干旱是我国影响最严重的气候灾害之一，对国家的农业生产、城市供水乃至生态环境具有深远影响。干旱可分为气象干旱、水文干旱、农业干旱和社会经济干旱4类。气象干旱与降水不足有关，水文干旱则与河川径流量、湖泊及水库蓄水等有关。通常气象干旱先于水文干旱发生，其原因在于持续的降水不足。当一定时期的降水量不足以有效补充流域径流，且蒸发和人类活动持续消耗水分，导致地表和地下水位低于正常值，便形成水文干旱（张强等，2017；袁星等，2020；AghaKouchak et al.，2020；薛亮等，2023）。

在目前的干旱研究中，常采用标准化降水指数（Standardized Precipitation Index，SPI）、标准化降水蒸发指数（Standardized Precipitation Evapotranspiration Index，SPEI）和帕尔默干旱指数（Palmer Drought Severity Index，PDSI）表征气象干旱（国家气候中心等，2017；粟晓玲等，2019；王莺等，2022），采用标准化径流指数（Standardized Runoff Index，SRI）和水位指标（Water Level Index，WLI）表征水文干旱（Burn and Elnur，2002；马岚，2019；姜舒婕等，2023）。其中，SPI和SRI因其计算简便，仅需降水和径流数据，而被广泛应用于不同时间尺度的干旱分析（宋艳玲，2022）。尽管气象干旱的发生难以避免，但可通过水库调节、人工降雨等措施来缓解甚至避免水文干旱。因此，研究气象干旱和水文干旱之间的关系，对于在气象干旱初期及时发出预警、建立干旱灾害评估机制至关重要，可以减轻水文干旱带来的社会经济损失（张强等，2014；Wu et al.，2018；姜舒婕等，2023）。

当前气象干旱和水文干旱关系的研究主要集中在以下两个方面：（1）基于多时间尺度的气象干旱和水文干旱监测指数，通过相关分析、小波分析、灰色关联时滞法等研究二者的传播时间。例如，武慧敏等（2022）研究巴音河流域气象干旱和水文干旱的相关性发现12个月的SPI与SRI相关性最强，水文干旱较气象干旱滞后1~2个月；石朋等（2022）通过相关分析和交叉小波分析研究发现黄河源区气象干旱向水文干旱的传播时间为9个月。（2）使用游程理论，深入分析干旱传播过程中气象干旱和水文干旱在烈度、持续时间、强度等方面的差异及响应阈值。如高放等（2023）在研究淮河流域上游气象-水文干旱传播时发现，该地区气象-水文干旱响应与气象干旱持续时间、强度和烈度呈正比；马岚（2019）则分析了渭河流域不同季节气象干旱向水文干旱传播的动态变化和驱动因素。这些研究揭示了气象干旱与水文干旱之间复杂的相互作用和传播机制（Liu et al.，2012；胡彩虹等，2016）。

尽管干旱研究已较为系统和全面，但研究多集中在西北干旱频发地区，对南方湿润地区干旱特征的研究较少。然而，近年来的研究表明，在人类活动和气候变暖的双重影响下，南方湿润地区不仅历时长的干旱事件增多，骤旱事件的发生频率也逐年升高。与北方地区相比，南方湿润地区经济发达，发展程度高，因此阶段性缺水问题更加突出，对社会经济造成的损失更大（袁星等，2020；张强等，2020）。本文以新安江流域为研究对象，重点探讨气象干旱与水文干旱之间的关联性和滞后效应，采用标准化降水指数（SPI）和标准化径流指数（SRI），识别和统计气象干旱与水文干旱过程，全面评估该流域的干旱发展趋势，揭示气象干旱和水文干旱的演变特征及其传播时间，为提高气候变化背景下的区域干旱风险防控能力提供科学依据。

钱塘江是浙江省最大的河流，流域面积55 491 km²，几乎占全省总面积的一半。这一流域不仅是浙江省经济最发达的地区，也是长江经济开发区沪杭甬金三角地带的重要组成部分。新安江是钱塘江正源（图1），干流全长373 km，流域面积11 720 km²。新安江流域属亚热带季风气候，夏热冬温，四季分明，季风明显，雨热同期。该流域多年平均降雨量为1 710.0 mm，年降水量最大值出现在2020年，为2 496.5 mm；最小值出现在1978年，为1 040.0 mm。流域内降水、径流年内分配极不均匀，汛期（4—10月）降水量占全年的69%，冬季（12月至次年2月）降水量仅占全年的13.6%左右（潘娅英等，2018）。

