GB/T20481-2017
气象干旱等级
Gradesofmeteorologicaldrought
- 中国标准分类号（CCS）A47
- 国际标准分类号（ICS）07.060
- 实施日期2018-04-01
- 文件格式PDF
- 文本页数28页
- 文件大小1.69M
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气象干旱等级
国家标准 GB/T20481一2017 代替GB/T204812006 气象干旱等级 Gradesofmeteorologicaldrought 2017-09-07发布 2018-04-01实施 国家质量监督检验检疫总局 发布 国家标准化管理委员会国家标准
GB/T20481一2017 前 言 本标准按照GB/T1.1一2009给出的规则起草
本标准代替GB/T2048I一2006《气象干旱等级》,与G;B/T20481一2006相比,主要技术变化如下 在引言部分,增加原标准需要修订的理由,说明从哪几个方面进行了修订,并对修订效果进行 了简要说明
-增加“规范性引用文件”一章(见第2章) -删除了“降水量”“气温”等常用术语和定义见2006年版的2.12.5). -增加了“标准化降水指数”“标准化降水蒸散指数”“帕默尔干旱指数”“气象干旱综合指数”等术 语和定义见3.73.10) 修改了“降水距平百分率”“潜在蒸散量”“相对湿润度指数”“气象干旱”“气象干旱指数”“气象 3.3,2006年版的2.202.62.10、2.122.14
干旱等级"等术语的定义(见3.4 将“降水量距平百分率”“相对湿涧度指数”“标准化降水指数”“帕默尔干早指数”“气象干早综 合指数”独立成节见第4章 6章,第8章第9章,2006年版的3.l3.3、3.5、第4章)
-增加“标准化降水蒸散指数”一节见第7章 -每一节包括概述、干旱等级和计算方法三部分(见第4章一第9章).
将“综合气象干旱指数(CI)”改为“气象干旱综合指数(MCI)”见第9章,2006年版的第4 章 将“综合气象干旱等级”改为“气象干旱综合指数等级”,对等级划分标准和干旱影响程度的表 述内容进行了修订(见9.2,2006年版的4.1)
将“综合气象干旱指数的计算方法”改为“气象干旱综合指数计算方法”,给出了新的计算公式 和系数说明(见9.3,2006年版的4.2)
将“干旱过程的确定和评价”和“气象干旱等级监测年报表”内容删除(见2006年版的4.3、,附录 A 将常用指数的计算方法放在附录A一附录G中,增加附录H“季节调节系数Ka的取值方法” 见附录A一附录H)
本标准由气象局提出
由全国气候与气候变化标准化技术委员会(SAC/TC540)归口
本标准起草单位;国家气候中心、气象局预报与网络司、气象局兰州干旱气象研究所
本标准主要起草人;张存杰,刘海波,宋艳玲,廖要明、段居琦、蔡雯悦、王素萍
本标准所代替标准的历次版本发布情况为: GB/T20481一2006.
GB/T20481一2017 引 言 干旱问题十分复杂,涉及的面也很广,一般可分为气象干旱,农业干旱,水文干旱以及经济社会干早 等,气象干旱是其他类型干旱的起因和监测评估的基础
2006年发布的国标(GB/T20481一2006)中 提出综合气象干旱指数(CI),该指数近年来在全国干旱监测业务服务中得到应用和检验,较好地反映 了我国不同地区干旱频率分布和年内不同等级干旱的季节分布特征
但在近几年几次重大干旱事件的 监测服务中也暴露出了一些问题:一是对降水过程反应太灵敏,干旱发展过程出现不合理的跳跃现象 二是对重大干旱过程反映偏轻,特别对降水偏少持续超过90天的干旱过程反应不明显
针对CI指标 存在的问题,项目组开展了大量的调研和对比检验,发展了新的气象干旱综合监测指数MCI,自2012年 以来在国家级和省级干旱监测业务中进行了试运行和对比检验，结果表明MCI指数的监测效果好于 CI指数
相对于CI指标,MCI指标主要在如下几方面进行了改进;一是引进了标准化权重降水指数 sPrw0,使干早发展过醒的不合理跳跃现象得到明显减少二是考虑了更长时间降水的影响4:0天标 准化降水指数SP150),干旱发展的累积效应更加突出,重大干旱事件反映更明显;三是引进了季节调 节系数Ka,根据不同区域和不同季节对经验系数进行调整,使干早监测服务更有针对性
另外,新增加了标雅化降水蒸散指数(SPEI),丰富了气象干旱监测指数的内容,供不同的用户 选用
IN
