基本介紹
- 中文名：乾燥指數
- 外文名：Aridity index
- 解釋：表示一個地區氣候乾燥程度的指數
- 別稱：乾燥度
- 作用：作為氣候區劃分區的重要指標之一
- 性質：重要指標
術語簡介,計算方法,時空分布特徵,華北平原,東北三省,內蒙古,地域劃分,濕潤地區,溫帶濕潤地區,半乾旱地區,乾旱地區,
術語簡介
乾燥指數在地理學和生態學研究中長期套用，近來成為全球變化研究中經常涉及的氣候指標之一，尤其是氣候變化和乾旱話、荒漠化等研究。《公約》關於荒漠化潛在發生範圍——乾旱、半乾旱和壓濕潤乾旱區的界定就是基於乾燥指數（濕潤指數）的。如果幹燥指數大於1，即表示降水量不敷蒸發之所需，則氣候乾旱。如副熱帶地區氣溫高，蒸發旺盛，降水量遠小於蒸發力，故形成乾旱氣候帶。由於表示水分支出（特別是表示蒸發）的形式不同，因而有多種乾燥指數的表示法。
計算方法
中外學者自1900 年以來提出了許多計算乾燥度指數的方法， 簡單的是以經驗公式如降水和氣溫的比值來表達， 複雜的則是通過計算可能蒸散量（Potential evapotranspiration ， PE）， 以降水與可能蒸散的對比關係獲得乾燥指數。
以下為幾種常用的乾燥度指數計算方法與套用：
1.降水量作為乾燥指數的代用指標
最簡單直接的乾燥指數計算，是以多年平均降水量（Precipitation ，P）作為標準。聯合國糧農組織(Food and agriculture organization ， FAO)認為， 農作物及草地生產潛力， 或者作物種類、耕作制度以及草地管理方式的選擇， 取決於降水及土壤水分對植物或作物生長期的有效性， 該生長期的降水量是氣候區劃的重要指標。
在我國以年降水量為指標劃分乾濕氣候區存在3 種不同的意見：1）年降水量小於200 mm 為乾旱區， 200 ～ 400 mm 為半乾旱區；2）年降水量大於200 mm 為乾旱區，200 ～450 mm 為半乾旱區；3）年降水量小於250 mm 為乾旱區，250 ～ 500 mm 為半乾旱區。任福民等（1995）利用全國160 個氣象站1951 ～ 1992 年的年降水標準化資料，以年降水700 mm 為標準， 將全國劃分為兩個大區：乾旱半乾旱區和非乾旱區。由此可見，乾旱與非乾旱的差別，在年平均降水量上可表達為400 、500和700 mm 3 個標準。
此類以降水量作為乾燥指數代用指標的方法不僅在具體劃分的標準上存在分歧，而且只考慮了水分收入， 未考慮水分的支出， 沒有水分平衡的概念，不能定量說明水分的盈虧， 無法如實反映自然界的真實面貌， 特別是植物與土壤的分布，生態學意義不明確。因此，降水量指標作為乾燥度指數的代用品， 僅可在其它氣象資料缺乏而只有降水量數據存在時使用， 如果有較豐富的其它氣候指標，則需要配合這些指標使用。
2.可能蒸散量計算的乾燥指數
按Penman（1948）的定義， 潛在蒸發是“從不匱缺水分的、高度一致並全面遮覆地表的矮小綠色植物群體在單位時間內的蒸騰量” ，包括從所有表面的蒸發與植物蒸騰。可能蒸散量（PE）與降水量（P ）之比即乾燥度（K），計算公式如下：
K =PE/P
當前，以可能蒸散量計算乾燥指數的方法在國際上比較流行。按照計算可能蒸散量的方法不同， 可以分為Penman 和Thornthwaite 方法以及當前在國內外套用較多的Holdridge 生命地帶分類系統中的可能蒸散計算方法。
3.溫度與降水計算的de Martonne乾燥指數
最簡單的計算氣候乾燥指數的方法就是利用溫度與降水這兩個氣候因子來計算，此類方法主要有de Martonne 乾燥指數計算方法。
de Martonne（1926）提出了一種簡單的乾燥指數計式中，
IdM=
式中，IdM即de Martonne 乾燥指數，P 為平均降水量（mm）， T 為平均溫度值（℃）。
乾燥指數值小於10 ，表明嚴重乾旱，河流斷流，農作物需要強制人工灌溉；乾燥指數值在10 ～ 30 之間,表明中等乾旱，河流暫時性有水， 流量中等，植被類型為草原；乾燥指數大於30 ， 表明氣候濕潤， 河流常年有水， 不斷流， 並水量充足， 植被類型為森林。
IdM更利於月乾燥度的計算，並且其計算簡單，但精確度不高， 比較適合於在大尺度的研究中套用。
4.以積溫來計算乾燥指數
