第二章干旱的类型.docx

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第二章干旱的类型

第一章干旱的类型、成因及其划分指标

第一节干旱及其类型

一、干旱的概念

1、广义概念

干旱是指在区域自然生态系统的水分循环中，水分收入量小于支出量，水分亏缺的积累使供水量在一定时段内不能满足生物活动需水量的现象。

这是对广义干旱的定义，它具有非常广泛的外延。

首先干旱发生于整个自然生态系统之中，它不仅是一种大气现象，也不仅是一种土壤现象，如果系统中的任一子系统出现了水分亏缺现象，则水分亏缺的积累可在该子系统中形成干旱。

例如大气中的水分亏缺可引起大气干旱，土壤水分平衡中的入不敷出可诱发土壤干旱，植物体吸水率小于失水率可造成生理干旱；其次，干旱是针对各种生物过程而言的，这是由于植物的生长发育、动物的活动以及人类的生活和生产都离不开水，如果供水量不能满足需水量，这些生物过程都会因此而受到影响，所以可根据干旱影响的对象，把干旱分为农业干旱、牧业干旱、林业干旱等；另外各个地区的各个时段都有可能发生干旱，即干旱不只是干旱区和半干旱区的特有现象，在湿润和半湿润地区也有可能发生，而且它可以出现在各个季节之中，但由于不同地区或不同时段内的干旱具有不同的特点、原因和影响，所以具有明显的区域性和阶段性。

2、狭义概念

就狭义农业而言，干旱是指在农业技术水平不高的条件下，引起作物对水分的需求得不到满足，以致作物的生长受到抑制或死亡的天气现象，有土壤干旱和大气干旱（干热风）之分，有春旱、夏旱、秋旱之分。

另一狭义概念，农业干旱是指在农田生态系统的水分循环之中，水分亏缺的积累使农田供水量不能满足作物需水量的现象。

二、干旱的类型：

按干旱影响的对象：

按干旱发生的系统：

有

按干旱的变化尺度：

有

按干旱发生的时间：

有

三、干旱对农业生产的影响

干旱对农业生产有多重的影响，而且不同尺度（季节尺度、数年尺度、数十年尺度、世纪尺度）干旱的影响取决于多方面的因素。

其影响范围、危害程度和后果存在有明显差别。

干旱是一复杂问题。

概括起来讲，干旱对农业生产的影响大致包括四个方面：

1、长期的干旱变化在全球形成了不同类型的干旱区，严重的水分不足是农业生产中最主要的限制因素，从而使其农业生产潜力明显低于其他地区。

2、短周期的干旱变化往往给现有农业生态系统带来突发性灾难，造成森林蓄积量减少，作物和牧草产量降低，以及牲畜死亡。

例如在干旱少雨的我国西北地区，脆弱的生态系统巧妙的平衡受到破坏后，以致即使雨量回复到当地丰水年的水平，在相当长的时期内生态平衡也难以恢复。

3、从社会经济学的观点看，大规模的干旱往往可以使大范围的粮食产量、畜牧产品、河流流量、供水量和其他资源的开发量减少，而发生供求失调，进而引起人民饥谨，社会动乱，战火蔓延，经济萧条。

我国属季风气候区，干旱发生频率大，在各种气候灾害中，干旱对粮食产量影响最大。

据沈振荣研究，1950年到1979年，全国粮食产量因各类气候灾害的损失总量为3062.3亿kg，占30年粮食总产量的4.78%，其中主要由干旱引起的损失量为1532亿kg，占总损失量的50%。

我国旱区草原因过垦过牧，乱樵，受干旱、沙漠化影响很大，大部分草场退化严重，产草量和草质量较低，可载畜量和畜产品率低于许多国家水平。

澳大利亚在350~500mm降水量条件下，载畜量在3.3~9.9羊单位/hm2，而我国内蒙古及其毗邻地区在同样降水量条件下载畜量只为1.5~3.5羊单位/hm2。

