基于SPEI的海河流域干旱時空演變特征及環流成因分析

王衛光,黃 茵，邢萬秋，魏 佳

(1.河海大學水文水資源與水利工程科學國家重點實驗室，江蘇 南京 210098；2.河海大學水文水資源學院，江蘇 南京 210098)

近年來，隨著氣候變化和經濟發展，干旱逐漸成為對人類社會造成巨大損失的自然災害之一[1-2]。在全球變暖的影響下，干旱頻率和強度均顯著增大，極端和嚴重干旱災害自20世紀90年代后日益嚴重[3]。20世紀70年代后期以來，我國華北和東北地區的持續干旱不僅困擾我國農業生產，而且嚴重制約了我國經濟發展[4-5]。由于干旱導致的大規模損失，針對干旱演變及其成因的研究在水文學科中的地位日益上升。

目前在干旱評估、干旱監測及其量化研究方面，眾多學者提出了多種干旱指數，這些指數大體上分為兩類，一類是僅基于降水的單一指數，如標準化降水指數(standardized precipitation index，SPI)[6]；另一類是基于降水以及其他氣象要素(如水量平衡)的綜合指數，如帕默爾指數(Palmer drought severity index，PDSI)[7]。由于SPI僅基于降水變異性大大高于氣溫和潛在蒸散發等變量的假設，沒有考慮水分的支出，在全球變暖的氣候情景下適用性不廣；PDSI的局限性在于其參數對不同區域的敏感性較高，且計算方案中土壤濕度的取值在觀測資料缺乏地區存在較大的不確定性，這在一定程度上限制了PDSI在區域干濕變化研究中的應用?？紤]到以上兩大類干旱指數的弊端，2010年Vicente-Serrano等[8]提出了標準化降水蒸散指數(standardized precipitation evapotranspiration index，SPEI)，SPEI既考慮了水量平衡，并且具有多尺度、計算簡便等優點，在干旱評估研究中具有更加明顯的優勢，便于在資料較少的情況下，對地區干濕變化進行分析，可根據SPEI不同尺度對不同需水情況的干旱進行分析[8-10]。

海河流域(34°N～43°N、112°E～120°E)地處溫帶半濕潤、半干旱大陸性季風氣候帶[11]，由于氣候及流域地形因素影響，該流域具有降水量區域性差異大、年際變化率大、潛在蒸散發量大等半干旱氣候特征。近年來，海河流域旱澇災害頻發，已嚴重影響了地區經濟發展，該地區的干旱演變問題也引起了廣泛關注。本文利用海河流域氣象資料計算1961—2017年的SPEI，分析海河流域的干旱演變特征和發生規律，并通過典型干旱趨勢時期的500 hPa等位勢高度場變化探討大氣環流變化對海河流域干旱變化的作用。

1 研究數據

氣象數據來源于中國氣象數據共享服務中心(http://cdc.nmic.cn/)提供的地面氣候資料日值數據集，包含逐日降水、最高溫度、最低溫度、風速、光照時數、相對濕度、氣壓等數據。本文共選取海河流域內部31個氣象站(圖1)1961—2017年的氣象數據，缺失值采用相鄰日期的數據插值得到。

大氣環流分析采用來自美國氣象環境預報中心(NCEP)和美國國家大氣研究中心(NCAR)再分析數據集的500 hPa等位勢高度格點數據，精度為 2.5°×2.5°。

圖1 海河流域地形及氣象站點分布

2 研究方法

2.1 SPEI

SPEI以SPI為基礎，以降水與潛在蒸散發的差值作為輸入量，采用Log-Logistic分布擬合其經驗頻率，將累計概率值序列進行正態標準化得到。SPEI考慮了除降水外的其他氣象要素，具有多時間尺度的特征，可以考慮不同類型的干旱。如1月尺度SPEI(SPEI-1)可反映月尺度上的旱澇發生情況；3月尺度SPEI(SPEI-3)可反映季節的干濕情況，更長時間尺度的SPEI可反映干濕情況的持續狀況，春夏秋冬四季干旱情況分別由5月、8月、11月和次年2月的SPEI-3表示；年尺度干旱情況由每年12月的12月尺度SPEI(SPEI-12)表示。計算SPEI的過程中，首先計算逐月潛在蒸散量，本文采用國際糧農組織(FAO)建議的Penman-Monteith公式[12]進行日潛在蒸散量ETp的計算：

(1)

式中：Rn為地表凈輻射，MJ/(m2·d)；G為土壤熱通量，MJ/(m2·d)；t為平均氣溫，℃；u2為2 m處的風速，m/s；es為飽和水氣壓，kPa；ea為實際水氣壓，kPa；Δ為飽和水氣壓曲線斜率，kPa/℃；γ為干濕表常數，kPa/℃。

根據逐日潛在蒸散量累加計算逐月潛在蒸散量，并計算得出逐月降水量與潛在蒸散發的差值Di：

Di=Pi-ETpi

(2)

