黃河流域氣象干旱與水文干旱時空特征及其傳遞關系

2022-05-31 03:06:24鄭麗虹任立良張林齊

水資源保護 2022年3期

鄭麗虹，劉懿，任立良，朱燁，尹航，袁飛，張林齊

(1.河海大學水文水資源學院，江蘇南京 210098； 2.南京信息工程大學水文與水資源工程學院，江蘇南京 210044；3.水利部牧區水利科學研究所，內蒙古呼和浩特 010020)

干旱形成發展過程復雜，它不僅依賴于氣象條件，同時受陸面過程的影響[1-2]。自然狀態下，以降水不足、氣溫升高為驅動的氣象水分異常現象是氣象干旱發生的前提[3]，當這種氣象干旱持續并通過下墊面傳播至流域水循環過程時，可能進一步造成蒸散發量增加、土壤含水量降低、徑流量減少、地下水位下降，嚴重時可誘發水文干旱[4-5]和生態干旱[6]。這種氣象干旱信號隨陸面水循環過程而變化、運移的現象即為干旱傳遞[7-8]。干旱傳遞從本質上可理解為流域水文過程對氣象干旱的響應，深入研究這一傳遞過程有助于提高對干旱形成機理及演變規律的認識。

鑒于氣象干旱與水文干旱在成因上的密切聯系[9-11]，構建二者的統計關系，從多個時間尺度綜合分析氣象干旱指數與水文變量之間的相關性具有重要意義，可以加深對干旱傳遞過程的理解。國內外已有研究比較了不同氣象干旱指數與水文變量或水文干旱指數之間的關系，如López-Moreno等[12]全面比較了西班牙Ebro河88個流域，認為受高程、地下水蓄量、水庫運行、積雪等因素的影響，不同支流流量對標準化降水蒸散指數(standardized precipitation evapotranspiration index, SPEI)的響應時間為2～20月。文佐等[13]認為淮河流域標準化徑流指數(standardized runoff index，SRI)對標準化降水指數(standardized precipitation index，SPI)響應時長一般為1～4月，季節交替的月份響應快且明顯。Zhou等[14]發現珠江流域氣象-水文干旱傳遞時間為2～6月，且降水和徑流可能會極大地影響傳遞時間，而蒸散發與淺層土壤水分對傳遞關系的影響并不顯著。Changnon等[15]指出，流域水文過程對氣象信號的響應可表示為時間的函數，建立耦合多個時間尺度的綜合氣象干旱指數與水文干旱指數的聯系已逐漸成為氣象干旱與水文干旱傳遞關系的研究熱點。

干旱傳遞過程復雜，影響因素眾多。干旱歷時與烈度受氣候條件與流域下墊面的綜合影響，影響程度及空間變化依賴陸地水文過程[16]，具體地說，主要受流域儲水量、土壤質地、地形地貌、植被覆蓋類型、氣候條件、土地利用、人類活動等因素影響，其中，降水時間的影響最為顯著[17-19]。

本文使用SPEI與SRI，結合游程理論、Mann-Kendal(M-K)趨勢檢驗等統計方法，探究黃河流域氣象干旱與水文干旱的傳遞關系及其響應特征，提出了氣象干旱與水文干旱傳遞關系分類體系。

1 研究區概況與研究數據

1.1 研究區概況

黃河流域位于東經95°53′～119°05′、北緯32°10′～41°50′之間(圖1)，西起巴顏喀拉山、東臨渤海，南抵秦嶺、北至陰山，幅員遼闊，流域總面積為79.5萬 km2(含內流區面積4.2萬 km2)。受地理位置和季風氣候的影響，黃河流域降水時空分配不均，流域大部分處于干旱和半干旱地區，干旱災害頻發。據《中國干旱災害數據集》記載，黃河流域在1961—2012年間共發生特大干旱6次，即1965年、1972年、1980年、1995年、1997年及2000年，表明平均每10年至少有一場特大干旱事件發生。

