干旱监测指标方法及等级标准

1 干旱监测指标方法及等级标准 干旱监测从不同层面具有多种监测方法和指标 本附件主 要介绍 8 种干旱监测指标及其计算方法 其中最后两种方法为 气象卫星遥感干旱监测处理方法和指标 目前在卫星遥感干旱 监测业务中 使用的数据源为 NOAA 16 卫星 AVHRR 数据 生 成卫星遥感干旱监测产品的空间分辨率为 1 1 公里 监测周期为 每旬一次 1 降水量 降水量 和降水量距平百分率 和降水量距平百分率 PPa 1 1 原理和原理和计计算方法算方法 降水量距平百分率 是指某时段的降水量与常年同期降Pa 水量相比的百分率 1 100 P PP Pa 其中 为某时段降水量 为多年平均同期降水量 本标准PP 中取 1971 2000 年 30 年气候平均值 2 n i i P n P 1 1 其中 为时段 的降水量 为样本数 i Pin30 n 1 2 等等级级划分划分 由于我国各地各季节的降水量变率差异较大 故利用降水 量距平百分率划分干旱等级对不同地区和不同时间尺度也有较 2 大差别 表 1 为适合我国半干旱 半湿润地区的干旱等级标准 表表 1 单单站降水量距平百分率划分的干旱等站降水量距平百分率划分的干旱等级级 降水量距平百分率 Pa 等级类型 月尺度 季尺度 年尺度 1无旱 50 Pa 25 Pa 15 Pa 2轻旱 70 Pa 50 50 Pa 25 30 Pa 15 3中旱 85 Pa 70 70 Pa 50 40 Pa 30 4重旱 95 Pa 85 80 Pa 70 45 Pa 40 5特旱 Pa 95Pa 80Pa 45 2 标标准化降水指数 准化降水指数 SPI 或或 Z 2 1原理和原理和计计算方法算方法 标准化降水指数 简称 SPI 是先求出降水量 分布概率 然 后进行正态标准化而得 其计算步骤为 1 假设某时段降水量为随机变量 x 则其 分布的概率密度 函数为 3 1 1 x exxf 0 x 4 0 1 dxex x 其中 分别为尺度和形状参数 和 可用极大似0 0 然估计方法求得 5 A A 4 3 411 3 6 x 其中 7 n i i x n xA 1 lg 1 lg 式中为降水量资料样本 为降水量多年平均值 i xx 确定概率密度函数中的参数后 对于某一年的降水量 可 0 x 求出随机变量 小于事件的概率为 x 0 x 8 0 0 dxxfxxP 利用数值积分可以计算用 3 式代入 8 式后的事件概率近 似估计值 2 降水量为 0 时的事件概率由下式估计 9 nmxP 0 式中 m 为降水量为 0 的样本数 n 为总样本数 3 对 分布概率进行正态标准化处理 即将 8 9 式求得的 概率值代入标准化正态分布函数 即 10 0 2 0 2 2 1 dxexxP Z 对 10 式进行近似求解可得 11 0 1 123 012 tdtdtd ctctct SZ 其中 为 8 式或 9 式求得的概率 并当 2 1 ln P t P 时 当时 5 0 PPP 0 11 S5 0 P1 S 515517 2 0 c802853 0 1 c010328 0 2 c 4 432788 1 1 d189269 0 2 d001308 0 3 d 由 11 式求得的值也就是此标准化降水指数 SPI Z 2 2等等级级划分划分 由于标准化降水指标就是根据降水累积频率分布来划分干旱等 级的 它反映了不同时间和地区的降水气候特点 其干旱等级划分标 准具有气候意义 不同时段不同地区都适宜 表表 2 标标准化降水指数准化降水指数 SPI 的干旱等的干旱等级级 等级类型SPI 值出现频率 1无旱 0 5 SPI 68 2轻旱 1 0 SPI 0 515 3中旱 1 5 SPI 1 010 4重旱 2 0 SPI 1 55 5特旱 SPI 2 02 3 相相对对湿湿润润度指数度指数 i M 3 1 原理和原理和计计算方法算方法 相对湿润度指数是某时段降水量与同一时段长有植被地段的最大 可能蒸发量相比的百分率 其计算公式 12 E EP Mi 式中 为某时段的降水量 为某时段的可能蒸散量 用PE FAO Penman Monteith 或 Thornthwaite 方法计算 计算方法见参 考文献 Allen Richard G Luis S Pereira Dirk Raes and Martin 5 