引言

每年7—8月，随着夏季风向北推进，华北进入雨季，持续性大暴雨导致的洪水是华北夏季的主要灾害之一，例如1963年8月海河流域大洪水(简称“63·8”)、1996年8月河北大暴雨(简称“96·8”)、2012年7月北京大暴雨(简称“12·7”)、2016年7月华北特大暴雨(简称“16·7”)和2021年7月19—21日河南极端暴雨(简称“21·7”)等，都给社会经济和人民生命财产造成了重大损失。不少研究均表明(俞小鼎，2012；孙军等，2012；谌芸等，2012；孙建华等，2013；陈明轩等，2013)，“12·7”大暴雨是在有利的大尺度环流背景下由多个长生命史、稳定少动的中尺度对流系统造成，分为暖区降水和锋面降水两个阶段。“16·7”华北特大暴雨的研究表明，高低空系统耦合背景下快速发展的深厚气旋是影响强降水发生发展的重要系统(赵思雄等，2018)，降水期间各物理量明显偏离气候平均态(栗晗等，2018)，地形对降水增幅作用显著(符娇兰等，2017；Xia and Zhang, 2019)，潜热反馈过程也起到非常重要的作用(雷蕾等，2017)。徐珺等(2022)、Xu et al(2022)利用客观分型方法对比了华北地区极端降水日与少雨日的环流型，解读了河南“21·7”破纪录降水事件的极端性。此外气象学者从“21·7”特大暴雨的降水特征、极端性、水汽输送、中尺度低空急流、地形作用等不同角度开展了广泛研究(苏爱芳等，2022；杨浩等，2022；汪小康等，2022；冉令坤等，2021；孔期等，2022；齐道日娜等，2023; Luo and Du, 2023)。华北地区的强降水既受西风带系统影响，又有热带系统参与(孙建华等，2006；赵思雄和孙建华，2019；杨晓亮等，2021a；2022)，台风远距离水汽输送或台风北上是华北地区产生大暴雨或持续性大暴雨的重要条件(陶诗言，1980; 丁一汇，2019)。河南“75·8”特大暴雨就是台风登陆后北上至河南伏牛山脉与桐柏山脉之间的大弧形地带“停滞少动”，在其他天气尺度系统参与下造成的(“75·8”暴雨会战组，1977a；1977b)。丁一汇(2015)指出河南“75·8”特大暴雨既有热带和中纬度天气系统的相互作用，又有高、低空系统的相互作用，还有不同尺度天气系统相互作用。孙建华等(2006)认为“96·8”河北特大暴雨是比较少见的登陆台风北上受高压阻挡停滞类型。杨晓亮等(2021b)研究环渤海地区的北上台风过程发现，当西太平洋副热带高压控制整个河北或形成北部高压坝时，大暴雨主要位于河北南部太行山前。

受台风杜苏芮减弱环流北上影响，2023年7月29日08时至8月2日08时(北京时，下同)，华北遭受了历史罕见的特大暴雨(简称“23·7”)(符娇兰等，2023；张芳华等，2023)。受持续强降水影响，海河发生流域性特大洪水，永定河及其支流清水河、拒马河支流大石河等8条河流发生有实测记录以来最大洪水，据不完全统计(截至2023年8月10日)，持续强降水造成河北110个县(市、区)388.86万人受灾，直接经济损失达958.11亿元，因灾死亡29人，16人失联。有必要回顾总结这次过程的降水特征及天气成因，为华北极端特大暴雨预报提供参考依据。

1 所用资料

本文使用的资料包括: (1)欧洲中期数值预报中心第五代全球大气再分析资料(ERA5，0.25°×0.25°、1 h间隔)，用于环流背景和诊断分析；(2)2023年7月28—31日北京和邢台探空站资料，用于大气垂直廓线分析；(3)河北气象信息中心提供的经质量控制的京津冀区域逐小时自动气象站资料(共4037个站)，包括气温、风向、风速和小时降水量，用于地面要素和雨强分析；(4)2023年7月29日至8月1日京津冀雷达拼图产品及石家庄SA雷达单站数据，用于雷达特征及剖面分析；(5)河北气象信息中心提供的邯郸成安和北京风廓线雷达资料，用于分析水平风场的时间演变。站点分布如图 1所示。

2 降水特征 2.1 降水极端性分析

2023年7月29日至8月1日，河北和北京共有14个国家级气象观测站(以下简称国家站)日降水量突破历史极值，26个国家站3 d累计降水量突破历史极值。河北79个国家站过程累计降水量超过本站7月降水量常年值，16个站超过本站夏季降水量常年值。与历史上4次著名的大暴雨过程相比(图 2)，本次过程河北平均降水量要低于“63·8”，但高于“96·8”“12·7”“16·7”；过程累计降水量极值为1003.4 mm(7月29日08时至8月2日08时，邢台梁家庄站)，仅次于“63·8”过程的2051.0 mm。“63·8”降水极值邢台内丘獐么站降水持续7 d，本次过程邢台临城梁家庄站降水持续时间不足3 d。