第二节干旱气候的类型及形成原因

一、世界干旱气候的类型

国际上一般将世界干旱地区划分为四种类型，即热带季节干旱型、热带半干旱类型、亚热带半干旱类型与中纬度干旱半干旱类型。

（一）热带季节干旱型

属热带沙漠气候，这类地区气候的主要特征是炎热、干燥。

气温相当高，气温日较差特别大，昼热夜凉。

降水常年不足100—200mm，且变率很大，有时甚至连续多年无雨，一年的降水往往集中在几次暴雨中。

旱季经常延长到半年以上，农作物生长季节一般仅有12—24周。

植被贫乏，有大片无植被的沙漠地区，植物以稀疏的旱生灌木和少数草本植物、及一些雨后短命植物为主。

如非洲北部大沙漠区，亚洲阿拉伯半岛和大洋洲的澳大利亚的中部大沙漠区均属此种类型。

大致分布于南北回归线至南北纬30°之间的大陆内部或西岸。

一般多进行游牧。

（二）热带半干旱类型

属热带草原气候，全年温度平稳，无明显低温干扰，气候特征是干季、雨季交替明显，雨季草木旺盛，干季草原呈一片枯黄景色。

年降水量可增至500—750mm以上。

这一类型地区多分布于热带干旱气候区的边缘，大致在南北纬10°至南北回归线之间，如非洲中部的大部分地区，澳大利亚大陆的北部和东部等地。

植被为灌木半荒漠植物群落，或有旱生性乔木的稀疏分布，形成热带（稀树）草原景观。

（三）亚热带半干旱类型

属地中海式气候，又称地中海型。

主要位于南北纬30°一40°之间的欧、美大陆的西岸，澳大利亚的东南部及非洲大陆的西南角，以地中海沿岸最典型。

夏季因受副热带高压控制，从而高温干旱，冬季受西风控制，多气旋活动，从而暖湿多雨，属冬雨型区。

其农业生产特点主要是依靠冬季降水。

澳大利亚南部由于冬季较暖，生长季节较长，因而农业生产条件也优于北非和西亚。

（四）中纬度干旱半干旱类型

属温带大陆性气候。

主要分布在亚欧大陆和北美大陆的内陆地区以及南北纬40°---60°的北美、南美东岸。

包括北美大平原，加拿大大草原诸省的半干旱地区，阿根廷的中部无树大平原地区，以及广阔的欧亚干旱半干旱地区（包括我国的干旱半干旱地区在内）均属这一类型。

因地处大陆内部，终年受大陆气团控制，干旱少雨，越往内陆，降水越少。

冬季严寒，夏季炎热，冷暖季节分明。

这一类型地区的外围多属温带草原地带，中心多为温带沙漠地带。

植被类型前者属温带草原或草甸草原类型，后者属温带荒漠类型。

半干旱地带的降雨与温暖的季节相一致，这是有利于农业生产的一面；但年度与季节间变异很大，又是其不利于农业生产的一面。

二、干旱气候的成因

形成干旱气候的原因很复杂，它是自然气候因素与人为因素综合影响的结果。

自然气候因素如纬度、大气环流（主要指气压带、风带）、洋流、海陆位置、地形与地势等均能影响气候的变化，其中特别是大气环流、海陆位置、地形与地势等与降水的分布、多少等有密切的相关，在人为因素方面：

如地面状况、植被状况、水库面积等人类活动，也能波及气候或地面小气候的变化。

各个因素在各地区的干旱形成过程中，所起的作用，所占的地位是不尽相同的。

有的占主导地位，有的则影响较小，但各种因素又是相互联系、相互制约的，干旱的发生发展就是这些因素综合作用的结果。

（一）大气环流与干旱的形成

由于地球表面各个纬度接受太阳辐射的热量存在着差异，这种差异便是产生大气环流并引起不同气团形成的基本原因。

大气环流是由各式各样相互有联系的气流组成，如水平气流和垂直气流、地面气流和高空气流、经向气流和纬向气流等，在地球自转运动的影响下，从而形成地球表面的气压带和风带，如图1—1所示。