GB/T20481一2017 气象干旱等级 范围 本标准规定了气象干旱指数的计算方法、等级划分标准以及干旱过程的确定方法
本标准适用于气象、农业水文等相关领域的干旱监测,评估业务与科研
规范性引用文件 下列文件对于本文件的应用是必不可少的
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凡是不注日期的引用文件,其最新版本(包括所有的修改单)适用于本文件
GB/T32135区域旱情等级 GB/T32136农业干旱等级 术语和定义 下列术语和定义适用于本文件
3.1 气象干旱meteorologiealdrought 某时段内,由于蒸散量和降水量的收支不平衡,水分支出大于水分收人而造成地表水分短缺的 现象
3.2 气象干旱指数 rongtealdruehtinmdle mete0r( 根据气象干旱形成的原理,构建由降水量、蒸散量等要素组成的综合指标,用于监测或评价某区域 某时间段内由于天气气候异常引起的地表水分短缺的程度
3.3 气象干旱等级gradesofmeteorologicaldrought 描述气象干早程度的级别
3.4 降水量距平百分率preeipitationanomalinpercentage;PA 某时段的降水量与同期气候平均降水量之差除以同期气候平均降水量的百分比,单位用百分率 %)表示
3.5 潜在蒸散量potentialevapotranspiratiom;PET 在下垫面足够湿润条伴下,水分保持充分供应的恭散量,单位用老米(mm)表示 3.6 相对湿润度指数relativemoistureindex;M1 某时段的降水量与同期潜在蒸散量之差除以同期潜在蒸散量的值
3. 标准化降水指数standardizelpreeipitationindex;SsPI 假设某时间段降水量服从概率分布,对其经过正态标准化处理得到的指数
GB/T20481一2017 3.8 标准化降水蒸散指数 standardizelpreeipitationeapotranspiratioindex;SsPEn 假设某时间段降水量与潜在蒸散量之差服从log-logistic概率分布,对其经过正态标准化处理得到 的指数
3.9 帕默尔干旱指数palmer rdrougehtseerityindes;PDsr 基于土壤水分平衡原理,考虑降水量、蒸散量、径流量和土壤有效储水量等要素,由帕默尔(Wayne C.Palmer)等人提出而建立的一种干旱指数 3.10 气象干旱综合指数meteorologiealdroughtcompsiteindex;MCI 综合考虑前期不同时间段降水和蒸散对当前干旱的影响而构建的一种干旱指数 降水量距平百分率 4.1概述 降水量距平百分率(PA)是用于表征某时段降水量较常年值偏多或偏少的指标之一,能直观反映降 水异常引起的干旱,一般适用于半湿润、半干旱地区平均气温高于10C的时间段干旱事件的监测和 评估
4.2降水量距平百分率干旱等级 依据降水量距平百分率(PA)划分的干早等级见表1
表1降水量距平百分率干旱等级划分表 降水量距平百分率/% 等级 类型 年尺度 月尺度 季尺度 无早 -40
GB/T20481一2017 附录B 规范性附录 相对湿润度指数的计算方法 相对湿润度指数为某段时间的降水量与同时段内潜在蒸散量之差再除以同时段内潜在蒸散量得到 的指数,按式(B.1)计算 -PET MI一 B.1 PET 式中 MI 某时段相对湿润度 P 某时段的降水量,单位为毫米(mm): PET 某时段的潜在蒸散量,用FAOPenman-Monteith或Thornthwaite方法计算,单位为毫米 mm
GB/T20481一2017 C 附 录 规范性附录 潜在蒸散量的计算方法 C.1潜在蒸散量的计算 本标准推荐两种方法计算潜在蒸散量，即Thornthwaite方法和FAOPenman-Monteith方法
FAOPenman-Monteith方法计算误差小,但需要的气象要素多,Thornthwaite方法计算相对简单,需 要的气象要素少,但有一定的局限性
使用者请根据资料条件选择合适的计算方法
Thornthwaite方法 Thornthwaite方法求算潜在蒸散量是以月平均温度为主要依据,并考虑纬度因子(日照长度)建立 的经验公式,需要输人的因子少,计算方法简单,见式(c.1): PET=16.0× C.1 式中 PET -潜在蒸散量,此处是指月的潜在蒸散量,单位为毫米每月mm/月); 月的平均气温,单位为摄氏度(C); T 年热量指数; A 常数
