高原气象

高原气象 >

2022 , Vol. 41 >Issue 3: 749 - 761

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2021.00008

论文

基于极端气温指数的高寒内流区升温特征分析

  • 高文德 ,
  • 王昱 ,
  • 李宗省 ,
  • 李宗杰 ,
  • 张百娟 ,
  • 桂娟 ,
  • 薛健
展开
  • 1. 兰州理工大学能源与动力工程学院，甘肃 兰州 730050
    2. 中国科学院西北生态环境资源研究院/内陆河流域生态水文重点实验室，甘肃 兰州 730000
    3. 中国科学院大学，北京 100049

高文德（1996 -），男，甘肃人，硕士研究生，主要从事气候变化研究. E-mail：

收稿日期: 2020-10-14

  修回日期: 2021-02-03

  网络出版日期: 2022-06-20

基金资助

国家自然科学基金项目(42077187); 中国科学院“西部之光”交叉团队项目-重点实验室合作研究专项; 第二次青藏高原综合科学考察研究项目(2019QZKK0405); 国家“万人计划”青年拔尖人才项目

收起

An Analysis of the Heating up Regulation in the Endorheic Area in Alpine Region Based on the Extreme Temperature Index

  • Wende GAO ,
  • Yu WANG ,
  • Zongxing LI ,
  • Zongjie LI ,
  • Baijuan ZHANG ,
  • Juan GUI ,
  • Jian XUE
Expand
  • 1. School of Energy and Power Engineering，Lanzhou University of Technology，Lanzhou 730050，Gansu，China
    2. Key laboratory of Eco-Hydrology of inland river basin，Northwest Institute of Eco-Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，Gansu，China
    3. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

Received date: 2020-10-14

  Revised date: 2021-02-03

  Online published: 2022-06-20

Fold

本文引用格式

高文德 , 王昱 , 李宗省 , 李宗杰 , 张百娟 , 桂娟 , 薛健 . 基于极端气温指数的高寒内流区升温特征分析[J]. 高原气象, 2022 , 41(3) : 749 -761 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2021.00008

1 引言

近百年来， 全球气候系统正在经历一次以变暖为主要特征的显著变化（IPCC， 2013； 秦大河和Thomas， 2014）。在全球变暖背景下， 高温干旱和暴雨等极端气候事件频繁发生使得当地干旱加剧， 大降水日数增多， 强度增大， 雪灾发生频次减少但强度加大（Easterling et al， 2000； Leonard et al， 2013； Hao et al， 2013）。同时越来越多的证据表明在未来温室气体浓度持续增加的背景下， 极端气候事件将变得更加频繁（IPCC， 2013）。因此充分认识以及量化极端气候变化趋势及其影响因素对确定高危地区和提供可能发生危险的资料具有科学意义（Tong et al， 2018； Gao et al， 2015）。当前对极端气候事件的研究包括对极端气候指数时空变化趋势研究、 未来情景预估以及对极端气候影响机制的讨论（Tong et al， 2018； Gao et al， 2015； 李娟等， 2020）。如Alexander et al（2006）研究表明， 全球极端气温增暖显著， 其中以极端低温指数变化尤为显著。亚太地区（Griffiths et al， 2005）、 北美（Sheridan and Lee， 2018）和俄罗斯（Titkova et al， 2018）等地也呈现相同的变化趋势。20世纪60年代以来中国极端气温事件的频率和强度都发生了较大变化（Yu et al， 2015； 王冀等， 2012； Li et al， 2012； Tong et al， 2018）， 北方大部分地区最高气温发生频率有明显增加的趋势， 霜冻日数和结冰日数显著减少， 中东部地区夏季日数和热带夜数显著增多（Tong et al， 2018； 周雅清和任国玉， 2010）。此外， 对全球各个流域极端气候事件研究发现， 极端气候事件的发生与海拔、 大气环流密切相关（Diffenbaugh et al， 2017； Ma et al， 2016； Abiodun et al， 2013； Chen et al， 2014； Swain et al， 2016； Li et al， 2012； 丁之勇等， 2018； 叶培龙等， 2019）。
高寒内流区位于我国西部干旱区、 东部季风湿润区和青藏高寒区三大区域的交汇地带， 受东亚季风、 高原季风和西风环流的交汇影响， 对区域及全球性的气候变化较为敏感。在全球气候变暖背景下， 高寒内流区气温增暖更为显著。研究表明， 近50年高寒内流区年均气温上升明显， 柴达木盆地气温升高年际倾向率高达0.49 ℃·（10a）-1（时兴合等， 2005）。各区域极端气候事件频发， 1961 -2017年青海湖流域暖昼日数显著增加， 霜冻日数明显减少（苏芬和胡德奎， 2019）， 西藏大部分地区暖夜暖昼日数增加， 霜冻日数、 冰封日数减少（李红梅和李林， 2015）。尽管目前对高寒内流区气温方面的研究已有很多， 但往往是侧重于平均状态， 或者基于某个小流域， 而针对整个高寒内流区极端气温事件比较全面的分析尚不多见。 本文在前人研究的基础上， 利用基于R编辑器开发的RClimDex软件计算得12个极端气温指数， 在时间和空间两方面系统分析高寒内流区平均气温以及极端气温指数的变化特征； 同时， 从海拔、 环流的角度解释其变化， 有助于更好地理解并应对气候变化所带来的影响。

