西北地區地下水干旱時空演變趨勢及對氣象干旱的動態響應

粟曉玲，褚江東，張 特，姜田亮，王冠智

(1.西北農林科技大學旱區農業水土工程教育部重點實驗室，陜西 楊凌 712100；2.西北農林科技大學水利與建筑工程學院，陜西 楊凌 712100)

地下水是人類賴以生存的寶貴水源，尤其是在降水稀少的干旱地區[1]。當地下水系統受到干旱的影響后，地下水補給減少，導致地下水位降低和排泄減少，引起地下水干旱[2]。持續的地下水干旱影響居民生活及工農業生產，并導致地面沉降、土壤鹽堿化、海水入侵等次生災害的發生。西北地區深處亞歐大陸腹地，主要為干旱半干旱地區，研究地下水干旱的時空演變特征及其對氣象干旱的響應機理對旱區水資源可持續開發、遏制沙漠化等具有重要意義。

干旱通常分為氣象干旱、農業干旱、水文干旱和社會經濟干旱4種類型，近年來生態干旱和地下水干旱也引起了研究者的重視。不同類型干旱間具有密切的聯系，氣象干旱通常是其他干旱的驅動因素[3]。由降水不足引起的氣象干旱作用于下墊面，對土壤、植被、徑流和地下水產生不同程度的影響[4]，繼而觸發農業干旱[5]、生態干旱[6-7]、水文干旱[8]和地下水干旱[9-12]。在人類活動干擾強烈的地區，揭示不同類型干旱間的響應關系愈顯重要。由于對地下水干旱發生機理認識不足，加之地下水位觀測站點密度稀疏、數據缺測嚴重，地下水干旱還處于探索階段。Bloomfield等[13]依據地下水位構建了標準化地下水指數(standard groundwater index, SGI)，Thomas等[14]基于GRACE(gravity recovery and climate experiment)數據反演地下水儲量，構建了地下水干旱指數(GRACE groundwater drought index, GGDI)監測地下水干旱演變規律。也有學者探究了地下水干旱對氣象干旱的響應關系[9-12],如Kubicz等[10]基于實測數據構建了多尺度標準化降水指數(standard precipitation index, SPI)和SGI，認為氣象干旱與地下水干旱間無線性響應關系，地下水干旱除受氣象干旱影響外，還受地形、含水層的水力性質、人類活動等多種因素的影響；Han等[11]基于GRACE數據，分析了干旱從氣象到地下水的傳播規律，指出珠江流域的干旱傳播時間約為240 d；Hellwig等[12]基于MODFLOW模型模擬的地下水位動態變化研究了德國地下水對降水的響應關系。以上研究初步探討了地下水干旱對氣象干旱的響應關系，但大多未考慮響應關系的空間異質性。Hellwig等[12]基于分布均勻、稠密的地下水位站點得出了地下水干旱對氣象干旱在空間上的響應關系，但西北地域遼闊，常年干燥少雨，生態環境脆弱，地下水觀測站點密度稀疏限制了該地區地下水干旱的研究。氣候變化加速了全球水循環過程，導致大氣環流、降水、蒸發發生變化，進而導致極端干旱事件頻發[15-17]；人類活動改變了流域的產匯流條件，兩者共同影響水文循環過程。因此，有必要進一步探討西北地區地下水干旱對氣象干旱的動態響應關系，為科學認識變化環境下的干旱傳播機理提供理論依據。

本文基于GRACE數據與GLDAS(global land data assimilation system)數據定量評估西北地區地下水儲量變化，以實測地下水位數據進行驗證，構建地下水干旱指數GRACE-GDI(GRACE groundwater drought index)，探究地下水干旱的時空演變特征及對氣象干旱的動態響應關系，以期為地下水資源可持續利用提供科學依據。

1 研究區概況

西北地區(31°42′N～49°6′N，73°3′E～111°14′E)位于亞歐大陸中部，包括陜西省、甘肅省、青海省、寧夏回族自治區、新疆維吾爾自治區(圖1)，總面積約304.3萬km2，約占中國陸地面積的1/3。該區深居內陸，加之高原山脈對濕潤氣流的阻擋，除東南部分地區為溫帶季風氣候外，其余均為溫帶大陸性氣候，降水稀少且時空分布不均，總體呈現東多西少的格局。