式中：Pi為月降水量，mm；ETpi為月潛在蒸散發量，mm。

采用Log-Logistic分布對Di進行擬合，然后對其累積概率值進行標準化，最終可得到不同時間尺度的SPEI。根據Vicente-Serrano提出SPEI時定義的干濕等級標準劃分流域干濕等級[8]。

2.2 趨勢及突變分析

對海河流域1961—2017年SPEI時間序列采用Man-Kendall(M-K)無參數檢驗進行趨勢分析。M-K檢驗適用于水文、氣象數據且計算簡便，通常用于檢驗序列的趨勢性[13]，假設時間序列數據{Xt}(t=1，2，…，n)是n個獨立的、隨機變量同分布的樣本，定義統計量S為

(3)

式中sign()為符號函數，當Xi-Xj小于、等于或大于0時，分別為-1、0或1。根據統計量S的取值范圍計算趨勢Z值，計算公式為

(4)

當|Z|≥Z0.05=1.96時，表明該序列趨勢顯著，置信度為95%；當|Z|≥Z0.10=1.64時，表明該序列趨勢較為顯著，置信度為90%；Z為其余值時表示該序列趨勢不顯著。

3 結果與分析

3.1 多尺度SPEI時間序列變化

海河流域1961—2017年SPEI-1、SPEI-3、SPEI-12時間序列如圖2所示，短時間尺度下，SPEI波動頻繁，表示流域短時段內呈現干濕頻繁交替特征，且無明顯趨勢；隨著時間尺度增大，SPEI波動明顯減小，且干旱歷時增加。短時間尺度中，SPEI對降水、氣溫及日照時長等氣象因子的變化反應都較為敏感[14]，且強降水將導致較大水分收支差值波動，因此呈現出頻繁的干濕交替變化，而時間尺度增長后，短時段內的強降水無法決定流域的干濕程度，此時SPEI能夠更好反映累積降水與潛在蒸散發差值變化，體現出流域干旱的長期演變特征。

綜合SPEI-1、SPEI-3及SPEI-12時間序列，海河流域在1963—1965年經歷了強度最大的濕潤和干旱事件，分別在1976年、1990年、1995年和2003年左右發生了較長時間的濕潤事件，在1980年和2000年左右發生了歷時極長的干旱事件。SPEI-12

(a) SPEI-1

(b) SPEI-3

(c) SPEI-12

時間序列中，干旱在20世紀80年代后發生頻次明顯增多且分布較為集中，1980年4月至1985年4月連續60個月，SPEI-12均為負值，其中22次輕微干旱，2次中度干旱，1次特別干旱；1999年5月至2003年6月連續50個月，SPEI-12均為負值，其中27次輕微干旱，7次中度干旱，與前一時段長歷時干旱相比，此次干旱中未出現重度干旱，但中度干旱與輕度干旱的頻次明顯增加。

3.2 長尺度干旱的時空分布特征

1961—2017年海河流域年際干旱情況如圖3所示，共有10年發生干旱(SPEI小于-0.5)，其中6年為輕度干旱，均發生于1980年后；另4年為中度干旱，其中3次發生于1965—1973年。10年干旱中有70%發生于1980年后，但強度基本低于1980年前發生的干旱。海河流域1961—2017年水量收支缺失呈上升趨勢，流域內干旱強度均呈減小趨勢，干旱頻率呈增長趨勢。

圖3 海河流域1961—2017年年際SPEI與年際Di

對流域內31個氣象站點的SPEI-12序列進行M-K檢驗，將趨勢檢驗結果在空間上進行反距離權重插值，得到的空間柵格數據如圖4所示(圖中M-K趨勢檢驗值為負值表示SPEI值有減小趨勢，干旱程度加重；正值表示SPEI值有增大趨勢，濕潤程度增加)。流域內57.4%的地區呈現顯著干旱加重趨勢(通過置信度為90%的顯著性檢驗)，主要分布于流域西南、東部地區以及流域北部。流域內19.0%的區域呈現較為顯著干旱減弱趨勢(通過置信度為90%的顯著性檢驗)，位于流域南部平原及流域北部的個別地區。綜上，1961—2017年流域大部分地區呈現干旱加重趨勢，以流域西南部地區和東北平原地區最為明顯，流域內干旱減弱的區域較少，集中于南部。