Smith 1998 Crop evapotranspiration Guidelines for computing crop water requirements FAO Irrigation and drainage paper 56 FAO Rome 和 马柱国 符淙斌 2001 中国北方地表湿润状况的年际变 化趋势 气象学报 59 6 737 746 3 2 等等级级划分划分 相对湿润度指数反映了实际降水供给的水量与最大水分需 要量的平衡 故利用相对湿润度指数划分干旱等级不同地区和 不同时间尺度也有较大差别 表 3 为适合我国半干旱 半湿润地 区月尺度的干旱等级标准 表表 3 相相对对湿湿润润度指数度指数 Mi的干旱等的干旱等级级 等级类型相对湿润度指数 Mi 1无旱 0 50 Mi 2 轻旱 0 70 Mi 0 50 3 中旱 0 85 Mi 0 70 4 重旱 0 95 Mi 0 85 5 特旱 Mi 0 95 4 综综合干旱指数合干旱指数 Ci 4 原理和 原理和计计算方法算方法 气象干旱综合指数是以标准化降水指数 相对湿润指数和 i C 降水量为基础建立的一种综合指数 13 339i CZMZ 当 并 时 干旱缓和 则 0 i C 10 P 0 E ii CC 5 0 6 当毫米 常年干旱气候区 不做干旱监测 200 y P0 i C 通常 当 5 毫米时 则 5 毫米 50 EE 5 E 0 E 式中 为近 30 和 90 天标准化降水指数 SPI 由 11 式 3 Z 9 Z 求得 为近 30 天相对湿润度指数 由 12 式得 为近 5 天的 3 M 5 E 可能蒸散量 用桑斯维特方法 Thornthwaite Method 计算 计算 方法见参考文献 马柱国 符淙斌 2001 中国北方地表湿润状况的 年际变化趋势 气象学报 59 6 737 746 为近 10 天降水量 10 P 为常年年降水量 为权重系数 分别取 0 4 0 8 0 4 y P 通过 13 式 利用逐日平均气温 降水量滚动计算每天综合 干旱指数进行逐日实时干旱监测 i C 4 等等级级划分划分 气象干旱综合指数主要是用于实时干旱监测 评估 它能 i C 较好地反映短时间尺度的农业干旱情况 表表 4 综综合干旱指数合干旱指数的干旱等的干旱等级级 i C 等级类型值 i C干旱对生态环境影响程度 1无旱 0 6 i C降水正常或较常年偏多 地表湿润 无旱象 2轻旱 1 2 0 6 i C降水较常年偏少 地表空气干燥 土壤出现水 分不足 对农作物有轻微影响 3中旱 1 8 1 2 i C降水持续较常年偏少 土壤表面干燥 土壤出 现水分较严重不足 地表植物叶片白天有萎蔫 现象 对农作物和生态环境造成一定影响 7 4重旱 2 4 1 8 i C土壤出现水分持续严重不足 土壤出现较厚的 干土层 地表植物萎蔫 叶片干枯 果实脱落 对农作物和生态环境造成较严重影响 工业生 产 人畜饮水产生一定影响 5特旱 2 4 i C土壤出现水分长时间持续严重不足 地表植物 干枯 死亡 对农作物和生态环境造成严重影 响 工业生产 人畜饮水产生较大影响 5 土壤土壤墒墒情干旱指数情干旱指数 1 原理和原理和计计算方法算方法 1 土壤重量含水率计算公式为 14 100 d dw m mm W 式中 W 为土壤重量含水量 mw为湿土重量 md为干土重量 2 土壤田间持水量测定和计算方法多采用田间小区灌水法 选择 4 平方米的小区 2m 2m 除草平整后 做土埂围好 对小区进行灌水 灌水量的计算公式如下 15 100 2 hswa Q 式中 Q 为灌水量 m3 为假设所测土层中的平均田间持水量 一般沙土取 20 壤土 25 粘土取 27 为灌水前的土壤湿 度 为所测深度的土壤容重 m3 m3 一般取 1 5 s 为小区 面积 m2 h 为测定的深度 m 2 为小区需水量的保证系数 在土壤排除重力水后 测定土壤湿度 即田间持水量 土壤 排除重力水的时间因土质而异 一般沙性土需 1 2 天 壤性土 需 2 3 天 粘性土需 3 4 天 在测定土壤湿度时 每天取样一 次 每次取 4 个重复的平均值 当同一层次前后两次测定的土壤 8 湿度差值 2 0 时 则第 2 次的测定值即为该层的田间持水量 3 土壤相对湿度计算方法 16 100 c f w R 为土壤重量含水率 田间持水量 