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 N0AA-16卫星AVHRf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（P）和降水量距平百分率（Pa）1.1原理和计算方法降水量距平百分率（Pa）是指某时段的降水量与常年同期降 水量相比的百分率：P PPa100% P' 其中P为某时段降水量，P为多年平均同期降水量，本标准 中取19712000年30年气候平均值。1 nP丄Pi

2、n i #其中P为时段i的降水量，n为样本数，n=30。1.2等级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。1 表1单站降水量距平百分率划分的干旱等级等级类型降水量距平百分率（Pa（%（月尺度）（季尺度）（年尺度）1无旱-50 v Pa-25 c Pa-15 c Pa2轻旱-70 v Pa -50-50 c Pa< -25-30 c Psv -153中旱-85 v Pac -70-70 v Pa -50-40 v Pa -304重旱-95 v Pa< -85-

3、80 v Pa -70-45 v PaC -405特旱Pa< -95Psc -80Pa< -452、标准化降水指数（SPI或Z）2.1原理和计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：f（x）1（）X 屯"，x 0-（）=0 X 4edx其中：1 .0，0分别为尺度和形状参数，和 可用极大似然估计方法求得：? =X/ ?3 n其中A = lg xig Xin i 4(9)8)、(9 )式(10)(11)式中Xi为降水量资料样本，X为降水量多年平均值。

4、确定概率密度函数中的参数后，对于某一年的降水量X0 , 可求出随机变量X小于X。事件的概率为：ooP（x ： X。）= o f （x）dx （8）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：P（x=O）=m / n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（ 求得的概率值代入标准化正态分布函数，即：1 °0 Z 2 /2P （x ： x0） =e dx丁2兀0对（10）式进行近似求解可得：Z = $ t - ©t + cjt + Co（d3t d2）t d1）t 1.0

5、其中tln J , P为（8）式或（9）式求得的概率，并当P 0.5 时， P =1.0 P , S =1 ；当 P < 0.5 时，S = -1。c0 =2.515517 , & =0.802853 , c 0.010328 ,d“ =1.432788 , d 0.189269 , d 0.001308 。5 由（11）式求得的Z值也就是此标准化降水指数SPI。2.2 等级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2标准化降水指数SPI的干旱等级等级类型SP

6、I值出现频率1无旱-0.5< SPI68%2轻旱-1.0v SPK -0.515%3中旱-1.5< SPK-1.010%4重旱-2.0v SPK-1.55%5特旱SPI K -2.02%3、相对湿润度指数（MJ3.1原理和计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：m¥ （12）式中： P为某时段的降水量，E为某时段的可能蒸散量， 用 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 Rae

7、s and Martin Smith,1998. Crop evapotranspiration - Guidelines for4 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等级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

8、干旱等级标准。表3相对湿润度指数M的干旱等级等级类型相对湿润度指数M1无旱-0.50< M2轻旱-0.70v M < -0.503中旱-0.85< M < -0.704重旱-0.95< M < -0.855特旱M i w -0.954、综合干旱指数C4. 1原理和计算方法气象干旱综合指数Ci是以标准化降水指数、相对湿润指数和 降水量为基础建立的一种综合指数：C i - ： Z 3 M3- Z 9 (13)当Ci co,并R。 E。时(干旱缓和)，则Ci =0.59 ； 当Py : 200毫米(常年干旱气候区，不做干旱监测)，Ci =0。通常E。二E5，当E5

9、 V 5毫米时，则Eo=5毫米。式中：Z3、Z9为近30和90天标准化降水指数 SPI,由(11) 式求得；M3为近30天相对湿润度指数，由(12)式得；E5为近 5天的可能蒸散量，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.。r。为 近10天降水量，Py为常年年降水量；a、Y、B为权重系数， 分别取 0.4、0.8、0.4。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G进行逐日实时干旱监测。4. 2等级划分气象干旱综合指数Ci

10、主要是用于实时干旱监测、评估， 它能 较好地反映短时间尺度的农业干旱情况。表4综合干旱指数Ci的干旱等级等级类型Ci值干旱对生态环境影响程度1 无旱-0.6VCi降水正常或较常年偏多，地表湿润，无旱象。2 轻旱-1.2< Ci<-0.6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< Ci<-1.2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。4 重旱-2.4< Ci < -1.8 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

11、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 G < -2.4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、土壤墒情干旱指数5 .1原理和计算方法（1）土壤重量含水率计算公式为：100% （14）mid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（2mK2n），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)q _2（a -w） ' s h- 1

12、00式中Q为灌水量（m3）； a为假设所测土层中的平均田间持水量27% 3为灌水前的 mVm3），一般取 1.5 ； 2为小区需水量的保（沟，一般沙土取 20% 壤土 25% 粘土取 土壤湿度（沟；p为所测深度的土壤容重（ s为小区面积（mi） ； h为测定的深度（m ; 证系数。即田间持水量。土壤12天，壤性土34天。在测定土壤湿度时，每天取样一在土壤排除重力水后， 测定土壤湿度， 排除重力水的时间因土质而异，一般沙性土 需23天，粘性土需次，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 湿度差值V 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：(1