2 数据来源与方法介绍

2.1　研究区概况

高寒内流区位于青藏高原腹地， 总占地面积1025163.28 km2， 占据青藏高原约45%的面积， 地理位置为78.46°E -101.45°E， 29.52°N -38.42°N， 主要包括青海湖流域分区、 柴达木盆地分区和羌塘高原分区， 行政区包括青海省、 西藏和新疆的部分地区， 是中国西北内陆河区湖泊较为集中的地区。高寒内流区平均海拔4000 m， 气候寒冷干燥， 太阳辐射强， 属于典型的高原半干旱气候， 生态环境受气候变化影响较大。

2.2　气象台站数据

选取由中国气象科学数据共享服务网（http： //cdc.nimc.cn/home.do）提供的， 符合条件的26个气象站点1969年1月1日至2017年12月31日共49年日气温资料， 利用基于R编辑器开发的RClimDex软件计算12个极端气温指数（表1）； 采用线性趋势法， 5年滑动平均等分析高寒内流区极端气温的变化趋势； 其中季节划分按照当地特殊自然地理环境， 以4 -5月为春季， 6 -8月为夏季， 9 -10月为秋季， 11月至次年2月为冬季。通过ArcGIS生成高寒内流区极端气温指数倾向率的空间分布， 用来分析气候事件的空间差异。
表1 极端气温指数的定义

Table 1 Definition of extreme temperature indices

指数类型 指数代码 指数名称 意义 单位
冷指数 TX10P 冷昼日数 日最高气温小于10%分位数的日数 d
TN10P 冷夜日数 日最低气温小于10%分位数的日数 d
TXN 日最高气温的极低值 每个月日最高气温的最小值 ℃
TNN 日最低气温的极低值 每个月日最低气温的最小值 ℃
暖指数 TN90P 暖夜日数 日最低气温大于90%分位数的日数 d
TX90P 暖昼日数 日最高气温大于90%分位数的日数 d
TXX 日最高气温的极高值 每个月日最高气温的最大值 ℃
TNX 日最低气温的极高值 每个月日最低气温的最大值 ℃
其他指数 DTR 气温日较差 年内日最高气温与最低气温的差值 ℃
GSL 生长季长度 年内首先出现日平均气温至少连续6日高于5 ℃的总日数及7月1日后平均气温至少连续6日低于5 ℃的总日数 d
ID 结冰日数 日最高气温低于0 ℃的日数 d
FD 霜冻日数 日最低气温低于0 ℃的日数 d

2.3　环流指数

选取以下8项环流指数分析高寒内流区极端气温变化原因： 大西洋副高面积指数、 大西洋副高强度指数、 大西洋副高北界、 大西洋副高脊线、 西太平洋副高面积指数、 西太平洋副高强度指数、 西太平洋副高北界和西太平洋副高西伸脊点， 数据来源于中国气象局国家气候中心的74项环流指数（https： //cmdp.ncc-cma.net/cn/download.htm）。