各月热量指数H，由式(c.2)计算 l.S14 从- 年热量指数H计算见式(C.3): 1.51 C.3 H= -s"-s没 常数A由式(C.4)计算 A=6.75×10-H一7.71×10-"H'十1.792×10'H十0.49 C.4 当月平均气温T0C时,月热量指数H=0,潜在蒸散量PET=0[mm/月]
c.3FAoPenmman-Monteith方法 C.3.1FAoPenma-Monteith方法介绍 FAOPenman-Monteith方法是世界粮农组织(FAO)推荐计算潜在燕散量的方法
这里,定义潜 在蒸散量为一种假想参照作物冠层的蒸散速率
假设作物植株高度为0.12m固定的作物表面阻力为 70m/s,反射率为0.23,非常类似于表面开阔、高度一致、生长旺盛、完全遮盖地面而水分充分适宜的绿 色草地的蒸散量
FAoPenman-Monteith修正公式表达如式(C.5)》. 900 0,408A(R，一G)十 ，42e 273 mn十 PET 公十+0.34u C.5
GB/T20481一2017 式中: PET mmd-I); -潜在蒸散量,单位为毫米每天(n -地表净辐射,单位为兆焦每米天(Mm-'d'); R G 土壤热通量,单位为兆焦每平方米天(NMJm了d'):; Tn 日平均气温,单位为摄氏度(C) 2m高处风速,单位为米每秒m/s); u -饱和水汽压,单位为千帕(kPa); -实际水汽压,单位为千帕(kPa); -饱和水汽压曲线斜率,单位为千帕每摄氏度(kPaC-'); 干湿表常数,单位为千帕每摄氏度(kPa
C-)
C3.2FAoPema-Monteih方法潜在蒸散量计算步骤 c.3.2.1计算日平均气温(T， nmcan 由于FAOPenman-Monteth公式中温度资料的非线性分布,某时段的平均气温以该时段的日最 高气温、日最低气温计算得来
月、季,年的日最高气温、日最低气温为月、季、年日最高气温日最低气 FAoPenman-Monteith公式中用到的日平均气温(T),建 温的总和除以月、季、年的总日数得到
议由日最高气温(T.)和日最低气温(T)的平均值计算得到,而不是当日24h逐时或一日4次 8次)观测气温的平均值,计算式如(C.6) T土Tnn T c.6 mean" 式中: 日平均气温,单位为摄氏度(C); Tmn 日最高气温,单位为摄氏度(C) Tm 日最低气温,单位为摄氏度(C)
mim C.3.2.2计算2m高处风速(u 在计算潜在蒸散时.需要2m高处测量的风速
其他高度观测到的风速可以根据式(C.7)进行 订正 4.87 C.7 u2= n67.8一5.42 式中: 2m高处的风速,单位为米每秒(ms'); ul2 m高处测量的风速,单位为米每秒(ms 一 u -风速计仪器安放的离地面高度,单位为米(m). C.3.2.3计算平均饱和水汽压(e, 饱和水汽压e，与气温相关,计算式如(C.8): 17.27T C.8 e,(T)=0.6108×exp [T十237.3 式中: e,T 气温为T时的饱和水汽压,单位为千帕(kPa); T 空气温度,单位为摄氏度() 由于饱和水汽压方程(C.8)的非线性,日、旬、月等时间段的平均饱和水汽压应当以该时段的日最高
GB/T20481一2017 气温、日最低气温计算出来的饱和水汽压的平均值来计算,如式(C.9) e,(T十e,T C.9 式中 平均饱和水汽压,单位为千帕(kPa); 为日最高气温T,时的饱和水汽压,单位为千帕(kPa); e,T. 为日最低气温T.时的饱和水汽压,单位为千帕(kPa). eT 如果用平均气温代替日最高气温和日最低气温会造成偏低估计饱和水汽压e,的值,相应的饱和水 汽压与实际水汽压的差减少,最终的潜在蒸散量的计算结果也会减少 C3.2.4计算实际水汽压(e, 实际水汽压e
就是露点温度T下的饱和水汽压,单位为千帕(kPa)
实际水汽压计算式如 式(C.,10). 17.27T Ide0 C.10 e
=e,(Ta)=0.6108×exp Tdw十237.3 式中 -实际水汽压,单位为千帕(pa) e， Ta -露点温度,单位为摄氏度(); .(T 为露点温度T下的饱和水汽压,单位为千帕(kPa). c.3.2.5计算饱和水汽压曲线斜率(A 饱和水汽压与温度的斜率的计算式如式(C.11). 17.27T 4098×0.6108×exp 'T十237. C.11 T+237.3y 式中: -在气温为T时的饱和水汽压斜率,单位为千帕每摄氏度(kPaC-). 空气温度,单位为摄氏度(C)