圖4 海河流域1961—2017年SPEI-12趨勢空間分布

3.3 短尺度干旱的時空分布特征

海河流域降水具有季節性特征，且春季降水偏少，常有春旱發生[15]，為分析流域季尺度的旱澇時空演變情況，依據SPEI的多時間尺度特征采用5月、8月、11月和次年2月的SPEI-3值分別代表春、夏、秋、冬四季干旱情況，圖5為海河流域1961—2017年季節干旱變化及其線性趨勢。1961—2017年，春季和秋季SPEI呈現線性上升趨勢，且經檢驗流域春季、秋季SPEI的M-K趨勢檢驗值分別為2.94和3.23，呈現顯著上升趨勢，表明春季和秋季海河流域整體以濕潤化趨勢為主，但在1980年和2000年左右春季SPEI出現了明顯下降，2001年發生了重度干旱(SPEI值低于-1.5)。夏季SPEI呈現梯度為0.65%/a的線性下降趨勢，且經檢驗夏季SPEI的M-K趨勢檢驗值為-1.72，呈顯著下降趨勢，表明夏季流域整體以干旱加重趨勢為主。冬季SPEI序列未被檢驗出顯著變化趨勢，但其線性梯度為正值，表明冬旱呈不明顯減輕的趨勢；冬季SPEI序列的振幅較小，無明顯干濕交替現象。春季、秋季干旱減弱以及夏季干旱的增強與前人的研究結果基本相同[16-17]，表明SPEI能較好地表征流域干濕變化特征。

圖5 海河流域1961—2017年季節干旱變化

從月尺度干旱變化趨勢(圖6)可看出，月干旱變化趨勢的時間分布與季節干旱趨勢相符，大部分地區SPEI下降趨勢顯著的月份主要集中在夏季7月和8月，即大陸性季風氣候降水集中的月份[11]；流域部分地區3月SPEI呈現顯著下降趨勢。5月和6月流域內75%的地區SPEI呈現顯著上升趨勢，該時期為春末夏初，此時段內降水相較于初春大幅度增加，是導致濕潤化明顯的主要原因；此外流域1、9、10月也有部分地區SPEI呈現顯著增大趨勢。

圖6 海河流域1961—2017年各月干旱變化趨勢

總之，在月、季尺度下，夏季全流域呈現干旱加重趨勢，尤其是7、8月的干旱加重趨勢顯著；春季全流域呈現濕潤化趨勢，春末時期濕潤化趨勢顯著。

(a) 1961—1970年

(b) 1971—1980年

(c) 1981—1990年

(d) 1991—2000年

(e) 2001—2010年

(f) 2011—2017年

3.4 干旱趨勢環流成因

海河流域在降水量相對較多的夏季出現了干旱加重的趨勢，而大氣環流異常是形成氣候變化引起干濕變化的直接原因，圖7為夏季20°N～60°N、90°E～150°E范圍內500 hPa的等位勢高度距平。在高緯度地區，1961—1980年以貝加爾湖和蒙古高原為中心的上空，500 hPa等位勢高度距平發生了負距平到正距平的變化，而1991—2017年海河流域至烏拉爾山一帶都維持正等位勢高度距平，正等位勢高度距平異的持續會導致高緯度和低緯度異常環流系統相互作用，削弱東亞夏季風輸送的水汽，導致高溫無雨，降水異常偏少。等位勢高度正距平的增強將導致蒙古高壓加強，加強的高壓區將阻隔北部冷空氣團南移，不利于海河流域夏季降水形成。除中高緯度地區蒙古高壓的影響，低緯度地區的西太平洋副熱帶高壓是對海河流域夏季降水有顯著影響的環流系統[18]。從圖7可看出，1961—2017年西太平洋副熱帶高壓系統(以5 880 gpm位置及范圍為代表)具有明顯的位置西移、范圍向南擴張且強度增加的特征，不利于來自印度洋及西太平洋的夏季風水汽輸送。夏季風是亞洲水汽輸送的主要渠道，是中國旱澇氣候的重要影響系統，且東亞夏季風的水汽輸送對華北降水有顯著影響[19]，根據對圖7的分析，受高緯度地區正等位勢高度距平及低緯度西太平洋副熱帶高壓移動和增強影響，夏季風水汽輸送會有減弱現象，而GAO等[20]研究表明20世紀90年代以來東亞夏季風確實有明顯減弱現象。對環流系統分析表明，高壓系統的增強和水汽輸送的減少是導致海河流域夏季干旱加劇的原因之一。

4 結 論

a. 多時間尺度且考慮多氣象要素的SPEI可較為真實地反應海河流域干旱的時空變化特征。1961—2017年海河流域有輕微干旱趨勢，長歷時干旱主要集中于1980—2017年，在年際尺度上，干旱強度呈減弱趨勢；在月、季尺度上，夏季干旱呈現明顯加重趨勢，其中7、8月尤為顯著，春末時期(5、6月)干旱呈現明顯減弱趨勢。

b. 空間變化上，對于年尺度，海河流域大部分地區以干旱化趨勢為主，極少數地區呈現濕潤化趨勢；月尺度上，7、8月大部分地區呈現干旱加劇趨勢，5、6月海河流域整體呈現干旱減弱趨勢。流域內57.4%的地區呈現干旱顯著加重趨勢，19.0%的區域呈現干旱較為顯著減弱趨勢。

c. 1961—2017年蒙古高壓增強、西太平洋副熱帶高壓西移、南擴以及增強的環流特征不利于水汽輸送及降水形成，高壓系統增強導致來自印度洋及太平洋的水汽難以輸送至流域，導致降水減少，高壓系統的增強和水汽輸送的減少是該區域夏季干旱化趨勢的原因之一。