中國西北地區復合極端高溫-降水事件可能成因

摘要 基于1961—2018年歐洲中期天氣預報中心的再分析資料、中國高分辨率格點資料，采用合成分析方法，揭示了中國西北地區復合極端高溫-降水事件（compound extreme heat-precipitation events，CEHPE）的成因，并探討了與無強降水熱浪事件的異同。結果表明，CEHPE是由上游向東南方向傳播的準正壓反氣旋環流異常引起：當異常環流中心接近關鍵區（95°～105°E，35°～40°N）時，與之相關的異常下沉運動一方面使得大氣下沉增溫，增加了低層大氣溫度;另一方面下沉運動減少云量，增強了向下短波輻射并加熱地表，被加熱的地表又向上釋放了更多的長波輻射，進一步加熱低層大氣，最終導致了熱浪的形成。在熱浪發生時，由于地表熱強迫，對流層低層發展出低壓異常，其伴隨的異常輻合，引導東南方向水汽至關鍵區，提高關鍵區大氣水汽含量。增加的大氣水汽含量和增高的氣溫使得熱浪期間關鍵區大氣不穩定能量異常增強。當準正壓反氣旋異常東移出關鍵區時，熱浪結束，同時上游方向有異常氣旋靠近，關鍵區位于對流層中高層的槽前脊后，有助于高層輻散低層輻合，因此強對流迅速發展，關鍵區出現極端降水，完成一次CEHPE的過程。無強降水熱浪事件與CEHPE的熱浪在強度和形成機制上幾乎相同，但在熱浪結束時，準正壓反氣旋異常水平范圍較大，雖強度減弱，但中心仍位于關鍵區附近，因此對流層低層低壓及其伴隨的輻合上升異常的發展受到壓制，導致對流層低層氣旋、水平水汽輻合、垂直水汽輸送以及不穩定能量異常小于同時期的CEHPE，無法引發強降水事件。

關鍵詞復合極端天氣和氣候事件;熱浪;強降水;中國西北

全球變暖增加了極端天氣氣候事件的發生概率（IPCC，2014）。熱浪和強降水作為最常見、最具破壞性的兩種極端天氣，對人類健康、社會和生態系統造成嚴重影響，長期以來備受關注（Kovats and Hajat，2008;Fischer and Knutti，2015;Wahl et al.，2015;Donat et al.，2016;馬潔華等，2019;Alizadeh et al.，2020;江曉菲等，2020;王會軍等，2020;Shiogama et al.，2021）。1990—2019年，中國因熱浪相關的死亡人數增加了4倍（Kang and Eltahir，2018）。2023年7月29日—8月1日，華北、東北地區遭遇極端暴雨，海河發生流域性特大洪水，造成京津冀等地重大人員傷亡和財產損失，松花江流域也發生嚴重汛情災情，造成黑龍江、吉林等地受災嚴重。

盡管單一極端事件的機理已被廣泛研究，針對復合極端事件（多個極端天氣事件在短時間內同時或依次發生）的研究仍不充分，但復合事件帶來的災害往往比單獨事件更嚴重（AghaKouchak et al.，2014;Leonard et al.，2014;Zscheischler et al.，2018;Kawase et al.，2020;Weber et al.，2020）。例如，2018年夏季日本西部的洪水和熱浪復合事件在一周內導致數千人死亡（Wang et al.，2019）。2019年澳大利亞昆士蘭的熱浪和極端降水復合事件導致超過50萬頭牛死亡，經濟損失達12億美元（Cowan et al.，2019）。2020年8月，英國熱浪事件后，雷雨和山洪暴發，導致英國多地鐵路關閉、房屋損毀，與之相伴隨的山體滑坡造成列車脫軌和3人死亡。因此，為有效防范復合事件所帶來的次生災害，深入研究復合事件的形成機制和演變規律至關重要。