用重量含水率表示 w c f 5 2 等等级级划分划分 表表 5 土壤相土壤相对对湿度的干旱等湿度的干旱等级级 等级类型 20 厘米深度 土壤相对湿度 对农作物影响程度 1 无旱 正常 R 60 地表湿润 无旱象 2轻旱 60 R 50 地表蒸发量较小 近地表空气干燥 3中旱 50 R 40 土壤表面干燥 地表植物叶片白天有萎 蔫现象 4重旱 40 R 30 土壤出现较厚的干土层 地表植物萎蔫 叶片干枯 果实脱落 5特旱R 30 基本无土壤蒸发 地表植物干枯 死亡 6 Palmer 干旱指数干旱指数 6 1 Palmer 干旱指数干旱指数计计算方法算方法 Palmer 干旱指数可以简称为 PDSI Palmer Drought Severity Index 它的计算可分为以下七个步骤 9 一是统计水文帐 由长期气象资料序列计算出月水分平衡 各分量的实际值 可能值及平均值 包括蒸散量 潜在蒸散量 径流量 潜在径流量 补水量 潜在补水量 失水量和潜在失水 量 二是计算各气候常数和系数 包括蒸散系数 补水系数 径 流系数 失水系数和气候特征值 三是计算出水分平衡各分量的气候适宜值 包括气候适宜 蒸散量 气候适宜补水量 气候适宜径流量 气候适宜失水量和 气候适宜降水量 四是计算水分盈亏值 d 和水分异常指数 Z 五是计算 Palmer 干旱指数 六是干期 或湿期 结束的度的计算 确立当前期的 Palmer 指数值 6 2 Palmer 干旱指数的干旱指数的计计算公式算公式 PDSI 的原理是水分平衡方程 即在 当前情况下达到气候上 适宜 Climatically Appropriate For Existing Conditions 的情况下 降水量等于蒸散量与径流量之和再加上 或减去 土壤水分的交 换量 表示如下 17 LRROETP 为蒸散量 为可能蒸散量 为土壤水分供给量 为土 ET PET R PR 壤可能水分供给量 为径流 为可能径流 为土壤水分 RO PRO L 损失量 为土壤可能水分损失量 其中 PL 10 18 PETET 19 PRR 20 PRORO 21 PLL 分别为蒸散系数 土壤水供给系数 径流系数和 土壤水损失系数 每地每月分别有四个相应的常系数值 计算如 下 22 PET ET 23 PR R 24 PRO RO 25 PL L 各量上面的横线代表其多年平均值 Palmer 指数假定土壤 为上下两层模式 除非上层土壤中的水分全部丧失 下层土壤才 开始失去水分 且下层土壤的水分不可能全部失去 可能蒸散量 PET 用 Thornthwaite 方法计算 计算 PET 的方法在 PDSI 程序中 是一个独立的部分 可以用其他方法代替 在计算蒸散量 径流 量 土壤水分交换量的可能值与实际值时 需要遵循一系列的规 则和假定 另外 土壤有效持水量 AWC Available Water Holding Capacity 也作为初始输入量 在计算 PDSI 过程中 实际值与正 常值相比的水分距平 d 表示为实际降水量与气候适宜下降水量 11 的差 26 PPd 水分距平 d 求出后 又将其与指定地点给定月份的气候权 重系数 K 相乘 得出 Palmer Z 指数 27 dKZ Z 被定义为水分异常指数 表示给定地点给定月份 实际气 候干湿状况与其多年平均水分状态的偏离程度 其中气候权重 系数 K 的计算公式如下 28 12 1 67 17 i j jj i K KD K 29 10 2 8 1 5 log0 5 iii ii i i PETRRO PL K D A 30 recordinyearsof d D yearsall i i 其中 i 为第 i 个月 K 随着地点和月份而变化 K 值确定后 根据公式 31 来决定月 PDSI 值 计算公式如下 31 iii ZPDSIPDSI 3 1 897 0 1 公式 31 中的 0 897 和 为持续因子 它们实际上影响到了 3 1 PDSI 对水分盈缺的灵敏度 起始月份的 PDSI 计算公式为 32 ii ZPDSI 3 1 在得到上述的统计经验计算公式之后 利用当前干 湿 期 结束概率 来决定实际的 PDSI 值 它的意义是计算需要得到 e P 12 失去 多少水分才能使当前干 湿 期回到正常状态 即 PDSI 值 在 0 5 和 0 5 之间 设需要得到 失去 的水分为 