所用资料包括：1960年1月至2022年6月新安江流域33个雨量站和淳安、黄山两个气象站的降水量数据，采用泰森多边形方法（潘娅英等，2018）计算得到新安江流域面雨量；国网新安江水库提供的流域内1960年1月至2022年6月3个水位站的出库流量、水位及水位库容线数据，其中水位为坝上3个水位站的水位平均，入库流量由出库流量、水位以及水位库容线计算所得。面雨量和入库流量日累加得到月数据。

分别使用标准化降水指数（SPI）和标准化径流指数（SRI）表征气象干旱和水文干旱。SPI广泛应用于评估气象干旱。通过Gamma分布模拟降水量分布情况，并将其转化为标准化值得到SPI。SPI为正表示降水偏多，为负表示降水偏少，通过SPI负值的大小判断干旱严重程度，适用于月以上时间尺度的干旱监测与评估（粟晓玲等，2019；吴志勇等，2021）。参考国家气象干旱等级标准（GB/T 20 481—2017）（国家气候中心等，2017），SPI的计算方法如下：

假设某时段降水量为变量x₀

式中：F为随机变量x小于x₀的概率；c₀、c₁、c₂、d₁、d₂、d₃均为常数，其值分别为2.515 517、0.802 853、0.010 328、1.432 788、0.189 269、0.001 308。

不同时间尺度的气象干旱指数表征新安江流域不同时间尺度干湿变化特征。其中，1个月气象干旱指数（SPI₁）反映每月降水量变化引起的气象干湿状况；3个月气象干旱指数（SPI₃）反映季节性降水变化对干旱状况的影响；12个月气象干旱指数（SPI₁₂）表示受年平均降水量影响的长期气象干旱状况（张建龙等，2014）。

新安江流域月径流和月降水、年径流和年降水的相关系数均达到0.9（置信水平95%），径流和降水显著相关（林盛吉，2011；潘娅英等，2018），且径流量与降水量随时间的变化一致，故认为径流也遵循Gamma分布（皮卫阳等，2018）。因此，计算SRI同样使用Gamma分布（杨铭珂等，2021；李帅等，2023）。SPI、SRI干旱等级划分见表1（国家气候中心等，2017）。

使用Mann-Kendall（M-K）检验法分析气象干旱指数序列和水文干旱指数序列的气候趋势特征和变异性特征。M-K检验法可识别数据的变化趋势及其突变，且不要求数据遵从特定分布，受异常值影响较小，在气象、水文等非正态分布的数据分析中广泛应用（Burn and Elnur，2002；章诞武等，2013；王乐等，2015）。

在M-K趋势检验中，统计量Z（Z statistic）正态分布。通过|Z|的大小评估趋势的显著性，在给定置信水平（α）下，若|Z|≥Z_1-α/2，则样本存在明显的上升或下降趋势。趋势方向通过Z的符号判断：Z大于0为上升趋势，Z小于0为下降趋势。

使用Pearson相关分析法（Pearson Correlation Coefficients，PCC）研究变量之间线性相关程度。PCC取值范围为-1~1，其中大于0表示正相关，小于0表示负相关；PCC绝对值越大，相关性越强。

利用Pearson相关系数计算不同时间尺度的气象干旱（SPI₁，SPI₂，…，SPI₁₂）与1个月时间尺度水文干旱SRI₁的相关系数，即为气象干旱向水文干旱的传播时间。具体流程如下：

