近50 a来华北地区负积温变化特征

高庆九，张荣，管兆勇

(南京信息工程大学1．气象灾害省部共建教育部重点实验室;2．大气科学学院，江苏南京210044)

近50 a来华北地区负积温变化特征

高庆九1，2，张荣1，2，管兆勇1，2

(南京信息工程大学1．气象灾害省部共建教育部重点实验室;2．大气科学学院，江苏南京210044)

利用华北地区62个气象站1961—2008年冬季日平均气温资料和NCEP/NCAR再分析资料，运用经验正交函数分解(empirical orthogonal function，EOF)、旋转经验正交函数分解(rotated empirical orthogonal function，REOF)、Morlet小波和合成分析等方法，分析了华北地区负积温变化特征及同期环流背景场的变化特征。结果表明，1)华北负积温具有全区一致性增加的特点，其中山西北部增加明显。2)由于华北地区东部和西部负积温增长幅度不同，可将华北地区分为2个区域。两区负积温均有突变，其中Ⅰ区负积温的突变年份为1988年，Ⅱ区负积温的突变年份为1986年，Ⅰ区负积温存在3～6 a周期振荡，Ⅱ区负积温存在2～4 a周期振荡。3)北半球冬季环流场的变化与华北负积温异常有一定相关关系。合成分析的结果表明，在近地面层，偏冷年西伯利亚高压偏强，华北冬季偏冷，负积温绝对值偏大;在对流层中层，东亚大槽及乌拉尔山高压脊为主要影响系统，东亚大槽较深、乌拉尔山脊偏强，冷空气活动偏强;偏暖年则反之。

气候变化;负积温;突变;环流特征

Abstract:Based on the observed daily temperature data from 62 stations in North China and NCEP/ NCAR reanalysis data from 1961 to 2008，the characteristics of negative accumulated temperature(NAT) change in North China and its circulation background were studied through methods such as EOF，REOF，and wavelet analysis．Results show that:1)the NAT in North China increased consistently，especially in Northern Shanxi Province;2)The NAT in North China can be divided into two subdivisions because the NAT increasing amplitudes were different in east and west．There were both abrupt changes in the west and east of North China，occurring in 1988 and 1986 respectively．A 3—6 years'cycle period was found in the west of North China while it was 2—4 years in the east of North China;3)Changes of Northern Hemisphere winter atmospheric circulation had a close relation with the NAT anomalies in North China．Further composite analysis showed that cold periods were represented by stronger Siberian High，colder winter in North China and larger NAT’s absolute value near the ground while the main influence systems were theEast Asian trough and Ural ridge in the middle troposphere．The stronger Ural ridge and the deeper East A-sia trough made the cold air activity stronger in North China．In warm periods，it was the opposite situation．

Key words:climate change;negative accumulated temperature;abrupt change;circulation features