圖1 行政區劃與地理高程Fig.1 Administrative division and geographic elevation

2 數據來源

2.1 GRACE數據

采用美國得克薩斯大學(University of Texas at Austin)空間研究中心(Center for Space Research, CSR)與美國國家航空航天局(NASA)噴氣推進實驗室(Jet Propulsion Laboratory, JPL)提供的CSR-Mascons與JPL-Mascons解算數據。兩套數據均已替換C20項、地心改正項，扣除冰川均衡調整的影響，并以2004年1月至2009年12月的均值為基準做距平處理，具有高分辨率、高信噪比、泄露誤差小等特點，在水儲量研究方面得到了廣泛的應用[11,14,18-22]。研究時段為2002年4月至2021年3月，其中GRACE衛星與其后續衛星GRACE-Follow On之間的缺測月份(2017年7月至2018年5月)數據來源于Zhong等[19]，其余因技術原因導致的數據缺失采用線性插值方法補充。兩套數據的分辨率分別為0.25°×0.25°和0.5°×0.5°。Sakumura等[20]認為GRACE集成數據在降噪方面較為有效，因此，本文將JPL-Mascons基于最鄰近分配法重采樣至0.25°×0.25°，取JPL-Mascons和CSR-Mascons數據均值為陸地水儲量變化數據。

2.2 GLDAS數據

采用GLDAS模型中Noah陸地表面模型提供的2002年4月至2021年3月逐月淺層地表水儲量數據(0～10 cm、10～40 cm、40～100 cm、100～200 cm的土壤水儲量、雪水當量、冠層水儲量)，空間分辨率為0.25°×0.25°。為與GRACE數據保持一致，以2004年1月至2009年12月的平均淺層地表水儲量為基準，逐月淺層地表水儲量減去基準得到逐月淺層地表水儲量變化。

2.3 其他數據

降水量數據采用基于中國氣象站點實測資料插值而成的CN05.1數據集，是當前中國區域格點化近地面氣象場最精確的數據集，分辨率為0.25°×0.25°[23]。潛在蒸散發數據來自東英吉利大學氣候研究中心(Climatic Research Unit, University of East Anglia)提供的多源氣候數據集第4版，空間分辨率為0.5°×0.5°[24]，該數據由Penman-Monteith公式計算，已被廣泛應用于全球和區域的水文氣象研究，適用于對中國西北地區的干旱監測[25]。為保持空間精度一致，采用最鄰近分配法重采樣到0.25°×0.25°。降水和潛在蒸散發數據的研究時段均選取2002年4月至2018年12月。實測地下水位數據來自《黑河流域地下水動態觀測年鑒》《石羊河流域地下水動態觀測年鑒》與《寶雞峽灌區年報》，并將漏測、缺測以及換井等誤差較明顯、序列缺失較多的站點剔除，黑河中游、石羊河流域、關中地區經篩選后符合要求的地下水位觀測井分別為16個、24個和24個。

3 研究方法

3.1 地下水儲量變化的計算與驗證

陸地水儲量包括地表水、地下水、土壤水、冰雪、生物水、冠層水等。其中生物水和地表水難以測量，且在干旱半干旱地區相對其他成分，變化量可忽略不計[21]，因此由下式計算地下水儲量變化：

ΔW地=ΔW陸-ΔW土壤-ΔW雪-ΔW冠層

(1)

式中：ΔW地為地下水儲量變化，cm；ΔW陸為陸地水儲量變化，cm；ΔW土壤為土壤水儲量變化，cm；ΔW雪為雪水當量變化，cm；ΔW冠層為冠層水儲量變化，cm。

選用黑河中游、石羊河流域、關中地區3個典型區一致性、連續性較好的實測地下水位數據，對基于GRACE和GLDAS數據二者結合反演得出的地下水儲量變化進行驗證。為與GRACE數據一致，對實測地下水位數據扣除了2004年1月至2009年12月均值后進行比較。

3.2 GRACE-GDI的計算

Zhao等[22]提出了一種基于GRACE數據反演的陸地水儲量變化干旱指數GRACE-DSI(GRACE drought severity index)，為資料缺乏地區提供了評估區域干旱的新途徑。應用該方法計算GRACE-GDI的公式如下：

(2)

