1961—2015 年華東地區(qū)極端氣溫變化研究

居麗麗，史 軍，張 敏

（1.上海市氣候中心，上海200030；2.江蘇省氣象服務中心，江蘇 南京210008）

近百年來，全球氣候呈現(xiàn)出以變暖為主要特征的顯著變化[1]。氣溫平均值的升高不僅直接影響到其極值的變化[2-3]，而且會導致高溫熱浪、干旱和暴雨洪澇等極端天氣氣候事件的發(fā)生頻次與強度出現(xiàn)顯著變化[4]。相對于氣候平均態(tài)，極端天氣氣候事件的變化經(jīng)常會對自然資源、社會經(jīng)濟和生態(tài)系統(tǒng)等造成更大的影響[5-7]。據(jù)世界氣象組織報告[8]，在21世紀初，全球有超過37 萬人死于空前的極端天氣和氣候事件的影響。因此，開展極端天氣氣候事件研究，是全球氣候變化科學迫切需要解決的前沿問題，對于提高極端氣候事件的預估、制定應對氣候變化的策略和措施都具有重要的科學意義。

對整個中國或特定區(qū)域的極端氣溫變化特征，已有較多研究[9-12]。如Cui 等[9]利用通過均一化檢驗的234 個氣象站點數(shù)據(jù)和曼—肯德爾（Mann-Kendall）趨勢檢驗法，分析了中國區(qū)域日最高氣溫和日最低氣溫的時空變化趨勢；Shi 等[7]基于1899個氣象站點逐日最高、最低氣溫數(shù)據(jù)以及8 個大尺度環(huán)流模態(tài)，分析了中國區(qū)域1961—2015 年極端氣溫的時空變化趨勢及其與環(huán)流變化的關系；毛以偉等[10]采用武漢、重慶、福州、杭州、南昌、長沙、南京和合肥8 個城市1951—2016 年最高和最低氣溫資料，對武漢市極端氣溫指數(shù)時間變化特征進行分析；朱歆煒等[11]利用1960—2014 年湖南省88 個地面氣象站日最高和最低氣溫的均一化資料，研究了湖南省極端氣溫事件的時空變化特征；尹義星等[12]選用江蘇13 個氣象站1951—2013年的日最高、最低氣溫資料，采用RClimDex 軟件包提取極端氣溫指數(shù)，研究了江蘇極端氣溫的趨勢和概率特征。

然而，已有研究大多是基于國家基準、基本氣象站（756 個站點）數(shù)據(jù)，利用氣候統(tǒng)計診斷方法，如線性傾向估計、Mann-Kendall 趨勢檢驗、皮爾森（Pearson）相關系數(shù)和ArcGIS 空間插值技術，開展全國或省級極端氣溫指數(shù)的時空分布和變化趨勢分析，很少有研究基于最新發(fā)布的國家級地面氣象觀測站（包括國家基準、基本氣象站和一般氣象站）觀測數(shù)據(jù)（全國2400 多個站點），開展區(qū)域極端氣溫指數(shù)的變化分析和突變檢驗。另一方面，極端氣候的強度、頻率和持續(xù)性等特征參數(shù)的變化本質(zhì)上是其概率分布型態(tài)、氣候序列內(nèi)部結構變化的反映[13]。弄清極端氣溫概率分布函數(shù)的變化特征，是研究極端氣溫長時間序列變化的基礎和關鍵。丁裕國等[14]用Weibull 分布擬合中國冬夏季逐日高（低）溫原始分布模式，結果表明，在均值改變條件下，極端氣溫概率有一定的變動規(guī)律可尋。因此，開展極端氣溫演變研究，不僅要研究極端氣溫的時空變化趨勢，還需要從氣候變化角度探討全球變暖背景下極端氣溫概率分布的變化。

華東地處我國東部季風氣候區(qū)，氣候的年代際變化顯著[15]。伴隨著全球大氣環(huán)流形勢在20 世紀70年代末的躍變[16]，我國東部呈現(xiàn)出“南冷北暖”、“南澇北旱”氣候分布特點[17-18]。另一方面，華東是我國人口和城市最密集、經(jīng)濟集聚度最高的地區(qū)之一，城市化氣候效應顯著[19-20]，各種極端天氣氣候事件帶來的氣象災害及其衍生災害所造成的絕對經(jīng)濟損失大、影響范圍廣[6]。鑒于此，本文基于華東地區(qū)加密氣象站點長序列逐日氣溫觀測資料，采用多種氣候統(tǒng)計分析方法，開展華東極端氣溫的時空變化趨勢、突變檢測和概率分布變化研究，結果對于明確華東地區(qū)極端天氣氣候事件的演變和趨勢、制定區(qū)域可持續(xù)發(fā)展戰(zhàn)略具有借鑒價值。