0 引言

气候变化与生态环境存在着密切的关系，它们相互影响、相互作用(孙凤华等，2006;谭方颖等，2009)。气候持续变暖，对我国自然生态环境和经济生产、生活构成威胁，影响着人类的生存环境及社会经济的发展，尤其对农业生产的影响更为重要。近些年来，全球气候变暖问题已成为我国及国际社会关注的重大问题(李克让等，1990;陈隆勋等，1991;丁一汇和戴晓苏，1994;施雅风，1995;丁一汇，2002;IPCC，2007)。翟盘茂和任福民(1997)发现进入20世纪80年代，伴随全球变暖加剧，中国的气候异常事件频繁发生。而20世纪80年代中后期以来连续出现暖冬，导致了冬季负积温减少，对社会经济、农业、环境和生态系统产生了一系列影响(刘德祥等，2005;高桂芹和齐作辉，2007;杨小利和辛吉武，2007)。负积温是日平均气温小于等于0℃的累积值，是表达冬季冷暖的重要参数，是重要的农业气候生态指标之一。一个地区负积温的高低，直接制约着当地林木、果树和农作物的安全越冬，而且也影响农业病虫害的发生蔓延，农药施用量的多少(陈建文等，2003;李军等，2008)。对此，陈建文等(2003)研究了负积温变化趋势并对未来几年冬季冷暖状况进行预测。孙兰东(2008)发现西北地区低于0℃负积温表现为全区一致增加趋势，平均气候倾向率为52．9℃·d/(10a);谭方颖等(2009)发现华北平原低于0℃负积温绝对值总体表现为“阶梯式”减少。但以往对负积温的研究主要集中在其气候变化特征上，对其环流背景及其与大气环流之间的关系研究较少。而负积温的这种变化是在全球变暖的气候背景之下，与我国冬季温度变化、与大气环流的异常都有非常密切的关系。中高纬度环流异常可使侵入中国的冷空气活动异常，是导致中国冬季气温异常的直接原因(Huang et al．，2007)。其中北大西洋涛动(Northern Atlantic Oscillation，NAO)作为北半球气候年际变化的主要源地，很多研究(武炳义和黄荣辉，1999;龚道溢和王绍武，2000;王永波和施能，2001;Lu et al．，2007)已经证实其与中国乃至北半球冬季地面气温变化有较好的相关关系。武炳义和黄荣辉(1999)研究了冬季北大西洋涛动异常变化与东亚冬季风的关系，发现冬季当NAO正(负)异常，对应北大西洋亚速尔高压和冰岛低压同时加强(减弱)时，西伯利亚高压和东亚冬季风加强(减弱)，亚洲大陆北部气温显著偏低(高)。王永波和施能(2001)发现冬季强NAO年，我国冬季东北东部、华北北部、西北地区易出现暖冬。

本文通过分析华北地区负积温的变化特征及同期的环流背景特征，了解负积温变化特征及其与环流之间的关系，以期提高对灾害性天气气候事件的预测，为发展设施农业、调整农业产业结构提供参考依据。

1 资料及研究方法

所用资料为中国气象局中国气象科学数据共享服务网提供的1961—2008年中国大陆743站日平均温度资料和国家自然科学基金委地球科学部南京信息工程大学大气资料服务中心提供的NCEP/ NCAR逐月再分析资料。根据地理位置选取华北地区(111～122°E，34～41°N)为研究区域(何春和何金海，2003)(图1)，其中62个站点分布较为均匀。

选用华北地区62站1961—2008年冬季(12月—次年2月)日平均温度资料，首先对个别台站的缺测资料进行线性插值处理，缺测值取该站点前后两日实测值的平均。经过插值处理后62个测站资料具有较好的连续性。在此基础上计算出各站点逐年冬季负积温作为研究对象，采用经验正交函数分解(empirical orthogonal function，EOF)、旋转经验正交函数分解(rotated empirical orthogonal function，REOF)、气候倾向率、Mann-Kendall突变检验和Morlet小波分析等方法分别对华北地区冬季负积温的时空变化特征及其突变和周期特征进行分析，并对华北冷暖冬时期环流特征进行初步分析。

图1 华北地区62站分布Fig．1Distribution of the 62 stations in North China

2 负积温的变化特征

2.1 负积温的气候倾向率及标准差变化

为定量分析负积温随时间变化趋势，引入气候倾向率来研究华北地区负积温近50 a来的变化特征。

由图2a可见，华北地区负积温的倾向率在全区均为正值，表现为全区负积温一致性增加，负积温绝对值减小。负积温气候倾向率从南向北逐渐增加，负积温的气候倾向率大于45℃·d/(10 a)的区域位于山西北部地区和河北西部地区。在华北南部纬向变化特征较为明显，反映出纬度效应的影响。在华北北部出现两个中心，一个是在华北西北部，另一个是华北东北部，中心值分别为70℃·d/(10 a)和45℃·d/(10 a)。最大值出现在太行山区和吕梁山区等海拔较高的地区，最小值出现在河南大部分地区，每10 a增加了15℃·d。区域平均气候倾向率为35.7℃·d/(10 a)，从增温的幅度上看，37°N以北地区的气候倾向率华北西部大于东部，37°N以南地区的气候倾向率东部大于西部，北部大于南部，这与张友姝等(2002)的结论“从华北西部的增温幅度比东部大”基本一致。另外，有59个站负积温上升趋势通过α=0.05显著性水平检验，只有河曲、承德和许昌未通过显著性检验。