C.3.2.6计算土壤热通量(G 运用复杂模式可以计算土壤热通M
相对于净射R.来说土壤热通量G是很小的量特别是当" 地表被植被覆盖、计算时间尺度是24h或更长时
当计算较长的时间尺度时,简化公式(C.12)可以用 来计算土壤热通量 T-工 G= -A" (C,12 A 式中 土壤热通量,单位为兆焦每平方米天(MJ
m一2d d') G 土壤热容量,单位为兆焦每立方米摄氏度(MJm-了-l); 时刻时的空气温度,单位为摄民度() T -时刻i一1时的空气温度,单位为摄氏度(C); -时间步长,单位为天d); At 有效土壤深度,单位为米(m). A3 土壤热容量与土壤组成成分和水分含量有关 10
GB/T20481一2017 -天至十天的时间尺度,参考草地的土壤热容量相当小,可以忽略不计,如式(C.13): C.13 Gdly0 月时间尺度,假设在适当的土壤深度、土壤热容量为常数2.1MJm-3C-'时,由方程(C.14)可以用 来估算月土壤热通量G: c,A: -(T T =0.14T mnth,i-1 nmonth, nonth, nonth,i- A C.14 式中: 第月时的平均气温,单位为摄氏度(C); T
上月平均气温,单位为摄氏度(C). 丁h C.3.2.7计算干湿表常数( 干湿表常数Y由式(C.15)计算得到 cP =0.665×10pP C.15 E入 式中: 干湿表常数,单位为千帕每摄氏度[kPa
C-]; 蒸发潜热,取值2.45MIkE'
C-1 空气定压比热,取值1.013x10-M
ke- 水与空气的分子量之比,取值0.622 当地的海拔高度,单位为米(m); -大气压,单位为千帕(kPa),无观测值时,可由式(C.16)计算
p 5.26 293一0,0065 P=101.3 (C.l6 293 C.3.2.8计算地表净辐射(R, 净辐射R,是收人的短波净辐射R.和支出的长波净辐射Ra之差,如式(C.17): R=R一R C.17 式中 -净辐射,单位为兆焦每平方米天(MJ”m-d'); 太阳净辐射或短波净辐射,单位为兆焦每平方米天(Mmd'): R -长波净辐射,单位为兆焦每平方米天(MJm-'d). Rn 计算地表净辐射的步骤如下 第一步计算地球外辐射(R,)
不同纬度一年中每日的地球外辐射R
可以由太阳常数,太阳磁偏 角和这一天在一年中位置来估计,计算式如式(C.18) 24×60 R sin(p)sin()十cosp)cos()sin(w. G.d,[ C.18 式中 地球外辐射,单位为兆焦每平方米天(MJmd]; R
太阳常数,取值0.0820MJm一
nmin; G 反转日地平均距离,由方程(C.19)计算; d， -日落时角,单位为弧度(rad),由方程(C.21)和C.22)计算; 11
GB/T20481一2017 -纬度,单位为弧度(rad); 太阳磁偏角,单位为弧度(rad),由方程(C.20)计算 日地平均距离d和太阳磁偏角由式(C.19),式(C.20)计算 2r C.19 d，=10.033cos 365 =0.408sinm -1.39 C.20 365 式中 日序,取值范围为1到365或366,1月1日取日序为1
日落时角w
由式(C.21)计算 w，=arccos一tan(9)tan( C.21 如果在所使用的计算机语言中没有反余弦函数,日落时角o，也可以用反正切函数计算,如式(C.22): tan(p)tan() ## C.22 w arctan 式中 X =1一[tan(p)][tan()] C.23 如果X<0,X=0.00001
第二步计算可日照时数(N),由式(C.24)计算 24 N= (C.24 -w 式中 N 可日照时角; -为式(C.21)或式(C.22)计算的日落时角
w 第三步计算太阳辐射(R,),如果没有太阳辐射R,的观测值,可以由太阳辐射与地球外辐射和相对 日照的关系式(C.25)求得 C.25 R,=(a十h)R 式中 R -太阳辐射或短波辐射,单位为兆焦每平方米天(MI
m-了dl); 实际日照时数,单位为小时(h) 最大可能日照时数,单位为小时(h); n/N 相对日照; R 地球外辐射,单位为兆焦每平方米天(MJmd-); 表示阴天(n=0)时到达地球表面的地球外辐射的透过系数; a 晴天(n=N)时到达地球表面的地球外辐射透过率
a十6 a
和b随大气状况(湿度、尘埃)和太阳磁偏角(纬度和月份)而变化
当没有实际的太阳辐射资 料和经验参数可以利用时,推荐使用a,=0.25,b,=0.50.