1 資料與方法

1.1 數(shù)據(jù)資料

本文所用的數(shù)據(jù)包括來自中國氣象局國家氣象信息中心的華東6 省1 市（山東、江蘇、安徽、上海、浙江、福建、江西）451 個國家級地面氣象觀測站點（包括基準站、基本站和一般站）1961 年1 月—2015年12 月的逐日最高氣溫和最低氣溫數(shù)據(jù)。這些數(shù)據(jù)都經(jīng)過了初步的質(zhì)量控制，包括氣候界限值或允許值檢查、臺站極值檢查、定時值、日平均值與日極值間內(nèi)部一致性檢查、時間一致性檢查、空間一致性檢查以及人工核查與更正。在充分考慮數(shù)據(jù)時間序列的長度和資料缺測率的基礎上，最終選取時間連續(xù)、數(shù)據(jù)總體缺測低于5%的399 個氣象站，其中包括132 個基準、基本氣象站，利用站點逐日最高和最低氣溫數(shù)據(jù)來開展1961—2015 年期間華東地區(qū)極端氣溫變化研究。氣象站點的空間分布如圖1所示。

圖1 華東國家級地面氣象觀測站點的空間分布

1.2 分析方法

1.2.1 極端氣溫指數(shù)的選取

在1998—2001 年的氣候變化監(jiān)測會議中，世界氣象組織（WMO）提出采用由逐日最高、最低及平均氣溫或逐日降水量計算得到的極端氣候指數(shù)來研究極端天氣氣候事件的變化特征[21]。WMO 氣候委員會（CCI）和全球氣候研究計劃（WCRP）氣候變化與可預測性計劃（CLIVAR）共同發(fā)起成立的氣候變化檢測、監(jiān)測和指數(shù)專家小組（ETCCDMI），從眾多的類似監(jiān)測、研究計劃中選取了27 個核心指數(shù)，其中包括16 個極端氣溫指數(shù)和11 個極端降水指數(shù)[22-23]。由于這些極端氣候指數(shù)綜合考慮了極端氣候事件的強度與持續(xù)時間，具有弱極端性、噪聲低、顯著性強等特點，對研究極端天氣氣候事件更具代表性，因而在國內(nèi)外極端氣候變化分析和未來預估中已得到廣泛應用[24-25]。

本文選取其中12 個極端氣溫指數(shù)來衡量華東極端氣溫變化。各指數(shù)的定義如表1 所示。

表1 本文所選取的12 個極端氣溫指數(shù)

1.2.2 分析方法

文中首先基于華東各站點1961—2015 年逐日最高氣溫和最低氣溫數(shù)據(jù)，利用極端氣候指數(shù)計算軟件RClimdex 生成華東各站點1961—2015 年逐年12 個極端氣溫指數(shù)序列，并考慮到華東氣象站點分布相對均勻一致的特征，采用區(qū)域站點算術平均的方法，生成華東區(qū)域逐年12 個極端氣溫指數(shù)序列。然后，分別在站點尺度上和區(qū)域尺度上，利用氣候統(tǒng)計診斷技術，包括線性趨勢和Mann-Kendall 突變檢驗等，分析了華東極端氣溫的年際變化、年代際變化、空間變化趨勢和突變特征，并采用非參數(shù)Mann-Kendall 趨勢檢驗方法在0.05 顯著性水平下檢驗極端氣溫變化趨勢的統(tǒng)計顯著性。最后，根據(jù)各指數(shù)的突變檢驗結果，并充分考慮到20 世紀90 年代以來華東地區(qū)快速城市化、土地利用變化及增暖的特征[19-20]，選擇1990 年作為分界點，將整個研究時期劃分為2 個時間段，1961—1990 年和 1991—2015 年，分析了不同極端氣溫指數(shù)在1990 年前后兩個時間段的概率密度函數(shù)正態(tài)分布的差異，從而明確極端氣溫隨時間的變化特征。