从华北负积温的标准差(图2b)可以看出，华北北部存在两个大值中心，变化最大的区域主要在山西北部地区。华北地区负积温标准差随纬度增加，从沿海向内陆增加，与图2a有类似的变化特征。

2.2 负积温的时空变化特征

综上可见，华北负积温的长期变化趋势是增加的，且在空间上有所差异，本文运用EOF方法分析其时空变化特征。为了消除测站因地理位置引起的平均值和变率差异的影响，首先对华北地区62站48 a冬季负积温进行标准化处理，然后进行EOF分析，各特征向量的方差贡献率和累积贡献率见表1。其中前2个特征向量的累积方差贡献率达到了86.09%，各特征向量收敛速度很快，且均满足North提出的误差估计(魏凤英，1999)，能反映出华北地区冬季负积温的主要分布特征。

表1 前2个主分量旋转前和旋转后的方差贡献Table 1Contributions of the two leading EOF and REOF modes to the total variance%

图2 华北地区(1961—2008年)负积温气候倾向率分布(a;单位:℃·d/(10 a))及标准差分布(b;单位:℃·d)Fig．2The distribution of(a)climatic tendency ratio(℃·d/(10 a))and(b)mean square deviation(℃·d)of the negative accumulated temperature in North China during 1961 and 2008

第一特征向量的累积方差贡献为79.69%，第一特征向量场(图3a)全区符号一致，表明华北地区负积温的整体变化特征为冬季区域性的一致偏冷或偏暖。EOF第一时间系数(图3b)表现出在波动中上升的特点，在1985年之前时间系数多为负值，之后则多为正值，1985年前后是负值转向正值的转折点。说明华北地区负积温自1961年以来是不断增加的，1985年以前负积温距平为负值，是偏冷期，1985年以后负积温距平为正值，是偏暖期。从时间系数的线性趋势可以看出，自1961年以来负积温具有明显的单调上升的特征，即自1961年以来负积温绝对值整体是减小的，与上节气候倾向率的结果一致。图3c给出了第二特征向量分布，其中山西和河北西北部为负值区域，其余地区为正值区域，华北地区西部和东部呈反向变化的特征;其时间系数(图3d)的年际变化特征较为明显，线性趋势为微弱的减小趋势，从90年代中后期开始负值较多，而之前正值较多。

2.3 负积温变化的区域差异

气候倾向率、标准差分析及EOF分析表明，华北地区负积温变化在全区一致的基础上，东部和西部存在一定的差异。为了进一步突出局部特征，采用旋转经验正交函数进行客观分区。选取累积方差贡献大于等于80%作为指标，确定旋转特征向量的个数。对提取的EOF前两个特征向量进行旋转，从表1可以看出，旋转后各模态解释方差贡献要比旋转前分布均匀。REOF提取的第一特征向量的空间载荷(图4a)表现为全区正值分布，说明负积温具有显著的空间一致性，第一特征向量载荷值由北向南逐渐增加。第二特征向量的空间载荷(图4b)为全区一致性负值分布，也说明了负积温的空间一致性，除山东中部地区外，第二特征向量载荷值也呈现出由北向南增加的趋势，高载荷区位于山西大部分地区。以载荷值大于0.6作为分区标准，对华北地区负积温变化进行分区，各区域的重叠部分最小，只有承德、沂源和潍坊这三个站，依据两载荷值较大的一个确定归属，最终将华北地区负积温分为两个区(图5)。Ⅰ区平均负积温为－695.9℃·d，Ⅱ区平均负积温为－226.5℃·d。由图5可见，大致以太行山为界，Ⅰ区包含14个站，Ⅱ区包含48个站，其中Ⅰ区所在区域为太行山及其以西高原和山区，其平均温度和负积温分布(图略)等均与Ⅱ区有明显差异，这种分布显然与地形及海洋影响有关(顾庭敏，1991)。

图3 华北地区负积温EOF分析的第一(a，b)、第二(c，d)特征向量的空间分布(a，c)及其时间系数(b，d;直线为线性趋势)Fig．3Spatial patterns of the(a)EOF1，(c)EOF2 of the negative accumulated temperature in North China and the time coefficient of(b)EOF1 and(d)EOF2(Straight line denotes the linear trend)