第四步计算太阳净辐射或短波净辐射(R)
地表短波净辐射由接收和反射的太阳辐射的平衡来 计算,如式(C.26): C.26 R=(1一a)R 式中 太阳净辐射或短波净辐射,单位为兆焦每平方米天(MJm-了d') Rm -反照率,此处取绿色草地参考作物的反照率0.23; R -接收的太阳辐射,单位为兆焦每平方米天(MIm-d'). 12
GB/T20481一2017 第五步计算晴空太阳辐射(R)
在接近海平面或者a，和b有经验参数可以利用时,晴睛空太阳牺 射由式(C.27)计算 C.27 R
=a
十.)R 式中 R
-睛空太阳辐射,单位为兆焦每平方米天(Mm-了d'); a
十 -睛天(n=N)时到达地球表面的地球外辐射透过率， R 一2d-1 -地球外辐射,单位为兆焦每平方米天(MJ
m 在没有a，和b,的经验值可以利用时,以下式(C.28)计算晴空太阳辐射 C,28 R=(0.75十2×10:)R 式中: 为站点海拔高度,单位为米(m)
第六步计算长波净辐射(R)
长波辐射与地表绝对温度的4次幕成比例关系,这种关系可以由斯 蒂芬-波尔兹曼定律(Stefan-Bolzmannla w)定量表示
然而,由于大气的吸收和向下辐射,地表的净能 量通量要少于用斯蒂芬-波尔兹曼定律计算出来的值
水汽、云、二氧化碳和尘埃都吸收和释放长波辐 射,在估算净支出辐射通量时应当知道它们的浓度
由于湿度和云量的影响大,所以在使用斯蒂芬-波 尔兹曼定律时估算长波辐射净支出通量时,用这两个因子进行订正,并假设其他的吸收体的浓度为常 数,计算式如式(C.29): 十T" [THA min,K 0.35 a.可( 是 R=d (0.34 C,29 式中: ~? d). R 长波净辐射,单位为兆焦每平方米天(Mm 斯蒂芬波尔兹曼常数,数值为4.903X10MJ
K-m
day T -天(24h)中最高绝对温度,单位为开尔文(K)(K=C十273.16) max.K Tam. -天(24h)中最低绝对温度,单位为开尔文(K)(K=C十273.16); 实际水汽压,单位为千帕(kPa):; 太阳辐射,单位为兆焦每平方米天(MU
m了d'); R 睛空辐射,单位为兆焦每平方米天(M]
m-2d一); R ,/R
相对短波辐射(<1.0); 0.34一0.14、e 空气湿度的订正项,如果空气湿度增加,该项的值将变小 R 1.35 0.35 云的订正项,如果云量增加,R.将减少,该项的值也相应减少
R
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GB/T20481一2017 附 录 D 规范性附录) 标准化降水指数的计算方法 由于降水量的分布一般不是正态分布,而是一种偏态分布
所以在进行降水分析和干旱监测、评估 中,采用分布概率来描述降水量的变化
标准化降水指标(简称SPI)就是在计算出某时段内降水量 的分布概率后,再进行正态标准化处理,最终用标准化降水累积频率分布来划分干旱等级
标准化降水指数(简称SPI)的计算步骤为 a 假设某时段降水量为随机变量r,则其分布的概率密度丽数如式(D.1): 7-le-/ D.1 f(.r .r>0 =P万" 其中 9>0,Y>0分别为尺度和形状参数,和y可用极大似然偕计方法求得,如式(D.2),式(D.3): _上AA D.2 4A 户=工/ D.3 其中 D.4 A=lg lgr 式中 为降水量资料样本 .Z -为降水量气候平均值
确定概率密度函数中的参数后,对于某一年的降水量ro,可求出随机变量r小于r
事件的概 率为 -')de D.5 F(r
GB/T20481一2017 e,=2.515517; ;=0.802853; c，=0.010328: =1.432788; d1 dl，=0.189269; =0.001308 ds 由式(D.8)求得的Z值就是此标准化降水指数SP
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GB/T20481一2017 附 录 E 规范性附录) 标准化降水蒸散指数的计算方法 E.1标准化降水蒸散指数原理 干旱不仅受到降水的影响,而且与蒸散密切相关
2010年Vicente-Ser srrano采用降水与蒸散的差 值构建了SPEI指数,并采用了3个参数的log-logistic概率分布函数来描述其变化,通过正态标准化处 理,最终用标准化降水与蒸散差值的累积频率分布来划分干旱等级
E.2标准化降水蒸散指数计算步骤 第一步计算潜在蒸散(PET)
Vicente-Serrano 推荐的是Tho nornthwaite方法,该方法的优点是考虑 了温度变化,能较好反映地表潜在蒸散