3 结果与分析

3.1　气温变化

3.1.1　时间变化

1969 -2017年高寒内流区平均气温为1.4 ℃， 从图1（a）中可看出， 1969 -2017年气温呈显著变暖趋势， 年平均气温变化幅度为0.4 ℃·（10a）-1。5年滑动平均值显示高寒内流区平均气温存在5个明显的增温期， 分别为1975 -1988年、 1983 -1988年、 1992 -1999年、 2002 -2007年和2012 -2017年， 其中1992 -1999年增温幅度最大， 增幅为2.22 ℃·（10a-1）， 并且增温时期显示出增温时间长， 增温幅度大的特征。由图1（b）可知， 以1998年为界， 1998年以前气温以负距平居多， 1974年为距平最低值， 1998年以后气温以正距平居多， 由此可以推断高寒内流区在1998年以前处于冷期， 1998年以后气温逐渐上升。年平均最高气温和年平均最低气温均增加趋势， 年际上年平均最低气温［0.52 ℃·（10a）-1］的增加幅度是年平均最高气温［0.37 ℃·（10a）-1］的1.5倍， 表明区域最低气温对气候变化的敏感性更高。
图1 高寒内流区位置及气象台站分布情况

Fig.1 The regional map and platform distribution of the endorheic area in Alpine region

图2 高寒内流区气温时间变化

Fig.2 Mean temperature variation in the endorheic area in Alpine region

季节变化同样印证了高寒内流区显著的升温趋势（图3， 表2）， 春、 夏、 秋和冬季的气温变化幅度分别为0.441， 0.401， 0.398和0.486 ℃·（10a）-1。因此， 冬季气温增长对年气温增长贡献最大。季节年平均最高气温、 最低气温均呈上升趋势， 最高气温以冬季上升最明显， 倾向率达到0.46 ℃·（10a）-1， 其次为秋、 秋、 夏季； 最低气温也以冬季的倾向率最大， 倾向率达到0.56 ℃·（10a）-1， 其次为夏、 春、 秋。四季最低气温的上升速度远远快于最高气温的上升速度， 说明最低气温增长对年气温增长贡献最大。就平均最高和平均最低的年际变化与季节变化而言， 与青藏高原趋势一致（刘桂芳和卢鹤立， 2010； 李林等， 2010）， 都表现出以冬季为主要变暖季节的特征， 同时最低气温升幅大于最高气温。
图3 1969 -2017年高寒内流区季节气温变化

Fig.3 Seasonal temperature variation in the endorheic area in Alpine region from 1969 to 2017

表2 高寒内流区平均最高气温和平均最低气温季节变化

Table 2 Seasonal variation of mean maximum temperature and mean minimum temperature in the endorheicarea in Alpine region

季节 平均最高气温 平均最低气温
平均值 /℃ 倾向率 /［℃·（10a）-1］ 平均值 /℃ 倾向率 /［℃·（10a）-1］
春季 3.65 0.4 -11.99 0.52
夏季 18.94 0.35 5.934 0.53
秋季 12.47 0.37 -1.214 0.5
冬季 0.78 0.46 -15.19 0.56
年 9.3 0.37 -5.4 0.52

粗体表示通过了置信度为95%的显著性检验

3.1.2　空间变化

从1969 -2017年高寒内流区气温变化空间分布（图4）来看， 高寒内流区年和季节平均气温整体上呈一致的增暖趋势。有95%的站台年平均气温显现出增温趋势， 所有站台均通过了0.05的显著性水平检验。季节气温所有站台均呈上升趋势， 除西宁站外均通过了显著性检验。年和季节平均气温空间变化幅度呈从东南向西北增大的分布格局， 其中年和春季平均气温以羌塘高原北部和柴达木盆地北部为较大增大区域， 夏季和秋季以柴达木盆地北部为较大变暖区， 冬季以羌塘高原北部为较大变暖区。
图4 1969 -2017年高寒内流区年、 季节气温变化幅度的空间分布