復合極端高溫和降水事件（compound extreme heat-precipitation events，CEHPE）的形成具有一定的理論依據。由Clausius-Clapeyron方程可知，氣溫每升高1 ℃，飽和水氣壓將增加7％（Trenberth et al.，2003），因此在水汽供應充足的情況下，相同強度的對流活動將導致更多的水汽上升凝結和降水（Molnar et al.，2015;Wang et al.，2017）。熱浪的特征是持續多日（3 d及以上）的極端高溫，如果配合對流層低層充足的水汽，在熱力強迫和水汽條件的共同作用下，可能觸發局部強對流和極端降水（Randall et al.，1992;Berg et al.，2013;Fowler et al.，2021）。有研究認為人為活動，特別是溫室氣體的排放，是區域和全球范圍內極端高溫事件和極端降水事件加劇的主要原因（Fischer and Knutti，2015），對CEHPE的增加趨勢貢獻超過90％（Li et al.，2023）。目前，對中國地區CEHPE的研究多局限在其頻率的變化。比如，自1960年以來，中國地區約有23.21％的極端高溫事件后出現了極端降水，且西部地區比例最高，幾乎全區均在25％以上（Wu et al.，2021）。需要指出的是，自1960年以來CEHPE發生頻次呈顯著增加趨勢，每10 a約增加2.51％，增長速率逐漸加快，尤其越高發地區增長速率越快（Wu et al.，2021;Li et al.，2022;Ning et al.，2022），中國西北地區CEHPE的增長速率約為增長速率較低區域的2倍，且在1996年后大幅增強（Wu et al.，2021;Peng et al.，2023）。Li et al.（2023）指出，瞬態水汽輻合和瞬態對流運動增強是導致西部地區CEHPE增加的主要原因，但目前很少研究揭示中國西部CEHPE發生時天氣尺度的環流異常如何演變，也未厘清為何暴雨會發生在高溫之后。因此，本文以西北地區為研究目標，揭示CEHPE發生時天氣尺度環流異常演變，并對比CEHPE和無強降水熱浪事件，指出高溫后發生暴雨重要影響因素。

隨著極端事件頻率的增加，未來中國各地CEHPE可能進一步增多，直接影響人民生產生活和社會經濟活動，因此有必要深入認識各地CEHPE形成機制和差異，以提高CEHPE的預報和預警能力。已有的研究表明長江中下游CEHPE和單獨熱浪事件的差異主要源自熱浪強度的不同，而我國東北地區CEHPE的形成主要受對流層高層異常反氣旋緯向尺度和強度的影響。然而，在不同區域，形成CEHPE的大尺度環流系統、水汽輸送和不穩定條件間存在顯著差異，本文以CEHPE頻發的中國西部地區為研究目標，深入探討該地區CEHPE的可能成因和發生規律，完善我們對中國不同區域CEHPE形成機制的認識，為提高CEHPE的預報和預警能力提供理論支撐。

1 資料和方法

本研究使用的數據包括國家氣候中心提供的中國2 400個觀測站2 m日最高氣溫和日降水數據（CN05.1；吳佳和高學杰，2013），歐洲中期天氣預報中心的再分析資料（ERA5）包括位勢高度、海平面氣壓、水平和垂直風速、比濕、氣溫、潛熱通量、顯熱通量、凈表面短波和長波輻射通量等要素。研究時段為1961—2018年。

本文采用的CEHPE定義是熱浪事件結束后3 d內發生強降水事件，且不考慮強降水出現在熱浪事件期間的情況。當日最高氣溫在夏季（6—8月）至少連續3 d超過日最高溫度的90個百分位數時，定義為熱浪事件。此百分位數是針對每個格點位置和每個日期計算的，使用30 a基準期（1961—1990年）每日的31 d滑動窗口，即以目標日期為中心，向前和向后15 d，總共930 d。當日降雨量高于雨天（≥0.1 mm）降水量的95％時，定義為強降水事件。上述熱浪、強降水和CEHPE定義已被證明是合理的，并被普遍使用（Zhai et al.，2005;Perkins and Alexander，2013;Lombardo and Ayyub，2015;Casanueva et al.，2016;Gu et al.，2017;Sun et al.，2017;Zhang and Villarini，2020;Chen et al.，2021;Liao et al.，2021;Wu et al.，2021;You and Wang，2021;Ning et al.，2022;靳鑫桐等，2024;張智煜等，2024）。根據以上定義，青海省北部和甘肅省西北部的部分地區在1961—2018年期間經歷了60多次CEHPE（圖略），因此，選擇區域①（95°～105°E，35°～40°N）作為關鍵區，以此探討CEHPE的形成機制；對于區域②（82°～92°E，33°～39°N），在最后結論中加以討論，以驗證區域①所得結果是否在西北地區具有一定的普適性。研究時段內，關鍵區整體共發生極端熱浪事件108次，其中有36次在隨后發生了極端降水，占比33.33％。本文主要采用合成分析方法，并使用t檢驗方法對結果進行顯著性檢驗。

