第一节  干旱概念与时空特征

一、干旱内涵及其表征指标

（一）干旱特性与表现

干旱是全球主要的自然灾害之一（Wilhite, 2000）。与其他自然灾害（如洪水、台风、地震、海啸）相比，干旱具有明显的独特性。首先，由于干旱是区域水资源状况发生变化的结果，而水可以存储于河道、土壤、植物或地下裂隙等大量载体中，也可通过水分输送在区域之间转移，因此水的减少及其影响往往在相当长的一段时间内缓慢累积，是一种较为渐进的灾害。其事件本身可能持续数月甚至数年，并可能在事件结束后持续产生很长一段时间的影响，因此很难确定干旱的发生和结束。第二，由于干旱的发生、表现和影响复杂而多样，因此对干旱的理解也难以形成一个精确和普遍接受的定义，使人们对干旱事件的判断存在分歧，对干旱的严重程度等特征的表达也存在争议。干旱的定义应着眼于对特定区域的含义或影响。第三，与其他自然灾害造成的损害相比，干旱的影响是难以被完全观察和评估的，并且在更大的地理区域内蔓延。

干旱事件的影响广泛而深刻，威胁人类社会的生存与发展，所以人们一直以来都对干旱保持高度关注的态度。干旱影响主要是非结构性的，在大面积上广泛存在，而且往往与干旱事件的开始有关而延迟发生，因此，正确定义、量化和管理干旱是一项挑战（Mishra and Singh, 2010）。其中，干旱定义的标准化和干旱强度的测量规范化是首要挑战（Jordi et al., 2012）。在气象观测、卫星遥感等现代观测手段发展之前，人们对干旱的认识主要来自于对林草、作物、土壤、水体和气候环境等发生水分短缺现象的观测记录和推理总结，多把干旱理解为是在季节或更长的一段时期内，降水量自然减少的结果，所以多用降水的负距平来指示和表达干旱事件。但是这种理解不能解释为什么同样的降水不足在不同区域产生的干旱程度却存在差异，并发现这些区域之间的植被、土壤、水资源等环境有所差别。随着科学研究的深入和观测手段的发展，人们发现高温、大风、低相对湿度等其他气候因素也可通过影响蒸散环节与干旱产生关联，可显著加重干旱事件的严重性。此外，干旱也与降雨发生的主要季节、雨季开始的延迟等时间以及降雨强度与次数等有效性有关（Wilhite, 2000）。因此通常来讲，降水和蒸散是决定干旱的重要因子。干旱问题就归结为研究降水和蒸发收支大小的问题。所以，认识干旱事件的本质、研究干旱的特征虽然具体来说是一个复杂的问题，但若抓住降水（入）和蒸发（出）两个方面进行综合考虑则问题会明确很多（马柱国等，2003）。综合目前较为普遍接受的观点，干旱是一种在某时段内的区域暂时性缺水现象，是受多种物理和生物过程影响反馈、具有多时空尺度特征的极端事件（AghaKouchak et al., 2014; Cook et al., 2018）。与用干湿数值指示的干旱气候区的长期气候干燥状态不同，干旱特指与平常的水分状况相比，较为干旱的暂时性状态，尽管这个状态的持续时间可能以天或以月计。因此，干旱的发生不局限于某些干湿气候区（张强等，2014）。此外，干旱的影响不是线性的，例如影响植被和地表通量的离散土壤湿度阈值（Koster et al., 2004; Seneviratne et al., 2010）。这意味着相同的降水短缺对不同地区的影响并不一致。例如，由于土壤水分供应充足，在极湿润地区的短期降水缺乏可能并不会对农业产生负面影响。