地球上各种规模大气运动的综合表现，称为大气环流。

它既包含着大范围的大气运动现象，也包含着一些中小范围的运动现象。

如果地球表面是均匀的，并且暂不考虑地转偏向力的作用，那么由于赤道地区受热多，气温高，空气膨胀上升，赤道上空的气压就会高于极地上空同一高度上的气压。

在气压梯度力的作用下，赤道上空的空气就向极地流动。

赤道上空由于空气流出，气柱质量减少，地面气压就会降低而形成低气压区，称为赤道低压；极地上空因有空气流入，地面气压就会升高而形成高压区，称为极地高压。

于是在低层就产生了自极地流向赤道的气流，这支气流在赤道地区受热上升，便补偿了赤道上空流走的空气质量。

这样在赤道和极地之间就构成了南北向闭合环流，称为单圈环流。

但事实上，在自转的地球上，只要空气一有运动，地转偏向力随即发生（空气在运动的地球上运动着，当运动的空气质点依其惯性顺着气压梯度力方向进行时，由于地球转动而产生的使空气偏离气压梯度力方向的力，叫做地转偏向力）。

在北半球它将使气流向右偏转，在南半球它将使气流向左偏转，这种偏向作用随纬度增大而增大。

当空气由赤道上空向极地流动时，起初因受地转偏向力的作用很小，空气基本上是顺着气压梯度力方向沿经圈运行的。

以后随着纬度增高，地转偏向力逐渐增大，气流就逐渐向纬圈方向偏转，到了纬度20°~30°处，由于地转偏向力已经增大到和气压梯度力相等的程度，空气运行方向就接近于和纬圈平行了。

当气流在纬度20°~30°处上空转成纬向以后，源源不断地从赤道上空流到这里来的空气质量就在此处堆积下降，使近地面层气压升高而形成一个高压，这个高压就是副热带高压。

在副热带高压和极地高压之间是一个相对的低压带，称为副极地低压带，这时近地层气压带分布图如下图。

副热带高压出现以后，在副热带的近地面层，空气向赤道和极地两边流去，其中向赤道的一支气流，在地转偏向力的作用下，在北半球成为东北风，在南半球成为东南风，我们分别称为东北信风和东南信风。

这两支信风到了赤道附近辐合，补偿由赤道上空流出的空气质量。

于是热带地区的上下层气流构成了一个环流圈，称为信风环流圈。

由副热带向极地的一支气流则在地转偏向力的作用下，形成中纬度地区的偏西风，当它到达极地低压带时，遇上由极地高压流来的称为极地东风的冷空气，于是在这两支冷暖气流之间，形成一个锋面。

从副热带地区来的暖空气就沿着锋面向极地滑升（在地转偏向力的作用下为偏西气流），然后在极地冷却下降，补偿极地地面流走的空气质量，这样极地的上下层气流也构成了一个环流圈，称为极地环流圈。

中纬度上下都盛行西风，只是近地层具有南风风速，上层具有北风风速，所以在南北方向上也构成了一个环流圈，称为中纬度环流圈。

它的方向和信风环流圈和极地环流圈相反。

关于中纬度上空西风具有北风风速形成原因，目前尚无确切解释，五十年代认识则是平流层与对流层之间的闭合环流。

由上述讨论可知，在地转偏向力的作用下，南北半球近地面层中各出现了四各气压带，同时相应地形成了三各风带，这些风带被叫做行星风带。

这些风带与上空气流结合起来，便构成了三各环流圈，这就把复杂的大气环流归纳成为一个简单的模式，即通常所谓的大气环流三圈模式。

实际上由于地球表面不是均匀的，大气环流情况远不是上述那样简单。

最大的影响因素是大陆和海洋的分布。

例如在北纬30°~35°地球，副热带高压带就是不连续的。

在海洋上高压带表现的比较明显，终年存在，但夏季较强，冬季较弱，在大陆上只有冬季才有高压带，夏季由于陆地强烈增热，变成了低气压，因而这个高压带便被割裂成为单独的高压区，高压中心在大西洋的亚速尔群岛附近和太平洋的夏威夷群岛附近。

