干旱监测指标方法及等级标准---文本资料

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（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 -P C，Pa100%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。一 1 npr

2、（2）n i 1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 Pa-25 中a-15 中a2轻旱3中旱4重旱5特旱- 70 Pa 50- 85 Pa 70- 95 Pa 85PaQ95- 50 印a -25- 70 Pa 50- 80 Pa V70Pa -80- 30Pa-15- 40 Pa 30-

3、 45 Pa 0 , A 0分别为尺度和形状参数，P和不可用极大似然估计方法求得：?= 1.1 4 A / 3?=X/? （6）n其中 A=lg X.1 IgXi n i 1式中Xi为降水量资料样本，x为降水量多年平均值。确定概率密度函数中的参数后，对于某一年的降水量X0,可求生随机变量X小于X0事件的概率为：P（XHXo）=（ 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=0）=m/n （9）式甲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

4、化正态分布函数，即：P（X 0.5 时， P=1.0P, S=1；当 PE0.5 时， S = -1。C0 =2.515517 , Ci = 0.802853 , C2 = 0.010328 ,di =1.432788 , d2 = 0.189269 , d3 = 0.001308。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SPI值出现频率1无旱-0.5SPI68%2轻旱-1.

5、0SPI V0.515%3中旱-1.5SPI V1.010%4重旱-2.0SPI V1.55%5SPIV2.02%3、相对湿润度指数（Mi）3.1 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：Mi=PE （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 Raes and Martin Smith,1998. Crop evapotranspir

6、ation - 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 月尺度的干旱等级标准。表3相对湿润度指数Mi的干旱等级 等级类型相对湿润度指数Mi1 无旱 -

7、0.50 Mi2 轻旱-0.70Mi-0.503 中旱-0.85Mi-0.704 重旱-0.95Mi-0.855 特旱Mi W-0.954、综合干旱指数Ci4. 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：Ci=Z3+YM3 + pZ9 (13)当Ci0,并P10胃0时（干旱缓和），则Ci=0.5xCi；当Py 200毫米（常年干旱气候区，不做干旱监测），Ci=0。通常E = E5,当E5V5毫米时，则E=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；E

8、5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；口、丫、即权重系数，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 -0.6Ci

9、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。(a -w) ： s hQ - 2100(15)3 中旱 -1.8 G -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焉 现象，对农作物和生态环境造成一定影响。4 重旱 -2.4 G -1.8 土壤出现水分持续严重不足，土壤出现较厚的 干土层，地表植物萎焉、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 G 60%地表湿润，无旱象60% 家2 轻旱地表蒸发

10、量较小，近地表空气干燥50%50% 水 土壤表面干燥，地表植物叶片白天有萎3 中旱40% 焉现象40%市 土壤出现较厚的干土层，地表植物萎焉、30%4 重旱叶片干枯，果实脱落5 特旱R30% 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：一是统计水文帐，由长期气象资料序列计算由月水分平衡各 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

11、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；三是计算由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

12、)土壤水分的交换量，表示如下：A A. A A A, 一、P = ET + RO + R-L (17)ET为蒸散量，pEt为可能蒸散量，R为土壤水分供给量，PR为土 壤可能水分供给量，RO为径流，PRO为可能径流，L为土壤水分 损失量，PL为土壤可能水分损失量。其中A _ A.，/ -、ET=aPET (18)R = ： PR (19)RO = PRO (20)L=、PL (21)口、，6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(22)(23)(24)(25)如下：(PET)：=回 (PR)_ (RO)一 (PRO)(PL)各量上面的横线

13、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 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

14、距平d求生后，又将其与指定地点给定月份的气候权重 系数K相乘，得由Palmer-Z指数：Z=dK (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：Ki =(i217.67 )Ki (28)一 , “ DjKj j i一丽 + R +版2 2.0P +1 ：Ki =1.5ogi0 i- 十0.5 (29)DiI 一工diDi=all years (30)# of years in record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：iPDSI

15、i =0.897PDSIi+y (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 PDSI对水分盈缺的灵敏度，起始月份的PDSI计算公式为(32)-1PDSI iZi3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（巳）来决定实际的PDSI值。它的意义是计算需要得 到（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)(34)(35)1_ 一 0.5 =0.897PDSIi+ ZE当 PDSI0.531-0.5 =0.897PDSIiA+-ZE当PDSIi0.53由此可以得到

16、ZE3(0.5-0.897PDS|), 当 PDSI0.5 ZE =3(-0.5 0.897PDSI,), 当PDS|a -0,5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Uw,Uw=z+0.15 (36)同理，定义有效增干量Ud,Ud=Z-0.15 (37)使当前干（湿）期结束的概率 Pe可以看作是得到（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由现一个干月，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(3

17、8)(39)(40)V,+uw, if uwv- V =0, if -Uw_Vy若使当前湿期结束 、/V+Ud，if乜M = 尸0, if -Ud ViJ则当前干（湿）期结束的概率pe由下式得到R =-V又100%ZE V-在一个干（湿）期里，当Pe达到100%时，则开始一个回算（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XI、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

18、从XI、X2和X3之中挑选由来的，而这些规则就是通过尾来决定的Palmer, 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. Met

19、eor., 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指数干旱等级及划分命名表6 Palmer指数干旱等级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XN0.992轻旱轻微危害-

20、1.00X1.993中旱中等危害-2.00冰方2.994重旱严重危害-3.00X3.995XQ4.007. 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崎情资料，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，主要有线形模型和事函 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：Sw=a+bM (41)-b，-、Sw = aAT (42)其中Sw为土壤湿度，a，b为拟合系数，AT为NOAA 16卫星四通 道(10.5 11.5师)白天和夜间亮温差。对NOAA-16卫星资料进行定标、 定位、几何纠正等处理后， 计算每日各像元四通道(10.5 11.5 pm)白天和夜间温差，获 得一句