由于干旱的表现复杂，且影响到许多经济和社会部门，在多种学科发展起来许多定义。干旱按类型可总结为气象干旱、水文干旱、农业干旱和社会经济干旱（Wilhite and Glantz, 1985），而更具体地还包括类似于农业干旱的生态干旱（袁文平和周广胜，2004）。图1–1解释了这些不同类型的干旱与干旱持续时间之间的关系。各类干旱之间是链状传递的，气象干旱的发展可引发农业干旱、生态干旱与水文干旱，同时后三者间也存在明显的传递现象，发展到一定程度会引发社会经济干旱（张强等，2014）。这些干旱类型可以理解为干旱事件在发展过程中先后在不同领域出现了相关表现。其中，气象干旱是因气候周期性变化或异常变化等导致降水和蒸散发不平衡，进而引发区域水分短缺；农业干旱时期土壤含水量不足，无法满足植物需水量，导致植物生物量和产量下降；水文干旱时期河川、湖泊、池塘和水库等水体的水位低于正常时期，地下水位下降；社会经济干旱时期生产、经营、消费、管理等社会经济活动因水分短缺受到影响。根据各类型干旱间的传递关系，对于气象干旱的研究和监测是监测和评估其他类型干旱的前提与基础，因此显得尤其重要。当然，如果气象干旱强度较低或时间较短，则后续可能有充足的水资源补充以填补气象干旱造成的水资源亏缺，干旱可能就不会往下传递。其他干旱之间的传递也是同样的道理。干旱通常需要三个月或更长的时间才能发展，但这一时间段可能有很大的不同，这取决于水分不足开始的时间。例如，在冬季的一个明显的干旱期对许多地区可能没有什么影响。但是，如果这种不足持续到生长季节，影响可能会迅速扩大，因为秋冬季节降水量少导致土壤水分补给率低，导致春季种植时土壤水分不足。事实上，异常干旱对生态系统和社会的影响并不一定立即停止。随着干旱的结束，环境要从异常干旱的影响中恢复需要时间（Heim and Richard, 2002）。而且有时异常干旱的影响是不可逆转的。

图1–1  不同类型的干旱与干旱持续时间之间的关系（Wilhite, 2000）

（二）干旱产生的原因

认识干旱现象不仅要从区域和静态的角度出发，也要从全球的系统性动态出发。由于受太阳辐射蒸发、地球重力、大气环流等驱动，水以固、液、气等形式循环于海洋与陆地之间、海洋内部、陆地内部，分别称为海陆间循环、海上内循环、陆上内循环（图1–2）。水循环过程所包含的主要环节有蒸散、降水、径流、大气水汽输送等。因此，水分从海洋或陆地因蒸散上升至大气，或在当地以降水的形式回落，或经大气水汽输送在其他地区形成降水。若由海洋蒸散的水又落于海洋，则循环往复蒸散、降水过程而形成海上内循环。同理有陆上内循环。与海洋上的降水去向不同的是，陆地上的降水除蒸散外，还可通过下渗、径流等过程补给土壤水、地下水与江河湖海。陆地水分状况与人类社会的生存与发展息息相关。然而，在全球水循环过程中，由于行星风带、海陆距离等影响，水分的空间分布存在明显差异，使陆地出现干湿区域分异。此外，陆气间水分收支关系可能在气候或人类活动的影响下在某段时间内脱离平衡状态，产生暂时性的偏移，导致旱涝事件。

图1–2  水循环示意图（Oki and Kanae, 2006）

自然因素和人为因素均可能导致干旱事件。在自然因素方面，水分指标的动态是太阳辐射、地形、风速、土地覆被和海洋表面温度等多要素综合作用的结果（Allen et al., 1998; Houze, 2012; Khan et al., 2017; Perugini et al., 2017）。这些作用的驱动力主要来源于全球气候变化和大气环流异常。其中前者是全球整体的气候系统大趋势变化，使其与水分相关联的自然因子（如降水、温度、辐射、风速）发生变化，全球的水分时空分布因而受到影响。从近百年气候变化的主要表现来看，则是以增暖为背景的全球变化使得全球水循环过程的速率加快，降水的空间分配不均一性增加，水循环系统的稳定性降低，导致陆地生态系统遭受的干旱和洪水等极值天气过程频繁发生（IPCC, 2013）。例如，伴随着20世纪下半叶全球气候变化带来的温度升高和降水格局变化，以温带为主的许多地区趋于干旱化（马柱国和符淙斌，2007），同时干旱事件的频率、持续时间和强度增加（Dai, 2013; Dai and Zhao, 2017）。从热力学理论推演和全球气候模式的海洋数据表现来看，20世纪中叶以来，全球表面气温每升温1摄氏度，全球水循环将加速8%±5%（Durack et al., 2012）。由此，一个关于气候变化对干旱影响的观点是，随着气候变暖，干旱的地方变得越干旱，湿润的地方变得越湿润。然而自20世纪中叶以来，陆地干旱指标的变化却少有出现上述规律，仅有约10.8%的地区表现出偏干旱区域干旱化、偏湿润地区湿润化的趋势，且有9.5%的地区表现出偏干旱区域湿润化、偏湿润区域干旱化的趋势（Greve et al., 2014）。因此，气候变化对干旱的影响具有不确定性，且大尺度的趋势分析容易掩盖短时间内的气候驱动变化对局部区域水分状况的显著影响。大气环流异常是另一个导致干旱事件产生的重要自然因素，主要是指对某些区域的降水变化中起重要作用的大尺度气候振荡。相关驱动事件有厄尔尼诺—南方涛动（El Niño-Southern Oscillation, ENSO）（Curtis, 2010; Meque and Abiodun, 2015）、太平洋年代际涛动（Pacific Decadal Oscillation, PDO）（Qian and Zhou, 2014; Dong and Dai, 2015）、北大西洋涛动（North Atlantic Oscillation, NAO）（Hurrell and Loon, 1997; Welker et al., 2010），等等。