副极地低压带也有同样情况。

寒冷的冬季，中纬度大陆上冷却快而剧烈，形成高压，这样就把副极地低压带分割成为单独的低压区，低压中心在冰岛附近和阿留申群岛附近。

它们冬季较强，夏季较弱。

西伯利亚和加拿大是中高纬度范围广大的陆地，冬季形成强大的高压中心。

这种由于海陆分布割裂了气压带而形成的高低气压中心，对冬夏天气、气候有控制性的影响，被称为大气活动中心

气压带和大气活动中心

气压带

半永久性活动中心

季节性活动中心

7月1月

北半球

副极地低压带

冰岛低压

阿留申低压

北美高压

蒙古高压

副热带高压带

夏威夷高压

亚速尔高压

印度低压

北美低压

赤道低压带

平均位置

12~15°N

平均位置

5°S

南半球

副热带高压带

南太平洋高压

南印度洋高压

南大西洋高压

澳洲高压

南非高压

澳洲低压

南美低压

南非低压

不同环流形势下的气候不同：

1．高压控制下气候干燥，低压控制下气候湿润；赤道低气压带，年降雨量大都在2000mm以上，且全年分配比较均匀，形成热带雨林气候。

在南北回归线至南北纬30°之间的大陆的内陆和西岸，形成副热带（回归）高气压带，盛行热带大陆气团，常年干旱少雨，年降雨量不足125mm，日照强烈，气温极高，形成热带沙漠气候。

如非洲北部大沙漠区，亚洲阿拉伯半岛和澳大利亚大沙漠等。

2．风从高纬或大陆吹向低纬度或海洋，使气候干燥，反之使气候湿润；

3．信风对温度和降水的分布均有极密切的影响。

如非洲中部的大部分地区，处在赤道低压带和信风带交替控制地区。

当赤道低压带控制时，盛行赤道气团，形成闷热多雨的雨季（一般由11月至翌年4月），信风控制时，盛行热带大陆气团，形成干旱少雨的旱季。

旱季雨季交替明显，全年降雨量在750—1000mm之间，从而形成热带草原气候。

又如亚洲中南半岛、印度半岛及我国台湾，广东、广西、云南南部等处，一年中风向随季节转变非常明显。

夏季，赤道低压带北移，东南信风越过赤道右偏成西南季风，赤道气团带来大量降水，成为雨季（一般由6月至9月）；冬季，赤道低压带南移，东北季风控制，降水明显减少，成为旱季，干湿交替也极其明显。

