蒸散发（Evapotranspiration，ET）作为水循环与能量循环的核心纽带，不仅是地表水分损失的主要形式，更是陆-气相互作用中潜热输送的关键载体。在气候变化背景下，其动态变化直接影响区域水资源可利用量、生态系统稳定性和干旱演变过程（刘扬和韦志刚，2012； 仲雷等，2026）。我国北方干旱多发带地处东亚夏季风影响边缘区，是季风区与非季风区的过渡带，也是干旱、半干旱与半湿润气候的交错带，具有降水变率大、蒸发能力强、生态环境脆弱等典型特征（张强等，2017b；张强等，2019）。

随着全球变暖加剧，气温升高直接增强大气蒸发需求，导致地表蒸散能力持续上升。这一过程不仅加速了土壤水分消耗，加剧了农业与生态系统的干旱风险，更通过改变地表能量分配比例，可能诱发“高温—低湿—强蒸散—土壤干化”的正反馈机制（Gebrechorkos et al.， 2025），这种反馈循环进一步放大极端干旱与干热事件的发生频率和强度（Zhuang et al.， 2024）。北方干旱多发带作为季风气候过渡带，该区域正经历显著的“暖干化”转变（Zhang et al.， 2019； Zhang et al.， 2025b），具体而言，在季风影响的过渡区，陆-气相互作用表现出高度的空间异质性，受地形、下垫面及季风波动的共同调控（Zhang et al.， 2025a）。蒸散发对气候变暖的响应并非线性，而是呈现出显著的时空非平稳性和转换特征：在水分充足区，变暖主要通过增加能量供给促进蒸发；但在水分受限区，变暖会加剧土壤干化，进而抑制蒸发，这种非线性响应使得干旱的演变更加复杂且难以预测（张强等，2017a）。

已有研究显示，不同区域蒸散发的变化趋势存在明显差异：如西辽河流域蒸散发整体呈上升趋势（孙小舟等，2009），新疆昆仑山北坡蒸散发由南向北递减（李红阳等，2024），而宁夏中部干旱带则表现出显著的空间分异特征（李媛等，2016）。这些差异的背后，是气象因子主导作用的季节性与区域性转换：例如西北地区春、夏、秋三季蒸散发变化主要受风速调控，冬季则由气温主导（曹雯等，2012）；同时最高气温也被证实为部分区域蒸散发最敏感的驱动变量（Hupet and Vanclooster， 2001）。这表明，在开展未来蒸散发变化预估时，必须充分考虑区域气候背景与主导因子的动态演变。

近年来，第六次耦合模式比较计划（Coupled Model Intercomparison Project Phase 6， CMIP6）多模式集合已成为全球及区域尺度气候预估的重要工具（周天军等，2021），为未来蒸散发变化研究提供数据支撑。然而，多数模式在模拟陆面过程时仍存在系统性偏差，尤其在干旱与半干旱区，普遍高估实际蒸散发量，其根源在于陆-气交换参数化方案对复杂下垫面过程的刻画能力不足，以及观测约束和数据同化的局限（Seo et al.， 2009；Mueller and Seneviratne， 2014）。对于我国北方这一陆-气相互作用剧烈、观测资料相对缺乏的区域，如何有效利用CMIP6数据集结合区域本地化特征开展偏差校正与降尺度处理，提升蒸散发预估结果的可信度，仍是亟需解决的关键问题（祁晓凡等，2018；詹明月等，2020；戴君等，2023）。

综上所述，北方干旱多发带作为我国水资源压力最大、生态最敏感的区域之一，蒸散发不仅是连接水、热过程的核心变量，更是干旱演化的重要驱动因子。准确预估其未来变化趋势，既能深化对区域水循环响应机制的理解，也可为退耕还林还草、生态修复布局、水资源调配及极端干旱事件风险防控等重大生态水利需求提供科学依据。基于此，本文利用CMIP6多模式数据与区域观测资料，系统分析北方干旱多发带蒸散发的时空变化特征，识别主导气象因子的响应机制，并对未来不同排放情景（SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP5-8.5）下蒸散发演变趋势进行高分辨率预估，以期为区域可持续发展与气候适应策略制定提供科学依据。