从人为因素的角度看，人类对水资源和土地资源的不合理利用是可能引发干旱的行为。人类耗水可能会大幅减少地表水或地下水，若未经控制而过度用水，则会对区域水分状况产生重要影响，促使干旱发生或加剧干旱（Wada et al., 2013）。水资源污染问题也进一步加剧了区域水资源短缺。此外，随着人口增长和社会发展，地表历经着人类活动的快速改造进程，随之产生的土地退化和荒漠化等也会导致干旱的发生，或使其严重化（Cook et al., 2009; Nicholson et al., 2010）。然而，气候变化和人类活动分别对干旱产生的影响是很难完全区分开来的。而且若想全面地认识干旱事件的形成和发展过程，需对其中复杂的能量、物质流动机制进行探索和验证，不仅过程数据难以测算和模拟，相关原理涉及的学科知识也较广、较深，要求具备与之有关的物理、化学和生物等多学科领域知识，并可能需要多学科团队的共同协作。所以干旱形成与发展过程研究一直以来在国际国内均是难以攻克的领域，还有很多待解决的难题（张强等，2015）。

（三）干旱的表征

干旱问题的研究困难在于，它不仅是大环境背景和区域环境状况综合作用的产物，还受到人类活动等难以评估但不可忽视的干扰，因而要求有多学科知识的交叉和综合多系统的充足数据。虽然相关的知识、资料与技术随着学科的发展得到了长久的累积与进步，但还存在一些关于干旱事件认知上的不确定或不统一，其中干旱的表征就是相关研究首先要解决的难题之一。干旱指数对于描述干旱危害的性质和严重程度至关重要，目前科学家们在寻求最适合干旱监测和风险评估的干旱指数方面做出了广泛努力，但很难说明哪一个指数（或多个指数）最能代表干旱对各部门的影响。研究干旱的发生原理和影响，可以给在干旱监测活动中使用什么样的指标提供重要的基本真实信息。