年均温在20℃以上，年降水量大多在1500—2000mm，形成热带季风气候。

4．西风对降水的影响也很突出。

各地面向西风的海岸一般全年多雨，例如，西欧、北美西海岸，智利的西南海岸等都是。

随着从西岸往东深入内陆，气团很快变性，水汽含量大大减少，降水量随之急剧降低，所以内陆相当干燥，多形成沙漠。

例如中亚西亚，我国新疆、甘肃、内蒙古等地区就是如此。

在大陆东部，冬季虽然盛行西风，但因系来自内陆，含水极少，夏季西风下层已为东南季风所代替，它来自海洋，带来比较丰沛的降水，所以降水量大增。

因此，在中纬度大陆东部冬季干燥，夏季潮湿，降水高度集中在夏季。

5．季风主要是因海洋与大陆之间的热力差异及这种差异的季节变化所引起的现象，这种随季节而改变的风，冬季由大陆吹向海洋，夏季由海洋吹向大陆。

冬季风时，受极地大陆气团控制，气候较冷凉而干燥少雨，夏季风时，受极地海洋气团或热带海洋气团的影响，带来大量降雨，气候暖热而多雨。

从而在我国秦岭-淮河线以南的广大地区，北美大陆中南部和澳大利亚东南部，形成亚热带季风湿润气候，年降雨量在750—1000mm以上。

同时，在我国秦岭-淮河线以北的华北、东北地区和苏联的远东地区形成温带季风气候，年降雨量500—600mm。

季风的强弱、来临的迟早直接制约着降水量的多寡和雨季来临的迟早。

印度孟买从6月到9月夏季西南季风盛行时期的降水量占全年的95％；在我国华北地区夏半年东南季风盛行时期的降水量一般也占全年的60—70％，长江流域也达30—50％，所以季风气候地区雨量集中，雨热同季，有利作物的生长。

但干湿界限非常明显，雨季来临的迟早与季风的进退密切相关。

在我国东南部雨季一般为4—8月，北部为6，7，8三个月，西南部为5—9月。

在印度和我国的某些地区，当夏季风早到并表现特别强盛时，往往酿成严重的水灾，当夏季风来临迟缓或较弱的年份，又往往造成季节性的或大范围的干旱。

所以，季风气候地区年降雨量的变率较大，成为我国形成季节性旱涝的主要原因。

6．在不同气流量经常相互作用的地带称为气候学锋带。

锋带地区往往有丰富的降水和其他天气现象。

例如，在东南季风活动下，初夏极锋停留在长江流域，是这里产生梅雨气候的原因之一，随着极锋的北移，雨带也就北移；因而成为我国北方以7—8月降雨量最多的重要原因。

7．中高纬度的气旋与反气旋也是大气环流的主要角色。

气旋活动频繁的地方，一般多阴雨天气，降水增多。

如春末夏初长江流域频繁的气旋活动，使这一带阴雨不断，但在不同地区又可有另一种天气表现；如华北春季的气旋活动则往往形成风沙现象。

在反气旋活动多的地方，一般表现为高气压，天气干燥晴胡，降水稀少，冬半年则易形成寒潮，夏半年则易于增韫。

（二）地形地势与干旱形成

不同的地形地势，如河谷、高原、丘陵、山地、盆地等，由海拔、坡度、坡向等因素的不同，接受太阳辐射的状况也不相同，从而引起热力的差异，形成了不同地形地势条件下的气候特征。