Fig.4 Spatial distribution of annual and seasonal temperature variations in the endorheic area in Alpine region from 1969 to 2017

3.2　极端气温年际变化

3.2.1　暖指数

图5为高寒内流区1969 -2017年极端气温暖指数的变化趋势。从图5中可以看出， 极端气温暖指数TN90P（暖夜日数）、 TX90P（暖昼日数）、 TXX（日最高气温的极高值）和TNX（日最低气温的极高值）均呈不同幅度的增加趋势， 线性趋势分别为5.4 d·（10a）-1、 4.1 d·（10a）-1、 0.4 ℃·（10a）-1和0.3 ℃·（10a）-1。暖夜指数TN90P ［5.4 d·（10a）-1］的增长率大于暖昼指数TX90 P［4.1 d·（10a）-1］， 说明气候变化对夜间气温影响更大。5年滑动平均表明极端气温暖指数年际变化相似， 20世纪70年代中后期之后显著变暖， 特别注意的是指数TXX在20世纪90年代初到21世纪前10年有两个明显的上升趋势。
图5 1969 -2017年高寒内流区TN90、 TX90、 TXX、 TNX年际变化曲线

Fig.5 The annual variation curves of TN90， TX90， TXX， TNX in the endorheic area in Alpine region from 1969 to 2017

3.2.2　冷指数

冷指数年际变化趋势差异较明显（图6）， TNN（日最低气温的极低值）和TXN（日最高气温的极低值）总体呈增加趋势， 年际倾向率分别为0.6和0.46 ℃·（10a）-1， 且通过了显著性检验， TXN在20世纪90年代之前波动变化， 90年代后开始上升， 在21世纪前5年达到最大值， 之后波动下降； TNN在20世纪60年代到21世纪前5年持续上升， 之后呈波动变化趋势。指数TN10P（冷夜日数）以 -0.51 ℃·（10a）-1的倾向率显著降低， 通过了0.05的显著性水平检验， TX10P（冷昼日数）以-0.06 ℃·（10a）-1的倾向率缓慢降低， 没有通过显著性检验， 年际上TN10P和TX10P都在20世纪80年代表现出急剧的先增加后减少趋势。极端气温冷指数的变化趋势同样证明夜间气温受气候变化影响较大。
图6 1969 -2017年高寒内流区TX10、 TN10、 TXN、 TNN年际变化曲线

Fig.6 The annual variation curves of TX10， TN10， TXN， TNN in the endorheic area in Alpine region from 1969 to 2017

3.2.3　其他指数

GSL（生长季长度）呈显著上升趋势（图7）， 倾向率为 4.39 ℃·（10a）-1， 20世纪80年代中期之前以波动下降为主， 之后呈大幅线性变暖趋势。指数ID（冰冻日数）和FD（霜冻日数）分别以-5.02 d·（10a）-1和-5.5 d·（10a）-1的趋势明显减少， 说明极端气温向暖化发展， 且冬季气温呈上升趋势。5年滑动平均显示ID在20世纪80年代初期、 90年代中期和2010年以后有较大的变暖趋势； FD在整个研究段内持续变暖。研究段内DTR（气温日较差）也呈下降趋势， 倾向率为-0.15 ℃·（10a）-1， 表明研究区夜指数的增加幅度大于昼指数， 证明相较于昼指数， 研究区夜指数对气候变化的响应更敏感。
图7 1969 -2017年高寒内流区ID、 FD、 DTR、 GSL年际变化曲线

Fig.7 The annual variation curves of ID， FD， DTR， GSL in the endorheic area in Alpine region from 1969 to 2017