明确表征干旱的指标是什么，是科学监测干旱事件的必要前提。干旱监测从兴起至今已有上百年历程，监测的基本原理是某个指标的状态是否达到了形成干旱事件的阈值。从一开始仅考虑降水的简单方法，到后来利用多源数据的多要素综合方法，发展出了上百个用于监测干旱的指标（Zargar et al., 2011），目前已经有一些研究对它们进行了比较。这些干旱指标可按观测手段分为站点观测、遥感监测和综合气象与遥感的监测三大类，往下还可依据具体方法或技术层层细分（刘宪锋等，2015）。在这些干旱指标中，有的是对水分条件一般异常的描述，有的是根据能反映干旱影响的相关要素状态的描述，还有的是根据观测到的干旱影响数据制定的综合指标。不同指标监测出来的干旱，可被用于彼此间的对比检验。指标的丰富有助于更全面地理解干旱的发生过程和机理特征，各使用者可以根据自己的研究需要进行选用。其中，基于站点观测的多为气象干旱指标，常用的有帕尔默干旱强度指数（Palmer Drought Severity Index, PDSI）、标准降水指数（Standard Precipitation Index, SPI）和标准降水蒸散指数（Standard Precipitation Evapotranspiration Index, SPEI）等（Palmer, 1965; Vicente-Serrano et al., 2010; Wang et al., 2018）。SPI是基于降水数据的指标，表征某时段降水量概率，可用于监测多个时间尺度上的干旱事件，但针对潜在蒸散变化对水平衡的影响缺乏考虑；SPEI是在SPI的基础上，为补充水分平衡中的支出项而发展起来的，表征某时段降水量与潜在蒸散量之差出现的概率，同样可监测多个时间尺度的干旱事件；PDSI则是基于土壤水分平衡原理，表征区域实际水分低于适宜水分的亏缺程度，也是对区域水分收入与支出均有考虑的指标，具体涉及要素除降水和蒸散外还有径流和土壤有效储水量等（《中华人民共和国国家标准：气象干旱等级》（GB/T 20481—2017））。PDSI的计算涉及较多的经验参数，导致其在不同区域的表现不一致，所以依据区域观测资料对其中经验参数进行动态校正的自校正PDSI（self-calibrating PDSI, sc-PDSI）会有更好的空间可比性（Wells et al., 2004）。观测对比验证表明，sc-PDSI在中国明显比PDSI有更好的适用性；SPI由于缺乏对气温影响的考虑而只在中国的湿润地区适用；采用桑斯维特（Thornthwaite）方法估算潜在蒸散的SPEI会高估气温的影响，所以可能存在和SPI相似的适用性问题（杨庆等，2017）。

随着遥感技术的发展，基于下垫面土壤或植被含水量变化等状况的遥感监测指标在表征农业干旱和生态干旱方面取得了广泛应用，比较典型的有归一化差值水分指数（Normalized Difference Water Index, NDWI）、条件植被温度指数（Vegetation-Temperature Condition Index, VTCI）和温度植被干旱指数（Temperature Vegetation Drought Index, TVDI）等（孙灏等，2012; Zhang et al., 2013; Park et al., 2016）。其中，NDWI是根据植被水分对不同波长光辐射的吸收差异特征构建的植被水含量测定指标，可通过利用太空遥感的近红外通道反射数据计算（Gao, 1996）；VTCI是在条件植被指数（Vegetation Condition Index, VCI）、条件温度指数（Temperature Condition Index, TCI）和距平植被指数（Anomaly Vegetation Index, AVI）这三个干旱指标的基础上提出的，其监测干旱的基本原理是归一化植被指数（Normalized Difference Vegetation Index, NDVI）对应的土地表面温度相对于相同NDVI值下区域土地表面温度极值的差异，是同时考虑区域内NDVI变化和NDVI相同状况下土地表面温度变化的指标（王鹏新等，2001）；TVDI则是基于不同干湿状况下地表温度与NDVI之间的经验参数关系构建干湿状况边界，以被监测目标地表温度与NDVI的关系相对于边界位置的距离来描述土壤水分状况的指数，可以直接通过卫星遥感信息换算（Sandholt et al., 2002）。

水文干旱则多基于径流量变化状况进行识别，发展出了帕默尔水文干旱指数（Palmer Hydrologic Drought Index, PHDI）、地表供水指数（Surface Water Supply Index, SWSI）、标准化径流指数（Standardized Runoff Index, SRI）、径流干旱指数（Streamflow Drought Index, SDI）等指标（Richard et al., 2002; Vicente-Serrano et al., 2012b）。其中，PHDI和PDSI一样，都是帕默尔提出的干旱指标，均考虑了水分的供给与需求。二者主要区别在于PDSI是用于评估天气相关的气象干旱指标，而PHDI则是用于评估区域长期水分供给状况的水文干旱指标（Palmer, 1965）。SWSI是对PDSI的补充，将PDSI未考虑到的水库储水、径流和高海拔降水的历史数据与现状集成在一起的指标（Wilhite and Glantz, 1985）。SRI和SDI是参考SPI的概念和算法发展出来的指标。通过把SPI计算公式中的一定时期内累积降水替换为一定时期内累积径流的思路实现算法构建，可用于监测不同持续时间的水文干旱（Shukla and Wood, 2008; Nalbantis and Tsakiris, 2009），但这两个指标还需通过测验选用最适合的概率密度函数（区别于SPI的概率密度函数）来提高准确性（Vicente-Serrano et al., 2012b）。除了采用指标识别水文干旱外，水文模型在径流量模拟方面起到关键作用，可有效监测预警水文干旱，其中具有代表性的有HEC-HMS（the Hydrologic Engineering Center's-Hydrologic Modeling System）、SWAT（Soil and Water Assessment Tool）、VIC（Variable Infiltration Capacity）等分布式流域水文模型（王中根等，2003; Halwatura and MMM, 2013; Shukla et al., 2014）。此外，基于GRACE（Gravity Recovery and Climate Experiment）卫星估算的地下水变化数据在水文干旱监测方面也起到重要作用（Houborg et al., 2012）。