以積溫來計算乾燥指數的方法主要有兩種，一種是以日溫度大於或等於10 ℃的年積溫計算的Selianinov乾燥指數計算方法；另一種就是以月平均氣溫高於5 ℃的年積溫計算的Kira 乾濕度指數。
（1）Selianinov 乾燥指數
謝良尼諾夫在1937 年提出一經驗公式， 利用溫度與降水量計算乾燥指數。原公式中的經驗係數為0.10 ， 我國科學家根據我國的實際情況經過大量推算， 將0 .10 改為0 .16（中國科學院自然區劃工作委員會，1959）。修正的謝良尼諾夫公式為：K=0.16*（全年≥10℃的積溫/全年≥10℃期間的降水量），其中K 為乾燥度。
中國科學院自然區劃工作委員會（1959）的中國氣候區劃即根據乾燥度進行的；用16 .0 等值線作為極乾旱與乾旱區的分界，此線與塔里木、柴達木盆地、巴旦吉林和滕格里沙漠邊緣一致，年降水量在60 mm 以下， 與我國荒漠景觀大體吻合；用4 .0 等值線作為乾旱與半乾旱區的分界線， 此線與旱作農業西界相一致，用1 .5 等值線作為乾旱亞濕潤與半乾旱區的分界指標，用1 .0 等值線作為濕潤與乾旱亞濕潤區的分界線, 此線與淮河秦嶺一線基本一致。
謝氏乾燥指數計算方法相對容易獲得所需數據，以氣象觀測台站所記錄的各個溫度基點的年積溫資料，不需作很大調整即可滿足計算需要， 相對較為簡便可行， 比較適合中高緯度地區。但謝氏乾燥指數的計算方法是經驗性的，它假定一定的活動溫度總和可以代表一定的可能蒸發量， 這一假定缺乏物理意義,是經驗性的，只在少數的地方經過初步驗證， 未必適用於全國。它只計算日均溫持續在10 ℃以上的時期，而溫度較低的季節仍有生物活動，並且此時的降水可以部分留在土壤中， 供溫暖季節利用。所以， 只計算10 ℃以上時期的溫度， 在有些地方可能造成很大的誤差。
（2）Kira 乾濕度指數
Kira（吉良龍夫）的乾濕度指數是以降水與溫暖指數的比值來表示的，其計算公式為：
當WI =0 ～ 100 ℃·月-1時， k =P/（WI +20）；
當WI >100 ℃·月-1時，k =2P/（WI +140）；
式中，P 為年降水量；溫暖指數（WI）是採用月平均氣溫高於5 ℃的總和，作為植物生長的熱量條件，即：
WI
WI
式中t為大於5的月氣溫。
Kira 的計算方法簡便， 與植被的對應性好，值得推廣，但這些指標是從東亞植被與氣候的關係研究中發展起來的，其乾濕度指數得自於雨溫關係較單一的夏雨型氣候區， 並不適用於高寒地區, 在推廣套用時需根據雨溫關係進行適當調整。
5.輻射計算的Budyko乾燥率
1951 年布迪科和格里戈里耶夫合作， 創立了“輻射干燥指數”即乾燥率（D）， 在陸面充分濕潤條件下，陸面最大可能蒸散量可以利用與確定水面蒸發量相類似的方法計算， 即水面或濕潤表面的蒸發與按蒸發表面的溫度計算出來的空氣飽和差成正比。一般借用熱量平衡方程來確定蒸發麵的溫度，從而可求蒸發力。表達式為：D =R/LP，式中R 為太陽淨輻射，L 為蒸發潛熱， P 為降水量。
布迪科的乾燥率雖然計算簡單， 但當前利用卻不多， 主要是由於其基本函式之一的太陽淨輻射當前缺乏足夠參考的數據。
時空分布特徵
乾燥度指數（AI）是乾旱預測中的關鍵參數，是反映乾旱成因和程度的量度，監測乾旱發展過程，定量確定某一時段旱度及範圍的手段和工具，是表征一個地區乾濕程度的指標。如今，乾燥度指數已成為全球變化研究中的重要氣候指標之一，尤其是在氣候區劃、氣候變化和乾旱化等研究中得到了廣泛套用。
華北平原
（1）區域多年平均乾燥度在0.97～3.50 之間，呈現出自西向東、自北向南、自西北向東南逐漸減少的空間特徵。
（2）時間上，乾燥度年際線性變化趨勢不顯著，不存在顯著的突變點，但存在周期結構性，主周期為15 a 左右，且華北平原在2015-2016 和2024-2031 年左右將處於氣候偏濕潤的周期內，2016-2024 年左右將處於氣候偏乾燥的周期內；年內季節變化為冬季>春季>秋季>夏季；空間上，河南省大部分地區乾燥度指數呈減小趨勢，而河南外大部分地區呈增加趨勢；
（3）1960-2014 年，潛在蒸散量、降水量、風速、日照時數、濕度以及水汽壓均顯著減小，氣溫顯著升高。氣候逐漸向“暖乾”變化。同時，乾燥度指數的氣象影響因子分析表明，水分因子對乾燥度影響最大，且呈負作用；其次為日照時數和風速，呈正作用；空氣冷熱狀況對乾燥度影響最小，呈正作用。