3.2.4　区域差异

为进一步明确高寒内流区极端气温变化幅度， 表3对比了全国及不同尺度上极端气温变化幅度： 全国（You et al， 2011）、 天山（丁之勇等， 2018）、 青藏高原（You et al， 2008）讨赖河流域（高妍等， 2014）、 西北干旱区（赵锐锋等， 2017）、 祁连山（吕越敏等， 2019）长江流域（Guan et al， 2015）、 新疆（Wang et al， 2013）。结果表明： 总体上高寒内流区极端气温变化趋势与全国及其他地区相似， 极端气温向暖化发展， 冷指数变化幅度较暖指数大。TN10P和TN90P的降低趋势较新疆地区小， 但比全国、 青藏高原等大部分地区大； TNN的变化幅度相比全国、 青藏高原及天山地区偏小， 但依然高于祁连山、 长江流域等全国大部分地区； TXN、 TX90P、 ID、 FD、 DTR和GSL的变化趋势较全国以及其他地区都大， 说明高寒内流极端气温事件的发生对整个气候系统更为敏感， 且冷指数对气温的变化敏感性更大。
表3 高寒内流区极端气温指数的变化幅度及与其他区域对比

Table 3 Comparison between the linear trends in extreme temperature indices in the endorheic area in Alpine region and other regions

指数类型 单位 全国 祁连山 青藏高原 天山 西北 讨赖河流域 新疆 长江流域 高寒内流区
TX10P d·（10a）-1 -0.47 -1.16 -0.85 -1.23 -1.5 -0.84 -2.6 -1.03 -0.06
TN10P d·（10a）-1 -2.06 -2.47 -2.38 -3.56 -4.08 -1.13 -6.57 -3.45 -0.51
TXN ℃·（10a）-1 0.35 0.36 0.3 0.29 - 0.3 - 0.28 0.46
TNN ℃·（10a）-1 0.63 0.51 0.69 0.62 0.46 0.19 - 0.42 0.6
TN90P d·（10a）-1 1.75 2.39 1.58 3.67 4.52 1.68 6.23 2.95 5.4
TX90P d·（10a）-1 0.62 1.68 1.26 1.73 2.44 1.54 3.59 1.71 4.1
TXX ℃·（10a）-1 0.07 0.32 0.28 0.09 0.17 0.13 - 0.14 0.3
TNX ℃·（10a）-1 0.21 0.42 0.25 0.34 - 0.25 - 0.18 0.39
ID d·（10a）-1 - -3.3 -2.46 -1.16 - - -1.61 -0.42 -4.87
FD d·（10a）-1 -3.73 -3.86 -4.32 -3.66 - - -3.69 -3.04 -5.49
DTR ℃·（10a）-1 -0.18 -0.16 -0.2 -0.25 -0.21 -0.01 -0.26 -0.09 -3.54
GSL d·（10a）-1 3.04 3.48 4.25 2.94 - - 2.74 - 4.39

粗体表示通过了置信度为95%的显著性检验； -表示数据缺失

3.3　极端气温空间变化

3.3.1　暖指数

研究区TN90P、 TX90P、 TNX、 TXX的变化幅度均在高寒内流区北部最大， 向南， 向东递减， 变化幅度分别为-3.39~14.89 d·（10a）-1、 1.26~11.13 d·（10a）-1、 0.01~1.20 ℃·（10a）-1和-0.42~1.05 ℃·（10a）-1。TN90P和TX90P所有站点均呈上升趋势， 且均通过0.05的显著性水平检验； TNX的所有站台也呈增加趋势， 有81%的站台通过了显著性检验， 且各站点上升速率差异不大； 除安多外所有站台的TXX均呈上升趋势， 呈上升趋势的站台有65%通过了显著性检验， 其中茫崖站上升幅度最大， 达到0.81 ℃·（10a）-1。
图8 1969 -2017年高寒内流区TN90、 TX90、 TXX、 TNX变化幅度的空间分布

Fig.8 Spatial distribution of change ranges of TN90， TX90， TXX， TNX in the endorheic area in Alpine region from 1969 to 2017