干旱的表征中还有一个问题存在争议和不确定性，即对于某干旱指标，其低于或高于哪个特定阈值时被认为发生了干旱事件。在目前已发展的众多干旱指标中，该阈值通常是在经过观测统计与测算检验后得出来的一个估算值，而为了方便计算往往设计为整数或五倍数，含有人为经验判断的成分。干旱的等级划分也存在同样的问题，各级阈值之间常呈等差数列。实际上，阈值的设置需要与影响联系在一起。而当前与干旱事件相关的观测资料有限，通常不超过百年，由此估算的阈值存在统计上的不确定性，为达到期望的精度水平还需在未来继续补充相关的记录数据（Link et al., 2020）。

（四）干旱特征的描述

干旱特征是认识干旱的重要载体，是在监测出干旱事件后用于赋予该事件独特性的各项属性。干旱的特征一般综合三个维度来进行描述：时间、空间、表现。由此产生了许多的表征变量，其中得到较为广泛应用的有干旱的持续时间、空间范围、强度、程度和频率等（Sheffield et al., 2009; Reddy and Ganguli, 2012; Xu et al., 2015）。时间尺度也在一些研究中得以采用。其中，持续时间和时间尺度之间较容易混淆。干旱的持续时间是干旱存在的时间长度，以干旱事件的开始时间和终止时间之间的时间间隔计算。干旱的时间尺度则指该干旱事件是用多长时间的水分状况判断出来的，如用三个月的总水分状况判断的干旱，其时间尺度为三个月。通常在越长的时间尺度上，干旱的频率越低，干旱强度、面积等的时间序列曲线越平滑。不同的时间尺度对于不同受影响系统的干旱状况监测很有帮助（Vicenteserrano et al., 2010）。干旱强度和干旱程度也是容易引起误会的两个变量。前者指的是在一个干旱事件中，某单位时间内的水分状况偏移正常状态的量。后者指的是前者在整个干旱持续时间内的累积。因此，一个干旱事件对应一个干旱程度和一系列的干旱强度。

通过测算干旱事件的这些特征，可对干旱事件进行区分，从而对干旱的研究、管理或应对更有目的性和科学性。也可通过构造不同干旱特征之间的变化曲线，深入研究特征与特征之间的相互规律，如某区域的干旱程度随持续时间的延长而指数级增长（Xu et al., 2015），单位面积上的干旱程度随干旱面积的增加而减少（Sheffield et al., 2009），等等。

