我國干旱半干旱區氣候變化特征及其對干濕波動的影響

朱飆 張強 李春華 黃鵬程 楊金虎 胡婕 劉晨汐

摘要 ?氣候干濕狀況是表征區域氣候特征的重要指標，是在全球氣候變暖背景下，水循環與陸面蒸散發作用的綜合結果。本文從濕潤度指數入手，結合降水與潛在蒸散的時空變化，分析了我國干旱半干旱區氣候特點與干濕變化特征及對土壤濕度的影響。分析發現：近50年來，我國干旱與半干旱區均呈變濕趨勢。干旱區與半干旱區潛在蒸散與降水月差值在年內出現時間上存在不一致，且干旱區明顯大于半干旱區;3～9月為干旱氣候區潛在蒸散與降水差值大值期，3～6月半干旱區潛在蒸散明顯大于降水，7月起差值明顯減小。作用分析表明，在干旱區，降水對濕潤度指數的影響更大，而對于半干旱區，降水與潛在蒸散作用相當。長期以來，我國整個干旱與半干旱區大部分土壤濕度在逐漸變干，尤其是農業耕作層的淺層土壤，幾乎全區域一致呈現變干趨勢，說明我國干旱半干旱區農牧業生產存在較大的潛在干旱風險。

關鍵詞 ?中國干旱半干旱區; 氣候特征; 氣候干濕; 土壤濕度

氣候干濕變化是氣候變化的重要組成部分，是大氣水循環的體現，對地表輻射平衡（張強等，2014）、水熱過程（岳平等，2015）等有重大影響。目前，全球變暖已成為一個不爭的事實，多種觀測資料一致表明，全球平均氣溫升高（IPCC，2021）。在全球氣候變化背景下，水循環以及降水量、水資源的分布也會發生變化，各地氣候干濕變化情況不盡相同。近年來，隨著對氣候變化更系統，更深入的研究，中國及典型區域的氣候干濕狀況正受到越來越多的關注。

張存杰等（2016）對我國氣候干濕研究歷程、方法、區劃進行了系統總結。苑全治等（2017）分析了中國陸地1961—2015年氣候干濕狀況的時空分異規律，并討論了干濕變化的主導氣候因子。馬柱國等（2018）結合地表濕潤指數與帕爾默干旱指數，對我國氣候干濕與旱澇的形態變化與調整進行了研究。李明星和馬柱國（2012）等結合土壤濕度數據，對我國氣候干濕進行了不同于傳統方法的劃分結果。李宗梅等（2017）詳細分析了我國不同年代干濕波動性規律的差異。張紅麗等（2016）利用濕潤指數，對我國不同區域干濕化特征及原因進行了研究分析。

對于氣候干濕的研究由于目標不同，研究也各有側重。已有研究表明，全球氣候變化對干旱半干旱區影響更為顯著，在同樣的全球增溫幅度下，北半球中高緯地區的干旱與半干旱地區對氣候變暖響應更敏感，增溫更快，受到的影響更大（Ji et al.，2014;Huang et al.，2017a）;同時，在氣候變化中，溫度變化是直接和主動的，它是氣候變化的主導因素，而降水變化則是間接和被動的，更多是對溫度變化的直接或間接響應;且氣候變暖影響的不利程度可能要遠遠超過其有利程度（張強等，2011）。預計在不同的二氧化碳排放情境下，全球干旱與半干旱區、濕潤區的面積發生明顯改變，干旱區面積均將增加（Huang et al.，2016a，2016b，2017b）。因此，我國干旱半干旱區也將同樣受到明顯的影響，面臨同樣的挑戰。此外，我國受典型夏季風影響，在濕潤區與干旱、半干旱區之間存在著一個明顯的氣候過渡帶。這個過渡帶大致分布在西北、華北，直至東北，幾乎全部位于我國北方廣大區域（胡豪然和錢維宏，2007;湯緒等，2007，2009）。這一過渡帶氣候受夏季風活動影響顯著，氣候干濕介于半濕潤與干旱區之間，其氣候干濕對夏季風進退和強弱變化的依賴性最強，夏季風強，當年一部分半干旱區氣候相對濕潤，夏季風弱，當年一部分半濕潤區氣候相對變干。且該過渡區與我國其他地區有著不同的地表能量平衡和能量再分配特征（趙建華等，2011;喬梁等，2019;張強等，2019a）。這使得我國干旱與半干旱地區降水、蒸散的影響因素更多，氣候干濕變化更加復雜。最新的研究表明，西北干旱區降水增加與東亞夏季風減弱直接相關，東亞夏季風的減弱伴隨著西太平洋副熱帶高壓的西伸和蒙古反氣旋活動的增加，促進了東風對來自印度洋和太平洋夏季水汽的向西輸送，這對近幾十年來西北干旱區降水增加起到重要作用（陳發虎等，2021）。同時，在21世紀受氣候變暖的影響，夏季風雨帶將持續北移，中國北方和西部地區出現持續性多雨的格局（丁一匯等，2018），這更深化了對我國北方干濕變化原因的認識。