3.3 標準化降水蒸散發指數的計算

標準化降水蒸散發指數(standardized precipitation evapotranspiration index, SPEI)由Vicente-Serrano 等[26]提出，不僅充分考慮了降水和潛在蒸散發的作用，而且綜合考慮了干旱的多時間尺度特性[27]，相比SPI能夠更好地評價氣象干旱。一般情況下SPEI選用Logistic分布，考慮到西北地區地域遼闊，降水稀少且蒸發量大，地域差異性大，因此待選分布函數包括Gamma分布函數、對數正態分布函數、威布爾分布函數、Logistic分布函數、Beta分布函數與正態分布函數，采用K-S檢驗與AIC準則對各個格點的分布函數進行優選，優選方法詳見艾啟陽等[28]的研究。

3.4 滑動相關分析

地下水干旱對氣象干旱的響應具有滯后性，目前關于不同類型干旱的相關性研究[7,29-31]僅計算了兩種干旱指數的年最大相關系數以及響應時間，不能呈現相關系數、響應時間隨時間的動態演變關系。因此，本文引入滑動相關思路，分析研究GRACE-GDI與SPEI之間的動態響應關系。選取時段為2003年1月至2018年12月，滑動窗口長度為10 a，滑動時間間隔取1 a，分別計算各格點一年12個月的GRACE-GDI序列與1～24月時間尺度SPEI的皮爾遜相關系數。為消除其他因素對相關性結果的干擾，取相關系數中的最大值為年最大相關系數Rmax。其中數據時間序列長度為10 a時，年最大相關系數0.63和0.76分別對應5%與1%的顯著性水平。

4 結果與分析

4.1 地下水儲量變化的驗證

觀測井實測地下水位與基于GRACE數據反演地下水儲量變化的相關性檢驗以及典型井時間序列變化對比分別如圖2和圖3～5所示。

(a) 石羊河流域 (b) 黑河中上游 (c) 關中地區 圖2 地下水儲量變化與實測地下水位變化的相關關系顯著性檢驗空間分布Fig.2 Spatial distribution of significance test of correlation between groundwaterstorage change and in-situ groundwater level change

(a) 38號觀測井 (b) 524號觀測井 (c) 526號觀測井圖3 石羊河流域地下水儲量變化與典型觀測井實測地下水位變化對比Fig.3 Comparison of groundwater storage change and in-situ groundwater level change intypical observation wells over Shiyang River Basin

由于GRACE數據的原始分辨率僅為3°×3°，且地下水位變化應乘以土壤給水度才能計算得出等效水高，因此僅對兩者之間的相關性進行分析。由圖2可以看出，大部分觀測井通過了α=1%時的相關系數顯著性檢驗，說明在這3個地區反演結果精度較高；石羊河流域、關中地區實測地下水位與反演的地下水儲量變化的相關性較好，在黑河流域的相關性相對稍差。圖3～5為部分地下水位站點時間序列，可看出GRACE數據反演的地下水儲量變化與實測地下水位趨勢基本一致，但在部分年份精度較差。參考其他學者[21,32]的相關研究，GRACE數據在小空間尺度精度較差，但在流域大尺度上精度較高。本文著重研究西北地區大尺度的地下水干旱情況，故GRACE數據的精度在西北地區滿足要求。

4.2 地下水儲量變化趨勢分析

圖6為2002年4月至2021年3月基于Sen’s斜率[33]的西北地區地下水儲量變化速率空間分布，可知新疆天山山脈、準噶爾盆地、陜西關中地區、陜北地區的地下水枯竭較為嚴重，而柴達木盆地、昆侖山北麓、陜南地區、甘肅南部地下水儲量變化有增加的趨勢。

(a) 41166810號觀測井 (b) 41265540號觀測井 (c) 41265780號觀測井圖5 關中地區地下水儲量變化與典型觀測井實測地下水位變化對比Fig.5 Comparison of groundwater storage change and in-situ groundwater level change intypical observation wells over Guanzhong Area

圖6 基于GRACE數據的地下水儲量變化速率Fig.6 Change rate of groundwater storagebased on GRACE data

新疆和陜西關中地下水枯竭地區為人口稠密區，城市化快速發展導致地下水過度抽取是地下水枯竭的主要原因；陜北地區由于治理水土流失和大規模植樹造林，導致蒸發蒸騰增加、地下水補給變少，引起地下水枯竭[34]；氣候變暖使高海拔地區的冰雪加速融化，冰雪融水由于重力作用不斷流向低海拔地區的柴達木盆地與昆侖山北麓[32]，地下水儲量不斷增加；陜西南部、甘肅南部地處秦嶺南麓，屬亞熱帶季風氣候，降水充沛，且自21世紀以來降水量呈增加趨勢[35]，從而導致地下水儲量增加。