图4华北地区负积温REOF第一(a，b)、第二(c，d)旋转载荷向量的空间分布(a，c;阴影区表示载荷绝对值大于等于0.6的区域)及其时间系数(b，d;直线为线性趋势)Fig．4Spatial patterns of the(a)REOF1，(c)REOF2 of the negative accumulated temperature in North China and the time coefficient of(b)REOF1 and(d)REOF2(Shaded areas denotes areas with values larger than 0.6;straight line denotes the linear trend)

图6 为华北地区Ⅰ区、Ⅱ区负积温时间序列。由图可见，Ⅰ区、Ⅱ区负积温总体呈上升趋势，其中Ⅰ区冬季负积温绝对值较大，说明Ⅰ区较冷，负积温的线性变化趋势大于Ⅱ区，每10 a平均增加55.5℃·d，通过了α=0.05的显著性检验。1967年为Ⅰ区负积温绝对值最大年(－1 093.4℃·d)，最小年为1998年(－466.1℃·d)。Ⅱ区负积温绝对值较小，和Ⅰ区相比，Ⅱ区偏暖，负积温的线性变化没有Ⅰ区明显，每10 a平均增加29.9℃·d。Ⅱ区负积温绝对值最大年为1967年(－416.7℃·d)，最小年为2006年(－111.2℃·d)。两区负积温的相关系数为0.84，通过0.01的显著性检验，说明两区负积温变化一致，只是数值上差异明显。

2.4 华北地区各区域负积温的突变检验

图5 华北地区负积温分区Fig．5Subdivisions of the negative accumulated temperature in North China based on REOFs

为进一步分析各区域负积温的突变特征，采用Mann-Kendall(M-K)法对各区域标准化负积温序列进行突变检验。它是一种非参数统计检验方法，可分析时间序列资料的变化趋势和突变点。图7给出了华北两个区域负积温的M-K检验结果，其中UF曲线为负积温的顺序统计量曲线，UB曲线为负积温逆序统计量曲线。由图7可见，Ⅰ区负积温突变发生在1988年，从1993年开始，负积温显著增加。Ⅱ区1986年前后负积温发生突变，从1990年开始，负积温显著增加。在全球变暖的大背景下，华北地区负积温的增加是与冬季气温的增加同步的(张友姝等，2002)。 a尺度的振荡，高值集中在1975年前后和1998—2008年。由图8b可见，2～4 a尺度的振荡集中在20世纪70年代初到80年代初，另外，在1998—2007年存在2～3 a的振荡。

通过以上分析可知:1)Ⅰ区负积温的绝对值明显大于Ⅱ区，线性变化也比较显著，这与翟盘茂和任福民(1997)发现“最低温度在全国呈普遍增温趋势，在高纬地区增暖最明显”的结论相一致。2)两区的突变时间和周期变化特征都比较类似，Ⅰ区负积温的突变年份为1988年，Ⅱ区负积温的突变年份为1986年。3)Ⅰ区存在3～6 a尺度的振荡，Ⅱ区存在2～4 a尺度的振荡。

3 大气环流的变化特征

2.5 华北地区各区域负积温周期分析

鉴于Morlet小波在分析中已得到广泛应用，其性能也经过验证，本文选用了Morlet小波作为母小波对华北两个区的负积温的周期变化进行分析。图8为区域I、区域II平均负积温小波变换能谱(考虑了边界效应和噪音影响)。由图8a可见，能量最强的振荡主要是3～6 a尺度的振荡，主要集中在20世纪60年代中期到70年代初期;其次还存在2～3

