东亚夏季风系统是地球气候系统的重要组成。东亚夏季风北边缘在年际及更大时间尺度上推进和撤退，形成了夏季风边缘摆动区，又称为夏季风影响过渡区^［1］。这一过渡区的气候对东亚夏季风进退特别敏感，降水多寡的演变受到东亚夏季风活跃度的影响，这使得气候干湿产生强烈波动^［2］。不稳定的干湿状态导致夏季风影响过渡区成为气候敏感和生态脆弱区，也是中国干旱化趋势和水土流失最剧烈的区域^［3］。

水是夏季风影响过渡区生态和气候变化最为敏感的要素，而蒸散发是地表水循环最重要的分量^［3-4］，深刻影响着地表水资源的分布格局。陆面试验观测表明，过渡区典型半干旱草原下垫面全年蒸散发占降水总量可以超过70%，过高的蒸散发消耗会造成土壤水分亏缺，导致严重的干旱化^［5］。在表征陆面干旱程度方面，蒸散发能够弥补降水作为单一因子定义干旱的局限性，更全面反映干旱致灾程度，是干旱监测和预警的必不可少的指标^［6］。在最近几十年，全球变暖和东亚夏季风活跃度不断演变的背景下，蒸散发在年际及更大时间尺度上存在剧烈的波动，并影响和制约着区域水平衡各分量的比例关系，间接导致了过渡区所处的半干旱地区干旱化持续以及扩张的趋势^［6-7］。在夏季风影响过渡区，地表可利用水分时常处于植被生长的临界状态，蒸散发过程会减少土壤和植被中的水分，在土壤和植被中剩余的水分直接影响着植物的生长过程，因此蒸散发过程引起的陆地水分胁迫还会间接影响碳收支。

蒸散发还深度参与地球系统的水热循环，并对夏季风影响过渡区天气和气候的演变产生重要作用。东亚夏季风影响过渡区是全球范围内陆气强耦合区域^［8］。蒸散发过程作为水热循环的关键环节将土壤湿度与区域降水紧密联系起来，能够引发干旱、洪涝等极端天气气候事件，与蒸散发相联系的陆-气相互作用对次季节气候预测有重要价值^［6］。过去几十年偏弱的夏季风活动，间接导致地表可利用水分减少，增强的地表感热伴随着偏少的蒸散发并加热大气，加剧了过渡区暖干化趋势，大气增温同时会增强大气容纳水分的能力，这反过来又会过度消耗土壤中的水分。这样在偏弱的夏季风气候状态下，过渡区地表水热耦合过程与区域暖干化形成正反馈，使得过渡区增温速率显著大于其他气候区域^［6-7］。

由此可见，研究过渡区陆面蒸散发对东亚夏季风这一关键气候信号的响应规律对于水资源评估和理解区域气候演变都具有重要意义。然而，现有的全球蒸散发格点产品存在很大不确定性，在过渡区的适用性还需要评估；另外，东亚夏季风有着复杂而特殊的环流特征，如何定量化表征夏季风在其影响边缘区域的活跃程度也是一个关键点。本文以夏季风影响过渡区蒸散发为着眼点，在评估现有常用全球蒸散发产品基础上，考察过渡区蒸散发对夏季风活跃度演变的响应规律，力图揭示陆面蒸散发时空变化规律，为区域水资源管理以及数值模式更加准确地描述区域水循环提供数据支撑和理论依据。

降水是表征夏季风环流强度重要的气象要素，夏半年产生透雨的天气过程通常出现在夏季风系统影响之下。所以，可以将过程透雨降落的地理区域认定为夏季风影响过渡区，即夏半年4—10月出现3次和8次过程透雨之间的区域^［9］。如图1所示，这一区域基本处于35°N以北，由西南向东北形成一条狭长的区域，西南边界连接青藏高原，向东北跨越甘肃、宁夏、陕西、内蒙古、山西、河北、北京、辽宁、吉林和黑龙江等省（市、自治区）。夏季风影响过渡区是由中纬度西风环流主导的大陆性气候向典型东亚季风气候过渡的区域，是连接干旱和湿润气候区的纽带，也是由落叶阔叶林向荒漠草原的生态过渡带^［7］。中国著名的地理分界线“胡焕庸线”是中国人口规模和社会经济发展水平的分割线，这条著名的地理分界很大一部分与中国夏季风过渡区重合。因此，夏季风影响过渡区不但是气候和生态环境的过渡带，还指示着中国经济和社会发展的分布格局。

夏季风边缘带的标准在气团性质和降水量角度上需符合下面3个要求^［10］。①候平均风场在850 hPa高度的风向为西南，即u>0 m·s^-1，v>0 m·s^-1；②850 hPa高度候平均的假相当位温（θ_se）超过335 K；③候累积降水量不低于20 mm。把全年均能满足上述3个条件的最北纬度定义为夏季风最北边缘位置。若一个地点在夏季风北边缘位置以南，则认为此地受夏季风环流的控制，把这一地点受夏季风影响的持续时间定义为夏季风持续时间。这一指数实际反映了某地干湿气候受夏季风活动影响的时间长度。