第二步用式(E.1)计算逐月降水量与潜在蒸散量的差值 D=P一PET E.1 式中 降水量与潜在蒸散量的差值; D 月降水量; P PET 月潜在蒸散量,计算方法见C.1
第三步如同SPI方法,对D,数据序列进行正态化处理,计算每个数值对应的SPEI指数
由于原始 数据序列D,中可能存在负值,所以SPEI指数采用了3个参数的log-logistic概率分布
log-logistic概 率分布的累积函数如式(E.2) E.2 -[+(门” F(r 上式中的参数a、8、7分别采用线性矩的方法拟合获得,如式(E.3)式(E.5): w
一2w)8 E.3 a=- 1r-1 2W一W. E.4 ww-w /=w.一ar(1十1/9)r(1一1/) E.5 式中,P为阶乘函数,w,w、w,为原始数据序列D的概率加权矩
计算方法如式(E.6、式 E.7): w
= N E.6 S" i一0.35 F;= E.7 式中,N为参与计算的月份数
然后对累积概率密度进行标准化 P=1一F(.r E.8 当累积概率P<0.5时 16
GB/T20481一2017 E.9 w=/2In c
一ew十cw SPEI=W E.10 1十dW十dW十d.w 式中,e,=2.515517Gi=0.802853.e=0.010328.d=1.432788.d=0.189269,d=0.001308
当P>0.5时,P值取1一P: ,w c
一cw十e' SPEI=一W一 E.l1 I 十W十W十 17
GB/T20481一2017 附录 F 规范性附录) 帕默尔干旱指数的计算方法 F.1帕默尔干旱指数原理 帕默尔干旱指数PDSI(PalmerDroughtSeverityIndex)是表征在一段时间内,该地区实际水分供 应持续地少于当地气候适宜水分供应的水分亏缺情况
基本原理是土壤水分平衡原理
该指数是基于 月值资料来设计的,指数经标准化处理,指数值一般在一6(干)和十6(湿)之间变化,可以对不同地区、不 同时间的土壤水分状况进行比较
PDSI在计算水分收支平衡时,考虑了前期降水量和水分供需,物理 意义明晰
F.2帕默尔干旱度指数计算方法 F.2.1 第一步计算水分异常指数Z 水分供需达到气候适应的水平衡方程表示如式(F.1) =TrR十o-f (F.1 式中 气候适宜降水量; E 气候适宜蒸散量; 气候适宜补水量; 气候适宜失水量 Ro 气候适宜径流量
上述气候适宜值分别由式(F.2)一式(F.5)方程计算 ET=aPET F.2 R=8PR F.3 Ro=>PRO F.4 =P F.5 式中 PET 潜在蒸散量,由FA0Penman-Monteith或Thornthwaite方法计算,计算方法见附录C PR 土壤可能水分供给量,计算方程如式(F.6): PR=AwC-(S,十S.) F.6 PRO 可能径流,计算方程如式(F.7) F.7 PRO=AwC一PR=S,十S PL 土壤可能水分损失量,计算方程如式(F.8)式(F.10): F.8 PL=PLs十PL F.9 PLs= mi1 in(PE,S,);即;PE和S,两者选小的 F.10 =(PE一PL)s/AwC PLu- 式F.6~式F.10中 AWC -整层土壤田间有效持水量 S 初始上层土壤有效含水量; 18
GB/T20481一2017 S 初始下层土壤有效含水量
a,,y.,分别为蒸散系数、土壤水供给系数,径流系数和土壤损失系数,每站每月分别有四个相应 的常系数值,计算如式(F.11)~式(F.14): ET F.1l PET R F.12 RO F.13 PRO 8 F.14) PL) 各量上面的横线代表其多年平均值. 平均实际蒸散量 pE 平均潜在蒸散量; 平均土壤实际水分供给量; 平均土壤可能水分供给量; 平均实际径流量; Ro 平均可能径流量 平均实际土壤水分损失量; 可 平均可能土壤水分损失量
Palmer假定土壤为上下两层模式,当上层土壤中的水分全部丧失,下层土壤才开始失去水分,而且 下层土壤的水分不可能全部失去
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(AvailablewaterHoldingCapaeity)也作为初 始输人量
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(P)与气候适 宜降水量(户)的差,如式(F.15): F.15) 1-尸- d 式中: 水分距平; P 实际降水量; -气候适宜降水量
为了使PDSI成为一个标准化的指数,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,得出水分异常指数Z,也称PalmerZ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,如式(F.16) 2=lK F.16 式中: 水分异常指数; 水分距平; K 气候权重系数