基于Sen’s斜率對西北各省區地下水儲量變化速率進行定量計算，得出陜西、甘肅、寧夏、新疆的枯竭速率分別為0.50 cm/a、0.21 cm/a、0.40 cm/a和0.44 cm/a，青海的地下水為上升的趨勢，速率為0.25 cm/a。根據青海省水資源公報，2020年地下水資源量為437.3億m3，較2002年增加了 202.8億m3,而地下水開采量基本維持在5億m3左右，說明地下水儲量是增加的，與本文結論一致。西北地區地下水儲量總體上為下降趨勢，約以 0.25 cm/a 的速率減少，折合等效水量約減少 76.1億m3/a。許多學者認為西北地區呈現“暖濕化”的趨勢[36]，但由于地下水超采，部分區域地下水資源在不斷減少。

4.3 西北地區地下水干旱時空演變趨勢

a.地下水干旱頻率的空間變化特征。圖7為2002年4月至2021年3月西北地區地下水干旱發生頻率的空間分布。由圖7可知，河西走廊、六盤山區、青海南部地下水干旱發生頻率較高，而陜南地區、柴達木盆地、青海湖流域、新疆等地下水干旱發生頻率較低。河西走廊為西北地區農業發達、人口密集的區域，由于人口快速增長、綠洲擴張和城市化，日益增加的用水需求導致地下水超采[21]，進而導致地下水干旱頻發；陜南地區、柴達木盆地等地下水位有回升的趨勢，地下水干旱發生頻率較低。

圖7 地下水干旱發生頻率空間分布Fig.7 Spatial distribution of groundwaterdrought frequency

b.地下水干旱面積的時間演變特征。圖8為西北地區及各省區GRACE-GDI與地下水干旱面積比例的7月滑動平均值變化過程，圖中陰影區表示發生地下水干旱事件。由圖8可知，西北地區在2002年4月至2003年5月、2008年7月至2010年6月、2014年11月至2015年6月、2016年1月至2017年5月、2020年7月至2021年3月發生了較為嚴重的地下水干旱，其中GRACE-GDI最小值出現在2008年12月，為-1.32，對應干旱面積比例為48.3%，在2015年3月干旱發生面積比例最高，達到56.6%，而西北地區多年平均地下水干旱面積比例僅為29.0%。寧夏、甘肅地下水干旱呈現頻次高、烈度小的特征，而陜西、青海、新疆呈現頻次低、烈度大、干旱面積廣的特征。由于降水稀少，各省區在2007年之后GRACE-GDI均有不同程度的下降，其中甘肅、青海、新疆發生了歷時2～3 a的地下水干旱。

(a) 西北地區 (b) 陜西 (c) 甘肅

(d) 青海 (e) 寧夏 (f) 新疆圖8 西北地區及各省區GRACE-GDI和干旱面積比例Fig.8 GRACE-GDI and proportion of drought area in Northwest China and provinces

(a) 2003—2018年 (b) 2003—2012年 (c) 2004—2013年 (d) 2005—2014年

(e) 2006—2015年 (f) 2007—2016年 (g) 2008—2017年 (h) 2009—2018年圖9 GRACE-GDI與SPEI的年最大相關系數空間分布Fig.9 Spatial distribution of annual maximum correlation coefficient between GRACE-GDI and SPEI

4.4 地下水干旱對氣象干旱的響應關系

GRACE-GDI與SPEI的年最大相關系數可表示氣象干旱對地下水干旱的影響程度，而年最大相關系數所對應的SPEI時間尺度能夠反映地下水干旱對氣象干旱的敏感性，其中時間尺度越短，表明地下水對氣象干旱的響應越敏感。圖9和圖10分別為2003—2018年GRACE-GDI與SPEI的年最大相關系數與響應時間的空間分布。

由圖9(a)可知，西北地區分別有28.4%和59.3%的面積達到0.01顯著性水平(R>0.62)和0.05顯著性水平(R>0.50)。天山山脈、柴達木盆地、青海湖流域、寧夏部分地區氣象干旱對地下水干旱的影響程度較大，而塔里木盆地、準噶爾盆地、吐魯番盆地、陜南地區、青海南部等地區地下水與氣象干旱的相關性較差。塔里木盆地被塔克拉瑪干沙漠覆蓋，除塔里木河沖積平原外，大部分地區地下水埋深較深，包氣帶較厚，氣象干旱難以影響地下水干旱的發生；青海南部地處青藏高原巴顏喀拉山脈，地下水變化主要受冰雪融水影響，氣象干旱不是引起地下水干旱的主要因素；陜南地區地處秦嶺南部，降水豐沛，地形崎嶇多丘陵，地形因素導致土壤蓄水能力差，地下水排泄補給受氣象、徑流、地形多種因素控制，故氣象干旱與地下水干旱相關性較差。