二、干旱的时空变化特征

（一）气候干湿状况趋势

全球水循环变得较不稳定已成为不争的事实。全球干旱事件受到的影响表现出明显的区域差异。气候变化影响全球的水分时空分布，而陆地表层气候格局对气候变化的响应是适应气候变化的重要参考，在全球普遍受到关注（Grundstein, 2008; Bailey, 2009; 郑度等，2016）。重建和模拟的降水数据显示，20世纪初至今，全球陆表降水增加，但变化规律呈现区域差异，其中北半球中纬度地区降水量显著增加（IPCC, 2013; Ren et al., 2013）。20世纪下半叶，全球陆地表层系统总体呈暖干化趋势，表现出温带气候、大陆性气候和极地气候向高纬度地区的移动趋势（Chan and Wu, 2015）。依据湿润指数（降水与潜在蒸散的比值，P/ETO）的变化特征，全球的干旱地区有湿润化趋势，湿润地区有干旱化趋势（Zarch et al., 2015）。从区域上看，亚、欧、非、澳和南美主要往干旱化方向发展，尤其是在前三个区域（马柱国和符淙斌，2007; Spinoni et al., 2013; Huang et al., 2016b）。依据湿润指数划分干湿区则显示，1948年以来全球大部分地区的干湿区在往更干的类型转变（Huang et al., 2016b），其中半干旱区（0.2≤P/ETO＜0.5）在美洲和东半球大陆均发生扩张。前者主要来自干旱区（P/ETO＜0.2）的湿化转变，后者主要来自半湿润/湿润区（P/ETO≥0.5）的干化转变（Huang et al., 2016a）。从1951～1980年到1981～2010年，除美洲以外全球各地的干旱区面积增加，特别是在欧洲和非洲（Spinoni et al., 2015）。北半球大陆的干旱/半干旱区所占面积从28.3%扩大到29.6%（Spinoni et al., 2013）。

在中国，东部季风区在20世纪整体趋干，表现为湿润指数下降（姜姗姗等，2016）。21世纪初期，全国大部分地区湿润指数下降，以西南地区最为显著（黄亮等，2013）。2011年后，全国大范围降水增多，湿润程度增加（朱耿睿和李育，2015）。因此在全球地域系统格局变化的同时，中国干湿区发生了区域性较强的变动，在界线整体移动的同时表现出东西、南北相异的波动（杨建平等，2002）。依据干湿指数的分区结果显示，北方的半干旱（1.5＜ETO/P≤4.0）—半湿润（1.0＜ETO/P≤1.5）分界线呈现整体往东南移动的明显趋势（郑景云等，2013）。依据湿润指数的分区结果也显示出类似规律（马柱国和符淙斌，2005; Dong et al., 2013），主要表现为半干旱（0.5≤P/ETO＜1.0）—半湿润（1.0≤P/ETO＜1.5）分界线在华北南部和陕西南部呈波动式南扩、在东北中部呈波动式东移，以及干旱（P/ETO＜0.5）—半干旱分界线在内蒙中部呈明显东扩。气候聚类分区的结果也显示出北方干湿界线的东移规律（Zhang and Yan, 2014）。在西北和青藏高原，则发生了干湿区的湿化转变（黄亮等，2013; 郑景云等，2013; 郑然和李栋梁，2016）。

进入21世纪后，随着国际上气候模式研究的深入，地域动态研究开始通过气候模式和排放情景展开，并普遍预估了全球地域系统类型将往暖干化变化的趋势，其中干化趋势的面积比例将可能达到50%（Alessandri et al., 2014; Feng et al., 2014; Sylla et al., 2015; Belda et al., 2016; Huang et al., 2016b）。在耦合模式比较计划第五阶段（Coupled Model Intercomparison Project Phase 5，CMIP5）模拟的典型浓度路径（Representative Concentration Pathways, RCPs）情景中，21世纪全球及其典型干旱半干旱区的降水，预计将在降水少的地区减少，在降水多的地区增多（赵天保等，2014; 胡婷等，2017）。全球陆表及海洋的降水变率增大（Pendergrass et al., 2017）。其中，中国大部分地区的降水量将增多，尤其是在塔里木盆地（Hui et al., 2018）。整体来看，21世纪的全球陆表区域可能趋于干旱化，以热带、亚热带和中纬度地区为主，表现为因潜在蒸散增加而导致的湿润指数下降（Scheff and Frierson, 2015）。在RCP8.5下，2060～2080年的湿润指数预计比1985～2005年低6.4%±0.8%；在RCP4.5下湿润指数变化较为缓和，但降低比也预计达到3.7%±0.6%（Lin et al., 2018）。

在RCPs下，预计21世纪中国的潜在蒸散将普遍增加，但对湿润指数的预估存在争议（姜姗姗等，2016; 姜江等，2017）。在RCP4.5情景下，中国的干湿区可能将发生湿润区和干旱区缩小、半湿润和半干旱区扩大的格局变化（姜江等，2017）。此外，RCP8.5下的气候变化也给中国的气候类型格局带来冲击。过半陆表区域可能将在21世纪末发生气候类型转变。具体表现为热夏干冬温暖型气候和草原气候的大幅扩张、苔原和沙漠气候的缩减（程志刚等，2015），以及青藏高原的高山气候和东北地区的亚极低大陆干冬气候的大幅收缩直至消失（Chan et al., 2016）。