1.2 研究數據

本文收集了黃河流域及其周圍101個氣象站1961—2012年日降水量、日最高氣溫和最低氣溫以及日平均風速作為輸入數據(中國氣象數據網，http://data.cma.cn/)，并采用反距離加權法將站點氣象數據插值到0.25°×0.25°的空間網格。植被參數參考美國馬里蘭大學發布的空間分辨率為1 km的全球植被分類系統[20]確定，土壤質地參數采用聯合國糧食與農業組織(FAO)發布的土壤參數庫數據[21]。90 m空間分辨率的DEM數據來源于美國航空局(NASA)和國家地理空間情報局(NGA)的航天飛機雷達地形測繪任務(SRTM，http://srtm.csi.cgiar.org/)。為統一植被、土壤質地和DEM空間分辨率，同樣使用反距離加權法將這些數據插值到0.25°×0.25°的空間網格。此外，從水文年鑒分別選取位于黃河流域上、中、下游的10個水文站(唐乃亥、蘭州、頭道拐、吳堡、龍門、三門峽、花園口、河津、咸陽、華縣)逐日流量資料作為實測資料來驗證水文模型的模擬精度。

圖1 黃河流域概況

選擇1961—1990年為率定期，1991—2012年為驗證期，基于 VIC(variable infiltration capacity)模型[22]模擬了黃河流域水文過程，并結合納什效率系數(Nash-Sutcliffe efficiency coefficient，NSE)和水量偏差系數(BIAS)對模型模擬效果進行綜合評價。模擬結果顯示，10個水文站的NSE約為0.8，BIAS基本控制在±10%以內，表明VIC模型能夠較好地反映黃河流域的水文特性。

2 研究方法

2.1 標準化干旱指數

本文分別用SPEI和SRI兩種標準化干旱指數來表征氣象干旱和水文干旱。

SPEI是由Vicente-Serrano等[23]在SPI算法基礎上提出的。SPEI采用降水量與潛在蒸散發量的差值，亦稱為水分虧缺來反映陸、氣系統水分供應與能量需求的平衡狀況，其計算公式為

Di=Pi-ETi

(1)

式中：Di為第i月的水分虧缺；Pi為第i月降水量；ETi為第i月潛在蒸散發量，由FAO-56推薦的Penman-Monteith公式計算所得。通過疊加計算建立時間尺度為1月、3月、6月和12月的水分盈虧累積序列：

(2)

式中Dn,k為第n月時間尺度為k月的累積水分盈虧。

采用模擬逐月Di的方法，用合適的分布函數擬合某一時間尺度的Dn,k，然后推求累積概率，經過等概率轉換得到SPEI指數序列。

SRI與SPEI有相似的計算過程，但SRI以地表徑流深R作為輸入條件，再結合標準化過程得到SRI指數序列。Shukla等[24]以VIC模型模擬的地表徑流量R作為輸入計算SRI，用于表征美國地區水文干旱，并與SPI進行了對比驗證。將水文模型與干旱指標計算相結合的優勢在于能夠延展水文資料的時間長度，拓寬空間廣度，進而提高水文干旱時空評估的精確度。

2.2 游程理論

游程理論[25]是一種時間序列分析方法，被廣泛應用于識別干旱事件[26-27]。游程理論的基本原理為：假設某一干旱閾值X，用其截取時間序列，當序列中一個或多個時段的值連續小于閾值X時，為負游程，表明發生干旱。根據中國氣象局制定的氣象干旱等級劃分標準，采用的干旱閾值為-1，即當SPEI或SRI值小于該閾值時，認為氣象、水文干旱發生；當下一時刻SPEI或SRI值超過該閾值時，則該場干旱結束。