(a) 2003—2018年 (b) 2003—2012年 (c) 2004—2013年 (d) 2005—2014年

(e) 2006—2015年 (f) 2007—2016年 (g) 2008—2017年 (h) 2009—2018年圖10 GRACE-GDI與SPEI的響應時間空間分布Fig.10 Spatial distribution of response time between GRACE-GDI and SPEI

從圖9(b)～(h)可看出，準噶爾盆地、吐魯番盆地、青海湖流域、阿爾泰山等地地下水干旱受氣象干旱的影響程度有增加的趨勢，這與氣候變暖和植被改善等因素有關。準噶爾盆地、吐魯番盆地、青海湖流域、阿爾泰山NDVI總體呈上升趨勢，植被改善明顯[37]，且氣溫上升顯著。植被改善使土壤保水能力增強，且氣溫升高導致更強的植被蒸發蒸騰作用，降雨補給地下水減少，從而導致氣象干旱對地下水干旱的影響程度變大；塔里木盆地部分地區則有相關性變差的趨勢。

進一步對相關性通過0.05顯著性水平檢驗的面積進行分析。由圖10(a)可知，西北地區地下水干旱對氣象干旱的響應時間為1～6月、7～12月、13～18月、19～24月的面積比例分別為47.0%、13.8%、8.4%和30.8%，表明地下水干旱對氣象干旱的響應時間主要為1～6月和19～24月。陜南地區、阿爾泰山的響應時間主要為3～9月，而天山山脈、哈密地區、塔里木盆地部分地區響應時間長達12～24月。陜南地區地處秦嶺南麓，降水充沛，地下水干旱因降水、徑流補給而被緩解，因此濕潤地區地下水易受氣象干旱的長期累積影響；阿爾泰山受西風帶氣流影響，降水穩定且植被茂密，植被截留和土壤固水使下滲進程變緩；天山山脈、哈密地區、塔里木盆地部分地區降水稀少，降水對地下水的補給很少，氣象干旱不是地下水干旱的主要影響因素。

2003—2018年，西北地區地下水干旱對SPEI的響應時間為1～6月、7～12月、13～24月的占比從52.3%、12.1%和35.5%變為43.6%、15.1%和41.3%(圖10(b)～(h))。陜北地區、寧夏等地響應時間從1～6月變為12～24月，河西走廊響應時間也有增加的趨勢。該響應時間基于統計意義，一般響應時間超過12月說明地下水干旱受其他因素(人類活動、植被變化等)影響較大。西北地區以氣象條件為主導因素的地下水干旱面積比例在變小，表明氣象干旱的影響程度在逐漸變小。

5 結 論

a.基于GRACE和GLDAS數據計算的地下水儲量變化在西北地區具有可靠性；西北地區除青海地下水儲量以0.25 cm/a的速率上升外，陜西、甘肅、寧夏、新疆地下水儲量分別以0.50 cm/a、0.21 cm/a、0.40 cm/a和0.44 cm/a速率下降；西北地區地下水儲量總體上為下降趨勢，約以0.25 cm/a的速率減少，折合等效水量約為76.1億m3/a。

b.構建的地下水干旱指數GRACE-GDI識別出西北地區在2002年4月至2003年5月、2008年7月至2010年6月、2014年11月至2015年6月、2016年1月至2017年5月、2020年7月至2021年3月發生了地下水干旱。河西走廊、六盤山區、青海南部地下水干旱發生頻率較高，而陜南地區、柴達木盆地、青海湖流域、新疆等地下水干旱發生頻率較低；西北地區多年平均地下水干旱面積比例為29.0%。

c.氣象干旱對地下水干旱的響應關系存在明顯的空間異質性，其中影響程度較大的地區主要分布在天山山脈、柴達木盆地、青海湖流域、寧夏等地；由于氣候變暖和植被改善等因素，準噶爾盆地、吐魯番盆地、青海湖流域、阿爾泰山等地地下水干旱受氣象干旱的影響程度有增加的趨勢；西北大部分地區地下水干旱對氣象干旱的響應時間為1～6月和 19～24月。