干旱气象是气象学的一个重要分支，也是一个深受社会各界广泛关注的学科。一般而言，干旱气象研究主要包括两个范畴，它既指对干旱半干旱气候区的形成和演化以及发生在该区域的天气、气候事件的研究，又指对发生在全球任何区域的气象干旱的研究（张强等，2011b）。对于前者的研究最近已有一些文献做了系统总结（张强等，2012a；钱正安等，2017a，2017b；Huang，et al，2019；管晓丹等，2019；闫昕旸等，2019），文中主要聚焦于后者即气象干旱（简称干旱）方面的研究工作。
全球自然灾害中气象灾害约占到70%，而在全球气象灾害中干旱灾害又占到50%（秦大河等，2002）。1980—2009年全球因干旱造成的经济损失年平均为173.3亿美元，而2010—2017年的年平均损失增长到231.25亿美元，远超其他气象灾害损失的增速（Wilhite，2000；Buda，et al，2018）。气候变暖背景下，全球水循环进一步加快，植物蒸腾和地表蒸散等水分平衡随之调整，干旱风险增高，农业生产的不稳定性和风险进一步增大（张强等，2011a，2015a；Zhang，et al，2018；Zhang，et al，2019b）。并且，干旱灾害发生的频率和强度均呈增加态势，特大干旱事件更加频繁发生，干旱灾害的表现特征愈加异常，对人类生产、生活的危害日益加剧（IPCC，2012）。
中国是干旱灾害发生频率最高且影响最严重的国家之一。20世纪70年代以来，影响中国大部分区域的东亚大气环流系统从对流层到平流层均发生了明显的年代际转折，中国旱涝格局呈现为北方易受旱灾影响、南方旱涝并发的特征，大范围的干旱灾害连年发生，农作物每年平均受旱2.09×107 hm2，最高年份达4.05×107 hm2，平均干旱成灾8.87×106 hm2，最高年份达2.68×107 hm2。每年造成的粮食减产从数百万吨到3000多万吨，干旱的直接经济损失高达440 亿元/a（Buda，et al，2018）。干旱灾害严重威胁着粮食和生态安全，已成为制约社会经济可持续发展的重要因素之一。
中外对干旱问题均做了大量研究工作（Tannehill，1947；Charney，1975；Wilhite，1985；Wilhite，et al，2000；Gao，et al，2009；Dezfuli，et al，2010；Ummenhofer，et al，2011；Belayneh，et al，2014），已逐渐由对干旱的定性和表象认识，发展到对干旱客观特征的定量认识和形成机理的深入揭示。自新中国成立以来，中国的干旱研究取得了长足进展，从只对一些重大干旱事件的零散研究逐步发展到与国际干旱研究的完全接轨。
干旱灾害的形成和发展过程不仅包含着复杂的动力学过程及多尺度的水分和能量循环机制，而且还涉及气象、农业、水文、生态和社会经济等多个领域（张强等，2015b）。中国大部分区域既处于东亚季风的两类子系统—“东亚热带季风（南海季风）”和“东亚副热带季风”重叠影响区，又同时受西风环流、青藏高原季风的共同影响，再加之生态系统的敏感性以及高强度人类活动影响等因素，干旱气象灾害具有十分明显的区域性和复杂性，对其成因和变化规律的认识还不够深入，诸多新的科学问题还有待进一步研究（钱正安等，2001；丁一汇等，2003，2014，2016；黄荣辉等，2003a，2005；Ding，et al，2014a，2014b，2015）。
目前，干旱事件的相关研究很多，但研究结果比较分散，许多观点各异甚至相悖，缺乏系统性梳理，权威性凝练。尚未对干旱问题形成整体科学认识和系统宏观理论概念。鉴于此，文中试图回顾总结新中国成立以来中国干旱研究的主要进展，科学划分干旱事件研究的主要发展历程，系统归纳凝练中国干旱研究的重要成果，并以此为基础剖析干旱研究存在的问题和挑战，提出解决问题的途径及未来研究方向和突破口。
2 干旱研究的发展阶段及其取得的主要科学认识中国对干旱问题的认识已经有很长的历史，但比较系统地对干旱进行研究分析应该是新中国成立之后的事。从新中国成立开始，中国干旱事件的研究历程大致可以分为4个主要发展阶段。