计算夏季风北边缘位置和持续时间使用的格点资料是NCEP/NCAR（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research）再分析资料1961—2015年2.5°×2.5°空间分辨率的逐日数据，要素包括850 hPa高度的风场、气温和湿度；逐日降水资料来自1961—2015年的全国2 400多个站点，可以从中国气象数据共享网（http：//www.nmic.cn/）注册下载。为了便于和以前的研究^［10-11］进行比较，本研究将逐日气象数据转换为候时间尺度。将目标区域格点上的夏季风持续时间进行空间平均认定为这一区域的持续时间。根据以上标准计算的夏季风持续时间与传统夏季风强度指标相比能更细致合理地刻画夏季风活动在过渡区的活跃程度^［11］。

目前常用的全球蒸散发格点产品包括再分析资料、离线陆面模式产品和遥感蒸散发产品等，可以提供长期并且全球空间连续的蒸散发数据。但是，这些产品没有同化实际通量观测，导致蒸散发模拟存在一定的误差和不确定性，因此格点数据集对蒸散发的模拟性能需要实际蒸散发观测的评估。

本研究涉及到的全球蒸散发资料包括4种再分析资料（表1），NCEP/DOE（National Centers for Environmental Prediction/Department of Energy）、JRA-55（Japanese 55-Year Reanalysis）、ERA5（the fifth generation atmospheric reanalysis of European Centre for Medium-Range Weather Forecasts）、MERRA2（Modern-Era Retrospective Analysis for Research and Applications， version 2），以及第二版本GLDAS（Global Land Data Assimilation System）资料驱动NOAH陆面模式输出的蒸散发模拟数据和GLEAM（Global Land Surface Evaporation： the Amsterdam Methodology）遥感模型输出的蒸散发数据，这6种资料已经广泛应用于气候分析和水资源评估中。

NCEP/DOE是NCEP/NCAR再分析资料的更新版本^［12］，提高了模式系统处理数据的能力，更正了雪盖分析、海洋反照率和融雪过程方面的错误，更新了模式内部的短波辐射方案，改善了地气系统能量传输、土壤湿度和融雪过程模拟的精度，产品输出的质量也更加可信。JRA-55是继JRA-25（Japanese 25-Year Reanalysis）之后日本气象厅发布的新一代再分析资料^［13］。JRA-55中的预报模型引入了新的辐射方案，并采用了四维变分同化方案。耦合了温室气体时间变化数据，提高了数据质量。ERA5是欧洲中尺度预报中心发布的新版再分析资料，用来替代ERA-Interim^［14］。相对于ERA-Interim，ERA5时空分辨率有了很大程度提升。ERA5所用的地球系统模式内部物理参数化方案经过了更新，并采用了最新的同化技术，全球降水和蒸散发达到更好的平衡，并且地表潜热通量误差有所降低。MERRA2再分析资料是MERRA的升级版本^［15］，MERRA2里的大气模式耦合了一个基于地表流域划分的陆面模型，同化了一系列新的卫星遥感资料，包括高光谱、微波辐射和气溶胶等观测数据，进一步优化了对地球系统状态的模拟能力，是唯一耦合气溶胶数据的再分析资料。

GLDAS2.0_NOAH产品的驱动场来自第二版本的全球陆面同化系统（GLDAS），采用了NOAH离线陆面模式^［16］。与再分析资料不同，大气与陆面之间的水热过程并未进行耦合。该产品改善了GLDAS第一版本强迫场不连续的问题，使得气候变化和水热循环的研究结论更有可信性。

GLEAM遥感模型可以输出陆面总蒸散发量和植被蒸腾、裸土蒸发等相关组分^［17］，广泛使用了遥感观测资料，包括植被光学厚度、雪水当量和土壤湿度等，GLEAM_v3.6a还用到了ERA-Interim再分析资料中的辐射和地表气温数据。该模型利用Priestley-Taylor方程估算得到潜在蒸发，再利用土壤水分胁迫系数计算得到实际蒸发量。实测资料评估显示GLEAM蒸散发产品对全球各典型下垫面的蒸散发特征具有良好的刻画能力。

在时间跨度上，GLDAS2.0_NOAH是从1948年延续到2014年，JRA-55、ERA5是从20世纪50年代末延续至今，其他3种资料是从1979年前后延续至今。为了与JRA-55、ERA5时间跨度相匹配，本研究下载了GLDAS2.0_NOAH从1958到2021年的数据。本研究使用上述蒸散发格点产品的月平均数据，由于这6种产品原始空间分辨率不同，利用双线性插值方法将它们重新统一插值到0.5°×0.5°空间分辨率上去。

