Page 52 - 《高原气象》2022年第1期

高 原 气 象 41 卷
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式中： θ 为当前土壤含水量； θ 为多年同期土壤平 值判断该区域是否为水汽源地：当 E-P 为正值时，
均含水量。并且为了更清晰的表示不同深度处土 代表该区域地表蒸发量大于气块的降水量，气块内
壤湿度的状态，本文还同时计算了不同深度处土 的水分得到补充，可以判定为水汽源地；当 E-P 为
壤 的 SMAPI，即 SMAPI-t（t 代表不同深度处，例如 负值时，代表该区域地表蒸发量小于气块的降水
5. 0 cm 处 SMAPI 即 为 SMAPI-5. 0 cm）。 而 基 于 量，气块内的水分减少，可以判定为水汽的汇。此
SMAPI 的干旱程度划分标准依据 Wu et al（2011）的 外，可以根据 E-P 的数值大小判断水汽源地或者水
研究（表1）。 汽汇的强度。这种方法的优点在于用一种简洁的

表1 基于SMAPI的干旱程度划分 方法解释了大气水分的收支，而不用考虑其收敛作
Table 1 Classifying drought level corresponding 用（Sun et al，2014）。但需要注意的是公式（3）计算
to SMAPI 的是 E-P的整体，而不是单独的 E或者 P，此外这个
干旱等级 SMAPI 方法只认为大气边界层高度以下的气块水分含量
极端湿润 >50% 增加才有意义，因为水汽蒸发是发生在地表的过
非常湿润 30%~50% 程，而在大气边界层高度之上的水分增加可能是因
中等湿润 15%~30% 为对流、降水的再蒸发以及计算误差等因素导致
轻微湿润 5%~15% （陈斌等，2011）。
正常 -5%~5%
3 基于SMAPI指数的干旱特征分析
轻微干旱 -15%~-5%
中度干旱 -30%~-15% 本研究基于土壤湿度观测网的观测资料，结合
严重干旱 -50%~-30% SMAPI指数，计算了2008年6月至2017年6月不同
极端干旱 ≤-50% 土壤深度的 SMAPI指数。由图 1 可知，2008 年 6 月
至 2017 年 6 月干湿交替过程大概划分为（王作亮
2. 3. 3 水汽蒸发源区的识别方法
等，2019）：（1）2008 年 6 月至 2009 年 8 月：目标区
本研究基于拉格朗日后向轨迹模型，根据气块
域不同土壤深度的 SMAPI 指数大致都先降低然后
运动过程中的比湿变化追踪气块内水分含量产生
升高，即指目标区域先处于湿润状态然后变干，接
变化的区域。首先假设气块运动过程中的水分含
着再变为湿润状态，其中干旱状态持续时间较短，
量变化是由气块降水以及地表蒸发影响造成的，其
中地表蒸发造成气块内水分含量增加，气块降水导 干旱强度也较轻；（2）2009年 9月至 2011年 3月：这
致水分含量减少。因此，对于单个气块的水分收支 段时间的 SMAPI 指数总体上呈现降低趋势，除了
有： 2010 年 8 月指数出现增长，表现出明显的湿润状
Δq 态，目标区域都表现为缓慢变干的趋势，并在 2010
e - p = m （2）
Δt 年底至 2011 年呈现一段较为稳定的干旱期；（3）
式中：e 为单位时间步长 Δt 内地表蒸发进入气块的 2011 年 4 月至 2011 年 12 月，期间研究区域存在明
水分；p 为单位时间步长 Δt 内气块降水失去的水 确的变湿润的过程，并于 2011 年秋季出现了非常
分； Δq为比湿的变化。又假定某面积为 A的区域的 湿润的状况（SMAPI-10 cm=52. 013%），这段时期
三维大气由 N 个质量相对均匀的气块构成，由单个
为整个研究时段期间上最为湿润的时期。（4）2011
气块的水分收支方程（2）可以推得整个区域平均的
年 12 月至 2016 年 6 月时间段内虽然有干湿交替变
水分收支方程：
化过程，但是整体有明显的缓慢变干的趋势，期间
N Δq
∑ m Δt 出现了自 2008-2017 年 6 月以来最为稳定、持续时
E - P = i = 1 （3） 间最长的干旱时期，其中 5，10，20，40 和 80 cm 土
A
式中：E，P分别是区域平均的地表蒸发量和气块降 壤出现了持续的明显的干旱，在 2015年 8月期间出
水量。当 N 的数值取得足够大的时候，计算的结果 现了严重干旱状态（SMAPI-5=-47. 398%，SMA‐
才足够精确。根据式（3），利用气块运动过程中比 PI-10=-43. 044%，SMAPI-20=-40. 671%），而 干
湿的变化而判断气块内含水量的变化，从而判断该 旱一直持续到了 2016 年 6 月以后才开始逐渐有所
区域是否为水汽源地，即根据计算结果 E-P 的正负 缓解。