3.3.2　冷指数

整个研究区除西宁站外所有站点的TNN均呈上升趋势， 有81%的站台通过了显著性检验， 最高值发生青海湖流域局部地区以及羌塘高原北部小部分地区。与TNN相比TXN的变化幅度较小， 所有站台均呈上升趋势， 年际倾向率在-0.20~1.41 ℃·（10a）-1， 有73%的站台通过了显著检验。TN10P的下降幅度明显， 有77%的站台通过了显著性检验， 变化幅度在-2.14~1.25 d·（10a）-1， 降幅较大的站台位于柴达木盆地及周边地区。参与统计的26个站点的TX10P有46%的站台呈降低趋势， 且有86%通过了显著性检验， 空间分布展现出中部向西周增加的趋势。极端气温冷指数的空间趋势在一定程度上证明了夜指数比昼指数更大的变暖幅度。
图9 1969 -2017年高寒内流区TX10、 TN10、 TXN、 TNN变化幅度的空间分布

Fig.9 Spatial distribution of change ranges of TX10， TN10， TXN， TNN in the endorheic area in Alpine region from 1969 to 2017

3.3.3　其他极端气温指数

DTR的变化趋势空间差异性较大（图10）， 有77%的站台呈下降趋势， 有80%的台站下降趋势通过了显著性水平检验， 表现降低趋势的区域分布羌塘高原中部、 北部， 以及柴达木盆地西部和青海湖流域中部。所有台站的GSL呈增加趋势， 变化幅度在-2.85~12.83 d·（10a）-1， 除沱沱河站外均通过了0.05的显著性水平检验， 羌塘高原北部是整个流域GSL上升幅度最大的区域。FD和ID的所有站台均处于下降趋势， 且均通过了显著性水平检验， FD的年际倾向率在-19.66~7.19 d·（10a）-1， 羌塘高原中部、 北部是降低趋势较大的区域； ID的变化范围在-10.96~-0.5 d·（10a）-1， 北部茫崖站局部地区降低趋势最明显， 向四周逐渐递减。
图10 1969 -2017年高寒内流区ID、 FD、 DTR、 GSL变化幅度的空间分布

Fig.10 Spatial distribution of change ranges of ID， FD， DTR， GSL in the endorheic area in Alpine region from 1969 to 2017

4 影响因素

4.1　海拔

高寒内流区极端气温指数变化幅度与海拔的关系如图11所示， 暖指数中除TN90P外， 其他指数的变化趋势均与海拔呈负相关， 但只有TXX通过了95%水平的显著性检验， 冷指数的变化趋势均与海拔呈负相关， TXN的变化趋势通过了0.05的显著性检验， GSL、 DTR、 FD、 ID变化趋势与海拔呈负相关， 均没有通过显著性检验。众多研究表明极端气温受海拔的影响（赵国永等， 2020； 吕越敏等， 2019； 孙玉燕等， 2019）， 但在高寒内流区只有极端高温（TXX、 TXN）的变化趋势受海拔影响较大， 表明极端气温指数影响因素的区域复杂性。
图11 1969 -2017年高寒内流区极端气温指数变化幅度与海拔的相关性

Fig.11 Correlation between elevations and linear trends of extreme temperature indices in the endorheic area in Alpine region from 1969 to 2017

4.2　大气环流

气温的变化与大气环流密切相关， 较多学者研究表明不同的大气环流对不同区域极端气温的影响不同（李娟等， 2020； 姚遥和罗德海， 2014， Wang et al， 2013； 黄浩等， 2020）。大西洋副高面积指数、 大西洋副高强度指数及大西洋副高脊线与极端气温事件的强度与频率都有着显著的相关性， 其中大西洋副高面积指数、 大西洋副高强度指数及大西洋副高脊线与极端气温指数TXN、 TX90P、 TN90P、 TNX、 TNN及GSL呈显著正相关， 与ID、 FD呈显著负相关， 大西洋副高强度指数与高寒内流区各极端气温指数相关性最强， 尤其与极端暖指数和其他指数相关性最为明显， 表明极端气温随着大西洋副高面积增加、 强度增大而增暖的变化趋势， 同时高寒内流区极端气温受大西洋副高强度指数的影响较大。
西太平洋副高强度指数与暖指数中TX90P和TN90P呈显著正相关（表4）， 与冷指数呈不显著正相关， 与ID、 FD及DTR呈显著负相关， 西太平洋副高西伸脊点与指数TX90P、 TN90P及GSL呈显著正相关， 与ID和FD呈显著负相关。除TXX外其他极端气温指数均与西太平洋副高北界相关性不显著。以上指数相关性分析表明西太平洋副高强度指数和西太平洋副高西伸脊点对高寒内流区极端气温事件有影响， 表现在随西太平洋副高强度指数增加、 西伸脊点偏东极端气温呈增暖趋势。
表4 高寒内流区极端气温指数与副高指数相关性分析