東北三省
(1)東北三省地表乾濕狀況變化具有明顯的階段性。1960— 1979年間, 潛在蒸散增加和降水減少導致乾燥度上升;1980— 2005年間, 降水顯著增加,平均潛在蒸散低於1960— 1979年均值, 地表具有增濕傾向, 但20世紀90年代中後期至2005年地表乾燥度有上升趨勢。
(2)東北三省地表乾濕狀況變化具有明顯的空間特徵。黑龍江省大部、吉林東部在進入80年代後降水顯著增加, 乾燥度降低, 增濕傾向明顯;吉林西部、遼寧阜新地區和南部蓋縣、莊河以南地區乾燥度指數略有增加。
(3)總體而言, 由於近20餘年降水增加和潛在蒸散減少, 東北三省大部分地區地表乾旱狀況有所減緩。
內蒙古
( 1) 50年來內蒙古荒漠草原年平均乾燥度呈條帶狀自東南向西北逐漸遞增，乾燥程度由東南向西北逐漸增加，平均乾燥度等級在1． 63 ～ 4． 78 之間，半乾旱區面積大於乾旱區。
( 2) 乾燥度變化趨勢區域特徵比較明顯，除中部偏西地區( 海流圖) 乾燥度減少，氣候趨於濕潤化以外，其他地區乾燥度指數呈增大趨勢。乾燥度指數越大的地方，乾燥度增加趨勢越明顯。影響乾燥度增加的主要原因是氣溫的升高，降水量是影響乾燥度變化的限制因子。
( 3) 1961—2010 年內蒙古荒漠草原氣候乾燥度表現為增大趨勢，進入21 世紀初，氣候急劇變乾，2005 年為近50 a 來最乾旱的年份。乾燥度> 5． 0等級的面積隨年代明顯增加。乾旱區面積由20 世紀60 年代占總面積的20． 01%，增加到21 世紀初占總面積的50． 98%。
( 4) 乾燥度4.0 等值線位置基本上向東南方向推進。以20 世紀60 年代為基點，90 年代前變幅相對較小，21 世紀初的偏移範圍最大，表明近10 多年來，研究區域的乾旱化趨勢最為劇烈。
地域劃分
根據乾燥度分類可以概括地把全國分為濕潤（乾燥度<1，相當於森林）、半濕潤（乾燥度1-1.5，相當於森林草原）、半乾旱（乾燥度1.5-4，相當於乾草原）和乾旱地區（乾燥度≥4，相當於荒漠）。
濕潤地區
降水量比較多，大於或等於當地可能蒸發的水分。乾燥度<1。天然植被為森林。土壤無石灰性，多是酸性；有機質含量不高，礦質養分比較貧乏。除濱海地區外，沒有鹽漬化現象。在溫度適宜，地勢平坦，排水良好的地域，農業生產比較穩定。很少有旱災發生。包括我國秦嶺淮河一線以南的熱帶、亞熱帶廣大地區，年降水量都在一千毫米以上。大興安嶺北部的寒溫帶，年降水量雖僅三百五十到五百毫米，但由於氣溫低、蒸發弱，乾燥度仍在一以下。
溫帶濕潤地區
溫帶濕潤地區包括小興安嶺、長白山地和三江平原等地。暖溫帶濕潤地區只包括遼東與山東兩個半島。 半濕潤地區降水量比可能蒸發的水分少，但二者差值還不大。乾燥度1-1.5。天然植被為草甸草原，有一部分為松棟林。土壤呈石灰性反應，有機質含量一股較高。可給性礦質養分含量中等，排水不良的地方有鹽漬化現象。年降水量變化比較大，旱患較多，春旱更是常見，農業生產較不穩定。溫帶半濕潤地區包括東北平原中北部，暖溫帶半濕潤地區包括華北平原、關中平原以及橫斷山北部等地。
半乾旱地區
降水量比可能蒸發的水分少，二者差值相當大。乾燥度1.5-4上下。天然植被為乾草原。土壤有鈣積層，有機質和可給性礦質養分含量不算太低，只是在排水不良的地方，土壤鹽漬化迅速。風蝕作用也比較嚴重。在沒有灌溉的條件下，可以耕種，但生產很不穩定。各年降水量變化很大，常有旱患。溫帶半乾旱地區，包括內蒙古高原、大興安嶺南部、東北平原西南端。暖溫帶半乾旱地區包括山西、陝北及甘肅的黃土高原等地。
乾旱地區
降水稀少，降水量與可能蒸發的水分，二者差值很大。乾燥度≥4。天然植被稀疏，以灌木、半灌木的荒漠、半荒漠類型的植被為主。土壤為荒漠土，呈石灰性反應，有機質含量甚低，可結性礦質養分少。土壤鹽漬化與鹽土很普遍。沒有灌溉就不能耕種。主要分布在賀蘭山以西的西北區，包括溫帶乾旱地區的甘肅及北疆，暖溫帶乾旱區的新疆南部等地。
在上述劃分中，濕潤與半濕潤地區的界線，是森林與非森林、土壤無鹽漬化與可能有鹽漬化、無鈣積層與有鈣積層的界線，半濕潤與半乾旱地區之間，是以農為主與以牧為主的界限，半乾旱與乾旱地區的界線，是無灌溉可以耕懇與有灌溉才能耕墾的界線。