2.1 干旱事件的现象特征和时、空分布规律研究进程20世纪30年代美国发生了持续性干旱事件，造成美国中、北部大平原区5个州的严重旱灾，约250万人流离失所。该事件引发了全球对干旱灾害的关注。1955年美国在新墨西哥州召开干旱会议，明确了要以干旱灾害为重点研究方向（Hodge，et al，1963；Dregne，1970）。新中国成立之初，中国自然灾害频发，为了稳定农业生产，力争旱涝保丰收，开展了大规模干旱灾害调查（杨鑑初等，1956；萧廷奎等，1964）。起初，干旱研究工作受实测降水量资料的限制，多以史料记载、群众经验及少量降水量记录为依据，从干旱事件的现象特征入手，分析干旱灾害特征及其危害。随着观测站网的完善和探测手段的不断进步，逐步发展到对干旱时、空分布规律的认识。在这一发展过程中主要取得了如下几个方面的科学认识：
第一，区域干旱事件年发生频率高、影响大，大范围干旱事件虽然年发生频率不高，但危害尤为严重。中国最严重的干旱是明朝崇祯年间的大旱，从崇祯元年（1628 年）陕北干旱起，至1638 年旱区扩及陕、晋、冀、豫、鲁和苏等省，中心区连旱17 a。赤地千里，民不聊生，爆发了明末农民大起义。20世纪分别在 1900、1928—1929、1934、1956—1961和1972 年出现了大范围干旱。大范围干旱事件年发生频率为11%（任瑾等，1989）。元、明、清三朝河南省共有654 a发生干旱，以夏旱最多，春旱次之，冬旱最少，季节连旱中以夏秋旱、春夏旱居多（萧廷奎等，1964）。河北省在1368—1900年共有379 a发生了干旱，其中夏旱最多，次为春旱。1640、1641、1832和1877年河北省发生受旱范围广，持续时间长的干旱事件（唐锡仁等，1962）；1951—1980年黄土高原春旱频率最高的是宁夏北部（75%），陇中与晋中紧随其后，分别为57%和56%；关中最少（30 %），其余大部分地区为37%—52%。随后，黄土高原大部分区域夏旱形势更加严峻，干旱频率比以往增大，大旱几率明显增大。黄河流域以春旱为最严重（杨鑑初等，1956；任瑾等，1989）。可见，中国区域干旱事件年发生频率大多在50%以上，黄土高原区域春季干旱年发生频率更高达75%；华北、中原区域以夏旱为最。虽然大范围干旱事件年发生频率不高（11%），但危害非常重，应予以高度关注。
第二，北方地区属干旱频发区，但近年来南方地区干旱频次也明显增多。中国干旱的空间分布存在显著的区域差异，东北地区西部、华北、黄淮、西北地区东部、内蒙古中东部、西南等区域年平均干旱日数普遍在40 d以上，华北中南部、黄淮东北部、西北地区东部以及吉林西部等年干旱日数甚至超过60 d，北方地区总体属于干旱多发区域（Wang，et al，2011；钱维宏等，2012；廖要明等，2017；韩兰英等，2019）。进入21世纪后，北方干旱仍然频繁发生的同时，南方地区干旱频次明显增多，季节性干旱事件增加尤为明显（黄晚华等，2010；Sun，et al，2012；Chen，et al，2015）。其中，西南地区的四川南部、云南和贵州西部等地2011—2014年干旱频率达到了50%（韩兰英等，2014，2019），重大干旱事件频发（黄荣辉等，2012；钱维宏等，2012），2006年重庆、四川遭受百年一遇的特大干旱，2009年西南出现有气象记录以来最严重的秋—冬—春连旱；2009—2012年云南发生连旱等。2002年广东也发生罕见的冬—春连旱；2004年整个华南地区遭遇了1951年以来最严重的秋—冬连旱；2007年一场五十年一遇的特大干旱波及江南、华南及西南等区域。
第三，北方发生持续性干旱事件的概率大于南方地区，3个月以上的较长干旱事件多发生在北方半干旱半湿润区及西南地区。干旱的形成和发展是地表水分亏缺不断积累的过程，干旱持续时间越长，产生的危害越重。中国北方区域发生持续性干旱事件的概率要大于南方地区，北方半干旱半湿润区常发生持续时间3个月以上的干旱事件，其发生概率大部分区域大于51.7%，燕山—太行山—秦岭—巫山—横断山脉一线的山地区域甚至高于77.6%，持续6个月以上的干旱主要发生在西北地区及东北地区东部的半湿润区，发生概率通常高于17.2%，局部区域会高于31%，持续12个月以上的干旱主要发生在西北地区大部分区域以及华北、东北、黄淮的小部分区域，发生概率小于15%。