2.3 M-K趨勢檢驗

M-K趨勢檢驗法是一種非參數統計檢驗方法，其樣本不必服從特定分布，結果不受少數異常值的干擾，能很好地揭示整體時間序列的趨勢變化及突變情況，在預測水文氣象要素長時間序列趨勢變化時應用廣泛[28-30]。當統計量|Z|≥2.576、|Z|≥1.960、|Z|≥1.645時，序列分別具有置信水平為0.01、0.05和 0.1的顯著變化趨勢。

3 結果與分析

3.1 干旱特征比較

圖2和圖3分別為季節及年尺度氣象干旱與水文干旱趨勢空間分布。整體上，氣象干旱與水文干旱趨勢演變格局較為一致；在季節尺度上，氣象干旱與水文干旱都呈現出春季流域大部分變旱、夏季變旱程度有所減輕、秋季再次變旱、冬季變旱程度又再次減輕的現象；年尺度的空間格局與秋季較為接近。二者間的區別基本在于旱澇趨勢的顯著性水平上，如冬季氣象干旱顯示黃河源區有極顯著變濕趨勢、流域中部有較顯著的變干趨勢，而水文干旱在這兩個地區則呈現不顯著的旱澇趨勢。

基于閾值識別方法分析SPEI和SRI不同時間尺度發生中旱及以上(閾值取-1)干旱事件數量的空間分布，結果如圖4所示(子圖名SPEI-n、SRI-n中n為時間尺度，n=1，3，6，12 分別表示時間尺度為1月、3月、6月和12月)。相同時間尺度下，兩種干旱指數識別的干旱頻次基本一致，隨著時間尺度的增大，干旱頻次總體呈減少的趨勢。SPEI-1識別的干旱頻次在4個時間尺度中最多，1961—2012年全流域的干旱場次大都為70～80場，相當于平均每年有1.3～1.5場干旱發生；SPEI-12識別的干旱頻次最少，1961—2012年全流域干旱場次僅為10～20場。4個時間尺度兩種干旱頻次均呈現出相似的空間格局，即中部及東部大部分地區干旱頻次基本一致，黃河源區則與其他區域存在顯著差異。根據SPEI，黃河源區有較高的氣象干旱風險，其干旱頻次頻次較流域中東部地區偏多10場左右。與氣象干旱的情形相反，黃河源區及流域北部小范圍區域的水文干旱頻次相對較少，特別是短時間尺度SRI-1和SRI-3，黃河源區相比于中東部地區干旱場次約偏少30場。

(a)春季 (b)夏季 (c)秋季

(d)冬季 (e)年尺度

圖2 季節及年尺度氣象干旱趨勢空間分布

(a)春季 (b)夏季 (c)秋季

(d)冬季 (e)年尺度

(a)SPEI-1 (b)SPEI-3 (c)SPEI-6 (d)SPEI-12

(e)SPEI-1 (f)SPEI-3 (g)SPEI-6 (h)SPEI-12

為分析季節性干旱歷時的年代干旱空間變化，以SPEI-3和SRI-3為例，圖5和圖6為干旱歷時年代均值及最大值的空間分布情況。就年代均值來看，1960—1969年黃河流域兩種干旱歷時在3～6月間浮動，SRI-3干旱歷時明顯偏短；1970—1979年SPEI-3干旱歷時在黃河源區略有縮短，SRI-3干旱歷時顯著變長，開始呈現出南長北短的空間分布，黃河源區和渭河流域的干旱歷時突增至10月以上。1980—2009年SPEI-3干旱歷時逐步延長并由流域西部向南部擴張；黃河源區SRI-3干旱歷時有所縮短，流域其他地區SRI-3干旱歷時逐漸延長，1990—1999年達到最大值后有所回落，空間上大體呈由西北向東南遞增的趨勢。干旱歷時最大值與均值的空間分布及年代運移軌跡基本相似，但SRI-3識別出1960—1969年最大值呈南長北短的空間格局，這一點恰與年代均值的情形相反。

(a)SPEI-3(1960—1969年) (b)SRI-3(1960—1969年)

(c)SPEI-3(1970—1979年) (d)SRI-3(1970—1979年)