所用的北方陆面过程观测资料来自中国北方协同观测试验和中国通量网，这两个试验观测在夏季风过渡区和相邻区域囊括了多个站点。我们知道，涡动相关通量观测和格点蒸散发在空间代表性上存在很大差异，为了避免下垫面空间异质性对蒸散发评估带来的影响同时挑选出适合与格点尺度资料比较的站点，本研究基于Li等^［18］提出的方法，基于MODIS （Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer）下垫面类型数据建立站点下垫面类型在不同辐射范围内的面积比例指数，以此为标准选择网格尺度下垫面代表性较好的站点。挑选出的站点包含14个，表2列出了这些站点的地理位置和下垫面类型信息。位于草原和农田下垫面的通量站点各自有6个，还有2个站点地处裸地/荒漠下垫面，这些站点代表的下垫面基本覆盖了过渡区典型的土地利用类型。上述通量观测站点遵循严格的观测规范，并以标准的步骤和流程对数据进行质量控制和后处理。基于这些站点宝贵的观测资料，已经有了不少陆气相互作用的成果^［19-21］产生，从侧面也证明了这些观测资料具有良好的可信性。

地表能量闭合度是评断一个陆面观测站点通量数据质量好坏的重要标准。本研究涉及到的陆面观测站点的能量闭合程度均大于0.7^［19］，较高的能量收支闭合度确保了湍流通量数据具有良好的质量。我们通过以下流程将原始30 min的陆面热通量数据处理成月平均值。首先，剔除了质量控制码不达标以及降水天气下的半小时通量数据，将净辐射、感热和潜热通量正常值的范围分别设定为-200~900、-200~600、-200~600 W·m^-2，超出此范围的观测值认定为异常值并予以剔除。其次，把一天中超过80%有效数值的原始30 min数据平均为日值，将一个月超过25天有效通量观测的日值作为月平均值。众所周知，陆面模式内部都会满足地表能量平衡，而实际通量观测往往会存在地表能量不平衡现象。为了解决能量不平衡带来的问题，依据Twine等^［22］的建议，将波文比作为比例因子把能量收支不闭合量分配给原始的感热和潜热，使订正后的感热和潜热通量强制满足陆面能量守恒。订正后的潜热通量为：

式中：H_L是订正之后的月平均潜热通量；R_n是地表净辐射；G是土壤热通量；H_Sori和H_Lori分别是订正之前的感热和潜热通量。以上能量通量单位均为W·m^-2。将订正后的潜热通量通过水的汽化潜热换算为月累计蒸散发量：

式中：ET是蒸散发量，单位为mm·month^-1；λ是常温下汽化潜热常量，为2.45 MJ·kg^-1。

泰勒图在模式评估方面有广泛的应用^［23］，本研究采用泰勒图比较6种蒸散发产品的模拟性能。泰勒图本质上是巧妙地将模型的相关系数（R）、中心均方根误差（cRMSE）、标准差（观测值σ_obs，模拟值σ_sim）3个评价指标整合在一张极坐标图上，其基于的便是三者之间构成的如下余弦关系：

由于上式两端各部分存在量纲，为了方便对不同情况下的指标进行比较，需要对上式进行归一化处理，将等式两边都除以σobs2，进一步得到归一化的中心均方根误差（cRMSE/σ_obs）、归一化模拟值标准差（σ_sim/σ_obs）和相关系数（R）的关系式：

这样就可以把归一化的统计指标画在同一张泰勒图上。此时若σ_sim/σ_obs大于（小于）1，表示模拟值的时间变率大（小）于观测值时间变率。

经验正交分解（Empirical Orthogonal Function，EOF）方法广泛应用于气候研究中，用来提取特定变量的主要时空模态^［11］。不同模态的显著性使用North检验方法来检验。在本文中，我们基于夏季风影响过渡区多年夏季平均的蒸散发数据，利用EOF方法识别夏季风影响过渡区陆面蒸散发的空间一致性和差异性，帮助进行气候区域的划分。

集合经验模态分解（Ensemble Empirical Mode Decomposition，EEMD）方法是在经验模态分解基础上发展起来的一种信号分析方法^［24］。这种方法的优点是依照数据自身的时间尺度特征进行信号分解，即局地平稳化处理，不必事先给定基函数，对处理非稳态、非线性时间序列拥有明显的优势。理论上，该方法对任一类型的信号分解都适用，目前，这一方法已经广泛应用于数据分析和气候变化研究中。在本文中，EEMD用于将1961—2015年蒸散发和夏季风持续时间的时间序列分解为多种时间尺度分量，帮助探究蒸散发对夏季风活动在不同时间尺度上的响应关系。

多模式集合能够最大程度地减少每个模式集合成员模拟的不确定性，有助于获得相对准确的数值^［25］。因此在本研究中，基于6种原始蒸散发资料构建了等权重的多模式集合（Multi-Model Ensemble，MME）平均蒸散发数据，并作为一个新成员与原始6种蒸散发产品一起在蒸散发模拟能力和适用性方面接受评估。