ZE 则有 33 11 1 0 50 8970 5 3 ii PDSIZEPDSI 当 34 11 1 0 50 8970 5 3 ii PDSIZEPDSI 当 由此可以得到 ZE 35 5 0 897 05 0 3 5 0 897 0 5 0 3 11 11 ii ii PDSIPDSI PDSIPDSI ZE 当 当 这里认为大于 0 15 的 Z 值对于结束干旱有效 定义有效增 湿量 w U 36 15 0 ZUw 同理 定义有效增干量 d U 37 15 0 ZUd 使当前干 湿 期结束的概率可以看作是得到 失去 的水 e P 分与确切地结束当前干 湿 期所需要得到 失去 的水分的百分 比率 然而 的计算不能简单地用或与 ZE 相比 因为在 e P w U d U 一段比常年湿的趋势中可能会出现一个干月 由此带来一个负 的 所以这里又设计了一个有效增湿 干 累积量 V 计算如下 w U 若使当前干期结束 38 1 11 0 iw iwwi i VUif VUifUV V 若使当前湿期结束 13 39 1 11 0 id iddi i VUif VUifUV V 则当前干 湿 期结束的概率由下式得到 e P 40 100 1 i i e VZE V P 在一个干 湿 期里 当达到 100 时 则开始一个回算 e P Backtracking 计算过程 以此来决定 PDSI 值 这里要注意到 在前面计算 PDSI 值时 实际上设立了三个指数 X1 X2 和 X3 来 分别统计 三个指数的值都是按照式 31 来计算 X1 为初始湿 期的 PDSI 值 X2 为初始干期的 PDSI 值 X3 为当前确立干 湿 期的 PDSI 值 实际的 PDSI 值是根据一系列的规则从 X1 X2 和 X3 之中挑选出来的 而这些规则就是通过来决定的 Palmer e P W C 1965 Meteorological Drought Research Paper No 45 US Weather Bureau NOAA Library and Information Services Division Washington D C 20852 Karl T R 1983 Some spatial characteristics of drought duration in the United States J Climate Appl Meteor 22 1356 1366 和 Karl T R 1986 The Sensitivity of the Palmer Drought Severity Index and Palmer s Z Index to their Calibration Coefficients Including Potential Evapotranspiration J Climate Appl Meteor 25 77 86 6 2 Palmer 指数干旱等指数干旱等级级及划分命名及划分命名 表表 6 Palmer 指数干旱等指数干旱等级级划分命名划分命名 14 干旱等级 级别 名称危害程度 指数范围 1 2 3 4 5 无旱 轻旱 中旱 重旱 特旱 无危害 轻微危害 中等危害 严重危害 特重危害 X 0 99 1 00 X 1 99 2 00 X 2 99 3 00 X 3 99 X 4 00 7 土壤湿度遥感模型 土壤湿度遥感模型 热惯热惯量法 量法 7 1 原理和公式原理和公式 该模型基于土壤的热惯量 它是度量土壤热惰性的物理量 反映土壤阻止热变化的能力 土壤热惯量随土壤密度 热传导率 热容量的增加而增加 而土壤密度 热传导率 热容量等特性的 变化在一定条件下取决于土壤含水量的变化 所以土壤热惯量 与土壤含水量之间呈正相关关系 此外 土壤湿度控制着土壤表 层温度日较差 土壤日较差与土壤含水量之间呈负相关关系 土 壤日较差可以利用卫星遥感数据获得 因此 对于裸土和低植被 覆盖区域 可利用气象卫星数据和实测土壤墒情资料 运用热惯 量模型反演土壤表层湿度 用统计方法建立土壤湿度遥感模型 主要有线形模型和幂 函数模型 在业务应用中为了简化计算直接使用日校差 拟合公 式为 41 Swab T 15 42 b Swa T 其中为土壤湿度 为拟合系数 为 NOAA 16 卫星四通 w Sba T 道 10 5 11