3.1 冷暖冬年的划分

大气环流异常是造成天气气候异常的直接原因，而负积温的大小与大气环流的异常有必然的关系。以往的研究表明，NAO对欧亚大范围冬季气温具有一定影响(任广成，1990;Hurrell，1996;Dugam et al．，1997;龚道溢和王绍武，1999)。王晓腾等(2010)发现NAO通过影响大气环流而影响我国的天气气候。谭桂容等(2010)发现，2008年1月中国大范围气温异常偏低，其异常变化与同期北大西洋西风急流及其相联系的北大西洋涛动遥相关环流异常有密切的关系。因此有必要对冷、暖冬年所对应的500 hPa高度场和海平面气压(sea-level pressure，SLP)场进行合成分析，了解冷暖冬年环流特征。由于负积温既可以表示冬季寒冷强度，又可以表示寒冷强度累积，所以本文用负积温来划分冷冬和暖冬年，既可以克服极端最低气温仅反映冷和暖的短时概念、缺乏寒冷强度累积效应，又可以避免用冬季平均气温反映冷冬和暖冬时各年之间差异甚微，不好区分的弊病(陈建文等，2003)。按照区域平均负积温标准化距平(图9)小于－1为冷冬年，大于1为暖冬年，得到1988、1994、1998、2001、2003、2006年6 a为暖冬年，1963、1966、1967、1968、1971、1976、1983、1984年8 a为冷冬年。

图6 华北地区Ⅰ区(a)、Ⅱ区(b)负积温年际变化(虚线为线性趋势)Fig．6Annual variation of the negative accumulated temperature in(a)areaⅠand(b)areaⅡin North China (dashed line denotes the linear trend)

图7 华北地区Ⅰ区(a)、Ⅱ区(b)负积温的M-K检验曲线(直线为α=0.05显著性水平临界值;实心圆点线为UF曲线;空心圆点线为UB曲线)Fig．7Climatic catastrophic feature of the negative accumulated temperature in(a)area I and(b)areaⅡin North China detected by the M-K technique(straight lines denote the threshold of α=0.05;solid dots denote UF curve;hollow dots denote UB curve)

图8 华北地区Ⅰ区(a)、Ⅱ区(b)负积温的小波分析的能谱(阴影区通过α=0.01的显著性检验)Fig．8Wavelet energy spectrum of the negative accumulated temperature in(a)areaⅠand(b)areaⅡin North China (shaded areas denotes the significance at 99%confidence level)

3.2 冷、暖冬年500 hPa高度场特征

图10a给出了暖冬年500 hPa高度距平合成场，在北大西洋经欧洲大陆到中国北方地区，有一波列结构的环流异常，呈现NAO异常特征。三个显著正距平中心分别位于贝加尔湖地区，北美大陆和西欧东南地区，从极地伸出两个负距平中心，一个位于挪威海附近地区，一个位于阿拉斯加附近地区。负距平中心都位于极区附近，说明极涡收缩在极圈内，冷空气主要在中高纬活动，不易南下。在“南高北低”的环流形势背景下，不利于高纬度的冷空气向中、低纬度扩散，造成东亚地区偏暖，华北地区负积温的绝对值偏小。欧亚大陆的距平为“正负正”波列分布，我国中东部地区为正距平区，这表明较常年而言，东亚大槽较浅，槽后的西北气流较弱，造成华北地区冬季负积温偏高，形成暖冬年。冷冬年所对应的环流形势(图10b)与暖冬年相反。极地正距平中心，一端伸向北美大陆，一端伸向亚洲地区。显著的负距平中心位于东亚地区，说明东亚大槽加深或槽的位置异常，在“北高南低”的环流形势背景下，有利于高纬度的冷空气向中、低纬度扩散，有利于东亚大槽持续稳定，造成东亚地区冬季偏冷。由差值合成场(图10c)可见，东亚地区为显著正距平，东亚大槽减弱。另外，乌拉尔山高压脊减弱，不利于冷空气的输送。

图9 华北地区负积温的标准化曲线Fig．9Standardized curve of the negative accumulated temperature in North China

3.3 冷、暖冬年SLP场特征

图10 华北冬季500 hPa高度距平场合成(单位:gpm;阴影区通过α=0.05的显著性检验) a．暖期;b．冷期;c．暖期与冷期差值Fig．10Composite winter 500 hPa height field in(a)warm periods and(b)cold periods in North China，and(c)composite difference field between warm periods and cold periods(units:gpm;shaded areas denote the significance at 95%confidence level)