2 結果與分析

2.1 華東極端氣溫指數(shù)的年際變化特征

1961—2015 年，華東冰凍日數(shù)以-0.5 d/10 a 的線性趨勢顯著減少（圖2a）。冰凍日數(shù)的最大值在1969 年，為 13.0 d，而在 1995 年最低，僅 0.5 d。夏天日數(shù)以2.9 d/10 a 的線性趨勢顯著增加（圖2b）。夏天日數(shù)在1973 年最低，為132.5 d，而在2009 年達到最高，為172.2 d。華東霜凍日數(shù)以-3.7 d/10 a 的線性趨勢顯著減少（圖2c）。霜凍日數(shù)在2007 年最低，為28.7 d，而在1969 年最高，為65.2 d。熱夜日數(shù)以2.8 d/10 a 的線性趨勢顯著增加（圖2d）。熱夜日數(shù)的最小值在1965 年，為82.1 d，而在2005 年最大，為 115.9 d。

1961—2015 年華東站最低氣溫極大值以0.2 ℃/10 a 的線性趨勢顯著增加。華東站最低氣溫的極大值在1974 年最小，為26.1 ℃，而在2010 年和2013年最高，都為28.7 ℃。華東站最低氣溫極小值以0.6 ℃/10 a 的線性趨勢顯著增加，其中最低氣溫的極小值在1969 年最低，為-11.0 ℃，而在2007 年最大，為-3.9 ℃。華東站最高氣溫極大值以0.1 ℃/10 a的線性趨勢增加，但增加趨勢在統(tǒng)計上不顯著。華東站最高氣溫的極大值在1973 年和1999 年最小，都為 35.9 ℃，而在 1966 年和 2013 年最大，都為 38.8 ℃。華東站最高氣溫極小值以0.3 ℃/10 a 的線性趨勢顯著增加，其中最高氣溫的極小值在1969 年最小，為-3.2 ℃，而在 2007 年最大，為 3.7 ℃。

1961—2015 年華東站冷夜日數(shù)以-2.0%/10 a的線性趨勢顯著減少（圖3a），其中冷夜日數(shù)的最大值在1969 年，為19.6%，而在2007 年最低，為3.2%。華東站暖夜日數(shù)以1.8%/10 a 的線性趨勢顯著增加（圖3b），其中暖夜日數(shù)在1984 年最小，為4.4%，而在2007 年達到最大，為18.9%。華東站冷晝?nèi)諗?shù)以-0.7%/10 a 的線性趨勢顯著減少（圖3c），其中冷晝?nèi)諗?shù)在1961 年最小，為5.2%，而在1969 年最大，為17.0%。華東站均暖晝?nèi)諗?shù)以0.8%/10 a 的線性趨勢顯著增加（圖3d），其中暖晝?nèi)諗?shù)的最小值在1975 年，為4.65%，而在2014 年最大，為17.45%。

圖 2 1961—2015 年華東結冰日數(shù)（a）、夏天日數(shù)（b）、霜凍日數(shù)（c）和熱夜日數(shù)（d）的年際變化

圖 3 1961—2015 年華東站冷夜日數(shù)（a）、暖夜日數(shù)（b）、冷晝?nèi)諗?shù)（c）和暖晝?nèi)諗?shù)（d）的年際變化

2.2 華東極端氣溫指數(shù)的空間變化特征

1961—2015 年期間，年結冰日數(shù)在華東東北部，包括山東、江蘇、安徽東北和東南部、浙江北部呈顯著減少趨勢，但在華東西部和南部，包括安徽西部、上海及周邊、江西，福建以及浙江的西南和東南沿海區(qū)域的變化趨勢在統(tǒng)計上不顯著。年結冰日數(shù)在華東中部地區(qū)，包括江蘇南部、安徽東南部和浙江北部多以0～0.7 d/10 a 的趨勢顯著減少，而在華東北部多以2.7～0.7 d/10 a 的趨勢顯著減少。夏天日數(shù)在華東絕大多數(shù)地區(qū)都以1.5～4.5 d/10 a 的線性趨勢顯著增加，在上海、江蘇南部和浙江東部地區(qū)，夏天日數(shù)多以4.5～6.0 d/10 a 的線性趨勢顯著增加。霜凍日數(shù)在華東幾乎所有地區(qū)都呈顯著減少趨勢，并且在華東北部地區(qū)多以7.3～3.9 d/10 a 的趨勢減少，而華東南部地區(qū)多以3.9～0.5 d/10 a 的趨勢減少。熱夜日數(shù)在華東絕大多數(shù)地區(qū)都以1.5～5.0 d/10 a 的線性趨勢顯著增加。