气候权重系数K的取值由月份和地理位置决定,由式(F.17)计算
F.2.2第二步计算修正的气候特征系数K 式(F.16)的气候特征系数K,根据气候特点进行修正得,如式(F.17) 19
GB/T20481一2017 16.84 K (F.17 万K' 其中 PET十瓦十RG K'=1.6logo0 P十L F.18 十0.4 式中 气候特征系数或权重因子; 表示第i个月,i=1,2,,12; DK 多年平均年绝对水分异常，j表示112月; 第月的水分距平d的绝对值的多年平均值; 阳T -第月的平均潜在蒸散量 第月的平均土壤实际水分供给量; RoO -第月的平均实际径流量 -第i月的平均实际降水量; L 第月的平均实际土壤水分损失量
F.2.3第三步建立修正帕默尔干旱指数 根据帕默尔旱度模式的思路,利用我国气象站资料对帕默尔旱度模式,进行修正得式(F.19) F.19 ns1=0.755rsL+么 式中: PDSI -第7月PDSI干旱指数值; 2 i月水分异常指数; PDSI -第i一1月的PDSI干旱指数值
式(F.19)中的0.755和为持续因子,起始月份的Ds!的计算如式(F:.20) PDsSI F.20) T品" 20
GB/T20481一2017 附 录 G 规范性附录 标准化权重降水指数的计算方法 标准化权重降水指数(SPIw)首先对某一时段内逐日降水量进行加权累积,然后对权重累积的 降水量(wAP,weightedAverageofPreeipitation)进行标准化处理而得到的指数,标准化处理方法见 附录D. 标准化降水权重指数的计算步骤为: 第一步计算权重累积降水量,按式(G.1)计算: a wAP=习a"P G.1 式中 wAP 权重累积降水量,单位为毫米(mm); 某一时段的长度,单位为天(d) 贡献参数.当N为60天时,则a取0.85 P 距离当天前第n天的降水量,单位为毫米(mm). D)第二步计算标准化权重降水指数,按式(G.2)计算 SPIw=SPI(wAP (G.2 式中: SPIw 标准化权重降水指数; SP 标准化处理,计算方法见附录C; wAP -权重累积降水指数,单位为毫米(mm),计算见式(G.1. 21
GB/T20481一2017 附 录 资料性附录) 季节调节系数Ka的取值方法 季节调节系数Ka,根据各地不同季节主要农作物生长发育阶段对土壤水分的敏感程度确定 -般取0.41.2
作物生长旺季(一般指3月一9月,作物需水量较大,对土壤水分敏感度较高,Ka取 值则较大(一般在1.0~1.2之间);作物生长初期或成熟期(一般指10月至次年2月),作物需水量较小， 对土壤水分敏感度较低,则Ka取值较小(一般在0.41.0之间
无农作物或植被生长区域或常年干 旱区,不考虑气象干旱,Ka值一般取0
草原区和森林区可根据当地情况设定调节系数
各省(市、区)不同月份的Ka取值参考值见表H.1,各地根据本地实际情况可以进行修正
如 用于逐日干旱监测,可把附表1中的值作为每月15日的值,其余日期的Ka值可通过线性插值获得
表H.1各省区、市)不同月份季节调节系数Ka取值参考表 月份 省(区、市 农业气候区 10 l 12 北京 1.,0 1.2 0.4 0,4 0,8 1.2 1.0 1.0 0,8 0,6 0.8 1.2 1.2 1.2 1.0 0.8 0.6 天律 0.4 1.0 1.2 1.0 0.4 0.8 .0 1.2 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 0.8 0.6 0.4 河北 0.4 小麦玉米区 山西 0.4 0.8 1.0 1.2 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 0.8 0.6 0.4 山东 0.4 0.8 .0 1.2 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 0.8 0.6 0.4 河南 0.6 0.8 l.0 1.2 .2 1.2 1.2 1. l.0 0.8 0.6 0.4 内蒙古 0.9 0,6 .0 1.2 1.2 1.0 0,4 辽宁 0.8 1.0 1.2 0.9 1.2 l.0 0,4 玉米区 吉林 0.6 1.0 1.2 1.2 1.0 0.9 0.4 1.0 1.2 1.2 1.0 黑龙江 0,6 0.9 0.4 陕西 0,4 0.8 1.0 1.2 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 0.8 0,6 0.4 小麦玉米区 0.8 0.4 甘肃 