(e)SPEI-3(1980—1989年) (f)SRI-3(1980—1989年)

(g)SPEI-3(1990—1999年) (h)SRI-3(1990—1999年)

(h)SPEI-3(2000—2009年) (j)SRI-3(2000—2009年)

3.2 時間尺度分析

在時間尺度層面，氣象干旱與水文干旱并非完全同步，存在水文干旱滯后于氣象干旱的現象。以SRI-1為例(SRI-3、SRI-6、SRI-12與之類似)，逐一分析其與1～24月SPEI時間序列的線性相關關系，當二者的相關系數取最大值時，則認為此時的SPEI-n為與SRI-1匹配的最優時間尺度。

圖7給出了SPEI與SRI-1、SRI-3、SRI-6、SRI-12最相關的時間尺度分布情況。可以看出，黃河流域大部分地區SRI與SPEI的時間尺度較為一致(其相關系數大都在0.6以上)，比較特殊的情形主要集中在黃河源區和渭河流域。其中，黃河源區在時間尺度上呈現出明顯的南短北長的空間格局，即該區域南部SRI對應的SPEI最優時間尺度普遍比北部小；隨著SRI時間尺度的增大，該區域南北差異逐漸減小，SRI-1對應的SPEI最優時間尺度南北差異為5～6月，而SRI-12則在3月以內。渭河流域SRI與SPEI時間尺度差異為3～6月。

(a)SPEI-3(1960—1969年) (b)SRI-3(1960—1969年)

(c)SPEI-3(1970—1979年) (d)SRI-3(1970—1979年)

(e)SPEI-3(1980—1989年) (f)SRI-3(1980—1989年)

(g)SPEI-3(1990—1999年) (h)SRI-3(1990—1999年)

(i)SPEI-3(0000—0009年) (j)SRI-3(2000—2009年)

(a)SRI-1 (b)SRI-3

(c)SRI-6 (d)SRI-12

為探索上述部分地區SRI與SPEI時間尺度不一致的原因，以黃河源區唐乃亥子流域為例，圖8(a)(b)比較了位于該區域南部56號(33.7°N，101.1°E)及北部 236號(34.5°N，98.6°E)2個柵格的SRI、SPEI時間序列。2個柵格所處氣象條件的波動變化頻率基本一致，但對于SRI-1序列，56號柵格表征的旱澇交替頻率比236 號柵格更頻繁，如1969—1972年、1977—1980年2個時段，236號柵格持續為旱，而同期56號柵格則表現為頻繁的旱澇交替現象。圖8(c)(d)更加清晰地展示了2個柵格SRI-1在表征旱澇持續性上的差異，位于南部的56號柵格，其SRI-1與短時間尺度SEPI-1較一致；而地處北部的236號柵格則干旱持續性強，其SRI-1變化與長時間尺度SPEI-8較為同步。這初步表明盡管2個柵格有相似的氣象波動信號，但網格單元的水文響應頻率卻有所不同。

(a)SPEI

(b)SRI

(d)236號刪格

圖9比較了2個柵格的水文變量時間序列。為使2個柵格在量級上可比，采用水文變量的異常值進行分析。56號柵格的地表徑流震蕩頻繁，波峰波谷的變更周期明顯短于236號柵格，基流異常值也存在同樣的現象。在土壤濕度方面，第二層土壤濕度異常值的差異最為明顯，其變化情況也與地表徑流、基流基本一致，這充分體現了2個網格單元水文循環周期的不同。對比發現，56號柵格基流指數(BFI)為0.498， 236號柵格BFI為 0.807。BFI本身不是流域特征，但可以反映流域的蓄水能力和響應時間的綜合影響[16]。這表明上述差異是流域調節作用不同所致，可能與兩地高程、植被類型、土壤質地等綜合影響有關，具體影響因素需要進一步研究。