我们将各个蒸散发格点产品双线性插值到对应的站点上，得到了蒸散发观测和模拟的散点图（图2），并计算模拟值在不同下垫面上的3个统计指标：均方根误差（RMSE）、系统偏差（Bias）和线性相关系数（R）。裸地/荒漠、草地、农田下垫面月平均蒸散发观测的样本点分别有7、199、44个。由于裸地/荒漠下垫面观测样本有限，因此不再计算3个统计指标。结合图2和表3可以看出，MERRA2、NOAH和GLEAM系统性地低估了草地和农田下垫面蒸散发，尤其是GLEAM对农田蒸散发的偏低程度尤甚，低估可达到14.97 mm·month^-1。不同蒸散发产品模拟的表现在不同下垫面存在差异。全球通量网在基于过程的蒸散发模型评估中也有相似的发现，而且各产品在草地站表现相对于农田普遍略好^［26］。本研究中，蒸散发产品过渡区草地下垫面的均方根误差普遍低于20 mm·month^-1，而相应的农田模拟偏差普遍超过这一数值。目前的陆面水热模型不能很好地考虑耕种和灌溉等一系列复杂的人为管理活动，特别是缺乏准确的人工灌溉水量的输入^［27］，使得各产品普遍低估了人为影响下的蒸散发过程。

综合来看，包括多模式集合平均数据在内没有一种格点产品能够在所有的下垫面和统计指标上都能全部占优，也不会全部最差。具体来看，从3种统计指标上，虽然NCEP/DOE相对于其他产品蒸散发模拟能力相对较弱，但是对农田蒸散发平均值的模拟能力比较突出；与之相对比，ERA5对草地和农田蒸散发模拟能力较强，但是由图2很清楚地发现其对裸地/荒漠蒸散发的模拟显著偏高。总体来看，多模式集合平均与原始格点资料相比，在农田、草地和所有站点上对蒸散发平均值的模拟能力最好，与蒸散发观测的相关程度也是最高的；对于原始格点资料，JRA-55、ERA5、MERRA2和NOAH对过渡区站点蒸散发模拟较为准确。

将观测值和模拟值按照草地、农田下垫面以及全部站点分为3种情形，并分别去中心化处理，计算得到模拟值的相关统计指标，依据这些指标绘制泰勒图。从草地下垫面的泰勒图（图3）可以看出，MERRA2和GLEAM蒸散发模拟的标准差相对于实际观测明显偏小，大约低估了实际蒸散发时间变率的25%，其余资料对实际蒸散发时间变率的模拟则较为合理，但是NCEP/DOE和NOAH与实际观测的相关系数偏弱，均没有超过0.85，而JRA-55、ERA5和多模式集合平均产品从泰勒图反映的3个指标上均具有较好的表现；对于农田下垫面，除NOAH之外，其余几种格点资料均低估了蒸散发的变率，GLEAM的偏低程度最为严重，从3个指标总体来看NOAH表现最好；从所有站点的角度看，虽然GLEAM与观测有较高的相关系数和较小的均方根误差，但是它显著低估了蒸散发的时间变率，MERRA2和多模式集合平均产品对蒸散发时间变率也存在一定的低估，NCEP/DOE、JRA-55、ERA5和NOAH较准确地模拟了实际蒸散发的变率，但是只有NCEP/DOE与实际观测的相关程度没有超过0.8。总体上，JRA-55和ERA5具有较好的表现。

前面我们使用月尺度的站点通量观测资料来评估蒸散发格点产品，由于水热通量在季节尺度上的变率远强于年际尺度上的变率，因此通量季节尺度上的变化对评估结果的贡献最大。这样的评估结果更多地突出了格点产品的年变化，而无法准确反映格点产品在年际变化上的刻画能力^{［18，28］}。另外，现有实际通量站点观测年限普遍较短，本研究中观测资料时段最长的站点是通榆和榆中站，数据累积都达到6年，其次是锡林格勒站，累计长度有5年，其他站点均不超过两年。通量观测数据在年尺度上的样本较少，这一定程度限制了对长期气候尺度上格点产品的进一步评估。因此，利用实际通量观测对蒸散发格点资料只在站点尺度上评估是不够的，还有必要对它们长期年际变化的一致性进行讨论。根据陆面通量评估研究^［28］，不同蒸散发产品在长期年际尺度上的相互比较有助于从气候变化的时间尺度认识不同蒸散发产品的模拟质量。本研究对格点产品过渡区平均的夏季蒸散发年际变化进行比较分析，以了解其在夏季风影响过渡区的模拟能力及适用性。