1、山地

在一定的高度下随高度的增高而增加。

因为高山是气团移动的障碍，气团和锋面的移动在山前受阻，延长了降水肘间，增加了降水量，另一方面山坡能迫使气流上升，从而也增加降水量（图2—2）。

如天山在海拔2000m处年降水量约500mm，到了3000m处则有800mm之多。

而海拔1000m左右的乌鲁木齐市区年降水量则仅242.7mm。

山脉来说，向风坡具有强迫上升运动，多云多雨，一般具有海洋气候的特征。

背风坡则有焚风效应，夏季干热，冬季干冷（图1—2）；具有大陆性气候的特点。

如喜马拉雅山脉的南坡是西南季风的向风坡，为世上雨量最多地区，乞拉朋齐年雨量达10866mm，在6—9月内降水可8077mm。

而喜马拉雅山北面的我国西藏，降水一般不过250—500mm。

越过唐古拉山以后，进入藏北高原降水量则更少，一般不到100mm。

再如，秦岭为东南季风的障碍，也是显著的气候分界线。

在秦岭以南的汉中、南郑年降雨量为800mm左右，而秦岭以北西安、宝鸡则只有600mm左右。

东西走向的山脉，不仅影响降水，还可影响温度的分布。

因为东西向的山脉可以阻挡北来的寒冷气流，使山南温暖，山北寒冷。

如秦岭的南坡，夏季迎风而冬季背风，气候的海洋性较明显，而北坡则正好相反，气候的大陆性极其强烈。

地形与降水及梵风形成示意图

2、高原

高原上的降水，因随高度的增加，空气中水汽减少，所以降水量也就减少。

一般在广大高原的中部分，降水量最少，只有高原的边缘才较多。

如藏北有些地方年雨量在，l00mm以下，而青藏高原的南缘和北缘，则降水较多。

如青南高原的东部迎着孟加拉湾的暖湿气流，年降水量高达557（达日）一774mm（久治），为青海省降水最多的地区，向西北递减，至柴达木盆地的冷湖仅为15mm。

在青海省东部，祁连山东段，由于锋面及地形的抬升作用，年降水量514mm（门源）—523mm（湟中），则是青海省降水量次多的地区，而海西的茶卡年降水量却仅有210mm。

3、各种方位的坡

地对于加强对流作用也具有不同的影响，以受热最多的坡地影响较强烈。

所以山地上最大降水也常出现在夏季的向阳坡。

在我国大部地区东（南）坡是雨坡，西（北）坡是旱坡，但新疆水汽来自西方，所以偏西的坡也是雨坡。

就土壤湿度面言，因为坡地排水好，坡顶一般最干燥，只有在春季融雪或连续降雨期才较为潮湿，坡的中部比较湿润，坡底则相对最湿。

南坡因土温高，蒸发量大，土壤湿度较小，与北坡正好相反，所以我国一般称南坡为阳坡，北坡为阴坡。

（三）人类活动与干旱形成

人类的活动主要是改变下垫面的性质，导致水分平衡条件的变化而影响干旱的。

1、毁林对干旱的影响

森林分布在气候优良的地区，故森林区一般也最适合发展农业和人类居住。

因此人类的发展往往是同毁林联系在一起的。

历史上森林覆盖地表面积2/3，达到过百亿公顷。

20世纪以来毁林速度加快，到1975年只留下50亿公顷现在全球共有热带森林19亿公顷。

其中南美约占46.3%。

目前世界上热带森林的损失面积每年达1200×104公顷，而造林速度远不能弥补毁林速度。

二者比例为1：

10.5，现存森林面积不到陆地的1/3。

森林面积急剧减少已成为当代最突出的生态问题。

毁林的直接后果是致旱。

主要是因为毁林开垦破坏生态平衡所致。

具体的：

毁林致旱的主要原因是破坏了森林土壤水库。

土壤水库能调节土壤水分，防旱抗旱。

土壤水库贮水量相当大。

如果土壤生物利用层按2m深计算，我国15亿亩耕地总贮水量可达0.9~1.0亿m3，约合我国地表水资源的33~38%，地下水资源的1.3~1.4倍，另外能有效的保持水土。

森林土壤水库由于植被层的强大根系和枯枝落叶层，具有团粒结构，腐殖质含量高，疏松多孔的土壤理化性质，因而透水性能和蓄水性能良好。

一般说森林土壤比荒地透水性高30%以上。

与农田和荒地比较，林地可减少地表径流和土壤流失的70~80%。

今天举世注目的非洲大旱和饥荒，就与森林被毁有关。

2、草原垦殖与过牧对干旱的影响

草原垦殖使干旱化和沙漠化的土地面积迅速扩大，生态条件严重恶化。

我国农区界限不断向西北推移，目前有的农垦线已伸到年降水量250㎜的干旱气候边缘，导致了沙漠化的发展。

3、修建水库可以相对增加附近地区空气的湿度，营造防护林带可以降低风速，降低土壤蒸发，提高林网内的湿度和温度，改善作物生态环境。

所以人类在一定程度和范围内，可以使气候从有利的方面为人类服务；但在人口不断增长，“人口压力”不断增大的情况下，如肆意破坏，就能引起地面气候的改变，使旱情加剧。

近年来由于工业的发展，用水量急骤增加，大量开采地下水，造成地下水位下降，引起灌溉水源不足，也是形成干旱的重要原因之一。

第三节  干旱气候的划分与指标

旱、干旱与湿、潮湿是相对面言的，干旱本身也有小旱、中旱、大旱、极旱等大小不同程度或等级，如何与农业生产相联系，划分出干旱的等级，需要有明确的数量指标，并明确其地理的或季节的分布，以便于因地因时制宜地制定农业生产措施，克服不利因素，充分发挥当地农业自然资源的作用。