本研究采用溫度變化方程定量計算大氣的動、熱力因素對極端高溫形成的相對貢獻：

極端降水本質上是強烈的垂直對流運動，將潛熱和內能等其他形式的大氣能量轉化為動能。因此，在進行極端降水個例研究時，常常計算對流有效位能（convective available potential energy，CAPE）（Luo et al.，2017），通過垂直積分空氣塊與環境之間從自由對流層到平衡高度的虛溫差，估算出空氣塊在絕熱上升過程中可以轉化成動能的潛熱和內能。因此，理論上CAPE越大，對流越強。然而，CAPE沒有充分考慮環境條件在對流運動中的積極作用。例如，在東亞地區，極端降水可以在接近濕中性層結的大氣條件下發生，其特征是從對流層低層到中層的環境虛溫幾乎相同，導致CAPE值不高，通常小于500 J·kg-1（Ninomiya，2004;李俊等，2012;Chen et al.，2014）。盡管濕潤的對流層中層降低了CAPE值，但它可以通過減少對流層中層干空氣夾卷進上升氣流或下沉至邊界層，從而促進強對流的發展（Gray，1998;Montgomery et al.，2006）。因此，考慮濕潤的對流層中層對對流活動的影響，本文使用垂直積分的濕靜力能（moist static energy，MSE）來表征大氣的不穩定能量（Neelin and Held，1987;Ninomiya，2004;李俊等，2012;Chen et al.，2014;Yang et al.，2023），其為內能、勢能與潛熱之和，如下所示：

2 中國西北地區CEHPE的時空演變特征及形成機制

在CEHPE發生前5 d，關鍵區西北部出現一個準正壓結構的反氣旋環流異常，隨時間持續向東南方向移動，接近關鍵區（圖1a1—a3、b1—b3、c1—c3、d1—d3），關鍵區的日最高溫逐漸升高（圖2a1—a3），日降水量逐漸減少（圖2b1—b3），當其東南部覆蓋關鍵區域時，關鍵區開始發生熱浪（圖1a4、a5、b4、b5、c4、c5、d4、d5），且日最高溫的正異常與日降水量負異常達到最高點（圖2a4、a5、b4、b5）。熱浪發生時，受地表熱強迫影響，關鍵區對流層低層發展出異常氣旋（圖1a4—a6），高層仍持續受異常反氣旋控制（圖1d4—d6）。熱浪結束后，對流層上層異常反氣旋進一步向東南方向移動，其中心逐漸遠離關鍵區，而對流層低層異常氣旋仍在關鍵區停留（圖1a6、b6、c6、d6）。此時關鍵區日最高溫與日降水量仍分別保持著顯著的正異常與負異常（圖2a6、b6）。在熱浪與強降水的間隔期，關鍵區上空對流層低層異常氣旋較強，而高層反氣旋東移減弱，在500 hPa及以上高度，異常反氣旋的西北方向有異常氣旋靠近，關鍵區恰好位于異常氣旋東部、異常反氣旋西部，即水平輻散較強的區域（圖1a7、b7、c7、d7）。與此同時，日最高溫正異常與日降水量負異常減弱（圖2a7、b7）。

在極端降水發生當日，對流層低層異常氣旋與高層異常反氣旋中心同步移出關鍵區（圖1a8、b8、c8、d8），日最高溫正異常轉為負異常（圖2a8），日降水量異常由負變為正（圖2b8），西北地區一次CEHPE過程結束。

對于西北地區的CEHPE，對流層低層850 hPa的異常氣溫變化與2 m異常氣溫變化具有較好的一致性（圖3a），因此可通過分析850 hPa的溫度平衡方程來揭示地表氣溫異常的主要成因（方程（1））。結果表明，熱浪開始前到熱浪發生期間，對流層低層氣溫的增加主要是由異常非絕熱加熱及異常絕熱加熱引起，且非絕熱加熱占主導地位（圖3a、b）。這主要是因為，熱浪期間關鍵區受準正壓異常反氣旋控制，與之相聯系的異常下沉運動盛行（圖4a—e），一方面大氣下沉絕熱增溫，另一方面云量減少加強了向下的凈短波輻射，加熱陸地表面，而被加熱的陸地表面又向上釋放了更多的長波輻射，進而持續加熱對流層低層大氣（圖3b），最終導致了熱浪的形成。

對于CEHPE，熱浪結束后伴隨強降水。在低層水汽條件方面，西北地區熱浪發生前，雖然地表溫度增加，地表向上的潛熱增加（圖3b），但由于盛行下沉運動（圖4a—d），因此大尺度水汽輻合顯著減少（圖2d1—4），對流層整層大氣水汽含量減少（圖2c1—4、3c），導致lt;MSEgt;顯著低于氣候態（圖3c），大氣不穩定能量偏低。熱浪發生期間以及熱浪和強降水間隔期，由于對流層低層大氣顯著增溫（圖2a5、a6），形成局地熱低壓和對流輻合（圖1a4—6，b4—6），因此對流層低層水汽含量增加（圖2d5、d6），結合由于增溫導致的內能顯著增加，lt;MSEgt;出現正異常，大氣不穩定能量增加，并在熱浪最后一天達到最大，有利于對流的進一步發展（圖3c）。因此，在熱浪的最后一天，關鍵區上空出現顯著異常上升運動（圖4f）。在熱浪與強降水的間隔期，關鍵區低層低壓異常維持，而對流層高層反氣旋異常環流移出關鍵區，中心位于關鍵區東部（圖1a7、b7、c7、d7）。同時，在對流層中高層，關鍵區位于槽前脊后（圖1c7），由此產生的中高層輻散有利于低層輻合及對流進一步發展（圖4g）。此外，對流層低層異常低壓導致的異常輻合，使得偏南風異常將東南方向水汽輸送至關鍵區（圖1a7、a8、1b7、b8、9a、9c、9f），提高了當地大氣水汽含量（圖2d7、d8、9c）。結合異常對流上升運動（圖3d、4g—h），異常增多的大氣不穩定能量（圖2c7、c8、3c），在熱浪結束后，關鍵區發生了強降水（圖2b8），形成了一次CEHPE事件。