過去55 a 華東年最低氣溫極大值在絕大多數(shù)地區(qū)都呈顯著增加趨勢，且在多數(shù)地區(qū)以0～0.4 ℃/10 a的線性趨勢增加（圖4a）。最低氣溫極小值在華東幾乎所有地區(qū)都呈顯著增加趨勢，其中在華東北部地區(qū)多以0.6～1.2 ℃/10 a 的趨勢增加，而在華東南部地區(qū)多以0.3～0.6 ℃/10 a 的趨勢增加（圖4b）。最高氣溫極大值除在長三角以及浙江、福建沿海少部分地區(qū)以0.1～0.7 ℃/10 a 的線性趨勢顯著增加外，在華東絕大多數(shù)地區(qū)的變化趨勢都在統(tǒng)計上不顯著（圖4c）。最高氣溫極小值僅在華東中部和北部偏東地區(qū)，包括浙江、江蘇、上海、安徽中部和南部、山東東南部和東部半島地區(qū)以0.2～0.5 ℃/10 a 的線性趨勢顯著增加，而在華東南部和西北部地區(qū)的變化趨勢都在統(tǒng)計上不顯著（圖4d）。

圖4 1961—2015 年華東年最低氣溫極大值（a）、最低氣溫極小值（b）、最高氣溫極大值（c）和最高氣溫極小值（d）的空間變化趨勢及顯著性

1961—2015 年，冷夜日數(shù)在華東地區(qū)都呈顯著減少趨勢，其中在華東北部地區(qū)多以（3.6%～2.0%）/10 a 的線性趨勢顯著減少，在華東南部地區(qū)多以（2.0%～0.4%）/10 a 的線性趨勢顯著減少（圖5a）。暖夜日數(shù)在華東地區(qū)多呈顯著增加趨勢，其中在華東北部地區(qū)多以（1.0%～3.0%）/10 a 的線性趨勢顯著增加，在華東南部地區(qū)多以（0.5%～2.0%）/10 a 的線性趨勢顯著增加（5b）。冷晝?nèi)諗?shù)在華東東北部，包括山東、江蘇絕大部分地區(qū)、上海、浙江北部和東部、安徽東南部、福建東部沿海，多以（1.5%～0.3%）/10 a 的線性趨勢顯著減少，而在山東西部、安徽北部和西南部、浙江西南部、福建和江西大部分區(qū)域外，冷晝?nèi)諗?shù)變化趨勢不顯著（圖5c）。暖晝?nèi)諗?shù)在華東中部和南部地區(qū)，包括山東東部、安徽和江蘇中南部、上海、浙江、江西以及福建大部分區(qū)域多以（0.7%～2.0%）/10 a 的線性趨勢顯著增加（圖5d）。

圖5 1961—2015 年華東冷夜日數(shù)（a）、暖夜日數(shù)（b）、冷晝?nèi)諗?shù)（c）和暖晝?nèi)諗?shù)（d）的空間變化趨勢及顯著性（單位：%/10 a）

2.3 華東極端氣溫指數(shù)的突變特征

利用Mann-Kendall 突變檢驗表明，1961—2015年華東地區(qū)極端氣溫存在突變。表2 給出了12 個極端氣溫指數(shù)突變發(fā)生的時間，可以看出，突變發(fā)生的時間都在1985—2000 年，其中在20 世紀80 年代中后期，霜凍日數(shù)和結冰日數(shù)都出現(xiàn)了由多到少的突變，最低氣溫極小值則出現(xiàn)了由低到高的突變；在20 世紀90 年代，冷夜日數(shù)和冷晝?nèi)諗?shù)都發(fā)生由多到少的突變，最高氣溫極小值和最低氣溫極大值也都出現(xiàn)了由低到高的突變；在2000 年，華東夏天日數(shù)、熱夜日數(shù)、暖夜日數(shù)和暖晝?nèi)諗?shù)都出現(xiàn)了由少到多的突變，最高氣溫極大值也在該年發(fā)生由低到高的突變（圖6）。極端氣溫的突變也與20 世紀70 年代末全球大氣環(huán)流調(diào)整和我國華東地區(qū)20 世紀90年代開展的大規(guī)模城市化、工業(yè)化有一定的聯(lián)系。