已有學者就我國北方地區氣候干濕進行了相關研究（閆炎等，2010;唐敏等，2016;鄭然和李棟梁，2016;張耀宗等，2019），研究表明氣候干濕線隨時間變化存在較明顯南進或北退，且氣候干濕與200 mm、400 mm等降水線一致性較好。但已有研究對我國干旱、半干旱區聚焦不夠，尤其是在我國干旱半干旱區西部呈現較明顯暖濕化背景下（馬鵬里等，2020;李明等，2021;王澄海等，2021;張強等，2021），對該區域氣候干濕變化與氣象影響因子響應作用研究較少。鑒于此，本文利用濕潤度指數，對我國干旱半干旱區氣候特征與干濕整體狀況及降水與潛在蒸散對濕潤度指數變化的相對貢獻進行研究，并同時對土壤干濕趨勢進行分析，對我國干旱與半干旱區氣候干濕較全面的加以展示。

1 資料與方法

1 1 資料

本文選用了中國陸地區域485個氣象臺站1971—2019年的逐日氣象資料（包括日最高氣溫，日最低氣溫，降水，日平均風速，日照時數，日平均相對濕度）。選用標準為每個臺站每年缺測資料小于等于3 d，對于缺測資料采用前后兩天的均值進行插補，如出現連續兩天資料缺測，采用相鄰兩天的資料進行等分插補。本資料來源于中國氣象局氣象信息中心，已經過質量控制，并在研究中被廣泛使用（李慶祥等，2010;楊溯和李慶祥，2014）。

采用ERA再分析資料四層土壤的含水量月值資料，深度分別為0～7 cm、7～28 cm、28～100 cm、100～289 cm，時間段為1979—2019年，分別采用線性插值到對應的氣象站進行分析。根據Liu et al.（2014）與張人禾等（2016）對多種再分析土壤資料均方根誤差的對比分析，ERA土壤濕度在量值上最接近觀測值，而CFSR、NCEP、JRA資料中的量值則依次次之，MERRA土壤濕度量值與觀測相差最大，因此在這里采用ERA再分析土壤資料。

采用我國部分農業氣象站1992—2012年的土壤測墑資料。通過王愛慧等（2020）對中國西北地區陸地水分收支的分析，可知該資料準確可靠。

1 2 方法

1 2 1 濕潤度指數

濕潤度指數是結合降水與潛在蒸散影響的基礎上來表征氣候干濕程度，本文采用Hulme et al.（1992）給出的定義，如式（1）所示，它已在氣候變化研究中被廣泛應用（張存杰等，2016;張紅麗等，2016;李宗梅等，2017;苑全治等，2017;馬柱國等，2018）。