南方区域持续性干旱事件发生概率相对较低，主要出现在西南和华南局部区域（李明星等，2015；Yu M X，et al，2014；Wang，et al，2018）。另外，中国持续性干旱事件起、止时间具有一定的区域差异，西南地区及华南地区的持续性干旱事件在秋季和初冬季频次最高，且大部分在春季结束（李忆平等，2014；李韵婕等，2014）；而西北中西部的大部分地区秋季开始的持续性干旱事件明显比其他季节多，在冬、春季结束的频次明显高于夏、秋季，夏季发生概率最小；东北区域秋季持续性干旱事件较少，其他季节出现频率均比较高（李忆平等，2014）。
第四，旱灾受灾面积总体呈增大趋势，农作物因旱受灾面积和成灾面积趋于增大。从中国历年干旱灾害受旱和成灾面积的变化曲线（图1）可见，20世纪50年代以来，中国旱灾总体呈加重趋势，农作物因旱受灾和成灾面积趋于增大。尤其是华北、东北、西北地区东部、西南以及华南等显著干旱化（见马柱国等（2018）的图3c），干旱程度加重，频次增多，旱区范围显著扩大（马柱国等，2007；邹旭恺等，2008；Chen，et al，2015；Li，et al，2015；李明星等，2015；Huang，et al，2016；黄庆忠等，2018）。进入21世纪后，重大干旱事件明显增多（Wang，et al，2011；韩兰英等，2019），重旱到特旱面积每10 a增加3.72%（Yu M X，et al，2014）。
图 1 1951—2016年中国因旱受灾和成灾面积变化Fig. 1 Variations of areas affected and damaged by droughts in China from 1951 to 2016图选项2.2 干旱形成机理及变化规律研究进程引起干旱的因素很多，包括气候波动、气候异常、气候变化和外强迫及水资源供需变化等及其协同作用。而且，即使在同样的环流异常背景下，干旱也往往是从生态环境相对脆弱的地区开始暴发而后再向周边扩展。干旱的发生和发展还往往表现为不同的时、空尺度，干旱的多时、空尺度性及尺度之间交叉耦合问题使干旱的形成机制变得更加复杂。对干旱事件成因的认识远没有对干旱气候成因认识得清楚，很多结论还比较定性甚至模糊（王绍武等，1979）。为此，中国学者从20世纪80年代起对中国干旱形成机理及变化规律开始逐步进行深入研究，在这一发展过程中主要取得了如下几个方面的科学认识：
第一，大气环流异常导致降水量时、空分布变异，部分区域降水量减少，形成区域干旱事件。中国气象灾害的发生主要由于东亚气候系统变化所引起（叶笃正等，1996），干旱气象灾害亦不例外，主要受东亚气候系统变化影响。东亚气候系统成员主要有3类：（1）在大气圈中有东亚季风（包括冬、夏季风）、西太平洋副热带高压、中纬度扰动；（2）在海洋圈中有热带太平洋的厄尔尼诺和南方涛动循环（NESO循环）、热带西太平洋暖池热力状态和印度洋的热力状态；（3）在陆面与岩石圈有青藏高原的动力和热力作用、北冰洋海冰、欧亚积雪以及陆面过程，特别是干旱和半干旱区的陆面过程（黄荣辉等，2003b；张庆云等，2003a）。中国华北地区每当东亚夏季风弱年，西太平洋副热带高压位置偏南，华北地区夏季降水可能偏少，这也是干旱事件发生的主要成因（张庆云等，2003a，2003b）。同时，华北夏季旱年，中高纬度地区以纬向环流为主，华北地区处于“西高东低”的环流形势下，受控于异常的偏北气流以及贝加尔湖高压脊的下沉气流，且西太平洋副热带高压脊线位置偏南，西伸脊点位置稍偏东，这些环流形势均不利于华北地区夏季降水，比较容易引发干旱事件（沈晓琳等，2012；邵小路等，2014）。而西北干旱的环流场特征为500 hPa中纬度（40°N）新疆高压脊强，东亚槽深，东亚中纬度北风强。高度距平场上，新疆为正距平，日本海为负距平，形成“西正东负”的态势。西北区东部干旱年夏季常盛行“上高（西部型南亚高压）下高（新疆高压脊或伊朗高压东伸上青藏高原）”形势。而西北区西部干旱年夏季也常盛行“上高（西部型南亚高压）下高（中亚或新疆高压脊或伊朗高压东伸）组合流型”（钱正安等，2001）。另外，当西太平洋副热带高压脊线位置偏南，脊线以北8—9个纬度的雨带位置也偏南，雨带位于西北地区东部以南，即夏季雨带不能北上影响西北地区东部时，西北地区东部会出现干旱。脊线位置越偏南，干旱程度越严重（钱正安等，2001；蔡英等，2015；Zhang，et al，2019a）。西北地区为正距平，东亚沿海附近为负距平时形成偶极型的热力强迫异常，也将导致西北地区东部夏季干旱。