本文所指“北方干旱多发带”主要包括我国东北西部、华北北部及西北东部（图1）。该区域处于夏季风影响与非影响区的过渡地带，是我国湿润区与干旱区的重要生态过渡带，也是典型的气候变化敏感区、生态脆弱带和干旱灾害高发区。区域地形复杂，地势整体自东向西抬升；海拔最低处不足100 m（如华北平原、东北平原局部），最高处超过8 000 m，复杂地形进一步加剧了水热分布的空间异质性。区域气温时空差异显著，年平均气温-5~15 ℃，年内温差大；年最低气温-18~-10 ℃，极端最高气温可达40 ℃以上。该区域四季分明，冬季漫长寒冷，月平均气温-6~-30 ℃，持续6—7个月；夏季短促炎热，7月平均气温多为20 ℃左右，且夏季高温事件频发。

选取欧洲中期天气预报中心第五代大气再分析数据集（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts Reanalysis 5th Generation，ERA5）1991—2025年逐月气温资料（空间分辨率为0.25°×0.25°），以及CMIP6计划下10个国内外全球气候模式（表1）1991—2100年陆地蒸散发（ET）、降水量、平均气温等预估数据，采用双线性插值法将模式和再分析数据插值到北方干旱多发带263个气象站点（图1）。以1995—2014年作为气候基准期，从8种未来气候变化情景中选取SSP1-2.6、SSP2-4.5和SSP5-8.5三种共享社会经济路径情景，分别代表低、中、高排放强迫情景（周天军等，2021）。另外文中近期、中期、末期依次对应2023—2040年、2041—2060年和2081—2100年。

为评估CMIP6模式对研究区蒸散发的模拟能力，引入均方根误差（Root Mean Square Error， RMSE）开展精度检验（熊秋芬等，2011），用以量化模拟值与观测值的偏离程度。

从基准期来看（图2），北方干旱多发带ET季节分布极不均匀，呈现出典型的“夏高冬低、春秋过渡”的单峰模式。春季大部地方ET为40.0~262.0 mm，区域平均为148.3 mm[图2（a）]；夏季受高温和季风雨带影响，ET达到全年最高，是水分消耗最剧烈的时期，大部分地方为150.0~370.0 mm，空间平均为270.7 mm[图2（b）]；秋季，随着气温下降和植被枯黄，ET迅速回落，其值为50.0~260.0 mm，区域平均值为123.0 mm[图2（c）]，不到夏季的一半；冬季ET较小，大部地区分布为9.0~77.0 mm，平均值为24.9 mm[图2（d）]。

图3是基于CMIP6不同模式模拟和ERA5再分析资料的基准期北方干旱多发带ET逐月变化和均方根误差。可以看出，各模式对ET年内单峰型分布规律的捕捉能力较强，但在夏季（6—8月）峰值时段存在明显的系统性高估[图3（a）]，如7—8月基于ERA5的ET达到峰值（约90~100 mm）时，部分单一模式（如MIROC-ES2L、CMCC-ESM2）的模拟值显著偏高，且该时段的RMSE达到全年最大。这说明当前CMIP6全球模式在模拟北方干旱多发带夏季强对流与水热交换过程时，仍存在物理参数化方案的局限性。

10个CMIP6模式相对于ERA5序列的模拟能力存在明显差异，各模式RMSE为7.24~15.40 mm[图3（b）]。其中BCC_CSM2_MR模拟效果最优，MIROC-ES2L偏差相对较大。多模式集合平均的RMSE仅为3.45 mm，显著低于所有单一模式，说明多模式集合平均可有效降低个体模式的系统偏差，模拟性能更接近观测，具有明显的综合优势。此外，选取模拟性能最优的4个模式（BCC、UKESM、EC、MPI）进行集合平均，发现10个模式集合平均的模拟效果优于优选的4个模式，该优势在5—8月尤为突出（图略）。同时，分析发现当前CMIP6多模式集合在夏季RMSE显著高于其他季节（图略）。这主要源于全球模式水平分辨率较粗，对北方干旱多发带复杂的下垫面、地形强迫及局地水循环过程的物理刻画能力不足。