本研究涉及到的蒸散发产品内部物理模型、参数化方案和输入资料具有较大的差异，不同蒸散发产品之间存在很高的独立性，年际变化之间的相互比较有利于找到数据集共同反映出的蒸散发真实的时间变化。如图4所示，不同蒸散发产品在数值和年际变幅上存在一些差异。1980—2014年多年平均夏季蒸散发从最小值59.2 mm·month^-1（GLEAM）到最大值80.8 mm·month^-1（NCEP/DOE），多模式集合平均的蒸散发是72.9 mm·month^-1。蒸散发评估^［26］表明，在全球尺度上，GLEAM对全球平均陆面蒸散发的估计值普遍小于其他蒸散发产品，特别在干旱半干旱气候类型下偏小的程度更加显著。对于多年变率，1980—2014年夏季蒸散发的标准差对应于原始6种格点资料（NCEP/DOE、JRA-55、ERA5、MERRA2、NOAH和GLEAM）分别是6.3、4.3、3.6、7.5、5.7、3.5 mm·month^-1，多模式集合平均对应的值是4.4 mm·month^-1。虽然7种资料在平均值和时间变率方面存在差异，但是在极值所处年份和总体趋势上有着较高的一致性。例如，对于1980—2014年之间的蒸散发最大值，除了ERA5，其余资料都一致地出现在2013年；在年代尺度上，所有资料都能够呈现出2000—2010年蒸散发偏弱，2010年之后又急剧上升的时间变化型；JRA-55、ERA5和NOAH均表明1977年是一个气候转折点，即便是由于1980年代之前缺乏足够的卫星遥感资料，使得模式同化用的遥感数据偏少，但是3种蒸散发产品仍具有高度一致的年际变化型。

为了进一步定量评价7种蒸散发产品之间的相似程度，我们计算了过渡区格点资料之间从1980到2014年夏季蒸散发的相关系数（表4）。6种原始格点产品之间的相关系数为0.513~0.869，最大值出现在NCEP/DOE和MERRA2之间。JRA-55与其余5种原始资料呈现出较高的相关性，在格点资料所有相关系数前5个最高值中占有3个。虽然JRA-55与其他原始资料在蒸散发计算方案上不同，同时也存在明显的平均值差异，但是年际变化上呈现出较高的一致性（图4）。以JRA-55和GLEAM为例，虽然JRA-55使用改进的SiB陆面模式，严格受到陆面能量平衡的约束，而GLEAM 使用P-T模型计算陆面蒸散发，二者模型依赖的物理基础有很大差异，但是年际变化型高度一致，相关系数达到0.835。

JRA-55相对于其他几种资料与多模式集合平均的相关程度最大，达到0.900，表明JRA-55与其他数据集相比与多模式集合平均一致性最高；JRA-55和多模式集合平均年际变化标准差分别为4.3和4.4 mm·month^-1，反映出二者年际变率非常接近。JRA-55可以呈现出6种原始蒸散发产品共同的长期变化规律，能够较为准确地刻画夏季风过渡区蒸散发长期的年际变化特征。由于多模式集合平均是原始6种格点资料统计平均的结果，其时间长度被限制到1980—2014年。然而东亚夏季风在年代际尺度上存在很强的变异性，数据不足的时间长度无疑会限制夏季风影响方面的研究。鉴于JRA-55较长的时间覆盖以及与多模式集合平均的高度相关性，本研究退而求其次选择JRA-55再分析资料替代多模式集合平均作为蒸散发参考数据，并用于后面的分析。

东亚夏季风活跃度会在年际及更大时间尺度上剧烈震荡，显著影响区域气候和陆面干湿分布格局，同时也间接导致植被覆盖程度的改变^［29-30］。因此，陆面蒸散发时空分布势必会对夏季风活动作出积极的响应。为了解夏季风影响过渡区陆面蒸散发的时空分布特征，图5给出了蒸散发夏季气候平均和年际变率的空间分布。

蒸散发的年际变率在夏季风影响过渡区的大部分区域表现为高值，标准差可以超过12 mm·month^-1，这很可能源于夏季风强度和北边缘位置在年际和更长时间尺度上的剧烈变化。此外，我们还发现蒸散发气候平均态在夏季风影响过渡区呈现出巨大的空间梯度，且空间梯度由东南指向西北，这与前人的研究结果^［31］一致。夏季风影响过渡区的气候是由中纬度西风环流主导的非季风气候向典型夏季风气候迅速转变的过渡性气候，这间接使植被覆盖、土壤湿度和蒸散发等生态和气候要素产生非常大的空间梯度。由于过渡区气候对东亚夏季风进退高度敏感，夏季风影响过渡区被认为是东亚地区陆面水热通量时空变化特别显著的热点区域^［7］。蒸散发作为水循环的重要组成，呈现出如此大的年际变率，也间接反映出夏季风影响过渡区水循环及生态环境的不稳定性和脆弱性。近几十年来，夏季风影响过渡区干旱化趋势尤为严重^［6，30］，从侧面证明了此区域水循环和生态环境的脆弱性。