图11华北冬季北半球海平面气压距平场合成(单位:hPa;阴影区通过α=0.05的显著性检验) a．暖期;b．冷期;c．暖期与冷期差值Fig．11Composite SLP field in(a)warm periods and(b)cold periods in North China，and(c)composite difference field between warm periods and cold periods(units:hPa;shaded areas denote the significance at 95%confidence level)

图11 为华北冷暖期海平面气压场合成。由图11a可见，极地高纬地区为负距平所覆盖，中低纬地区为正距平，正距平中心分别位于地中海附近地区、青藏高原附近地区和北美洲西部地区。负距平中心位于斯堪的纳维亚半岛附近地区，说明西伯利亚高压显著减弱。亚洲大陆与西北太平洋气压距平分布必然使东亚冬季风偏弱，不利于冷空气输送至中低纬地区，冬季偏暖，这种分布与NAO指数异常偏高时海平面气压场分布形势类似(武炳义和黄荣辉，1999)。图11b给出了冷冬年SLP距平合成，以极地为中心的中高纬大部分地区海平面气压增强，中低纬大部分地区异常降低，其分布形势与暖冬年基本相反，这种分布与NAO负异常时海平面气压场分布形势类似(武炳义和黄荣辉，1999)。这种形势有利于西伯利亚高压显著增强，东亚冬季风偏强，有利于冷空气的输送，以至华北冬季主要受来自高纬地区冷空气影响，气温偏低，负积温绝对值偏大，华北偏冷。图11c给出了华北暖、冷冬年SLP距平差值合成，可以看出，显著负距平中心从格陵兰岛地区延伸到亚洲北部地区，说明在海平面气压场上，影响华北地区冬季负积温的系统主要是西伯利亚高压，西伯利亚高压强时，华北偏冷，偏弱时，华北偏暖。

4 结论

1)近50 a来华北地区负积温变化具有很好的空间一致性，表现为全区整体偏暖的趋势，华北西北部负积温增加明显。

2)利用REOF方法将华北地区分为两区。采用M-K检验可知Ⅰ区负积温的突变年份为1988年，Ⅱ区负积温的突变年份为1986年;采用Morlet小波分析可知Ⅰ区负积温存在3～6 a周期振荡，Ⅱ区负积温存在2～4 a周期振荡。

3)对冷暖不同时期的大气环流背景场进行合成分析，发现两个时期的环流背景场存在显著的差异，具有NAO异常的特征。在近地面层，华北冬季负积温异常主要由西伯利亚高压控制，西伯利亚高压偏强时，华北冬季偏冷，负积温绝对值偏大。在对流层中层，东亚大槽及贝加尔湖高压脊为影响华北冬季气温的主要系统，冷冬时东亚大槽偏弱，贝加尔湖脊偏强，有利于冷空气的输送;暖年则相反。

致谢:国家自然科学基金会地球科学部南京信息工程大学大气资料服务中心提供NCEP/NCAR再分析资料;中国气象局中国气象科学数据共享服务网提供相关数据。谨致谢忱!