基于多模式集合平均预估结果，分析北方干旱多发带在SSP1-2.6、SSP2-4.5及SSP5-8.5三种排放情景下ET的时空分异特征（图4、表2）。结果显示，相较于基准期，未来年ET总体呈上升趋势，且对排放强度表现出明显的梯度响应。在SSP5-8.5高排放情景下，ET增速达3.7 mm·（10 a）^-1，显著高于SSP1-2.6和SSP2-4.5排放情景[分别为1.6、2.0 mm·（10 a）^-1]；中低排放情景下，ET增幅在21世纪60年代后逐渐趋缓并趋于稳定，而SSP5-8.5排放情景下则持续增强，反映出高排放背景下ET对气候变暖的强敏感性。同时，该区域ET增速在三种排放情景下均低于全国平均水平[分别为8.4、9.8和14.7 mm·（10 a）^-1，通过置信水平为95%的显著性检验]。季节尺度上，ET变化呈现显著差异性，总体表现为春季增幅最大[三种排放情景平均变化速率为3.0 mm·（10 a）^-1]，夏季次之[2.9 mm·（10 a）^-1]，秋季[2.3 mm·（10 a）^-1]和冬季[1.4 mm·（10 a）^-1]增幅依次减小。这种季节差异与水热条件的协同调控密切相关：春季气温快速回升，叠加植被返青期的蒸腾需求，使得该季节ET对气候变化的响应最为敏感；冬季受低温条件制约，ET响应最弱。

图5为北方干旱多发带三种排放情景下近期（2023—2040年）、中期（2041—2060年）和末期（2081—2100年）全年及不同季节ET相对于基准期（1995—2014年）的变化百分率分布。总体而言，全年ET变化百分率随时间推移逐步升高，均呈现“末期>中期>近期”的特征，且不同排放路径下的增幅差异明显。从情景对比来看，近期ET变化百分率SSP1-2.6>SSP5-8.5>SSP2-4.5，这可能反映了低排放情景下气候系统初期的敏感响应，而高排放情景的升温效应尚未完全释放；中期SSP1-2.6与SSP5-8.5情景下ET变化百分率趋于接近，而SSP2-4.5情景下仍保持最低水平，体现了中等排放路径下的缓变特征；末期，ET变化百分率与累积排放量呈显著正相关，SSP5-8.5情景下ET增幅达到基准期的1.3倍，显示出高排放路径下陆面水热过程的剧烈响应。

季节尺度上，ET变化百分率存在显著差异。三种排放情景平均结果显示，近期、中期、末期春季ET变化百分率依次为6.7%、11.8%、18.3%，夏季为2.6%、5.4%、8.1%，秋季为3.3%、7.8%、13.8%，冬季为9.6%、18.4%、32.1%。冬季ET变化百分率约为夏季的4倍，这主要归因于基准期冬季ET绝对值较小，微小的气温升高即可引起较大比例的相对变化，而夏季尽管能量条件充足，但降水变率增大引发的土壤水分胁迫限制了实际蒸散发的增长，从而抑制了其变化幅度。这一特征凸显了不同季节蒸散发响应机制的差异性，即冬季受能量约束主导，夏季则更多受水分限制调控。

图6为不同排放情景下北方干旱多发带2024—2100年不同季节ET变化趋势的空间分布。总体而言，所有排放情景中四季ET均呈增加趋势，但增幅具有明显的季节主导性与区域差异性。低排放情景下呈现“夏季>春季>秋季>冬季”的增幅格局，其中夏季高值区集中在河套平原与东北农牧交错带，而冬季增幅最小且空间差异不显著，反映出低温对蒸散发过程的强烈抑制；中等排放情景下，春季在江淮流域南部与东北松嫩平原显著增强，夏季高值区则向北扩展至华北北部与东北地区，秋冬季大部分区域增幅为1.0~2.0 mm·（10 a）^-1，变化相对平缓；高排放情景下，春季、夏季、秋季ET增幅均显著增大，其中春季ET变化趋势在中部偏南地区最大超过5.0 mm·（10 a）^-1，而冬季即便在高排放条件下，ET增幅仍明显低于其他季节。