结合陆面能量收支方面的研究^［21］来看，与潜热（蒸散发）类似，感热通量在夏季风影响过渡区的时空变化也很剧烈，但是陆面净辐射呈现出较弱的年际变率。这反映出夏季风的进退更多地改变了净辐射能量的分配过程，而并非净辐射本身，从而导致过渡区蒸散发和感热较大的年际变率。事实上，针对过渡区短草草原^［5］和农田^［20］等典型下垫面的陆面试验研究发现，夏季风活跃度的变化会显著改变土壤和植被的生物物理参数（例如空气动力学阻抗和地表阻抗），从而改变地表水分和能量分配过程，但是对辐射过程的影响会弱一些。

夏季风影响过渡区内部由于地理位置、植被覆盖和与海洋距离的不同，气候和水分收支很可能存在一些空间差异^［31］。为了检验蒸散发在夏季风影响过渡区的空间差异性，我们对此区域1958—2021年夏季平均的蒸散发数据进行EOF分解。EOF前3个模态可以通过North显著性检验，方差贡献分别为23%、14%和8%。图6给出了过渡区蒸散发EOF分解的前两个空间模态。从第一模态来看，过渡区存在着明显的空间差异性，最北端小部分区域呈现负值，而大部分区域表现为正值；从第二模态来看，蒸散发的空间差异性更为突出，过渡区呈现出差异非常明显的三部分。蒸散发前两个主模态的空间差异性反映了蒸散发年际变化在不同区域是显著不同的。综合前两个模态的空间分布格局，可以把夏季风影响过渡区分为西、东和北3个子区域。其中，东西两部分以大概115°E经线为界；东部和北部两个区域的地理分界是一条穿过海拉尔和哈尔滨的连线，此线经纬度的函数关系为Lat=-0.667×Lon+129.215（Lat和Lon分别为纬度和经度值）。

陆面试验观测^［20］表明中国北方的黄土高原和东北冷凉区在局地气候和陆面水热交换方面存在明显差异，这也从侧面印证了基于EOF方法对夏季风过渡区进行分区的正确性。从地理和气候的角度，西部区域的大部分属于黄土高原和内蒙古高原，东、西两个区域在气候上均为半干旱区；而北部区域则是半湿润和湿润气候区。虽然这3个子区域都处于夏季风影响过渡区，但是在水热耦合方面有很大区别，这导致区域气候与水热交换之间的相互作用及其机制存在异同。例如，东、西两个区域地处暖温带和中温带，较好的热力条件伴随着较大的潜在蒸散发，这使得实际蒸散发通常会受到水分供应的限制；而纬度较高的北部区域处于寒温带，气候平均态的气温较低，这导致实际蒸散发很大程度上受到有限的热力条件的限制^［32-33］。也正因如此，北部区域相对较弱的热力条件有效抑制了土壤水分的流失，反过来间接促使该区域气候偏湿润。

由于东亚夏季风更多是影响区域降水和陆面干湿，而对气温的影响偏弱，因此本文后面只针对东、西两个区域进行蒸散发响应夏季风活动的分析。

我们计算了过渡区东、西两子区域夏季（一年中的第31—49候）1961—2015年夏季风最北边缘位置和持续时间。根据图7，最北边缘位置和持续时间表现出明显的年际变化。西部和东部两子区域平均最北边缘位置分别处在36.3°N、44.8°N，平均夏季风持续时间分别为1.4、1.3候。

降水是重要的气候要素，在夏季风系统影响下的时空变化可以表征夏季风活动的强度和范围^［10］。通常情况下，夏季风系统越活跃，降水往往也会越多。为了检验夏季风持续时间是否能够体现夏季风在过渡区内的活跃程度，我们计算了夏季风持续时间和夏季降水的相关性。为方便不同要素进行比较，对夏季风持续时间、最北边缘位置和降水量都进行了标准差标准化。标准化的夏季风持续时间在年际变化上与夏季降水较为一致，二者的相关系数在西部和东部子区域的线性相关系数分别为0.685（P<0.01）和0.566（P<0.01）。与夏季风持续时间相似，夏季风最北边缘位置与过渡区西部和东部子区域也存在显著的相关性，相关系数分别为0.684（P<0.01）和0.404（P<0.01）。夏季风最北边缘位置与降水的相关程度在东部弱于西部，而且稍弱于夏季风持续时间，这反映出东亚夏季风环流系统的时空结构是十分复杂的。虽然夏季风持续时间和最北边缘位置是基于相同物理机制和判断标准反演而来的，但是夏季风持续时间相较于夏季风最北边缘位置能够更好地表征夏季降水的年际变化。

为了定量化衡量东亚夏季风活动的强度，除了夏季风持续时间和北边缘位置，气候学家还针对夏季风环流不同的物理特征提出了多种夏季风强度指数。本研究引入具有代表性的3个指数，包括LJI指数^［34］、WYI指数^［35］和DHI指数^［36］，这些夏季风强度指数已经广泛应用在季风气候诊断分析中。但是，这些夏季风强度指数又有各自不同的物理基础。LJI指数是根据850 hPa风场定义的，由风向的季节变率定量化表征夏季风的强弱变化；WYI指数是以10°—40°N、110°—140°E区域200 hPa和850 hPa高低层大气纬向风的差异来表征夏季风强度；在此基础上，DHI指数修正了WYI中热带地区东风急流的高度层，能够更准确地反映东亚夏季风的环流特征。我们计算了上述3种夏季风强度指数和过渡区夏季降水之间的相关系数，以考察夏季风强度指数是否能够表征夏季风在过渡区的活跃程度。