陈建文，刘耀武，徐小红，等．2003．陕北、渭北冬季负积温变化特征及趋势预测［J］．中国农业气象，24(2):8-11．

陈隆勋，邵永宁，张清芬，等．1991．近四十年我国气候变化的初步分析［J］．应用气象学报，2(2):164-173．

丁一汇．2002．地球逐渐变暖人类不寒而栗［J］．科学中国人(10): 36-38．

丁一汇，戴晓苏．1994．中国近百年来温度的变化［J］．气象，20(12): 19-26．

高桂芹，齐作辉．2007．冬季负积温变化特征及其对冬小麦的影响［J］．气象科技，35(3):404-406．

龚道溢，王绍武．1999．大气环流因子对北半球气温变化影响的研究［J］．地理研究，18(1):31-38．

龚道溢，王绍武．2000．北大西洋涛动指数的比较及其年代际变率［J］．大气科学，24(2):187-192．

顾庭敏．1991．华北平原气候［M］．北京:气象出版社:30-31．

何春，何金海．2003．冬季北极涛动和华北冬季气温变化关系研究［J］．南京气象学院学报，26(1):1-7．

李军，高苹，陈艳春，等．2008．华东地区耕作制度对积温变化的响应［J］．生态学杂志，27(3):361-368．

李克让，林贤超，王维强．1990．近四十年来我国气温的长期变化趋势［J］．地理研究，9(4):26-37．

刘德祥，董安祥，薛万孝，等．2005．气候变暖对甘肃农业的影响［J］．地理科学进展，24(2):49-58．

任广成．1990．北大西洋涛动与欧亚冬季气温［J］．成都气象学院学报(2/3):57-63．

施雅风．1995．气候变化对西北华北水资源的影响［M］．济南:山东科学技术出版社．

孙凤华，吴志坚，杨素英．2006．东北地区近50年来极端降水和干燥事件时空演变特征［J］．生态学杂志，25(7):779-784．

孙兰东．2008．西北地区热量资源对气候变化的响应特征［J］．干旱气象，26(1):8-12．

谭方颖，王建林，宋迎波，等．2009．华北平原近45年农业气候资源变化特征分析［J］．中国农业气象，30(1):19-24．

谭桂容，陈海山，孙照渤，等．2010．2008年1月中国低温与北大西洋涛动和平流层异常活动的联系［J］．大气科学，34(1):175-183．

王晓腾，胡长雷，任晓峰．2010．冬季北大西洋涛动与我国天气气候的关系［J］．安徽农业科学，38(1):259-263;346．

王永波，施能．2001．近45 a冬季北大西洋涛动异常与我国气候的关系［J］．南京气象学院学报，24(3):315-322．

魏凤英．1999．现代气候统计诊断与预测技术［M］．北京:气象出版社．

武炳义，黄荣辉．1999．冬季北大西洋涛动极端异常变化与东亚冬季风［J］．大气科学，23(6):641-651．

杨小利，辛吉武．2007．甘肃省冬季负积温资源的变化特征及预测［J］．资源科学，29(4):114-120．

翟盘茂，任福民．1997．中国近四十年最高最低温度变化［J］．气象学报，55(4):418-429．

张友姝，王谦谦，钱永甫，等．2002．近50 a华北地区冬季气温的时空变化特征［J］．南京气象学院学报，25(5):633-639．

Dugam S S，Kakade S B，Verma R K．1997．Interannual and long-term variability in the North Atlantic Oscillation and Indian summer monsoon rainfall［J］．Theor Appl Climatol，58(1/2):21-29．

Huang Ronghui，Chen Jilong，Huang Gang．2007．Characteristics and variations of the East Asian monsoon system and its impacts on climate disasters in China［J］．Adv Atmos Sci，24(2):993-1023．

Hurrell J W．1996．Influence of variations in extratropical winter-time teleconnections on Northern Hemisphere［J］．Geophys Res Lett，23:665-668．

IPCC．2007．Climate change 2007:The Physical Science Basis［C］// Contribution of working group I to the fourth assessment report of the intergovernmental panel on climate change．Cambridge:Cambridge University Press．

Lu Riyu，Li Ying，Dong Buwen．2007．Arctic Oscillation and Antarctic Oscillation in internal atmospheric variability with an ensemble AGCM simulation［J］．Adv Atmos Sci，24(1):152-162．

(责任编辑:刘菲)

Characteristics of the negative accumulated temperature change in North China in recent 50 years

GAO Qing-jiu1，2，ZHANG Rong1，2，GUAN Zhao-yong1，2
(1．Key Laboratory of Meteorological Disaster of Ministry of Education; 2．School of Atmospheric Sciences，NUIST，Nanjing 210044，China)

P467

A

1674-7097(2012)04-0448-10

高庆九，张荣，管兆勇．2012．近50 a来华北地区负积温变化特征［J］．大气科学学报，35(4):448-457．

Gao Qing-jiu，Zhang Rong，Guan Zhao-yong．2012．Characteristics of the negative accumulated temperature change in North China in recent 50 years［J］．Trans Atmos Sci，35(4):448-457．(in Chinese)

2011-09-06;改回日期:2011-11-10

公益性行业科研专项(GYHY200806029);国家科技支撑计划项目(2007BAC29B02);江苏高校优势学科建设工程资助项目(PAPD)

高庆九(1969—)，女，陕西渭南人，博士生，副教授，研究方向为短期气候预测，gaoqj51@126．com．