(cè)負(fù)相關(guān)最大，在大別山西麓南側(cè)正相關(guān)最大，大別山東麓西側(cè)地形坡度較大不利于較大水平尺度的中尺度系統(tǒng)發(fā)生發(fā)展[39]，而大別山西麓南側(cè)在海拔不高的情況下，坡度變化越大，越有利于地面氣流在此形成準(zhǔn)常定的中尺度渦旋或輻合線；(6)海拔高度與湖北中東部短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次均為負(fù)相關(guān)，白天山區(qū)盛行輻合性熱力氣流雖然利于短歷時(shí)熱對(duì)流的發(fā)生發(fā)展[40]，但是湖北三面環(huán)山、中部低洼，經(jīng)常出現(xiàn)對(duì)流在山上發(fā)生，受環(huán)境風(fēng)場(chǎng)作用向山下平原地帶移動(dòng)，當(dāng)疊加準(zhǔn)定常的中尺度低渦或輻合線時(shí)對(duì)流進(jìn)一步發(fā)展加強(qiáng)，這也是海拔越低的武漢-黃石地區(qū)，短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次反而越多的原因；(7)坡度對(duì)湖北短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次的最大影響在大別山東麓西側(cè)以及沿長(zhǎng)江干流的武漢-黃石地區(qū)，一方面地形坡度越大越有利于大別山東麓西側(cè)迎風(fēng)坡較小尺度的中尺度對(duì)流系統(tǒng)生成[39]，另一方面更需關(guān)注的是武漢、黃石這些人口密集、經(jīng)濟(jì)發(fā)達(dá)的沿江低洼城市區(qū)域由于地形起伏也存在較大坡度變化(圖7e、7f)，利于準(zhǔn)常定的中尺度渦旋或輻合線形成，易觸發(fā)、促進(jìn)短時(shí)對(duì)流的發(fā)生發(fā)展。

圖7 長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次與海拔高度(a)(藍(lán)色箭頭為冷空氣侵入路線，紅色箭頭為西南暖濕氣流進(jìn)入路線，紅色、藍(lán)色圓圈分別代表正、負(fù)值中心區(qū))、坡度(b)(紅色、藍(lán)色圓圈分別代表正、負(fù)值中心區(qū))和短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次與海拔高度(c)(紅色箭頭為山地發(fā)生的局地對(duì)流通常向平原地區(qū)發(fā)展的路線，藍(lán)色橢圓圈代表通過(guò)顯著檢驗(yàn)區(qū))、坡度(d)(紅色橢圓圈代表通過(guò)顯著檢驗(yàn)區(qū))的回歸系數(shù)空間分布以及武漢-黃石地區(qū)海拔高度(e)與坡度(f)的地形空間分布

4 結(jié) 論

本文研究了湖北省汛期強(qiáng)降水頻次的時(shí)空特征，通過(guò)回歸方法探討了強(qiáng)降水頻次與地形因子之間的關(guān)系。

(1)湖北省汛期長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水年頻次周期變化明顯，正負(fù)值中心交替顯著，年代際變化(≥10 a)存在1個(gè)主振蕩模態(tài)，長(zhǎng)歷時(shí)周期為準(zhǔn)10年、短歷時(shí)為10～14 a；年代際以下尺度(＜10 a)存在2個(gè)主振蕩模態(tài)，周期為4～6 a和準(zhǔn)2 a。

(2)湖北省汛期長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水旬頻次在梅雨期達(dá)到頂峰，盛夏期減少，而短歷時(shí)則在梅雨結(jié)束后的7月中旬出現(xiàn)躍升；長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次日變化曲線都為單峰結(jié)構(gòu)，長(zhǎng)歷時(shí)夜發(fā)性特征更突出，短歷時(shí)主要發(fā)生于午后到傍晚時(shí)分；長(zhǎng)、短歷時(shí)強(qiáng)降水高頻次站點(diǎn)多出現(xiàn)在地面存在準(zhǔn)定常中尺度輻合線或渦旋的特定地形條件下。

(3)GWR相較傳統(tǒng)的OLS回歸模型顯著提高了擬合效果；相較長(zhǎng)歷時(shí)，更多站點(diǎn)的短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次與海拔高度、坡度的關(guān)系擬合系數(shù)可信，而鄂西山地站點(diǎn)的擬合系數(shù)可信度較差，可能與模型樣本數(shù)偏少和站點(diǎn)密度偏小有關(guān)。

(4)GWR模型中，海拔高度與長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次在大別山東麓西側(cè)正相關(guān)最大，黃梅站達(dá)0.41次/米，在大別山西麓南側(cè)負(fù)相關(guān)最大，廣水站達(dá)-0.30次/米；坡度則反之，與長(zhǎng)歷時(shí)強(qiáng)降水頻次在大別山東麓西側(cè)負(fù)相關(guān)最大，廣水站達(dá)5.71次/度，在大別山西麓南側(cè)正相關(guān)最大，英山站達(dá)-7.00次/度。

(5)GWR模型中，海拔高度、坡度對(duì)短歷時(shí)強(qiáng)降水頻次的最大影響在大別山東麓西側(cè)以及沿長(zhǎng)江干流的低洼城市帶武漢-黃石地區(qū)，武漢站分別為-0.20次/米、6.43次/度，這里雖然海拔高度較低，但存在較大的坡度變化，且坡度影響遠(yuǎn)超海拔高度。