（1）分别计算流域SPI_n和SRI₁（SPI_n为n个月时间尺度的SPI值）；

（2）计算各个月份SPI_n（n=1，2，…，12）与SRI₁对应序列的相关系数；

（3）SPI_n（n=1，2，…，12）与SRI₁最大相关系数所对应的时间尺度n即为该流域气象干旱传播到水文干旱最可能的时间长度。

新安江流域不同时间尺度气象干旱指数对干旱识别的敏感性随时间尺度的减小而增强，波动范围也随之增大（图2）。月尺度气象干旱指数（SPI₁）变化频率高，波动范围大，表明流域内干湿更替频繁。季尺度气象干旱指数（SPI₃）对干旱有一定累积效应，干湿变化相对平稳，与月尺度相比波动范围变小，年内夏秋季干旱明显增多。年尺度气象干旱指数（SPI₁₂）反映年度旱涝变化特征。20世纪60年代气象干旱指数普遍为-2~-1，为中到重旱，这一时期新安江流域旱情持续时间久且较为严重；20世纪70年代干旱与湿润交替出现，气象干旱指数基本大于0，但70年代末至80年代中期气象干旱指数为-3~-2，为重到特旱，新安江流域旱情十分严重；20世纪80年代到世纪末，干旱与湿润交替频繁，干旱发生时旱情较轻；21世纪初，新安江流域干旱状况再次加剧，除2002、2003年外，其余年份气象干旱指数均为负值，且多为中旱；2008年后气象干旱指数大于0的年份明显增多，2010年后新安江流域降水整体呈增多趋势，较为湿润。此外，从干旱持续时间上看，1961—1966年、2004—2009年新安江均发生连续6 a的气象干旱；从干旱强度上看，1963、1968、1978、1979年出现气象干旱指数低于-2的特旱事件。

1960—2022年新安江流域SPI₁ 的M-K检验统计值为1.84，整体表现出变湿趋势。在置信水平为95%时，临界值Z_1-α/2为1.64，变湿趋势显著。由各月M-K检验结果可知（表略），4、5、9、10月Z值均小于0，其余月份的Z值均大于0，其中1、6、11月Z值通过95%的置信水平，分别为2.411 4、2.010 7、1.810 0，变湿趋势显著；其他月份Z值的绝对值均小于1.64，没有明显干湿变化趋势。对新安江流域的年尺度气象干旱指数序列应用M-K突变检验（图3），发现新安江流域气象干旱整体呈现“下降、上升”的趋势，其中1960—1967年新安江流域气象干旱指数显著减小（UF<-1.96），气象干旱增强，1973年后气象干旱指数呈增长趋势，气象干旱处于减弱状态，与樊高峰等（2008）对70年代末浙江从干旱频发转为湿润的结果相吻合。1990年至今UF值均大于0，且通过显著性检验，说明新安江流域气象干旱指数显著增长，流域整体呈现持续湿润状态。

使用1、3、12个月的水文干旱指数分析新安江流域不同时间尺度水文干旱的变化（图4）。各时间尺度水文干旱的演变特征及趋势与气象干旱基本一致，但极值点略有差别。月尺度水文干旱指数波动最大，水文干旱与湿润状态频繁转换；从季尺度水文干旱来看，新安江流域水文干旱与气象干旱在发生季节上较为同步，主要出现在夏秋季；年尺度水文干旱表现出明显的年代际变化特征。

20世纪60年代新安江流域经历了持续的水文干旱，流域内水资源缺乏，多为中旱；70年代末到80年代中期SRI值为-2.5~-1，为中旱到重旱，水文干旱峰值较同期气象干旱略偏小；20世纪80年代末，水文干旱与湿润交替频繁，干旱程度较轻，干湿更替的频次较气象干旱略低；21世纪初，新安江水文干旱持续发展，除2003年SRI值大于0以外，其余年份均为负值；2008年以后水文干旱指数多数年份大于0，表明随着降水整体增多，流域进入较为湿润的状态。另外，从干旱持续时间上看，1963—1968年、1978—1982年、2006—2009年均发生持续时间较长的水文干旱；从干旱强度上看，1964、1978、1979、2004、2006年均出现水文干旱指数低于-2.0的特旱事件，但强度较气象干旱略低。

对新安江流域标准化径流指数SRI₁进行M-K趋势检验分析，得到SRI₁的检验统计量Z = 3.606 1，为正值，通过95%的置信水平，新安江流域的水文气候变湿趋势明显，且相较于SPI更加显著。比较各月的M-K检验结果可知（表略），Z值小于0的月份同样仅出现在4、5、9、10月，其他月份Z值均大于0。其中，1、6、7、11、12月Z值均通过95%的置信水平，分别为3.013 0、2.087 7、1.993 0、1.846 5、2.065 2，变湿趋势显著，其他月份Z值绝对值均小于1.64，无明显干湿趋势。