3 CEHPE與無強降水熱浪事件的差異

在1961—2018年，西北關鍵區所有熱浪事件中跟隨極端降水的熱浪事件占比為33.33％。因此，研究無強降水熱浪事件和CEHPE之間的差異尤為重要，可為CEHPE的預報提供理論基礎。結果顯示，無強降水熱浪的形成機制和強度與CEHPE的熱浪幾乎相同：熱浪發生數天前，準正壓異常反氣旋出現在關鍵區西北部，并隨時間向東南方向移動，當其覆蓋關鍵區時，關鍵區盛行下沉氣流，由此引起的絕熱下沉增溫和非絕熱加熱，導致熱浪事件發生（圖1、2、4—7）。與CEHPE類似，在熱浪發生期間，由于地表熱強迫，關鍵區對流層低層發展了低壓異常（圖1a4—a6，1b4—b6，5a4—a6，5b4—b6），并引起異常輻合和對流上升運動（圖4f、7f）。然而，與CEHPE不同的是在熱浪最后一天，以及熱浪結束后，關鍵區對流層低層的低壓異常偏弱，引起輻合上升運動偏弱（圖4f—h，7f—h）和水平水汽輸送偏弱（圖9），導致大氣不穩定能量偏小（圖8b），無法引發強降水（圖2b7、b8，6b7、b8）。另外值得一提的是，無強降水熱浪結束后，關鍵區氣溫正異常仍然持續了幾天，只是強度并未達到熱浪閾值，但CEHPE熱浪結束后，氣溫正異常衰退很快，并在強降水當天變為顯著的負異常。

因此無強降水熱浪和CEHPE的區別主要體現在熱浪最后一天及熱浪結束后的氣溫、環流和不穩定能量差異，這些差異可能與引起熱浪的準正壓反氣旋異常在熱浪結束后的傳播路徑有關。由圖1c7、c8和d7、d8可知，在熱浪最后一天和結束后，CEHPE的準正壓反氣旋異常中心遠離關鍵區，關鍵區位于反氣旋異常的西邊界，因此與反氣旋相聯系的下沉運動減弱，這有助于關鍵區低層氣旋、低層水汽水平輻合、垂直水汽輸送和上升運動異常的進一步發展，不穩定能量的進一步增加，最終引發強降水。與CEHPE不同的是，無強降水熱浪最后一天以及結束后，準正壓反氣旋異常中心并未移出關鍵區（圖5c7、c8，d7、d8），與之相關下沉運動壓制了對流層低層低壓及其伴隨的輻合上升異常的發展，因此強度遠小于同時期的CEHPE。同理，水平水汽輻合，垂直水汽輸送，以及不穩定能量也小于同時期的CEHPE，導致無法引發強降水事件。

4 結論與討論

在全球變暖的背景下，復合極端天氣和氣候事件頻發，對環境及社會生產生活造成嚴重影響，因此厘清此類事件的形成機制，為準確預報其發生發展提供理論依據尤為重要。本研究關注復合極端高溫降水事件（CEHPE）發生頻率最高的中國西北地區，揭示在天氣尺度上CEHPE的成因，并對比與無強降水熱浪事件的區別。

在1961—2018年間，中國西北關鍵區（95°～105°E，35°～40°N）共發生108次熱浪事件，其中36次為CEHPE。我們的分析結果表明，CEHPE是由上游向東南傳播的準正壓反氣旋環流異常所引起：當異常環流中心接近關鍵區時，與之相關的異常下沉運動一方面使得大氣下沉增溫，增加了低層大氣溫度，另一方面下沉運動減少云量，增強了向下的短波輻射，從而加熱地表，被加熱的地表又向上釋放了更多的長波輻射，進一步加熱對流層低層大氣，最終導致了熱浪的形成。在熱浪發生時，由于地表熱強迫，對流層低層發展出低壓異常，其伴隨的異常輻合，引導東南方向水汽至關鍵區，提高關鍵區大氣水汽含量。同時，增加的大氣水汽含量和增高的氣溫使得熱浪期間關鍵區大氣不穩定能量異常增強。當熱浪結束后，準正壓反氣旋異常東移出關鍵區，同時西邊上游方向有異常氣旋靠近，關鍵區位于對流層中高層的槽前脊后，有助于高層輻散低層輻合，因此強對流迅速發展，關鍵區出現極端降水，完成一次CEHPE的全過程。