从空间格局演变来看，夏季ET高值区随排放强度增加呈现系统性北移趋势，这与全球变暖背景下东亚夏季风雨带北推的特征一致，反映了水热条件协同变化对区域蒸散发格局的调控作用。同时，ET对排放强度的响应具有显著的季节敏感性差异，春季响应最敏感，可能与气候变暖导致的气温回升加速、植被返青提前及蒸腾活动增强密切相关；而冬季ET对排放强度的响应最迟钝，主要受限于能量不足与地表冻结等物理约束。上述结果揭示了不同排放情景下陆面水循环对气候变化的非均匀响应特征，为区域干旱风险评估与水资源适应性管理提供科学依据。

图7为不同排放情景下CMIP6多模式集合平均的2015—2100年北方干旱多发带全年及不同季节平均气温距平年际变化，表3为对应情景下2015—2100年该区域全年及不同季节气温变化趋势。可以看出，相较于基准期，不同排放情景下气温均呈明显上升趋势，且增温速率与排放强度呈正相关。年平均气温在三种排放情景（SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP5-8.5）下的增加速率分别为0.17、0.37、0.70 ℃·（10 a）^-1，各季节变化趋势与年均值高度一致，表明季节间差异总体不显著。具体而言，三种排放情景下春季增温速率分别为0.17、0.34、0.60 ℃·（10 a）^-1，夏季为0.16、0.37、0.70 ℃·（10 a）^-1，秋季为0.17、0.38、0.74 ℃·（10 a）^-1，冬季为0.16、0.38、0.79 ℃·（10 a）^-1。在高排放情景下，冬季增温最剧烈，而春季的增温幅度相对最缓，这一特征可能与冬季背景温度低、温室效应增温响应更敏感等因素有关。

图8为不同排放情景下北方干旱多发带2024—2100年不同季节平均气温变化趋势的空间分布。可见，低排放情景下，各季节增温趋势空间分布高度一致，未表现出明显的季节性或区域性差异，大部分地区平均气温的变化速率为0.15~0.20 ℃·（10 a）^-1。中等排放情景下，增温速率显著增强，所有季节的升温速率均超过0.30 ℃·（10 a）^-1；空间上呈“北高南低”的分布格局，即北部地区增温幅度普遍高于南部，这可能与高纬度地区对气候强迫具有更高的敏感性有关；冬季增温最突出，北部局部区域升温速率可达0.40~0.50 ℃·（10 a）^-1，这可能与冬季冰雪反馈及大气环流调整相关。高排放情景下，气温上升趋势进一步加剧，整体增温速率约为中等排放情景的两倍，各季节仍保持“北部增幅大于南部”的一致空间格局，且秋季和冬季增温尤为显著，北部局部区域的升温速率甚至突破0.80 ℃·（10 a）^-1，表明在高排放情景下，寒冷季节对气候强迫的响应更敏感。

图9为不同排放情景下CMIP6多模式集合平均的2015—2100年北方干旱多发带全年及不同季节降水量距平年际变化、表4为对应情景下2015—2100年该区域全年及不同季节降水量变化趋势。总体来看，降水量呈持续增加趋势，且增幅随排放强度增强而显著上升。三种排放情景（SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP5-8.5）下年降水量变化趋势分别为6.8、10.6、24.1 mm·（10 a）^-1，高排放情景下年降水量增速约为低排放情景下的3倍以上。分季节来看，各季节均遵循“排放强度越高，降水增长越快”的规律，三种排放情景下具体变化趋势春季依次为1.8、2.7、6.5 mm·（10 a）^-1，夏季为2.7、4.6、9.3 mm·（10 a）^-1，秋季为1.8、2.1、5.5 mm·（10 a）^-1，冬季为0.6、1.2、2.8 mm·（10 a）^-1。同时，季节间差异明显，增湿趋势按强度排序为：夏季>春季>秋季>冬季，反映出暖季水循环对气候变化的响应更敏感。此外，模式模拟的稳定性存在季节性差异，冬季因降水基数小、物理过程相对简单，模式间离散度低，结果一致性高；而春、夏、秋三季受复杂对流、水汽输送及局地反馈机制影响，模式间差异较大，导致模拟不确定性相对较高。