在过渡区西部区域，LJI、WYI和DHI与夏季降水的相关系数分别为-0.001、0.298（P<0.05）和0.319（P<0.05）；在东部区域，3个夏季风强度指数与降水相关系数分别为-0.023、0.267（P<0.05）和0.217，弱于夏季风持续时间与夏季降水的相关程度。这表明现有的夏季风强度指标不能很好地表征夏季风在过渡区内的活动规律。事实上，这些夏季风强度指数更多反映了季风系统在30°N附近长江中下游区域的主要特征^［37］，但是对过渡区夏季风活动的指示性不够好。与之相比，持续时间能够较好地反映夏季盛行向北的暖湿气流对过渡区气候的影响时间，这解释了为什么它相较于夏季风强度指数能够更好地反映夏季风活动对过渡区降水变化的影响。

多种夏季风强度指标都显示出东亚夏季风活动在20世纪中叶以来总体上显著减弱^［29］。与夏季风强度指标类似，过渡区东、西两个子区域的夏季风影响持续时间均呈现总体下降的趋势（图8）。过渡区西部区域的夏季风持续时间在1960s、1970s、1980s、1990s和2001—2015年分别达到每年2.4、1.3、1.5、1.2、0.9候；过渡区东部区域相应的值分别为每年2.4、1.3、1.3、1.3、0.9候。夏季风活动在年代际尺度上的减弱会导致向北的水汽输送和辐合偏弱，使形成雨带的水汽供应不充分，从而影响环流形势，间接改变土壤湿度、植被覆盖及相关的陆面水热过程^{［21，31］}。因此，陆面水分交换的时间变化实际体现了夏季风在过渡区进退的活动轨迹。

夏季风过渡区东、西部分的蒸散发与夏季风影响持续时间存在显著相关，二者表现为明显的正向对应关系，但并非是线性关系而是类似对数/幂次型函数曲线。较小的持续时间对应着较大的蒸散发变化斜率，在持续时间达到一定阈值之后，蒸散发变化放缓。以过渡区西部子区域为例，蒸散发与持续时间的拟合函数为ET=3.65ln（MTDI）+71.22，相关系数为0.50（P<0.01）；当持续时间低于2.0候时，蒸散发会随着持续时间增大而明显增加，当持续时间大于2.0候之后，蒸散发变化相对平缓。这样的结果表明非充分的夏季风活动会抑制陆面蒸散发；反过来，夏季风充分的发展能够增强蒸散发，但是发展到一定程度之后，蒸散发的年际变化对夏季风持续时间则变得不太敏感。与本文研究结果类似，Yue等^［5］发现夏季风过渡区草原下垫面水热交换通量年际变化与夏季风降水存在类似的指数型非线性关系。综上可见，夏季风系统是驱动陆面蒸散发年际及更高时间尺度变化的强信号，蒸散发对夏季风持续时间的显著响应关系也间接验证了JRA-55再分析资料在刻画蒸散发年际变化上的合理性和准确性。

在全球变暖以及海陆热力差异共同作用下，东亚夏季风系统存在多种时间尺度上的特征。区域气候和水热交换对夏季风活动的响应关系在不同时间尺度上也可能是不同的^［30］。本文以过渡区西部子区域为例，将夏季风持续时间和蒸散发进行集合经验模态分解（EEMD），以了解夏季风活动和蒸散发长期变化在不同时间尺度上的方差贡献及其联系。

根据EEMD分解结果（表5），蒸散发时间序列存在包括3.2、6.9、13.8、27.5年等多个周期性尺度分量，其中3.2年周期分量的方差贡献最大，占总方差的59.7%。这反映出3年左右的年际尺度是过渡区西部子区域蒸散发长期变化的主要变化周期。对于夏季风持续时间，长期趋势方差贡献最大，占比61.3%，其次为3.4年尺度周期分量，占比25.4%，其他两个周期性分量贡献相对较小，这意味着可以将夏季风持续时间看作是年际尺度分量叠加在长期趋势分量上的时间序列。

图9给出了夏季风持续时间和蒸散发集合经验模态分解后的结果。分解结果反映出，半个世纪以来夏季风影响的持续时间呈现出显著下降的非线性趋势，这与前人的研究结果是一致的^［29］。在3年时间尺度上，蒸散发和夏季风持续时间具有较高的相关性，相关系数达到0.66（P<0.01）。这解释了图5中反映出的过渡区蒸散发非常大的年际变率，也表明夏季风影响持续时间的年际振荡是过渡区陆面干湿状况频繁交替的原因，也是蒸散发年际变化的重要驱动力。对于年代际和长期趋势分量，二者的相关系数也分别高达0.66和0.75，反映出夏季风活动在年代际和长期趋势上对陆面蒸散发也有着比较大的影响。