無強降水熱浪事件與CEHPE的熱浪在強度和形成機制上幾乎相同。然而，從熱浪的最后一天開始，無強降水熱浪事件中準正壓反氣旋異常水平范圍增大，強度減弱，但中心仍位于關鍵區附近，與之相關下沉運動可影響關鍵區。受此影響，對流層低層低壓及其伴隨的輻合上升異常的發展受到壓制，因此對流層低壓、水平水汽輻合、垂直水汽輸送以及不穩定能量異常小于同時期的CEHPE，導致無法引發強降水事件。

引起CEHPE的準正壓反氣旋環流異常與關鍵區上游對流層高層西北-東南走向的波列有關，該波列隨著時間向東南方向傳播，在東亞東岸折向東北方向，相速大約為0.369 m·s-1，該波列中的準正壓反氣旋異常環流東南邊緣抵達關鍵區時，關鍵區開始發生熱浪，當該異常反氣旋環流向東移出關鍵區時，熱浪結束。如果波列移動速度更快，那么當波列中異常反氣旋抵達關鍵區時，雖仍可引起關鍵區地表高溫異常，但由于異常反氣旋快速東移出關鍵區，此時高溫異常持續時間短（小于3 d），不能構成一個熱浪事件。另外，我們認為波列向東南方向移動的主要原因是中高緯背景西風環流，受此影響，中高緯Rossby波由于多普勒頻移效應，導致向東相速度。此外，波列中反氣旋環流異常影響的區域，地表氣溫異常升高，而氣旋環流異常影響的區域，地表氣溫異常降低。因此，當反氣旋環流異常抵達關鍵區，導致關鍵區熱浪，當反氣旋環流異常東移出關鍵區，其西部跟隨的氣旋環流異常和地表低溫異常可能影響關鍵區熱浪后的降水。然而，值得指出的是，對于無強降水熱浪事件，反氣旋環流異常減弱致使熱浪結束，而其中心并未移出關鍵區，所以導致上游氣旋和低溫異常不能接近關鍵區，這可能是使得強降水無法發生的另一重要因素。

本研究選取了中國西北地區（95°～105°E，35°～40°N）為關鍵區（區域①），揭示了CEHPE的成因，并探討其與無強降水熱浪事件的區別。另選取了區域②（82°～92°E，33°～39°N）進行研究，發現所得結果與區域① 幾乎相同，因此我們的結論在西北地區具有一定的普適性。本研究雖然指出CEHPE與無強降水熱浪事件主要區別是熱浪最后一天及結束后，引起熱浪的準正壓反氣旋異常的形態和傳播不同導致，但是為何引起此種不同，是否是外強迫發生變化目前尚不清楚，有待進一步深入研究。

參考文獻（References）

AghaKouchak A，Cheng L Y，Mazdiyasni O，et al.，2014.Global warming and changes in risk of concurrent climate extremes：insights from the 2014 California drought［J］.Geophys Res Lett，41（24）：8847-8852.DOI：10.1002／2014gl062308.

Alizadeh M R，Adamowski J，Nikoo M R，et al.，2020.A century of observations reveals increasing likelihood of continental-scale compound dry-hot extremes［J］.Sci Adv，6（39）：eaaz4571.DOI：10.1126／sciadv.aaz4571.

Berg P，Moseley C，Haerter J O，2013.Strong increase in convective precipitation in response to higher temperatures［J］.Nat Geosci，6：181-185.DOI：10.1038／ngeo1731.

Casanueva A，Kotlarski S，Herrera S，et al.，2016.Daily precipitation statistics in a EURO-CORDEX RCM ensemble：added value of raw and bias-corrected high-resolution simulations［J］.Climate Dyn，47（3）：719-737.DOI：10.1007／s00382-015-2865-x.

Chen G X，Yoshida R，Sha W M，et al.，2014.Convective instability associated with the eastward-propagating rainfall episodes over eastern China during the warm season［J］.J Climate，27（6）：2331-2339.DOI：10.1175／jcli-d-13-00443.1.

Chen Y，Liao Z，Shi Y，et al.，2021.Detectable increases in sequential flood-heatwave events across China during 1961—2018［J］.Geophys Res Lett，48（6）：e2021GL092549.DOI：10.1029／2021gl092549.

Cowan T，Wheeler M C，Alves O，et al.，2019.Forecasting the extreme rainfall，low temperatures，and strong winds associated with the northern Queensland floods of February 2019［J］.Weather Clim Extrem，26：100232.DOI：10.1016／j.wace.2019.100232.

Donat M G，Lowry A L，Alexander L V，et al.，2016.More extreme precipitation in the world’s dry and wet regions［J］.Nat Clim Change，6：508-513.DOI：10.1038／nclimate2941.