（二）干旱事件变化特征

气候变化在影响全球干湿状况特征发生变化的同时，还使全球的干旱事件的频次、持续时间和强度增加（Dai, 2013; Dai and Zhao, 2017）。21世纪以来，严重程度超过几十年一遇的特大干旱事件常有发生。例如，2003年欧洲夏季高温干旱事件，尽管不是欧洲记录以来最严重的干旱事件，但热浪与干旱的联合作用远超以往干旱灾害单独造成的影响，使欧洲当年的总初级生产力减少约30%（Ciais et al., 2005）。2005年亚马孙森林干旱事件，是过去百年严重的干旱事件之一，由热带北大西洋海面温度上升引起，造成生物量显著减少，导致长期的碳汇发生逆转（Phillips et al., 2009）。2009年冬至2010年春，因绕高原路径的冷空气偏弱等原因（黄荣辉等，2012），中国西南地区发生百年一遇的特大干旱事件，造成中国西南五省直接经济损失982.01亿元，粮食减产43.62亿公斤，尤其是在云南省（国家防汛抗旱总指挥部，2011）。受印度洋正偶极子（positive Indian Ocean Dipole, pIOP）和中太平洋厄尔尼诺（Central Pacifc El Niño, CP-El Niño）的影响，澳大利亚在2019年经历了100多年来最炎热干旱的一年，其中年降雨量低至277毫米，创1900年来的最低值，引发持续数月的灾难性森林大火（Wang and Cai, 2020）。基于气候情景模式预估等数据，预计干旱事件的发生范围和严重程度可能在未来全球的许多区域进一步增加，干旱影响可能更加严重（Touma et al., 2015; 丁一汇和王会军，2016; Ahmadalipour et al., 2017; Sharma and Mujumdar, 2017; Ahmadalipour et al., 2019），而修复干旱损伤所拥有的时间将被进一步压缩（Schwalm et al., 2017）。

中国是近百年来气候发生显著变化的国家之一（《第三次气候变化国家评估报告》编写委员会，2015）。气候变化对中国干旱的发生频次和严重程度等特征产生了显著影响（Ayantobo et al., 2017），且表现出明显的空间异质性。基于1月尺度的标准化降水蒸散指数（SPEI1）监测的干旱事件表明，自20世纪中叶以来，中国大部分地区存在干旱化的趋势，全国干旱频次增加，尤其是在北方地区（李伟光等，2012）。北方大部分地区的干旱化后果主要表现为轻度干旱和中度干旱的频次增加，二者的频次在1981年以来发生显著增加的区域分别高达78%和81%（史尚渝等，2019）。从12月尺度（SPEI12）的干旱特征来看，西北地区的干旱严重程度最高、持续时间最长、发生频次最高；东北地区的干旱特征不亚于西北地区；东南地区的干旱则均是最低值；华北地区的这三个干旱特征则介于西北地区和东南地区之间（Zhang et al., 2015）。综上，西北地区可能受到了最为严重的干旱化问题，受干旱灾害的制约在不断加重，尤其是在西北的东部地区，需在监测干旱发生、评估干旱影响和应对旱灾措施上给予高度关注和大力发展（张强等，2015）。

在除西北干旱区外的其他地区，3月尺度的标准化降水指数（SPI3）、侦察干旱指数（RDI3）和SPEI3均显示，华北平原西部、黄土高原、四川盆地和云贵高原由于降水的显著减少，都表现出显著变干趋势。大规模的干旱事件往往集中发生在从华北平原延伸到长江中下游的区域（Xu et al., 2015）。1988年左右是一个气候干旱序列的分界点，在一条从西南向东北西部的延伸带上，极端干旱事件的发生频率在1988年之后明显较1987年之前增多，且极端干旱事件的增加多发生于春季，冬季次之（Zhang and Shen, 2019）。总之，除高度重视西北地区突出的干旱事件表现外，也需顾全干旱事件连片增加的重点区域，因地制宜地采取防旱抗旱救旱措施。