进入21世纪以来，西南地区也逐渐成为中国干旱发生频率较高的地区之一，引起了社会各界广泛关注。例如，2006/2007和2009/2010年两次特大干旱及2012/2013年秋、冬、春季持续干旱，均影响范围广，经济损失严重。南支槽强度弱、孟加拉湾水汽输送少以及弱极涡背景下，异常波活动造成的北极涛动（AO）负异常引起的冷空气路径偏东是西南地区持续干旱的共同特点（黄荣辉等，2012；胡学平等，2014，2015）。同时，北大西洋多年代际尺度振荡（AMO）通过激发环球尺度的斜压型遥相关（AMO-Northern Hemisphere teleconnection，ANH），不但可以影响东亚地区的降水，还可以影响从大西洋、欧亚直至北美地区的整个北半球降水的年代际变化。在东亚地区，ANH 遥相关引起的环流异常通常会使长江以北地区低层气旋式环流异常和长江流域反气旋式环流异常，导致淮河流域降水多而长江流域降水少。另外，AMO的正位相始终有利于长江以南的干旱（丁一汇等，2018）。
第二，植被退化、积雪增多或土地利用等陆面因子改变造成地表反照率增大，会导致下沉运动加强，抑制降水发生，导致干旱。中国西北地区植被的退化（从植被覆盖到裸土）将减少地表吸收的辐射，并引起较弱的地表热力作用，这使得西北干旱区大部分区域上空对流层中层出现反气旋异常环流，导致该区域大部分地区降水减少（Li，et al，2010）。然而，西北干旱区植被退化也会使青藏高原东北侧上空对流层上层产生反气旋异常，在对流层中层产生气旋环流异常，从而引起青藏高原东北侧上空产生垂直上升运动，这些环流的变化会导致青藏高原东北部的降水增多（黄荣辉等，2012）。同时，积雪通过激发大气遥相关以及通过影响土壤湿度、温度分布及辐射状况，对同期和后期大气环流和东亚夏季风降水产生影响，进而对中国旱涝的发生及发展产生影响（张人禾等，2016）。有研究通过数值模拟表明：青藏高原南部冬、春积雪异常多，长江及其以北地区夏季降水较多，华南大部分地区夏季降水较少；而当青藏高原北部冬、春积雪异常多，华北及东北地区夏季降水多，长江下游南部地区夏季降水少，雨带更偏北（Wang C H，et al，2017）。另外，欧亚大陆地面感热异常低（高），冷源作用强（弱），伴随夏季阻塞形势和蒙古气旋较强（弱），暖湿空气易（难）深入到北方，有利于北方干旱缓解（加重）（Jin，et al，2015）。
第三，青藏高原从多个方面影响东亚干旱事件。第一方面是青藏高原通过屏障、侧边界动力和下沉运动带等作用影响中国的干旱事件。首先，青藏高原阻碍了南亚西南季风的北上，其动力抬升作用的异常变化直接影响下游干旱的形成；同时，在夏季高原北侧对流层中，干旱年高层有比常年更强的经圈环流，下沉运动也更强。另外，青藏高原冬、春季地面感热异常变化也会影响中国干旱的形成。第二方面是大地形的动力和热力过程影响区域尺度的环流及干旱形成。青藏高原隆升不仅是新生代固体地球演化的重大事件之一，也被认为是地球气候和环境演化的重要驱动力，不仅改变了它本身的地貌和自然环境，而且对亚洲季风、亚洲内陆干旱至新生代全球气候变化都有深刻的影响（叶笃正等，1979；徐国昌等，1983）。青藏高原热力抬升作用影响到亚洲大部分区域，夏季高原的加热作用通过激发异常的大气环流，使得中亚、西北和华北的干旱事件加剧（Wu，et al，1998，2007，2012；Liu，et al，2007；王同美等，2008）。当青藏高原冬、春季地面感热异常偏强时，造成后期对流层中上层高度场异常偏高，且高度场异常偏高的响应随时间从低层向高层传递，导致夏季副热带高压偏强、偏西，南亚高压偏强，使得中国南方夏季偏干；而当青藏高原冬、春季地面感热偏弱时，中国北方夏季偏干（Wang，et al，2008，Wang C H，2017）。第三方面是在青藏高原北侧边界层中盛行西风，形成了一条东—西向的负涡度带。