(a)地表徑表異常值

(b)基流異常值

(c)第二層土壤濕度異常值

3.3 干旱傳遞類型

受氣象條件、流域調節等多個因素的影響，氣象干旱與水文干旱并非一一對應，干旱傳遞過程十分復雜。可根據成因聯系、事件規模、干旱歷時等屬性將干旱傳遞分為多種情形。以320號柵格(34.875°N，102.125°E)和930號柵格(37.125°N，107.375°E)為例對干旱傳遞類型進行具體實例分析，氣象、水文干旱分別采用SPEI-3及SRI-3的識別結果。

a.多場短歷時間斷氣象干旱合并為一場長歷時連續水文干旱。其原因可以概括為3類：時滯效應、跨年水文干旱(冬春連旱)以及特定的氣象波動條件，依次對應圖10 中的3場干旱事件。第一場干旱事件(930號柵格)共包含2場氣象干旱及1場水文干旱(1995年3—6月)，水文干旱的暴發相比于前一場氣象干旱(1995年1月)延遲了2月，而在這場水文干旱結束之前，由于3月降水量持續減少、潛在蒸散發量增加，又形成了下一場氣象干旱(1995年5—7月)，使得水文干旱持續發展。第二場干旱事件為發生在320號柵格的跨年水文干旱事件(1998年11月至1999年5 月)，其中，前一場氣象干旱為歷時1月的冬旱(1998年11月)，從12月起降水量與潛在蒸散發量基本接近多年平均水平，前一場氣象旱情解除；在此期間，由于冬季降水量幾乎為0，下墊面因缺乏降水補給未能使水文旱情得到緩解，至次年4月，降水量與多年均值的差距進一步擴大，引發第二場氣象干旱(1999年5 月)，同時導致水文旱情持續。第三場干旱事件同樣發生在320號柵格，水文干旱持續時間為2000年4—10月，暴發于2000年5月的氣象干旱于6月解除，持續時間僅為1月，這主要是受降水量增多、潛在蒸散發量減少的共同影響。

(a)SPEI和SRI(第一場干旱事件) (b)SPEI和SRI(第二場干旱事件) (c)SPEI和SRI(第三場干旱事件)

(d)降水量(第一場干旱事件) (e)降水量(第二場干旱事件) (f)降水量(第三場干旱事件)

(g)潛在蒸散發量(第一場干旱事件) (h)潛在蒸散發量(第二場干旱事件) (i)潛在蒸散發量(第三場干旱事件)

(j)徑流深(第一場干旱事件) (k)徑流深(第二場干旱事件) (l)徑流深(第三場干旱事件)

b.一場長歷時連續氣象干旱強度衰減引發多場短歷時水文干旱。此種類型較為特殊，需要一定的氣象波動條件，使得在一場氣象干旱的發展過程中，水文干旱先后經歷發展—解除—再發展的過程，從而造成多場不連續的水文干旱。以930號柵格為例，由圖11 可以看出，在氣象干旱持續的1982年6—8月共發生了2場水文干旱。前一場水文干旱的程度較輕，在1982年7月降水增加時，徑流暫時性回升，水文旱情得以解除。但對于氣象條件而言，降水量、潛在蒸散發量仍分別處于多年平均水平之下和之上，即降水量的增加并未緩解氣象旱情。8月降水量再次減少，觸發了第二場水文干旱。這類現象多發生于降水主控季節，如夏秋兩季，冬季較少。

c.一場氣象干旱引發一場水文干旱。此種情形在干旱傳遞中較為常見，按照氣象、水文干旱的歷時屬性，即旱情開始和結束時間，可將此進一步細分為6個子類：①同時發生、同時結束；②同時發生但氣象干旱結束較早；③同時發生但氣象干旱結束較晚；④氣象干旱發生早于水文干旱，但與水文干旱同時結束；⑤氣象干旱發生早于水文干旱，并且結束時間也早于水文干旱；⑥氣象干旱發生早于水文干旱，并且晚于水文干旱結束。