MI= ?P ?PET 。 ???（1）

其中：MI是濕潤度指數，為無量綱數; P 是年降水量，單位為mm;PET是年潛在蒸發量，單位為mm。

1 2 2 潛在蒸散

潛在蒸散采用已被廣為認可的FAO Penman-Monteith公式計算（Allen et al.，1998，2007）。已有研究表明：該公式理論基礎堅實、物理意義明確，全面考慮了能量平衡和水汽擴散理論，能夠充分反映各氣象要素的綜合影響，且計算結果準確，適應于不同氣候類型地區潛在蒸散量的計算（高歌等，2006;Cai et al.，2007），見式（2）（中華人民共和國國家質量監督檢驗檢疫總局，2017）：

PET= 0 408 Δ（ R ?n -G）+ γ ?900 T ??mean +273 ?u ?2（ e ?s- e ?a） ?Δ+ γ（1+0 34 u ?2） 。 ??（2）

其中：PET為潛在蒸散量（mm·d ?-1 ）; Δ 為飽和水汽壓曲線斜率; γ 為干濕表常數（kPa·℃ ?-1 ）; R ?n為地表凈輻射（MJ·m ?-2 ·d ?-1 ）， G 為土壤熱通量（MJ·m ?-2 ·d ?-1 ）; T ??mean 為日平均氣溫（℃）; u ?2為2 m高度處風速（m·s ?-1 ）; e ?s為飽和水汽壓（kPa）; e ?a為實際水汽壓（kPa）。計算中每天的 G 可以忽略不計。但月時間尺度，假設在適當的土壤深度、土壤熱容量為常數2 1 MJ·m ?-3 ·℃ ?-1 時，由（3）式來估算月土壤熱通量 G ，進一步獲得潛在蒸散的多年平均值。

G= c s T i-T ?i-1 ??Δ t ?Δ z= c s Δ z ?Δ t （T ??momth ，i -T ??momth ，i-1 ）= 0 14（T ??month ，i -T ??month ，i-1 ）。 ???（3）

其中：T ??momth ，i 第i月時的平均氣溫（ ℃ ）;T ??month ，i-1 上月 平均氣溫（℃）。

由于我國面積廣袤，氣候類型多樣，為后續分析方便，先采用全國1971—2019年的平均濕潤度指數，對我國陸地區域進行了氣候區劃，劃分標準按照極端干旱區（MI<0 03）、干旱區（0 03≤MI<0 2）、半干旱區（0 2≤MI<0 5）、半濕潤區（0 5≤MI<1）、濕潤區（MI≥1）5種類型（圖1a），圖中紅實線是本文擬研究區域，這一劃分結果與其他研究劃分結果非常一致（李宗梅等，2017;苑全治等，2017）。進一步聚焦于我國干旱、半干旱區進行分析（圖1b），對于極端干旱區，在此一并包含在干旱區內分析。全國485個氣象站位于干旱與半干旱區的有80站，其中44站位于干旱區，36站位于半干旱區，研究區域與干旱、半干旱區氣象站點位置如圖1b所示。

1 2 3 線性回歸方法確定相對貢獻率

為分析降水與潛在蒸散對濕潤度指數的相對貢獻，借鑒Fu and Feng（2014）采用的方法，對（1）式進行差分，得到（4）式，將其中PET與MI分別用研究區每站的多年平均值代替，各站點多年的濕潤度指數變化值、降水變化值、潛在蒸散的變化值，則構成了二元線性函數，以左邊相對濕潤度指數的變化值以及右邊降水與潛在蒸散的變化值分別作為被擬合量、擬合因子，通過回歸量與因子以及因子與因子的協方差，對我國干旱與半干旱區各站點建立二元線性回歸方程，求得各回歸系數，通過擬合方差確定降水與潛在蒸散對濕潤度指數變化的相對貢獻率（黃嘉佑，2004）。