由此造成南疆东部、宁夏和甘肃中部一带由于气流过山的绕流和辐散，加大了那里的负涡度，并且使下沉运动增强，加剧该区域的干旱事件。第四方面是在青藏高原及邻近地区多年夏季平均的垂直运动场上，夏半年（4—9月）青藏高原上盛行较强的上升运动，而绕高原西、北和东北侧分布着下沉运动带，带中的3个下沉中心大体分别与中亚、西北和华北3个干旱及半干旱区对应，其下沉运动的异常变化和3个区干旱事件的强、弱显著相关。第五方面是由于青藏高原夏季为热源作用，500 hPa高度场形成暖高压脊，而西太平洋沿海区域相对较冷，是热汇区，在500 hPa高度场东亚中纬度沿海形成冷槽，500 hPa高度距平场上，西北地区为正距平，东亚沿海附近为负距平，造成西北地区东部上空偏北气流加强。这个偶极型强迫由一个区域热汇和一个区域热源构成。热汇位置对应西太平洋沿海区域，热源位置对应青藏高原。这种西高东低的高空形势会导致西北的干旱事件（罗哲贤，2005）。
第四，海温和海洋引起的环流异常是导致干旱事件的重要因子。海洋环境条件尤其是太平洋、大西洋或印度洋等海域的海表温度（SST）对全球各地降水量的分布有重要的影响（Ting，et al，1997；Seager，et al，2005；Mo，et al，2009；Dai，2013）。海表温度异常对1998—2002年发生在欧洲南部、非洲西南部及美国等地的大范围干旱影响较大（Hoerling，et al，2003）；伊朗西南部气象干旱与南方涛动指数（SOI）和北大西洋涛动（NAO）相关，6—8 月的 SOI 与秋季降水呈显著负相关，春旱与 10—12 月的NAO 相关系数超过 0.5，但是冬旱不滞后于 SOI和NAO（Dezfuli，et al，2010）；澳大利亚东南部干旱的归因是印度洋偶极子（IOD）和ENSO 的共同影响（Ummenhofer，et al，2011）；冬季全球海表温度与欧洲夏季干旱存在明显的滞后关系（Findell，et al，2010；Ionita，et al，2012）。在全球变暖背景下，当北太平洋年代际变化减弱，太平洋年代际振荡（PDO）频率向高频移动，黑潮延伸体和副极地海洋西部的海表温度年代际变率振幅减弱最明显。北太平洋年代际变化减弱导致东亚夏季风强度减弱，会直接导致华北地区夏季降水量的减少。ENSO 是热带海-气相互作用的主要模态，厄尔尼诺年冬季东亚冬季风偏弱，西太平洋副热带高压偏强、偏北，水汽输送多，有利于东亚季风降水，拉尼娜年水汽输送则少，不利于华北地区降水（陶诗言等，1998；龚道溢等，2003；琚建华等，2004；陈文等，2006；林大伟等，2018）。ENSO 事件对华北地区的干旱起主要的促进和加强作用（杨修群等，2005；Gao，et al，2009；邵小路等，2014）。例如，2010年秋、冬季发生在华北地区的持续性干旱即是叠加在降水减少气候趋势之上的极端干旱事件，这次极端干旱事件主要成因是受到同期较强的北极涛动负位相和拉尼娜事件共同的影响（沈晓琳等，2012）。ENSO 事件的不同阶段，对中国夏季华北地区、江淮流域以及黄河流域干旱的影响不同（黄荣辉，2006；黄荣辉等，2012）。5月北太平洋涛动与华北夏季旱涝有较好的正相关，北太平洋涛动指数（NPOI）正（负）位相异常年，一般帕尔默干旱指数（PDSI）偏大（小），华北地区夏季涝（旱）。北大西洋涛动与西北夏季降水第一模态降水相关较好，北太平洋涛动与第二模态相关较好（郑秋月等，2014）。
同时，海洋作为水汽的重要源地，可通过改变影响东亚地区季风（东亚季风和南亚季风）、西风带等气候系统水汽输送的强弱、路径、来源及汇合地等，从而影响东亚地区干旱事件的发生（黄荣辉，2006；Zhang H L，et al，2016；Xing，et al，2017）。东亚夏季风减弱导致季风携带的水汽在长江流域汇合，输送到华北的水汽减少，导致华北地区夏季降水减少，发生干旱（丁一汇等，2014；Zhu，et al，2012；Zuo，et al，2012）。南亚季风通过影响孟加拉湾水汽输送，从而影响中亚及东亚夏季的干湿状况（Zhang，2001；Zhao，et al，2014）。自20世纪80年代以来，南亚季风的增强和西风环流的减弱，导致