图10是2015—2100年北方干旱多发带ET、降水量、平均气温在基准期的逐月变化，以及各要素在不同排放情景下相对于基准期的增量。分析表明，受降水与气温等多重因子的协同作用，ET表现出显著的季节性差异。在基准期内，ET的年内变化呈单峰正态分布特征，夏季受高温与充沛降水共同驱动形成峰值，水热条件最优，而冬季受限于低温与降水稀少，ET降至谷值[图10（a）]。三种排放情景下，各月ET相较于基准期的增量显示出明显的季节性特征：4—6月增幅最大，8—9月次之，冬季则最小。值得注意的是，高排放情景下ET增量普遍较高，而在中、低排放情景下，仅7—8月SSP1-2.6情景的增量明显高于SSP2-4.5，其余月份则较为接近。基准期内4—5月降水最多，7—8月次之，冬季最少[图10（b）]；在所有排放情景下，相较于基准期的降水量增量均在4—5月最显著，这为蒸散发过程提供了充足的水汽来源。基准期内气温在夏季达到最高，春季和秋季次之，冬季最低[图10（c）]。此外，气温增量在冬季最明显，其他季节间的差异相对较小。

综上所述，随着排放强度的增加，干旱多发带的ET明显上升，特别在春末至初夏时期，降水量的增加与气温升高共同促进了这一趋势的发展。尽管冬季气温增幅最大，但由于其初始温度较低且降水基数小，对ET的整体贡献有限。

表5为不同排放情景下2015—2100年北方干旱多发带ET分别与降水量、气温的逐月相关系数。可以看出，气温是驱动ET变化的主导因子，降水发挥次要调控作用，水热因子对ET的驱动强度随温室气体排放增强整体抬升。SSP1‑2.6低排放情景中，各月ET与气温、降水均呈正相关，相关系数分别为0.32~0.72、0.20~0.50；除8月ET与降水的相关系数未通过0.05的显著性检验外，其余均通过检验。SSP2‑4.5中等排放情景下，各月ET与气温、降水的相关系数均通过0.05的显著性检验，与气温的相关系数提升至0.55~0.84，降水的调节效应同步显现，季节间驱动差异有所缩小。SSP5‑8.5高排放情景下气温主导效应被进一步放大，ET与气温相关系数普遍高于0.78，多数月份达0.90以上，降水虽仍存在显著影响，但对ET变化的解释能力明显弱于气温。从季节特征来看，夏季部分时段降水对ET的约束作用减弱，蒸发更多受温度驱动；冬春ET对气温变化高度敏感，未来增温将显著推高区域蒸发水平，ET受水热条件协同调控的特征随排放升高进一步凸显。

本文基于CMIP6多模式数据集及地面观测资料，系统分析北方干旱多发带蒸散发的时空变化特征及其驱动因素，并对未来不同排放情境下蒸散发演变趋势进行预估，主要得到以下结论。

（1）三种排放情景下北方干旱多发带ET均呈明显增加态势，且增幅存在差异，年增加速率分别为1.6、2.0、3.7 mm·（10 a）^-1，高排放情景下的增速远高于低排放情景，且表现出持续增加的特征；而中低排放情景在21世纪60年代后增速趋于平缓，这凸显了控制温室气体排放对减缓水分支出的重要性。基准期ET年内分布呈单峰型，夏季最大、冬季最小，与水热条件季节配置一致。ET增幅存在明显季节差异：春季最大，夏季次之，秋冬季较小；其中夏季模式不确定性最高，冬季最低。

（2）气象因子的变化特征揭示了ET增加的内在原因。全区域气温明显升高[增温速率达0.15~0.80 ℃·（10 a）^-1]和降水增加[高排放情景下增加速率为24.1 mm·（10 a）^-1]共同构成了ET增长的气候背景。

（3）春季ET增长主要受控于降水增加，气温贡献相对较小；而夏季则表现为高温与降水的共同作用，但模式间不确定性较高。特别是在高排放情景下，强烈的增温效应会显著促进蒸散，也会因蒸散“激增”而导致土壤水分亏缺加剧，这对区域的水资源安全和生态系统稳定性构成了严峻威胁。

（4）不同排放情景下，气温是ET变化的主导因子，降水起次要调控作用，水热驱动强度随排放升高而增强。夏季部分时段降水对ET的约束作用减弱，冬春季节ET对气温的响应更为敏感。