13、6)wR=沁 100% fcw为土壤重量含水率(% , fc田间持水量(用重量含水率表示)5.2等级划分表5 土壤相对湿度的干旱等级20厘米深度等级类型对农作物影响程度土壤相对湿度无旱1正常R> 60%地表湿润无旱象2 轻旱 60%> F> 50%地表蒸发量较小，近地表空气干燥土壤表面干燥，地表植物叶片白天有萎3 中旱 50%> F>40%蔫现象土壤出现较厚的干土层，地表植物萎蔫、4 重旱 40%> F> 30%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6.1 Palmer干旱指数计算方法

14、Palmer干旱指数可以简称为 PDS(Palmer Drought13 Severity Index）。它的计算可分为以下七个步骤：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

15、期）结束的度的计算，确立当前期的Palmer 指数值。6.2 Palmer干旱指数的计算公式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：A A AAAP 二 ET RO R-LET为蒸散量，PET为可能蒸散量， 壤可能水分供给量，RO为径流，（17）R为土壤水分供给量，PR为土PRO为可能径流，L为土壤水分15 # 损失量，PL为土壤可能水分损失量。其中# AAET = : PETA AR=

16、- PRAARO = PROAAL = :. PL>>、-;分别为蒸散系数、(18)(19)(20)(21)土壤水供给系数、径流系数和土壤水损失系数，如下:(ET)(PET)(PR)_ (RO)_ (PRO)(L)(PL)每地每月分别有四个相应的常系数值，计算(22)(23)(24)(25)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

17、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 WaterHolding 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的差：d=P-P (26)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：z “K (27)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)Ki =(1217-67 )K,'、Dj

18、Kj'j生Ki1.5Jog!0PEHROiP Li2.8Di0.5(29)送diall yearsi# of years inrecord(30)其中i为第i个月，K随着地点和月份而变化。根据公式(31)来决定月PDSI值，计算公式如下:1 PDSI i =0.897PDSIy Zj3K值确定后，(31)公式(31)中的0.897和1为持续因子，它们实际上影响到3了 PDS对水分盈缺的灵敏度，起始月份的PDSI计算公式为PDSI i 1Zi3(32)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(Pe )来决定实际的 PDS I值。它的意义是计算需要得到（失去）多少水分才

19、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PDSIj0.5PDSh：-0.5当 PDSL 0.5当 PDSL < -0-5(33)(34)(35)10.5 =0.897PDSIj-ZE 当31-0.5 =0.897PDSIiJL ZE 当3由此可以得到ZE孜0.5-0.897PDSIJ ,ZE =3-0.5-0.897PDSIJ ,这里认为大于-0.15的Z值对于结束干旱有效，定义有效增(36)湿量UUw 二z 0.15同理，定义有效增干量Ud ,5 二 z-o.15 （37）使当前干（湿）期结束的概率 Fe可以看作是得到

20、（失去）的 水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，Pe的计算不能简单地用Uw或Ud与ZE相比，因 为在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Uw，所以这里又设计了一个有效增湿（干）累积量 V,计算 如下：若使当前干期结束、,Vi+Uw, if -Uw <VdVi0, if -Uw-Vy若使当前湿期结束19 表6 Palmer指数干旱等级划分命名V+Ud, if-Ud0, if-UiVij则当前干（湿）期结束的概率 Pe由下式得到Pe 二2 100%(40)# 表6 Palmer指数干旱等级划分命名在一个干(湿)期里，当 p达到lo

21、o%时，贝y开始一个回算(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r来决定的Palmer, W.C., 1965. Meteorological Drought. Research Paper No.45, US Weather Bureau ( NOAA Libra

22、ry and In formation Services Divisio n, Wash in gto n, D.C. 20852).、 Karl, T.R., 1983. Somespatial characteristics of drought durati on in the Un ited 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 tot

23、heirCalibrati onCoefficie ntsIn cludi ngPote ntialEvapotranspiration.J. Climate Appl. Meteor., 25, 77-86.。6.2 Palmer指数干旱等级及划分命名级别干旱等级指数范围名称危害程度1无旱无危害X> -0.992轻旱轻微危害-1.00 > X>-1.993中旱中等危害-2.00 >X> -2.994重旱严重危害-3.00 >X> -3.995特旱特重危害X< -4.007.土壤湿度遥感模型（热惯量法）7.1原理和公式该模型基于土壤的热惯量，它是

24、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，主要有线形模型和幕函 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：21 (41)(42)Sw = a b. ：TSw 二 a=T其中Sw为土壤湿度，a，b为拟合系数，.汀为NOA/V 16卫星