Table 4 Correlation coefficients between temperature extremes and subtropical high index in the endorheic area in Alpine region

极端气温指数 TXX TXN TX90P TN90P TNX TNN
大西洋副高面积指数 0.22 0.32* 0.66** 0.65* 0.34* 0.39**
西太平洋副高强度指数 0.09 0.19 0.48** 0.42** 0.15 0.18
大西洋副高强度指数 0.23 0.38** 0.73** 0.73** 0.39** 0.44**
西太平洋副高脊线 0.51** 0.29* 0.35* 0.34* 0.47** 0.28
大西洋副高脊线 0.31* 0.32* 0.6** 0.61** 0.46** 0.38**
西太平洋副高北界 0.40** 0.16 0.22 0.14 0.24 0.09
大西洋副高北界 0.11 0.2 0.34* 0.31* 0.18 0.20
西太平洋副高西伸脊点 -0.14 -0.21 -0.48** -0.41** -0.14 -0.25
极端降数指数 TX10P TN10P ID FD GSL DTR
大西洋副高面积指数 0.16 0 -0.52** -0.48** 0.46** -0.25
西太平洋副高强度指数 0.12 0.03 -0.38** -0.36* 0.40** -0.06
大西洋副高强度指数 0.09 -0.09 -0.61** -0.59** 0.57** -0.29*
西太平洋副高脊线 -0.35* -0.33* -0.31* -0.34* 0.37** 0.07
大西洋副高脊线 0.1 -0.09 -0.47** -0.50** 0.35* -0.38**
西太平洋副高北界 -0.22 -0.12 -0.16 -0.16 0.29* 0.30*
大西洋副高北界 0.15 0.10 -0.32** -0.17 0.14 -0.06
西太平洋副高西伸脊点 -0.13 -0.03 0.39** 0.3* -0.38** 0.07

** 在 0.01 级别（双尾）相关性显著； * 在 0.05 级别（双尾）相关性显著

5 结论

基于我国高寒内流区26个气象台站日气温资料， 借助12个极端气温指数， 分析了1969 -2017年高寒内流区升温特征， 并探讨了极端气温指数与海拔和大气环流的相关关系， 得出以下结论：
（1） 1969 -2017年， 高寒内流区整体向暖转化， 平均气温、 平均最高气温及平均最低气温均呈增加趋势， 年平均最低气温的增长速率是年平均最低气温的1.5倍。年和季节平均气温空间变化幅度呈从东南向西北增大的分布格局。
（2） 1969 -2017年期间， 高寒内流区极端气温指数暖化趋势明显， 暖指数（TN90P、 TX90P、 TNX、 TXX）和GSL自20世纪60年代以来呈上升趋势， 而一些气温冷指数（TN10P、 TX10P）、 ID、 FD和DTR的斜率多年来呈下降趋势。空间上柴达木盆地是整个研究区气温升高幅度最大的地区， GSL、 极端气温暖指数以及一些冷指数（TXN）在高寒内流区北部增暖幅度较大， FD、 ID在高寒内流区西南部、 南部降低明显。
（3） 高寒内流区极端高温指数（TXX、 TXN）受海拔影响较大， 表现在极端高温上升幅度指数随海拔的升高而降低。随着大西洋副高强度增加、 面积增大、 脊线指数偏大， 北界指数偏大时， 高寒内流区暖昼、 暖夜显著增加， 冰冻、 霜冻日数显著减少， 即高寒内流区呈增暖趋势。随着西太平洋副高位置偏东、 强度加大时， 高寒内流区极端气温指数有增暖趋势。

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