气象学家最初用降水量的丰欠做为衡量气候是否干旱的指标，其后又加上温度、湿度和更多的气候因子，形成繁简程度不同的多因子综合指标。

由于计算指标的公式大多数都是属于经验公式，一些参数几乎都有地区的局限性，医此至今仍然是众说纷云，莫衷一是。

农学家、农业管理人员和农民要求干旱指标密切联系农业生产实际，要求能反映出干旱对农作物、畜禽，林草的生长发育和品质产量的影响程度，以及与生态环境的关系。

也就是说要求定出农业干旱的指标；直接为农业生产服务。

世界气象组织（WMO）1975年出版的《干旱与农业》一书中收集了从各个角度确定的干旱定义达55条之多，分级指标也各不相同。

其中有许多指标曾在国际上或本国内起过不同程度的作用。

但直至目前尚无国际的通用指标。

现分四类介绍，根据历史发展情况，可能对最后的统一认识，确立公认指标有所帮助。

一、用年降水量指标的划分

降水量的多少是导致干旱与否的重要因素，因此根据平均年降水量的多少来区分干旱的程度是最简便的方法。

国际上一般把平均年降水量在250mm以下的地区称为干旱区，认为在干旱区内不能从事雨养农业，只能发展游牧业和灌溉农业。

平均年降水量在250m至500mm的地区称为半干旱地区，可以从事雨养农业，并认为年降水量在350—500mm的地区，从事旱农才较为可靠。

500mm至750—800mm的地区称为半湿润地区。

平均年降水量在750—800mm以上的地区称为湿润地区。

但由于各国的具体条件不同，划分的界限也不尽一致。

如1981年在《中国综合农业区划》中把400mm等雨量线定为中国旱区与湿区的分界线，并把250mm和800mm等雨量线定为干旱和半干旱地区，半湿润和湿润地区的分界线。

但由于“半干旱”或“半湿润”的概念不完全意味着它是干旱与湿润之间的中间地带，而且还表示干旱气候和湿润气候相混合的地区。

如印度的一些地区因属热带季风气候，干湿季节分明，虽然湿季降水在1000mm以上，但旱季却干燥异常；因此，他们也称为半干旱地区。

实际上半干旱与半湿润之间的界限很难以年降水量截然划分。

所以有些国家把两者合并为一种地区，如美国的标准一般是年降水量小于254mm者为干旱区，在254—762mm者为半干旱区；762mm以上者为湿润区。

采用年平均降水量这种划分方法的优点是简单明了，但缺点是比较粗略、不准确，更难于用这一标准衡量或区别同一地区的旱年与湿年或季节的干旱程度。

因此又往往以一定时间降水量大于或小于历年平均值的百分数为标准来划分干旱的等级。

如我国气象部门有用表1—1中的指标确定干旱等级并用作旱情的定量指标。

表1—1干旱指标

降水距平（%）干旱等级

旱期

一般干旱

重旱（或大旱）

连续3个月以上

连续2个月

1个月

-25—--50

-50—--80

-80以上（关键月份）

-50以上

-80以上

（引自《中国主孽气象灾害分析》气象出版社，1985）

表中降水距平百分率=

×100%

式中的R为某年某月的降水量mm，

为该月的多年平均降水量mm。

为使一般干旱与重旱的划分更符合各地区的实际，对部分地区的降水量距平百分率的标准宜进行