Fischer E M，Knutti R，2015.Anthropogenic contribution to global occurrenceof heavy-precipitation andhigh-temperature extremes［J］.Nat Clim Change，5：560-564.DOI：10.1038／nclimate2617.

Fowler H J，Lenderink G，Prein A F，et al.，2021.Anthropogenic intensification of short-duration rainfall extremes［J］.Nat Rev Earth Environ，2：107-122.DOI：10.1038／s43017-020-00128-6.

Gray W M，1998.The formation of tropical cyclones［J］.Meteor Atmos Phys，67（1）：37-69.DOI：10.1007／BF01277501.

Gu X H，Zhang Q，Singh V P，et al.，2017.Changes in magnitude and frequency of heavy precipitation across China and its potential links to summer temperature［J］.J Hydrol，547：718-731.DOI：10.1016／j.jhydrol.2017.02.041.

IPCC，2014.Climate change 2014：impacts，adaptation，and vulnerability.Part A：global and sectoral aspects[C]//Contribution of Working Group Ⅱ to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change.Cambridge，UK and New York，USA：Cambridge University Press.

江曉菲，江志紅，李偉，2020.全球增溫1.5和2 ℃下中國東部極端高溫風險預估［J］.大氣科學學報，43（6）：1056-1064. Jiang X F，Jiang Z H，Li W，2020.Risk estimation of extreme high temperature in eastern China under 1.5 and 2 ℃ global warming［J］.Trans Atmos Sci，43（6）：1056-1064.DOI：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20201011001.（in Chinese）.

靳鑫桐，周波濤，謝文欣，等，2024.影響華北重度和輕度高溫熱浪的大氣背景場差異分析［J］.大氣科學學報，47（1）：124-135. Jin X T，Zhou B T，Xie W X，et al.，2024.Discrepancy in atmospheric background influencing severe and mild heat wave events over North China［J］.Trans Atmos Sci，47（1）：124-135.DOI：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20231220010.（in Chinese）.

Kang S，Eltahir E A B，2018.North China Plain threatened by deadly heatwaves due to climate change and irrigation［J］.Nat Commun，9（1）：2894.DOI：10.1038／s41467-018-05252-y.

Kawase H，Imada Y，Tsuguti H，et al.，2020.The heavy rain event of July 2018 in Japan enhanced by historical warming［J］.Bull Amer Meteor Soc，101（1）：S109-S114.DOI：10.1175／bams-d-19-0173.1.

Kovats R S，Hajat S，2008.Heat stress and public health：a critical review［J］.Annu Rev Public Health，29：41-55.DOI：10.1146／annurev.publhealth.29.020907.090843.

Leonard M，Westra S，Phatak A，et al.，2014.A compound event framework for understanding extreme impacts［J］.Wires Clim Change，5（1）：113-128.DOI：10.1002／wcc.252.

Li C X，Min R Y，Gu X H，et al.，2022.Substantial increase in heavy precipitation events preceded by moist heatwaves over China during 1961—2019［J］.Front Environ Sci，10：951392.DOI：10.3389／fenvs.2022.951392.

李俊，王東海，王斌，2012.中尺度對流系統中的濕中性層結結構特征［J］.氣候與環境研究，17（5）：617-627. Li J，Wang D H，Wang B，2012.Structure characteristics of moist neutral stratification in a mesoscale convective system［J］.Climatic Environ Res，17（5）：617-627.（in Chinese）.

Li P X，Zhou T J，Chen X L，2018.Water vapor transport for spring persistent rains over southeastern China based on five reanalysis datasets［J］.Climate Dyn，51（11）：4243-4257.DOI：10.1007／s00382-017-3680-3.

Li W L，Sun B，Wang H J，et al.，2023.Anthropogenic impact on the severity of compound extreme high temperature and drought／rain events in China［J］.npj Clim Atmos Sci，6：79.DOI：10.1038／s41612-023-00413-3.

Liao Z，Chen Y，Li W，et al.，2021.Growing threats from unprecedented sequential flood-hot extremes across China［J］.Geophys Res Lett，48（18）.DOI：10.1029／2021gl094505.

Lombardo F T，Ayyub B M，2015.Analysis of Washington，DC，wind and temperature extremes with examination of climate change for engineering applications［J］.ASCE-ASME J Risk Uncertainty Eng Syst，Part A：Civ Eng，1（1）：04014005.DOI：10.1061／ajrua6.0000812.

Luo Y L，Zhang R H，Wan Q，et al.，2017.The southern China monsoon rainfall experiment （SCMREX） ［J］.Bull Amer Meteor Soc，98：999-1013.