2.4 華東極端氣溫指數(shù)的概率分布變化特征

表2 華東極端氣溫指數(shù)的突變時間點統(tǒng)計

圖 6 1961—2015 年華東站均結冰日數(shù)（a）、夏天日數(shù)（b）、霜凍日數(shù)（c）和熱夜日數(shù)（d）的時間序列Mann-Kendall 統(tǒng)計量曲線

分析華東極端氣溫指數(shù)在不同時間段的概率密度函數(shù)，可以看出，極端氣溫指數(shù)在兩個時段都呈正態(tài)分布，但不同時段的正態(tài)分布區(qū)間和峰值大小呈現(xiàn)出明顯的差異。與1961—1990 年間相比，極端冷事件日數(shù)（霜凍日數(shù)、結冰日數(shù)）在1991—2015 年間概率密度函數(shù)分布左移，而極端暖事件日數(shù)（夏天日數(shù)、熱夜日數(shù)）分布右移。除夏天日數(shù)外，霜凍日數(shù)、結冰日數(shù)和熱夜日數(shù)的概率密度峰值均增大，且形狀變窄，說明氣候變暖使得華東地區(qū)極端冷事件日數(shù)減少、暖事件日數(shù)增加，且分布更加集中，對極端程度更高的氣候事件影響更大。

1991—2015 年，華東最高氣溫極大值、最高氣溫極小值、最低氣溫極大值和最低氣溫極小值的概率密度函數(shù)分布均右移，且除最低氣溫極大值外，其它指數(shù)概率密度峰值均增大，表明氣候變暖使得華東溫度極值的均值增大。與1961—1990 年相比，1991—2015 年的華東冷夜日數(shù)、冷晝?nèi)諗?shù)的概率密度函數(shù)分布左移而暖夜日數(shù)和暖晝?nèi)諗?shù)的概率密度函數(shù)分布右移，表明氣候變暖使得華東冷夜、冷晝?nèi)諗?shù)減少，而暖夜、暖晝?nèi)諗?shù)增加，尤其對冷夜、冷晝的影響更加明顯，峰值增大而且形狀變窄，說明冷夜、冷晝?nèi)諗?shù)的分布更加集中在較小區(qū)間。暖夜日數(shù)峰值明顯減小且形狀變得更加扁平，說明暖夜日數(shù)的分布區(qū)間變大，每年出現(xiàn)暖夜的日數(shù)明顯增多。

3 討論

了解極端氣候的動態(tài)變化對預測極端氣候事件和減少氣象水文災害的影響具有重要意義。近年來，全球和區(qū)域極端氣候的歷史演變及未來預估成為氣候變化科學研究的一個熱點問題。1961—2015年，華東最低氣溫極大值和極小值分別以0.2 ℃/10 a和0.6 ℃/10 a 的速率增加，最高氣溫極小值也以0.3 ℃/10 a 的速率增加，結冰日數(shù)、霜凍日數(shù)、冷夜日數(shù)和冷晝?nèi)諗?shù)分別以0.5 d/10 a、3.7 d/10 a、2.0%/10 a 和0.7%/10 a 的速率減少，而夏天日數(shù)、熱夜日數(shù)、暖夜日數(shù)和暖晝?nèi)諗?shù)分別以2.9 d/10 a、2.8 d/10 a、1.8%/10 a 和 0.8%/10 a 的速率增加（圖2，圖3）。這與全球變暖趨勢和現(xiàn)有的研究結果基本一致。如Shi 等[7]對中國極端氣溫變化研究表明，1961—2015 年，中國區(qū)域平均的霜凍日數(shù)、結冰日數(shù)、冷夜日數(shù)和冷晝?nèi)諗?shù)分別以2.9 d/10 a、0.9 d/10 a、1.9%/10 a 和0.7%/10 a 的趨勢顯著減少，而熱夜日數(shù)、夏季日數(shù)、暖夜日數(shù)和暖晝?nèi)諗?shù)分別以2.2 d/10 a、2.8 d/10 a、1.8%/10 a 和 1.2%/10 a 的趨勢顯著增加。王岱等[26]對1961—2014 年中國11 個極端氣溫指數(shù)的變化研究表明，暖極端指數(shù)（極端最高氣溫、夏季日數(shù)、暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)）呈增加趨勢，而冷極端指數(shù)（極端最低氣溫、霜凍日數(shù)、冷夜日數(shù)、冷晝?nèi)諗?shù)）呈減小趨勢。