热带海洋和海气耦合存在准两年（2~3年）固有周期振荡的现象^［38］。另外，科学家也在大气环流、热带海表温度和地表气象要素的长期变化中观测到准两年周期变率^［39］。与之类似，在过渡区西部区域，夏季风持续时间和蒸散发也存在周期在3年左右的时间分量，呈现出准两年周期振荡，并且这一时间分量的方差贡献还很显著（表5）。Rossby波作为大气能量的传送带，会将热带准两年周期信号传输到东亚中纬度地区^［40］。气候系统中的这种物理机制一定程度上可以解释过渡区夏季风活动和蒸散发的准两年周期振荡现象。于是，中纬度地区气候和热带海气信号周期性振荡紧密地联系起来。因此，过渡区夏季风活动和蒸散发的准两年振荡很可能是热带海洋信号与中纬度气候相互作用的结果。

随着未来全球变暖持续，东亚夏季风系统活跃度受全球变暖的影响很可能会增强。基于CMIP6（Coupled Model Intercomparison Project Phase 6）多模式集合研究^［41］发现，在未来气候情景下，青藏高原和西北太平洋对流层下部热力差异很可能会增大，并进一步加强东亚夏季风环流。东亚夏季风强度预计增强8%左右，增强的经向大气环流将增加季风降水。预估结果还表明，未来水汽将增加，异常垂直水汽输送在热力上也会增强夏季降水^［41］。从气候预估角度看，东亚夏季风对过渡区气候的影响程度在未来很可能会加深。再依据本研究中过渡区蒸散发对东亚夏季风活动的响应规律，陆面蒸散发和水循环过程在未来将很可能随之增强，同时蒸散发的年际变化也将更加平稳。实际上，这也可以看作是气候变暖通过调节夏季风系统而间接影响蒸散发。

另外，需要注意的是，区域变暖也会通过增强潜在蒸散发而直接影响水分和热量交换。根据Yang等^［42］建立的简化的Bowen比-气温变化模型，当地表水供应充足时，气候变暖会改变地表能量分配，导致更小的地表感热和更大的潜热（蒸散发）。Zhang等^［7］对比了不同干湿区蒸散发随气温变化的规律，发现湿润气候区的蒸散发会随着区域增暖而变大，这也证明了Yang等^［42］的观点。尽管区域变暖会增强过渡区陆面潜在蒸散发，但是过去几十年较弱的夏季风活动限制了土壤水分供应，这使得水分成为限制蒸散发的首要因素。然而，在全球持续变暖的背景下，未来预计夏季风活动和降水均会增强，这种水热条件协同性的增强会在直接和间接机制上增强过渡区的蒸散发和水循环。值得一提的是，未来区域气候预估仍然存在一些不确定性，气候和夏季风活跃度的变化在未来受制于未知的温室气体和气溶胶排放以及社会经济发展模式^［43］。

夏季风过渡区蒸散发对夏季风活动的响应对深入理解气候系统和水循环是很重要的。基于实际站点观测以及对不同产品年际变化的分析，本研究评估了6种常用的全球蒸散发格点产品在刻画过渡区蒸散发及其年际变化方面的能力，分析了陆面蒸散发时空分布特征。此外，引入夏季风持续时间用来描述夏季风在东亚夏季风过渡区的活动特征，并分析了蒸散发对夏季风持续时间的响应规律。

针对现有多个全球蒸散发产品的评估表明，JRA-55再分析资料能够合理地刻画夏季风影响过渡区蒸散发及其长期的年际变化，为研究蒸散发对夏季风活动的响应关系提供了参考数据。过渡区大部分区域的夏季蒸散发表现出较大的年际变率和空间梯度，反映了过渡区气候在时间上的不稳定和空间上快速过渡的基本规律。

目前常用的夏季风强度指标不能很好地表征夏季风在过渡区年际尺度上的活动规律。与之相比，夏季风持续时间能够更好地描述夏季雨带的变化以及夏季风在过渡区的进退。

过渡区蒸散发对夏季风持续时间呈现出对数或幂次型的非线性响应关系。当夏季风系统在过渡区不活跃时，陆面蒸散发会显著减弱；反之，东亚夏季风系统活跃时，蒸散发会得到增强，其年际变化更加平稳。以夏季风过渡区西部区域为例，夏季风活动在3年、年代际和长期趋势上与陆面蒸散发存在显著相关性。气候预估结果显示出未来东亚夏季风环流和强度很可能会增强，水循环过程也会随之增强。

值得一提的是，由于夏季风系统的复杂性，如何全面而合理地表征夏季风在过渡区的活跃程度一直是气候学研究的重难点，我们会在未来的工作中着重关注夏季风系统在流场、热力场等多个方面的特征及其演进规律，以期获得更好的指示过渡区气候特征的夏季风指标。