0,4 0.8 .0 1.2 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 0,6 宁夏 0,4 0.8 1.0 1.0 1.0 1.2 1.2 1.00.9 0.8 0.6 0.4 青海 0.6 .0 1.2 1.2 l.0 0.9 0.4 新疆 玉米草原区 0.6 1.2 .0 1.2 1.0 0,9 0,4 西藏 0.6 1.0 l.2 1.2 l.0 0.9 0.4 1.0 1.1 1.2 1.2 1.2 1.2 1.0 .0 .0 四川 l.0 1.0 1.0 重庆 1.0 1.0 .1 1.2 .0 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 1.0 .0 小麦玉米 水稻区 贵州 1.0 1.0 1.1 1.2 1.0 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 1.0 1.0 云南 1.0 1.0 1.1 1.2 .0 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 1.0 1.0 湖北 1.0 1,0 1.1 1.2 1.0 1,2 1.2 1.2 1.0 1.0 1.0 1.0 冬小麦水稻区 安微 1.2 1.0 1,0 .1 .0 1.2 1.2 1.0 1,0 1.0 .0 江苏 1.0 .1 1.2 .0 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 1.0 .0 l.0 22
GB/T20481一2017 表H.1(续》 月份 省(区、市 农业气候区 10 1.2 1.2 1.2 1.o 浙江 0.9 0.9 .0 l.0 1.2 1.0 0.9 0.9 0.9 1.0 11.2 1.2 1.2 1.0 1.0 0.9 0.9 1.0 1.2 0.9 湖南 江西 0.9 0.9 1.0 1.0 1.2 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 0.9 0.9 福建 水稻区 0.9 0.9 l.0 1.0 1." 1.2 1.2 1.2 1.0 1.0 0.9 0.9 广东 0,9 0.9 l.0 1.0 1.2 1.2 1.2 1.2 1.0 l.0 0,9 0.9 广西 0,9 0.9 1.0 1,0 1.2 1.2 1.2 1.2 1.0 l.0 0,9 0.9 海南 0.9 0,9 0.9 1.0 1,0 1,2 1.2 1.2 1.0 1.0 0,.9 表中给出的Ka值为作物种植区的调节系数,主要考虑了小麦、玉米和水稻三大粮食作物不同生育期对土壤水分 的敏感程度如果各地考虑其他农作物,可根据实际情况设定调节系数
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GB/T20481一2017 考文献 参 [1]丁一汇,王绍武,郑景云等.自然地理系列专著:气候,北京;科学出版社,2013 392-418. H.L.Naturale ation Procee Royal [2 Pen fromopenwater，baresoilandgrass. edinEsl nman evapora SocietySeriesA，1948，193454465 ThornthwaiteCw.An [3 oachtowardarationalclassificationofclimate.Ge eogephical aPpro Review，1948，38(1)57-94. [4]安顺清,邢久星.修正的帕默尔干旱指数及其应用.气象,1985,ll(12):17-19. 24
了解气象干旱等级GB/T20481-2017
气象干旱是指由于长期缺少有效降水或蒸发量过大，导致土壤及植被水分供应不足，影响农业、生态等方面的干旱。为了更好地对气象干旱进行监测和预警，国家标准GB/T20481-2017确定了气象干旱等级评价指标体系。
该指标体系包括了干旱的时间尺度、降水缺乏程度、土壤含水量、植物蒸腾作用等多个方面的因素。根据这些因素的综合表现，可以将气象干旱分为5个等级，分别是无干旱（0级）、轻微干旱（1级）、中度干旱（2级）、重度干旱（3级）和特重度干旱（4级）。
此外，气象干旱等级与植被覆盖度、降雨量等因素密切相关。通常来说，植被覆盖度越低、降雨量越少，气象干旱等级就越高。
对于农业生产和生态环境保护而言，及时准确地评估气象干旱等级十分重要。通过对气象干旱等级的监测和预警，可以采取相应的措施，如增加灌溉水量、调整作物种植结构等，以缓解干旱给农业和生态环境带来的损失。