對我國其它區(qū)域的極端氣溫研究也獲得相似的研究結果，如Guan 等[27]對長江流域極端氣溫研究表明，所有極端溫度指數(shù)都呈現(xiàn)出與全球變暖一致的變化，1960—2012 年區(qū)域平均冷夜日數(shù)、冷晝?nèi)諗?shù)、霜凍日數(shù)和結冰日數(shù)分別以3.45 d/10 a、1.03 d/10 a、3.04 d/10 a 和0.42 d/10 a 的趨勢顯著減少，而暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)、夏天日數(shù)、熱夜日數(shù)分別以2.95 d/10 a、1.71 d/10 a、2.16 d/10 a 和 1.05 d/10 a 的趨勢顯著上升。趙安周等[28]對黃土高原地區(qū)極端氣溫變化及空間差異分析表明，日最高（低）氣溫極低值、日最高（低）氣溫極高值、熱夜日數(shù)、暖晝（夜）日數(shù)、熱持續(xù)日數(shù)、夏季日數(shù)和生物生長季日數(shù)均呈增加的趨勢，其余極端氣溫指數(shù)呈減小的趨勢。朱歆煒等[11]對湖南省極端氣溫事件的時空變化特征研究表明，1960—2014 年湖南省暖晝和暖夜日數(shù)呈上升趨勢，年際變化傾向率分別為0.68 d/10 a 和2.73 d/10 a，冷晝和冷夜日數(shù)呈下降趨勢，年際變化傾向率分別為-0.45 d/10 a 和-2.46 d/10 a，夜間增暖幅度大于白天。王飛等[29]對1961—2012 年新疆塔城地區(qū)6 個極端氣溫指數(shù)分析表明，塔城地區(qū)近52 a 來冷晝、冷夜日數(shù)分別以3.5 d/10 a 和9.3 d/10a 的速率下降，暖晝和暖夜日數(shù)分別以3.6 d/10 a 和8.6 d/10 a的速率在上升。

本文基于華東399 個地面氣象站（包括基本、基準氣象站和一般氣象站）的觀測資料，分析了華東極端氣溫的時空變化特征。為了進一步明確站點選取對區(qū)域極端氣溫統(tǒng)計結果的影響，對比分析了只包含基本、基準氣象站（132 個站點）和包含所有3 類站點（399 個站點）兩套數(shù)據(jù)計算的華東地區(qū)1961—2015 年12 個極端氣溫指數(shù)的多年平均值及線性變化趨勢，結果表明（表3），對于極值指數(shù)（最高氣溫極大值、最低氣溫極大值、最高氣溫極小值、最低氣溫極小值），除最高氣溫極小值外，站點個數(shù)的增加會使指數(shù)多年平均值增大，但對指數(shù)的線性變化趨勢影響不大；而對于絕對閾值指數(shù)（霜凍、結冰日數(shù)、夏天日數(shù)和熱夜日數(shù)），站點個數(shù)的增加會加大其線性變化趨勢值，并增加大多數(shù)指數(shù)的多年平均值。對于相對閾值指數(shù)（冷夜、冷晝、暖夜和暖晝?nèi)諗?shù)）而言，站點個數(shù)的增加對于多年平均值和線性變化趨勢的影響都不大。因此，開展極端氣溫的極值指數(shù)分布研究以及極端氣溫絕對閾值指數(shù)的分布與變化研究，都需要將氣象站點個數(shù)的影響納入考慮。