基于新安江流域年尺度水文干旱指数的M-K突变检验显示（图5），1960—2022年，新安江流域水文干旱呈现“下降、上升、下降、上升”的变化趋势，其中1960—1971年水文干旱指数显著下降（UF<-1.96），表明流域水文干旱整体呈增加或加重趋势；1994—2006年及2014年至今UF均大于1.96，且UF和UB曲线相交于2014年，交点在临界线内，表明2014年开始趋势的突变，水文干旱序列显著上升，变湿趋势加剧。

分析不同时间尺度气象干旱和水文干旱的相关性发现，二者在1个月、3个月、6个月、12个月尺度上的相关系数分别为0.81、0.87、0.91、0.93（通过95%置信水平），气象干旱和水文干旱相关性较强，且相关性随着时间尺度的增加而增强。此外，气象干旱和水文干旱的发生并不同步，水文干旱发生时间稍滞后于气象干旱；气象干旱发生频率高于水文干旱，轻微的气象干旱事件并不总是导致水文干旱的发生。

对比分析年尺度的气象干旱和水文干旱以研究新安江流域气象干旱和水文干旱变化趋势的差异（图6）。1960年1月至2022年7月，新安江流域累计发生气象干旱和水文干旱的时长分别为247、224个月，整体而言水文干旱发生的可能性比气象干旱小。部分年份水文干旱的发生滞后于气象干旱，若气象干旱程度较轻且持续时间较短，可能不会发生水文干旱，如1995、1997年虽然出现了轻到中度气象干旱，但同期并没有发生水文干旱。从各时段来看，20世纪60年代气象干旱发生的频率及严重程度均高于水文干旱，其中1967—1969年发生重旱级别的气象干旱，而水文干旱为中旱；20世纪70年代至80年代以及21世纪最初十年，气象干旱和水文干旱发生的频次相当，气象干旱强度略高于水文干旱；20世纪90年代，气象干旱发生的频次高于水文干旱，强度相当。

为深入了解新安江流域气象干旱向水文干旱传播的时间规律，计算1960年1月至2022年6月1~12个月尺度的标准化降水指数与1个月尺度的标准化径流指数的相关系数（图7，所有相关系数置信水平均为95%），两者相关系数最大时所对应的时间尺度即为传播时间。

结合新安江流域汛期（4—10月）与非汛期（11月至次年3月）气候特性，系统分析不同时间尺度的SPI和SRI₁之间的相关性及滞后性特征。新安江流域的气候变化呈明显季节性差异：冬季（12至次年2月）为大陆性高压控制，天气晴冷；春季（3—5月）随着西太平洋副热带高压（简称“副高”）北进，锋面气旋活动增多，春雨连绵不断，降水量增多；夏季（6—8月）主要受太平洋副热带高压控制，天气晴热；秋季（9—10月）为夏季风向冬季风过渡期，气温变化大（樊高峰等，2008；林盛吉，2011；曹欣荣，2014）。由图7可知，冬末到夏初（2—7月）不同时间尺度的SPI与SRI的相关系数均大于等于0.41，且通过95%的置信水平，其中3月SPI₁、SPI₂和SRI的相关系数在12个时间尺度中最高，6月SPI₁与SRI的相关系数最高，为0.92；8—9月SRI与不同时间尺度SPI的相关性较低，8月仅有SPI₁、SPI₂、SPI₃、SPI₄通过显著性检验，而9月不同时间尺度的SPI与SRI的最大相关系数相较于其他月份最小，为0.59。新安江流域降水从1月起逐渐增多，6月达到最大值后在7月迅速减少（潘娅英等，2018），这种降水量特征使得新安江流域2—7月整体处于河流和降水补给充足的状态，当降水强度较强历时较长时，大气降水迅速渗入土壤，土壤下渗量达到饱和，形成较大量的地表径流，流域由缺水转为水分充沛，水文干旱得以缓解；相反，当降水减少时，流域的径流量也相应减小，导致水文干旱指数与气象干旱指数之间表现为强相关。夏末秋初（8—9月）新安江流域进入台汛期，由台风引发的过程性降水虽然增加，但这一时期以副高边缘午后阵性降水为主，降水变率大。同时，伴随高温热浪的出现，流域蒸散发增大，水文干旱指数与气象干旱指数之间相关性减弱。