Δ MI= ?Δ P PET -MI ?Δ PET PET 。 ???（4）

2 結果與分析

2 1 我國干旱與半干旱區基本氣候特征

近50 a以來，我國干旱與半干旱區溫度均呈現出顯著的逐漸上升的趨勢，從擬合直線的斜率可以確定，干旱區與半干旱區線性增溫傾向率分別為0 399 ℃／（10 a）和 0 371 ℃／（10 a），干旱區略大于半干旱區，且均在20世紀80年代增溫加快，2010年前后增溫有所趨緩，隨后又逐步加快，二者的變化趨勢非常一致，因此，干旱與半干旱區總體的變化趨勢與二者也一致（圖2），且與全球變暖特征基本相似（蘇京志等，2016）。

從我國干旱與半干旱區潛在蒸散多年距平變化可見（圖4），近50 a我國干旱區與半干旱區潛在蒸散變化趨勢一致性非常好，均呈現一致的減少趨勢，干旱區的減少更明顯。從逐時段看，潛在蒸散似乎存在較明顯的準20 a周期，自20世紀70年代到80年代，存在一潛在蒸散偏大期，隨后自20世紀80年代到90年代中期，存在一潛在蒸散偏小期，此后直到2010年之前，干旱與半干旱區均又出現潛在蒸散的輕微偏大時段，并且后面周期的變化幅度較上一歷史周期幅度小，而最近10 a，潛在蒸散的變化趨勢不明顯。因干旱與半干旱區潛在蒸散變化趨勢一致，因此該區域總體變化與之相似。最近10余年，干旱半干旱區潛在蒸散的偏小時段與趨勢不明顯時段，與該區域濕化在時間上有對應，因此，應該可判斷為研究區濕化的原因之一。

2 2 ?我國干旱與半干旱區氣候干濕波動與土壤濕度變化特征

2 2 1 ?我國干旱與半干旱區濕潤度指數的時間變化特征

本節對我國干旱、半干旱區及該區域整體多年來濕潤度指數的變化進行分析。由圖5可見，我國干旱、半干旱區及該區域整體多年來濕潤度指數雖有上升趨勢，但非常輕微，同時，半干旱區較干旱區濕潤度指數上升趨勢在數量級上要大一點;當然，因濕潤度指數本身量值很小，因此，這一變化趨勢，對于研究區域氣候干濕影響是存在影響的。

由于我國干旱與半干旱區主要降水時段明顯不同，因此，進一步對干旱區與半干旱區潛在蒸散與降水差值的月變化進行分析。由圖6a可見，對于干旱區而言，潛在蒸發減去降水后，一年之內均為正值，差值自3月起就增大到近60 mm，隨后快速增大，4—8月差值均大于100 mm，直到9月回落到100 mm以下，說明對干旱區而言，3—9月均為氣候干期，同時該時段干旱發生的可能較大，這與該區域春旱、春末夏初旱、伏旱頻繁發生相對應，同時，干旱區在一年大部分時段中，降水始終處于蒸發狀態，并且隨著降水集中期的到來，蒸發也進一步增大，這也表明了該地區長期處于能量主導狀態。對于半干旱區而言，由圖6b可見，潛在蒸發減去降水之后的年內變化與干旱區在時間上差異非常明顯，在1—5月，為差值快速增大期，5月達到年內最大值，超過100 mm，6月開始發生轉折，潛在蒸散與降水的差值開始回落，小于5月，

但差值依然較大，說明半干旱區這一時段處于能量為主導的蒸發狀態，同時也表明該區域干旱易發生的主要時段在3—6月。7—10月潛在蒸散與降水差值變小，穩定在40～60 mm，這與降水集中期的出現時間相一致。干旱區與半干旱區潛在蒸散與降水差值在年內出現時間上存在不一致，同時干旱區月差值平均在80 mm以上，而半干旱區月差值平均在50 mm，這是二者最主要的兩點差異。