表3 不同站點選取對華東極端氣溫變化統(tǒng)計結果的影響

1961—2015 年期間，華東地區(qū)極端氣溫均發(fā)生突變，且突變發(fā)生的時間都在1985—2000 年，其中霜凍日數(shù)和結冰日數(shù)在20 世紀80 年代中后期出現(xiàn)減少突變，冷夜日數(shù)和冷晝?nèi)諗?shù)在20 世紀90 年代發(fā)生減少突變，夏天日數(shù)、熱夜日數(shù)、暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)則在2000 年發(fā)生增多突變（表2）。王岱等[26]對全國極端氣溫研究也表明，暖極端指數(shù)的轉(zhuǎn)折時間基本在1995—1998 年，而冷極端指數(shù)的轉(zhuǎn)折時間出現(xiàn)在1985—1986 年和1995 年前后。王飛等[29]對新疆塔城地區(qū)研究表明，1961—2012 年間，冷晝、冷夜日數(shù)突變點分別出現(xiàn)在1994 和1988 年，而暖晝和暖夜日數(shù)突變點分別出現(xiàn)在1989 和1990 年。秦秀麗等[30]對1961—2010 年間山西省極端溫度事件分析表明，極端高溫事件發(fā)生頻率呈顯著增加趨勢，極端低溫事件呈顯著減少趨勢，且極端高溫和極端低溫年均發(fā)生頻率均發(fā)生了突變現(xiàn)象，變化趨勢均在20 世紀90 年代以來更加顯著。在全球變暖背景下，華東最高氣溫和最低氣溫的極大值、極小值的概率密度函數(shù)分布均右移，且多數(shù)峰值增大，霜凍日數(shù)、結冰日數(shù)、冷夜日數(shù)和冷晝?nèi)諗?shù)的概率密度函數(shù)分布左移，而夏天日數(shù)、熱夜日數(shù)、暖夜日數(shù)和暖晝?nèi)諗?shù)的分布右移，即極端冷事件減少而極端熱事件增加（圖7）。華東極端氣溫指數(shù)的概率密度函數(shù)分布變化與全球平均氣溫概率密度函數(shù)分布變化特征總體上是一致的[1]。

極端氣溫的變化是全球氣候變化和大尺度海洋、大氣環(huán)流模態(tài)演變的綜合結果。大尺度環(huán)流模態(tài)的調(diào)整或改變，包括厄爾尼諾—南方濤動（ENSO）、太平洋年代際濤動（PDO）、北半球環(huán)狀模/北極濤動（NAM/AO）、北大西洋濤動（NAO）和大西洋多年代際振蕩（AMO），是整個中國或中國不同地區(qū)氣候平均態(tài)及其極端值變化的主要驅(qū)動因素[7，25，31-32]。Shi 等[7]研究表明，中國區(qū)域平均的所有冷極端指數(shù)（霜凍日數(shù)、結冰日數(shù)、冷夜日數(shù)和冷晝?nèi)諗?shù)）均與AMO 和AO 顯著負相關，而所有暖極端指數(shù)（熱夜日數(shù)、夏季日數(shù)、暖夜日數(shù)和暖晝?nèi)諗?shù)）均與AMO 和印度洋偶極子指數(shù)（DMI）顯著正相關，并與東大西洋/西俄羅斯遙相關型指數(shù)（EA/WR）顯著負相關。

區(qū)域城市化和人類活動也在一定程度上影響到極端氣候的格局和變化[20]。吳蓉等[33]對安徽省極端氣溫事件的研究表明，城市化效應使暖晝和暖夜日數(shù)增加、冷夜日數(shù)減少的趨勢更加顯著，城市化影響貢獻率都在40%以上。Yang 等[19]研究表明，城市化對該區(qū)域極端高溫事件強度增加的貢獻超過1/3，這與溫室氣體的貢獻相當；與農(nóng)村站點相比，城市站點的氣溫和極端氣溫指數(shù)的概率分布右移更為顯著。崔林麗等[34]研究也表明，1960—2007 年上海極端最高氣溫和高溫日數(shù)在市區(qū)增加較多，近郊和遠郊增加較少；極端最低氣溫和低溫日數(shù)市區(qū)和近郊減少較多，遠郊減少較少。

4 結論

基于華東399 個氣象站點逐日最高、最低氣溫數(shù)據(jù)，利用極端氣候指數(shù)計算軟件RClimdex 和線性傾向估計、Mann-Kendall 突變檢驗、概率密度函數(shù)等氣候統(tǒng)計診斷方法，建立華東極端氣溫指數(shù)數(shù)據(jù)集，分析極端氣候頻數(shù)和強度的變化特征，得出如下結論：