从响应时间上来看，2—10月新安江流域水文干旱对气象干旱的响应时间最短，尤其是汛期（4—10月），干旱传播时间通常为1个月。响应时间在春季有一定波动，2、4月的响应时间为1个月，3月的响应时间为2个月，可能是因为2—4月短时强降水事件频发，导致径流量变化较大，使得流域水文干旱对气象干旱的响应不稳定（潘婧茹，2015；韩会明和孙军红，2022，孙军红和韩会明，2023）。秋末到冬初（10月至次年1月）新安江流域降水显著减少，总降水量不足全年15%，同时受前期持续高温热浪影响，土壤中储存的水分被耗尽，流域枯水现象明显，水循环速度减缓（马岚，2019；杨铭珂等，2021；武慧敏等，2022）。因此，从11月开始流域水文干旱对气象干旱的响应时间延长，12至次年1月响应时间最长，为3个月，同时，SRI与SPI的相关性变得更加显著，其中1月和11月的SRI与SPI相关性最强，相关系数为0.83。

综上，新安江流域不同时间尺度的SPI与SRI₁的相关性及响应时间存在明显季节变化特征。从相关系数上看，冬末到夏初（2—7月）SRI与SPI的相关性最强，1个月尺度的相关系数在0.85以上；从响应时间上看，汛期水文干旱对气象干旱的响应时长最短为1个月，非汛期（11月至次年3月）响应时长为1~3个月，其中12至次年1月响应时间最长，为3个月。

针对近年来干旱事件频发但相关研究较少的新安江流域，本文基于流域内雨量站和气象站的降水数据，水文站的出库流量、水位和水位库容线数据，采用多时间尺度的标准化降水指数SPI和标准化径流指数SRI，分别识别、统计该流域1960—2022年的气象干旱和水文干旱，分析干旱的演变特征及规律，并研究水文干旱对气象干旱的响应特征。得到如下结论。

（1）多时间尺度的SPI和SRI可以准确地反映新安江流域气象干旱和水文干旱的演变特征及变化规律，并表现出一致性，但气象干旱的发展强度稍高于水文干旱。20世纪60年代、70年代末到80年代中期和21世纪初期新安江发生了不同程度的气象和水文干旱，其中，20世纪60年代旱情持续时间久，10 a中有8 a发生了干旱；70年代末到80年代中期旱情发展迅速且严重，SPI值达-3.0，为特旱；其余时段新安江流域干旱与湿润交替频繁；2008年以来降水整体增多，流域水资源充足。

（2）M-K检验结果显示1960—2022年新安江流域整体呈变湿趋势，以冬季和夏季最明显，其中水文状态的变湿趋势较气象状态更明显。各月比较来看，流域气象在1、6、11月变湿趋势显著，流域水文在1、6、7、11、12月变湿趋势显著。突变检验显示，流域水文干旱的突变点为2014年，近年来新安江流域干旱发生减少，且干旱事件整体偏弱。

（3）新安江流域气象干旱与水文干旱存在强相关性，但存在二者不同步的情况，整体上新安江水文干旱发生的可能性较气象干旱偏小，强度偏弱，且滞后于气象干旱。春夏季气象、水文干旱相关系数明显高于秋冬季，响应时长也明显偏短。水文干旱对气象干旱响应时间一般在1~3个月，其中汛期（4—10月）响应时间一般为1个月，非汛期（12至次年1月）为3个月。

本文使用新安江流域面雨量、径流等数据分析该流域的干旱演变规律，使用相关分析法研究流域内水文干旱对气象干旱的响应，旨在为干旱影响机理研究和区域水文干旱预警系统的构建提供参考。鉴于干旱传播过程中复杂的水文循环过程尚缺乏深入研究，本文借助统计学方法识别干旱过程，气象、水文干旱联合分布规律及干旱形成的多因子协同作用仍有待进一步研究（杨扬等，2023；张强等，2024）。此外，气象干旱向水文干旱的传播不仅受气象因素影响，已有研究表明水库蓄水、泄洪等调节作用会对下游地区干旱产生重要影响（Wu et al.，2018；姜舒婕等，2023）。本文仅讨论在新安江水库调度下的气象-水文响应关系，水库运行对于自然状态下的气象-水文干旱关系的正面和负面影响有待进一步研究。未来可基于全球气候模式结合水文模型预测流域水文干旱，并将水文干旱与新安江流域实际需水情况相结合，为旱情发生或加剧前开展人工增雨作业提供参考。