馬潔華，孫建奇，汪君，等，2019.2018年夏季我國極端降水及滑坡泥石流災害預測［J］.大氣科學學報，42（1）：93-99. Ma J H，Sun J Q，Wang J，et al.，2019.Real-time prediction for 2018 JJA extreme precipitation and landslides［J］.Trans Atmos Sci，42（1）：93-99.DOI：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20181214001.（in Chinese）.

Molnar P，Fatichi S，Gal L，et al.，2015.Storm type effects on super Clausius-Clapeyron scaling of intense rainstorm properties with air temperature［J］.Hydrol Earth Syst Sci，19（4）：1753-1766.DOI：10.5194／hess-19-1753-2015.

Montgomery M T，Nicholls M E，Cram T A，et al.，2006.A vortical hot tower route to tropical cyclogenesis［J］.J Atmos Sci，63（1）：355-386.DOI：10.1175／jas3604.1.

Neelin J D，Held I M，1987.Modeling tropical convergence based on the moist static energy budget［J］.Mon Wea Rev，115（1）：3-12.DOI：10.1175／1520-0493（1987）115lt;0003：mtcbotgt;2.0.co;2.

Ning G C，Luo M，Zhang W，et al.，2022.Rising risks of compound extreme heat-precipitation events in China［J］.Int J Climatol，42（11）：5785-5795.DOI：10.1002／joc.7561.

Ninomiya K，2004.Large-and mesoscale features of Meiyu-Baiu front associated with intense rainfalls［M］／／World scientific series on Asia-Pacific weather and climate.Singapore：World Scientific：404-435.DOI：10.1142／9789812701411_0011.

Peng T T，Zhao L，Zhang L，et al.，2023.Changes in temperature-precipitation compound extreme events in China during the past 119 Years［J］.Earth Space Sci，10（8）：e2022EA002777.DOI：10.1029／2022ea002777.

Perkins S E，Alexander L V，2013.On the measurement of heat waves［J］.J Climate，26（13）：4500-4517.DOI：10.1175／jcli-d-12-00383.1.

Randall D A，Cess R D，Blanchet J P，et al.，1992.Intercomparison and interpretation of surface energy fluxes in atmospheric general circulation models［J］.J Geophys Res，97（D4）：3711-3724.DOI：10.1029／91jd03120.

Shiogama H，Fujimori S，Hasegawa T，et al.，2021.How many hot days and heavy precipitation days will grandchildren experience that break the records set in their grandparents’ lives？［J］.Environ Res Commun，3（6）：061002.DOI：10.1088／2515-7620／ac0395.

Sun Q H，Miao C Y，AghaKouchak A，et al.，2017.Unraveling anthropogenic influence on the changing risk of heat waves in China［J］.Geophys Res Lett，44（10）：5078-5085.DOI：10.1002／2017gl073531.

Trenberth K E，Dai A G，Rasmussen R M，et al.，2003.The changing character of precipitation［J］.Bull Amer Meteor Soc，84（9）：1205-1218.DOI：10.1175／bams-84-9-1205.

Wahl T，Jain S，Bender J，et al.，2015.Increasing risk of compound flooding from storm surge and rainfall for major US cities［J］.Nat Clim Change，5：1093-1097.DOI：10.1038／nclimate2736.

Wang G L，Wang D G，Trenberth K E，et al.，2017.The peak structure and future changes of the relationships between extreme precipitation andtemperature［J］.Nat Clim Change，7：268-274.DOI：10.1038／nclimate3239.

王會軍，唐國利，陳海山，等，2020.“一帶一路” 區域氣候變化事實、影響及可能風險［J］.大氣科學學報，43（1）：1-9. Wang H J，Tang G L，Chen H S，et al.，2020.The Belt and Road Region climate change：facts，impacts and possible risks［J］.Trans Atmos Sci，43（1）：1-9.DOI：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20191110003.（in Chinese）.

Wang S S Y，Kim H，Coumou D，et al.，2019.Consecutive extreme flooding and heat wave in Japan：are they becoming a norm？［J］.Atmos Sci Lett，20（10）.DOI：10.1002／asl.933.

Weber T，Bowyer P，Rechid D，et al.，2020.Analysis of compound climate extremes and exposed population in Africa under two different emission scenarios［J］.Earth’s Future，8（9）.DOI：10.1029／2019ef001473.

吳佳，高學杰，2013.一套格點化的中國區域逐日觀測資料及與其它資料的對比［J］.地球物理學報，56（4）：1102-1111. Wu J，Gao X J，2013.A gridded daily observation dataset over China region and comparison with the other datasets［J］.Chinese J Geophys，56（4）：1102-1111.DOI：10.6038／cjg20130406.（in Chinese）.

Wu S J，Chan T O，Zhang W，et al.，2021.Increasing compound heat and precipitation extremes elevated by urbanization in South China［J］.Front Earth Sci，9：636777.DOI：10.3389／feart.2021.636777.