一般在較長的時間尺度上，濕潤度指數的變化取決于降水與潛在蒸散的自然變化，二者在不同時段、不同地區會表現出不同的變化關系。同時由于我國干旱與半干旱區地域廣大，氣候特征不同，干旱區大部分降水在200 mm以下，半干旱地區降水在200～400 mm。進一步對我國干旱與半干旱區的降水與潛在蒸散距平分別進行標準化（圖7）。圖7給出的干旱區和半干旱區1971—2019 年49 a，逐站點降水距平與潛在蒸散距平的配置關系，可以看出，干旱區與半干旱區的降水與潛在蒸散配置關系差別較大。干旱區站點降水與潛在蒸散距平標準化之后，主要分布在二四象限，正的降水距平對應負的潛在蒸散距平，反之，負的降水距平對應正的潛在蒸散距平，也即在西部，氣象站點代表區域的氣候干濕變化表現為“干者越干，濕者越濕”的特征，這與已有的研究結論，我國西部廣大的半干旱區逐步更干，濕潤區更濕類似（Huang and Coauthors，2008;Zhu et al.，2022）。而在我國半干旱區，標準化后的降水與潛在蒸散距平圍繞原點分布在四個象限，表明在這一區域，干濕變化規律不明顯，氣候干濕變化隨機性強，不確定性較大。

2 2 2 ?我國干旱與半干旱區濕潤度指數的空間變化特征

通過對我國干旱與半干旱區近50 a濕潤度指數的氣候趨勢系數進行計算。由圖8a可見，我國干旱半干旱區在此時段變濕趨勢明顯，氣候趨勢系數在0～0 55，尤其是干旱與半干旱區105°E以西區域只有極個別站點變干，而東邊變干站點個數較西邊為多，但占總體站數的比例也很低。為進一步查看近20 a我國干旱半干旱區干濕與之前時段的變化，用2001—2019年濕潤度指數的均值與1971—2000年濕潤度指數的氣候態值進行相減，由圖8b可見，我國干旱半干旱區由西自東呈現較一致的濕化趨勢，只有少部分站點較20世紀后30 a變干，但無 論變 干變濕，濕潤度指數變化值均較小，約在 -0 05～0 11。

2 2 3 我國干旱與半干旱區土壤濕度變化特征

既然降水與潛在蒸散均直接影響一地氣候的干濕，同時土壤濕度也反過來影響氣候干濕，二者之間有互饋關系（李明星和馬柱國，2012;張人禾等，2016）。那么，在前述的我國干旱與半干旱區氣候干濕變化特征下，土壤濕度如何變化？為此，接下來使用再分析土壤濕度數據對我國干旱與半干旱區降水與潛在蒸散對土壤濕度的影響進行分析。在使用再分析土壤濕度資料前，與選取的我國干旱與半干旱區從西到東四個農業氣象觀測站1992—2012年的實測土壤濕度進行了對比分析，由于實際土壤測墑深度不足1 m，因此對再分析0～7 cm、7～28 cm、28～100 cm層三層土壤濕度求取平均后進行對比。經比對，兩種資料雖有差異，但具有較好的線性關系，在趨勢分析中有較好的可信度（圖9）。

將再分析土壤濕度插值到研究區域對應氣象站點后，與降水及潛在蒸散進行相關性分析。從降水與不同深度土壤濕度的時間相關性（圖10a）可見，長期平均降水與不同深度土壤濕度有著較小的正相關，對于最深的100～289 cm土壤濕度影響最小;從潛在蒸散與不同深度土壤濕度的時間相關性分析（圖10b）可見，潛在蒸散與0～7 cm、7～28 cm、28～100 cm層土壤濕度有著顯著的負相關，與最深的100～289 cm土壤相關性較差，說明深層土壤受潛在蒸散影響相對較小。由圖10可見，在研究區域，土壤濕度受到降水的正效應影響，受到潛在蒸散的負效應影響，且潛在蒸散的負效應似乎大于降水的正效應，因此，有必要對研究區域土壤濕度的變化趨勢進行分析。

