在我国以年降水量为指标划分干湿气候区存在3 种不同的意见：1）年降水量小于200 mm 为干旱区， 200 ～ 400 mm 为半干旱区；2）年降水量大于200 mm 为干旱区，200 ～450 mm 为半干旱区；3）年降水量小于250 mm 为干旱区，250 ～ 500 mm 为半干旱区。任福民等（1995）利用全国160 个气象站1951 ～ 1992 年的年降水标准化资料，以年降水700 mm 为标准， 将全国划分为两个大区：干旱半干旱区和非干旱区。由此可见，干旱与非干旱的差别，在年平均降水量上可表达为400 、500和700 mm 3 个标准。

此类以降水量作为干燥指数代用指标的方法不仅在具体划分的标准上存在分歧，而且只考虑了水分收入， 未考虑水分的支出， 没有水分平衡的概念，不能定量说明水分的盈亏， 无法如实反映自然界的真实面貌， 特别是植物与土壤的分布，生态学意义不明确。因此，降水量指标作为干燥度指数的代用品， 仅可在其它气象资料缺乏而只有降水量数据存在时使用， 如果有较丰富的其它气候指标，则需要配合这些指标使用。

2.可能蒸散量计算的干燥指数

按Penman（1948）的定义， 潜在蒸发是“从不匮缺水分的、高度一致并全面遮覆地表的矮小绿色植物群体在单位时间内的蒸腾量” ，包括从所有表面的蒸发与植物蒸腾。可能蒸散量（PE）与降水量（P ）之比即干燥度（K），计算公式如下：

K =PE/P

当前，以可能蒸散量计算干燥指数的方法在国际上比较流行。按照计算可能蒸散量的方法不同， 可以分为Penman 和Thornthwaite 方法以及当前在国内外应用较多的Holdridge 生命地带分类系统中的可能蒸散计算方法。

3.温度与降水计算的de Martonne干燥指数

最简单的计算气候干燥指数的方法就是利用温度与降水这两个气候因子来计算，此类方法主要有de Martonne 干燥指数计算方法。

de Martonne（1926）提出了一种简单的干燥指数计式中，

IdM=

式中，IdM即de Martonne 干燥指数，P 为平均降水量（mm）， T 为平均温度值（℃）。

干燥指数值小于10 ，表明严重干旱，河流断流，农作物需要强制人工灌溉；干燥指数值在10 ～ 30 之间,表明中等干旱，河流暂时性有水， 流量中等，植被类型为草原；干燥指数大于30 ， 表明气候湿润， 河流常年有水， 不断流， 并水量充足， 植被类型为森林。

IdM更利于月干燥度的计算，并且其计算简单，但精确度不高， 比较适合于在大尺度的研究中应用。

4.以积温来计算干燥指数

以积温来计算干燥指数的方法主要有两种，一种是以日温度大于或等于10 ℃的年积温计算的Selianinov干燥指数计算方法；另一种就是以月平均气温高于5 ℃的年积温计算的Kira 干湿度指数。

（1）Selianinov 干燥指数

谢良尼诺夫在1937 年提出一经验公式， 利用温度与降水量计算干燥指数。原公式中的经验系数为0.10 ， 我国科学家根据我国的实际情况经过大量推算， 将0 .10 改为0 .16（中国科学院自然区划工作委员会，1959）。修正的谢良尼诺夫公式为：K=0.16*（全年≥10℃的积温/全年≥10℃期间的降水量），其中K 为干燥度。

中国科学院自然区划工作委员会（1959）的中国气候区划即根据干燥度进行的；用16 .0 等值线作为极干旱与干旱区的分界，此线与塔里木、柴达木盆地、巴旦吉林和滕格里沙漠边缘一致，年降水量在60 mm 以下， 与我国荒漠景观大体吻合；用4 .0 等值线作为干旱与半干旱区的分界线， 此线与旱作农业西界相一致，用1 .5 等值线作为干旱亚湿润与半干旱区的分界指标，用1 .0 等值线作为湿润与干旱亚湿润区的分界线, 此线与淮河秦岭一线基本一致。