（1）1961—2015 年，華東區(qū)域平均最低氣溫的極大值和極小值分別以0.2 ℃/10 a 和0.6 ℃/10 a的線性趨勢顯著增加，最高氣溫極小值以0.3 ℃/10 a的線性顯著增加，最高氣溫極大值的變化趨勢不顯著?？臻g上，最低氣溫極大值在華東絕大多數(shù)地區(qū)以0~0.4 ℃/10 a 的趨勢增加，最低氣溫極小值在華東絕大多數(shù)地區(qū)以0.3～1.2℃/10 a 的趨勢顯著增加，最高氣溫極大值在華東絕大多數(shù)地區(qū)的變化不顯著，最高氣溫極小值僅在華東中部和北部偏東地區(qū)以0.2～0.5℃/10 a 的線性趨勢顯著增加。

（2）過去55 a，區(qū)域平均結冰日數(shù)和霜凍日數(shù)分別以0.5 d/10 a 和3.7 d/10 a 的趨勢顯著減少，夏天日數(shù)和熱夜日數(shù)分別以2.9 d/10 a 和2.8 d/10 a趨勢顯著增加。結冰日數(shù)只在華東東北部地區(qū)以0～2.7 d/10 a 的趨勢顯著減少，霜凍日數(shù)在華東絕大多數(shù)地區(qū)以0.5~7.3 d/10 a 趨勢顯著減少，且華東區(qū)域的北部地區(qū)的減少趨勢大于南部地區(qū)，在華東絕大多數(shù)地區(qū)夏天日數(shù)和熱夜日數(shù)分別以1.5～4.5 d/10 a和1.5～5.0 d/10 a 的線性趨勢顯著增加。

（3）區(qū)域平均冷夜日數(shù)和冷晝?nèi)諗?shù)在1961—2015 年分別以2.0%/10 a 和0.7%/10 a 的趨勢顯著減少，暖夜日數(shù)和暖晝?nèi)諗?shù)分別以1.8%/10 a 和0.8%/10 a 的趨勢顯著增加。冷夜日數(shù)在整個華東多以0.4～3.6 ℃/10 a 的線性趨勢顯著減少，且在北部的減少大于南部地區(qū)，冷晝?nèi)諗?shù)僅在華東東北部以（1.5%～0.3%）/10 a 的趨勢顯著減少，暖夜日數(shù)在華東地區(qū)多以0.5～3.0 ℃/10 a 的趨勢顯著增加，且在北部的增加幅度大于南部，暖晝?nèi)諗?shù)僅在華東中部和南部地區(qū)以（0.7%～2.0%）/10 a 的趨勢顯著增加。

（4）1961—2015 年，華東地區(qū)極端氣溫均發(fā)生突變，且突變發(fā)生的時間都在1985—2000 年之間，其中最低氣溫極值和最高氣溫極值都呈現(xiàn)出增高突變，霜凍日數(shù)和結冰日數(shù)在20 世紀80 年代中后期出現(xiàn)減少突變，冷夜日數(shù)和冷晝?nèi)諗?shù)在20 世紀90年代發(fā)生減少突變，夏天日數(shù)、熱夜日數(shù)、暖夜日數(shù)、暖晝?nèi)諗?shù)則在2000 年發(fā)生增多突變。極端氣溫突變與20 世紀70 年代末全球大氣環(huán)流調(diào)整和華東區(qū)域快速城市化、工業(yè)化進程有一定的聯(lián)系。

（5）華東區(qū)域極端氣溫指數(shù)在1961—1990 年和1991—2015 年2 個時段都呈正態(tài)分布，但不同時段的概率密度函數(shù)分布區(qū)間和峰值大小呈現(xiàn)出明顯的差異。與1961—1990 年相比，1991—2015 年最高氣溫極值和最低氣溫極值的概率密度函數(shù)分布均右移，且概率密度峰值多增大；霜凍日數(shù)、結冰日數(shù)、冷夜日數(shù)、冷晝?nèi)諗?shù)的概率密度函數(shù)分布左移，而夏天日數(shù)、熱夜日數(shù)、暖夜日數(shù)和暖晝?nèi)諗?shù)的分布右移，表明氣候變暖使得極端冷事件減少、極端熱事件增加，且有些指數(shù)的分布也更為集中。