2 2 4 土壤濕度的變化趨勢

既然潛在蒸散與降水均影響著土壤濕度，且潛在蒸散的影響似乎更明顯，那么我國干旱區與半干旱區土壤濕度的長期變化趨勢究竟是變濕還是變干？為此，在前述資料比對的基礎上，對研究區域1979—2019年土壤濕度的氣候趨勢進行分析。由圖11可見，從長期看，我國干旱與半干旱區0～7 cm、7～28 cm、28～100 cm深度土壤層濕度均主要呈現為變干趨勢，氣候傾向率主要以負值為主（圖中黑色虛線左側），其中0～7 cm、7～28 cm、28～100 cm土壤濕度變干站點分別占到分析站點的77 5％、77 5％、67 5％，100～289 cm深度土壤層與其余土壤層變化趨勢差異明顯，近60％站點氣候傾向率主要以正值為主（圖中黑色虛線右側），主要在干旱氣候區，但變干站點仍然占到41 3％，主要在半干旱區。深層土壤與淺層土壤氣候變化趨勢不完全一致，與我國干旱與半干旱區氣候長期的濕化相對應。可見，盡管我國干旱與半干旱區大部分區域氣候逐漸變濕，但長期以來，該區域土壤濕度變化趨勢并沒有與氣候干濕變化完全對應，尤其是農業耕作層的淺層土壤，幾乎一致呈變干趨勢，這說明我國干旱與半干旱區農牧業生產存在較大的潛在干旱風險。

2 3 ?降水與潛在蒸散對我國干旱與半干旱區濕潤度指數影響

為了分析我國干旱與半干旱區降水與潛在蒸散對濕潤度指數的相對貢獻，根據前述公式（4）建立二元線性回歸方程，通過對回歸量與因子以及因子與因子的協方差構成的矩陣求逆矩陣，得到各方程回歸系數，并通過了顯著性檢驗，隨后以復相關系數確定降水與潛在蒸散變化對濕潤度指數變化的相對貢獻大小，對結果按照干旱與半干旱區繪制了箱線圖。由圖12可見，對于干旱區而言，降水對濕潤度指數的平均相對貢獻在62 8％，潛在蒸散對濕潤度指數的平均相對貢獻在37 2％，顯然對干旱區，降水對濕潤度指數的影響更大;而對于半干旱區而言，降水與潛在蒸散的平均相對貢獻率分別為51 5％和48 5％，二者作用相當。

3 結論與討論

本文通過對我國干旱與半干旱區降水與潛在蒸散、濕潤指數的分析，結合再分析土壤濕度資料，得到以下主要結論：

1）近50 a我國干旱與半干旱區氣候特征表現為溫度與降水均呈現明顯的增加趨勢，干旱與半干旱區增溫速率非常接近，對降水而言，半干旱區降水增加更為明顯;干旱與半干旱區潛在蒸散均表現出減少趨勢，干旱區潛在蒸散減少更加明顯。

2）由于表征氣候干濕的濕潤度指數與降水與潛在蒸散均有著直接關系，降水的增加與潛在蒸散的減少，促使我國干旱與半干旱區氣候變濕趨勢明顯，這也從兩個氣候分區濕潤度指數的氣候趨勢系數以及近20 a濕潤度指數與20世紀末30 a相減的 差值上得到印證。我國干旱氣候區降水與潛在蒸散標準化距平配置多為反相，而半干旱氣候區二者配置更復雜。降水與潛在蒸散對濕潤度指數的影響作用分析表明，在干旱區，降水對濕潤度指數的影響更大，而對于半干旱區，二者作用相當。

3）從我國干旱與半干旱區潛在蒸散與降水差值的月變化可見，對干旱區而言，在3—9月，潛在蒸散大于降水，這一時期干旱有較大的發生可能，這與干旱區春旱、春末夏初旱、伏旱，直至秋旱均易發生相對應;對于半干旱區而言，干旱易發生的主要時段在一年中的3—6月，年內7月起，潛在蒸散與降水差值明顯減小，這與干旱區有顯著的差異，此外，干旱區潛在蒸散與降水月差值明顯大于半干旱區。