谢氏干燥指数计算方法相对容易获得所需数据，以气象观测台站所记录的各个温度基点的年积温资料，不需作很大调整即可满足计算需要， 相对较为简便可行， 比较适合中高纬度地区。但谢氏干燥指数的计算方法是经验性的，它假定一定的活动温度总和可以代表一定的可能蒸发量， 这一假定缺乏物理意义,是经验性的，只在少数的地方经过初步验证， 未必适用于全国。它只计算日均温持续在10 ℃以上的时期，而温度较低的季节仍有生物活动，并且此时的降水可以部分留在土壤中， 供温暖季节利用。所以， 只计算10 ℃以上时期的温度， 在有些地方可能造成很大的误差。

（2）Kira 干湿度指数

Kira（吉良龙夫）的干湿度指数是以降水与温暖指数的比值来表示的，其计算公式为：

当WI =0 ～ 100 ℃·月-1时， k =P/（WI +20）；

当WI >100 ℃·月-1时，k =2P/（WI +140）；

式中，P 为年降水量；温暖指数（WI）是采用月平均气温高于5 ℃的总和，作为植物生长的热量条件，即：

　WI

式中t为大于5的月气温。

Kira 的计算方法简便， 与植被的对应性好，值得推广，但这些指标是从东亚植被与气候的关系研究中发展起来的，其干湿度指数得自于雨温关系较单一的夏雨型气候区， 并不适用于高寒地区, 在推广应用时需根据雨温关系进行适当调整。

5.辐射计算的Budyko干燥率

1951 年布迪科和格里戈里耶夫合作， 创立了“辐射干燥指数”即干燥率（D）， 在陆面充分湿润条件下，陆面最大可能蒸散量可以利用与确定水面蒸发量相类似的方法计算， 即水面或湿润表面的蒸发与按蒸发表面的温度计算出来的空气饱和差成正比。一般借用热量平衡方程来确定蒸发面的温度，从而可求蒸发力。表达式为：D =R/LP，式中R 为太阳净辐射，L 为蒸发潜热， P 为降水量。

布迪科的干燥率虽然计算简单， 但当前利用却不多， 主要是由于其基本函数之一的太阳净辐射当前缺乏足够参考的数据。

干燥度指数（AI）是干旱预测中的关键参数，是反映干旱成因和程度的量度，监测干旱发展过程，定量确定某一时段旱度及范围的手段和工具，是表征一个地区干湿程度的指标。如今，干燥度指数已成为全球变化研究中的重要气候指标之一，尤其是在气候区划、气候变化和干旱化等研究中得到了广泛应用。

（1）区域多年平均干燥度在0.97～3.50 之间，呈现出自西向东、自北向南、自西北向东南逐渐减少的空间特征。

（2）时间上，干燥度年际线性变化趋势不显著，不存在显著的突变点，但存在周期结构性，主周期为15 a 左右，且华北平原在2015-2016 和2024-2031 年左右将处于气候偏湿润的周期内，2016-2024 年左右将处于气候偏干燥的周期内；年内季节变化为冬季>春季>秋季>夏季；空间上，河南省大部分地区干燥度指数呈减小趋势，而河南外大部分地区呈增加趋势；

（3）1960-2014 年，潜在蒸散量、降水量、风速、日照时数、湿度以及水汽压均显著减小，气温显著升高。气候逐渐向“暖干”变化。同时，干燥度指数的气象影响因子分析表明，水分因子对干燥度影响最大，且呈负作用；其次为日照时数和风速，呈正作用；空气冷热状况对干燥度影响最小，呈正作用。

(1)东北三省地表干湿状况变化具有明显的阶段性。1960— 1979年间, 潜在蒸散增加和降水减少导致干燥度上升;1980— 2005年间, 降水显著增加,平均潜在蒸散低于1960— 1979年均值, 地表具有增湿倾向, 但20世纪90年代中后期至2005年地表干燥度有上升趋势。

(2)东北三省地表干湿状况变化具有明显的空间特征。黑龙江省大部、吉林东部在进入80年代后降水显著增加, 干燥度降低, 增湿倾向明显;吉林西部、辽宁阜新地区和南部盖县、庄河以南地区干燥度指数略有增加。