Yang M Z，Shi X，Yuan C，et al.，2023.Summer extreme precipitation in southern China from the perspective of moisture static energy［J］.J Climate，36（15）：4967-4986.DOI：10.1175／jcli-d-22-0627.1.

You J W，Wang S，2021.Higher probability of occurrence of hotter and shorter heat waves followed by heavy rainfall［J］.Geophys Res Lett，48（17）：e94831.DOI：10.1029／2021gl094831.

Zhai P M，Zhang X B，Wan H，et al.，2005.Trends in total precipitation and frequency of daily precipitation extremes over China［J］.J Climate，18（7）：1096-1108.DOI：10.1175／jcli-3318.1.

Zhang W，Villarini G，2020.Deadly compound heat stress-flooding hazard across the central United States［J］.Geophys Res Lett，47（15）.DOI：10.1029／2020gl089185.

張智煜，黃安寧，黃丹青，等，2024.從氣候學角度理解“21.7” 河南特大暴雨的形成機理［J］.大氣科學學報，47（5）：681-700. Zhang Z Y，Huang A N，Huang D Q，et al.，2024.Understanding the formation mechanism of the “21.7” extreme heavy rainfall event in Henan，China from a climatic perspective［J］.Trans Atmos Sci，47（5）：681-700.DOI：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20240515001.（in Chinese）.

Zscheischler J，Westra S，van den Hurk B J J M，et al.，2018.Future climate risk from compound events［J］.Nat Clim Change，8：469-477.DOI：10.1038／s41558-018-0156-3.

·ARTICLE·

Mechanisms of compound extreme heat-precipitation events in northwestern China

YANG Yirong YUAN Chaoxia 2

Key Laboratory of Meteorological Disaster of Ministry， Education （KLME）/Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters （CIC-FEMD）/Institute for Climate and Application Research （ICAR）， Nanjing University of Information Science and Technology， Nanjing 210044， China；

2Application Laboratory， Japan Agency of Marine-Earth Science and Technology， Yokohama 2360001， Japan

Abstract In the context of global warming，the frequency of compound extreme weather and climate events has increased，posing significant challenges to environmental stability and societal resilience.Understanding the mechanisms driving these events is crucial for improving their prediction and mitigation.This study examines Compound Extreme Heat-Precipitation Events （CEHPE） in Northwest China，a region frequently impacted by such phenomena.The study aims to elucidate the weather-scale dynamics underpinning CEHPE and distinguish them from isolated heatwave events to enhance our understanding of these processes.

CEHPEs are defined as the occurrence of heavy precipitation within 3 days after the end of a heatwave，excluding instances of heavy precipitation during the heatwave itself.Heatwaves are identified when the DMT exceeds the 90th percentile for at least three consecutive days during summer （June-August）.This percentile is calculated for each grid cell and each date using a 31-day sliding window based on 30-year baseline period （1961—1990）.Heavy precipitation events are defined as daily precipitation exceeding the 95th percentile of precipitation on rainy days （≥0.1 mm／d）.

The results reveal that CEHPE are triggered by a quasi-barotropic wave train propagating southeastward from upstream regions.When an anticyclonic circulation center approaches the key region （95°-105°E，35°-40°N），anomalous descent leads to adiabatic warming，raising lower tropospheric air temperatures.Simultaneously，reduced cloud cover enhances downward shortwave radiation，heating the surface.The heated surface emits more longwave radiation，further warming the lower troposphere and initiating a heatwave.During the heatwave，surface thermal forcing generates a low-level cyclonic circulation anomaly，which directs moisture from the southeast into the key region.The resulting increase in moisture and air temperature enhances atmospheric instability.

At the end of the heatwave，when the quasi-barotropic anticyclonic anomaly moves eastward and is succeeded by a cyclonic circulation anomaly，the key region lies west of the upper-level ridge and east of the upper-level trough.This configuration promotes upper-level divergence，lower-level convergence，and rapid convective development，culminating in extreme precipitation and completing the CEHPE cycle.

Mere heatwave events share similar intensity and formation mechanisms with CEHPE.However，in these cases，the quasi-barotropic anticyclonic anomaly expands and weakens but remains centered over the key region，suppressing the development of low-level cyclonic circulation anomalies.Consequently，weaker low-level convergence，moisture transport，and atmospheric instability prevent heavy precipitation.Furthermore，the local weakening of the anomalous anticyclone inhibits the approach of upstream cyclonic circulation anomalies，further reducing the likelihood of precipitation.

This study elucidates the mechanisms underlying CEHPE in Northwest China and highlights their distinct differences from isolated heatwaves.However，the external forcings contributing to these differences remain unclear and merit further investigation.

Keywords compound extreme weather and climate events;heatwave;heavy precipitation;Northwest China

DOI：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20240924001

（責任編輯：袁東敏）