4）綜合分析降水與潛在蒸散對我國干旱與半干旱區土壤濕度的影響后發現，盡管我國干旱與半干旱區逐漸變濕，但長期以來，該區域大部土壤濕度在逐漸變干，尤其是農業耕作層的淺層土壤，幾乎較一致呈現變干趨勢，這說明我國干旱與半干旱區農牧業生產存在較大的潛在干旱風險。對于深層土壤，干旱與半干旱區有約2／3站點呈現變濕趨勢。

氣候變暖已對全球氣候造成影響，使得地表蒸散增加，水循環加快，我國西北干旱與半干旱區尤為明顯（張強等，2022）。長期以來，我國北方干旱區氣候主要受西風環流控制，以夏季降水為主，常年水汽主要來源于中緯度西風輸送（Chen et al.，2019;張強等，2019b），新的研究表明，同時包圍東亞大陸的太平洋年代尺度振蕩（PDO）、北大西洋多年代尺度振蕩（AMO）以及印度洋海盆模態（IOBM）通過不同位相的組合，可分別對東亞夏季風產生影響（丁一匯等，2020），進而影響北方氣候干濕。可見，確如有學者指出，分析偏暖波動的分布規律及其與大洋濤動的聯系機制，有助于理解我國近百年氣候變化（嚴中偉等，2020）。目前對全球各干旱區氣候變化成因的認識分歧很大，對造成干旱半干旱區氣候變化的機理和數值模擬研究還十分缺乏，尚不能定量區分自然變化和人類活動等因素的相對貢獻（黃建平等，2013）。因此，僅通過分析降水與潛在蒸散，以及濕潤度指數變化來研究我國干旱與半干旱區氣候干濕還很不全面，后續將結合水循環與大氣環流及海洋因子，對我國干旱、半干旱區進行關聯研究，以深入理解該區域的氣候干濕變化及其他因子對該氣候區的長期影響。

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Characteristics of climate change in arid and semi-arid areas of China and its influence on climatic dry-wet fluctuation

ZHU Biao ?1，2，3 ，ZHANG Qiang 2，LI Chunhua 4，HUANG Pengcheng 1，YANG Jinhu ?1，2，3 ，HU Jie 1， LIU Chenxi 1

1Lanzhou Regional Climate Center，Lanzhou 730020，China;

2Institute of Arid Meteorology，CMA／Key Open Laboratory of Arid Climate Change and Disaster Reduction of CMA／Key Laboratory of Arid Climate Change and Reducing Disaster of Gansu Province，Lanzhou 730020，China;

3Gansu Province Meteorology Bureau，Lanzhou 730020，China;

4Lanzhou Resources ＆ Environment Voc-Tech University，Lanzhou 730021，China

Climate wetness and dryness are important indicators of regional climate characteristics，which are the comprehensive results of the water cycle and land surface evapotranspiration in the context of global warming.Based on the wbtness index and the spatiotemporal variation of precipitation and potential evapotranspiration （PET），this paper analyzes the characteristics of climate change and climatic dry-wet variation and its effects on soil moisture in arid and semi-arid areas in China.The analysis reveals that Chinas arid and semi-arid areas have become wet in the past 50 years.The monthly difference in PET and precipitation between arid and semi-arid areas is inconsistent over the year，and the arid area is obviously larger than the semi-arid area.From March to September，the PET is greater than the precipitation in the arid areas，and from March to June，the PET is greater than the precipitation in the semi-arid areas of China.Since July，the difference has decreased significantly.The wetness index is analyzed using the difference method，and the results show that precipitation has more influence on the wetness index than PET in the arid region，while precipitation and PET have similar influences in the semi-arid region.For a long time，the majority of soil moisture in arid and semi-arid areas in China has gradually become drier，especially the plough layer，which has shown a trend of becoming drier throughout the entire region，indicating that there are great potential drought risks in northern agricultural and animal husbandry production.

arid and semi-arid areas of China;climatic characteristics;climatic dry-wet;soil moisture

doi：10 13878／j.cnki.dqkxxb.20221101012

（責任編輯：劉菲）