(3)总体而言, 由于近20余年降水增加和潜在蒸散减少, 东北三省大部分地区地表干旱状况有所减缓。

( 1) 50年来内蒙古荒漠草原年平均干燥度呈条带状自东南向西北逐渐递增，干燥程度由东南向西北逐渐增加，平均干燥度等级在1． 63 ～ 4． 78 之间，半干旱区面积大于干旱区。

( 2) 干燥度变化趋势区域特征比较明显，除中部偏西地区( 海流图) 干燥度减少，气候趋于湿润化以外，其他地区干燥度指数呈增大趋势。干燥度指数越大的地方，干燥度增加趋势越明显。影响干燥度增加的主要原因是气温的升高，降水量是影响干燥度变化的限制因子。

( 3) 1961—2010 年内蒙古荒漠草原气候干燥度表现为增大趋势，进入21 世纪初，气候急剧变干，2005 年为近50 a 来最干旱的年份。干燥度> 5． 0等级的面积随年代明显增加。干旱区面积由20 世纪60 年代占总面积的20． 01%，增加到21 世纪初占总面积的50． 98%。

( 4) 干燥度4.0 等值线位置基本上向东南方向推进。以20 世纪60 年代为基点，90 年代前变幅相对较小，21 世纪初的偏移范围最大，表明近10 多年来，研究区域的干旱化趋势最为剧烈。

根据干燥度分类可以概括地把全国分为湿润（干燥度<1，相当于森林）、半湿润（干燥度1-1.5，相当于森林草原）、半干旱（干燥度1.5-4，相当于干草原）和干旱地区（干燥度≥4，相当于荒漠）。

降水量比较多，大于或等于当地可能蒸发的水分。干燥度<1。天然植被为森林。土壤无石灰性，多是酸性；有机质含量不高，矿质养分比较贫乏。除滨海地区外，没有盐渍化现象。在温度适宜，地势平坦，排水良好的地域，农业生产比较稳定。很少有旱灾发生。包括我国秦岭淮河一线以南的热带、亚热带广大地区，年降水量都在一千毫米以上。大兴安岭北部的寒温带，年降水量虽仅三百五十到五百毫米，但由于气温低、蒸发弱，干燥度仍在一以下。

温带湿润地区包括小兴安岭、长白山地和三江平原等地。暖温带湿润地区只包括辽东与山东两个半岛。 半湿润地区降水量比可能蒸发的水分少，但二者差值还不大。干燥度1-1.5。天然植被为草甸草原，有一部分为松栋林。土壤呈石灰性反应，有机质含量一股较高。可给性矿质养分含量中等，排水不良的地方有盐渍化现象。年降水量变化比较大，旱患较多，春旱更是常见，农业生产较不稳定。温带半湿润地区包括东北平原中北部，暖温带半湿润地区包括华北平原、关中平原以及横断山北部等地。

降水量比可能蒸发的水分少，二者差值相当大。干燥度1.5-4上下。天然植被为干草原。土壤有钙积层，有机质和可给性矿质养分含量不算太低，只是在排水不良的地方，土壤盐渍化迅速。风蚀作用也比较严重。在没有灌溉的条件下，可以耕种，但生产很不稳定。各年降水量变化很大，常有旱患。温带半干旱地区，包括内蒙古高原、大兴安岭南部、东北平原西南端。暖温带半干旱地区包括山西、陕北及甘肃的黄土高原等地。

降水稀少，降水量与可能蒸发的水分，二者差值很大。干燥度≥4。天然植被稀疏，以灌木、半灌木的荒漠、半荒漠类型的植被为主。土壤为荒漠土，呈石灰性反应，有机质含量甚低，可结性矿质养分少。土壤盐渍化与盐土很普遍。没有灌溉就不能耕种。主要分布在贺兰山以西的西北区，包括温带干旱地区的甘肃及北疆，暖温带干旱区的新疆南部等地。

在上述划分中，湿润与半湿润地区的界线，是森林与非森林、土壤无盐渍化与可能有盐渍化、无钙积层与有钙积层的界线，半湿润与半干旱地区之间，是以农为主与以牧为主的界限，半干旱与干旱地区的界线，是无灌溉可以耕恳与有灌溉才能耕垦的界线。