2.2 降水空间分布及演变特征

从过程累计降水量来看，北京西南部和河北中南部的太行山前普遍在250~800 mm(图 3a)，250 mm以上的降水面积超过6.5万km², 超过400 mm的站点沿太行山呈南北带状分布，主要集中在两个区域，一处位于河北中部的保定中北部、北京西南部等地，另一处位于河北西南部的石家庄西部、邢台西部、邯郸西北部等地的太行山东麓。过程最大累计降水量为1003.4 mm(邢台梁家庄站)，其2 d的累计降水量接近河北年平均降水总量(505.6 mm) 的2倍。从逐日演变来看，强降水自南向北发展。7月29日河北中南部偏西地区普遍出现暴雨(图 3b)，河北西南部太行山山前出现大暴雨到特大暴雨，邢台梁家庄站24 h降水量最大达511.1 mm；30日强降水向北发展(图 3c)，大暴雨覆盖的范围最广，河北中部的保定、北京西南部出现大范围大暴雨到特大暴雨, 保定辽道背站24 h降水量最大为497.7 mm，河北西南部太行山山前连续2 d出现大暴雨到特大暴雨, 邢台梁家庄站24 h降水量为483.5 mm；31日，降水区进一步北移，大暴雨主要集中在北京西部、南部及周边区域(图 3d)，北京昌平王家园水库站24 h降水量最大为394.8 mm, 河北南部降水明显减弱；8月1日京津冀地区转为分散性暴雨，过程趋于结束。

2.3 降水时长及雨强

本次过程两个强降水区域的降水时长普遍超过40 h(图 4a)，相比而言河北中部地区的降水持续时间更长。其中保定中部、北京南部、承德西南部超过了60 h，保定易县富岗站最长达84 h，远超过了“16·7”过程的48 h(符娇兰等，2017)。从降水强度来看，各地最大小时降水量普遍在20~50 mm(图 4b)，北京南部、河北中部和西南部的部分站点超过50 mm。日常业务中将小时降水量≥20 mm定义为短时强降水，本次过程短时强降水时长超过5 h的站点仍主要位于河北中部和西南部两个区域(图 4a中等值线)，其中邢台梁家庄站最长达24 h。两个区域对比来看，河北西南部总降水时间比河北中部短，小时雨强也不极端，雨势整体较为平稳，其出现单站极值的主要原因是短时强降水维持时间长。河北中部保定附近的最大小时雨强较河北西南部强，且降水持续时间普遍超过了河北西南部，持续性特征明显，因此河北中部大量站点的累计降水量超过了400 mm。

2.4 降水的阶段性特征

此次特大暴雨过程持续时间长，表现出明显的阶段性特征。图 4c为京津冀地区最大小时雨强、小时降水量超过20 mm和50 mm站数的时间演变图，图中可以反映出降水不同阶段的强度和范围特征。7月29日23时之前京津冀地区最大小时雨强不超过60 mm·h^-1, 超过20 mm·h^-1的站数较少，超过50 mm·h^-1的只有1个。天气系统分析发现，29日台风倒槽主要位于河南和山东境内，此时为倒槽西北侧阵性降水；30—31日台风倒槽直接影响河北，降水的强度和范围明显扩大，30日凌晨最大小时雨强开始加大到60 mm·h^-1以上, 超过20 mm·h^-1的站数大部分时间超过100个，30日18时最多达到了239个，19时有14个超过50 mm·h^-1，此时短时强降水范围最广。31日凌晨后，超过20 mm·h^-1的站数下降到100个以下，但31日03时、11时、17时和18时最大小时雨强分别达到了110.9、114.2、102.9、107.0 mm·h^-1，分别为邢台内丘獐么站、北京门头沟定都阁站、北京大兴榆垡站和北京大兴马家屯站，超过50 mm·h^-1的站数在31日09时和18时分别出现峰值，短时强降水范围虽然有所减小，但雨强更极端。31日夜间到8月1日台风倒槽减弱，西太平洋副热带高压(以下简称副高)逐渐加强控制京津冀地区，超过20 mm· h^-1的站数大部分时间在50个以下，最大小时雨强波动较大，最大超过80 mm·h^-1，此阶段为倒槽减弱后的对流性降水。

综上，本次特大暴雨河北平均降水量和单站极值均超过“96·8”“16·7”“12·7”极端暴雨过程，仅次于“63·8”。400 mm以上的降水区覆盖了河北中部和西南部两个区域，降水中心集中在太行山前。强降水自南向北发展，两个区域的降水时长普遍超过40 h，河北中部的降水维持时间和最大小时雨强均强于河北西南部，但河北西南部太行山山前短时强降水的时长超过了河北中部。强降水具有明显的阶段性特征：7月29日为台风倒槽西北侧的阵性降水，具有间歇性、雨强不大的特点；30—31日为台风倒槽直接影响产生的持续性强降水，雨势加大，持续时间较长，其中30日短时强降水范围最广，31日单站雨强最极端；31日夜间到8月1日为倒槽减弱后的对流性降水，持续时间短、局地性强、雨强变化大。降水特点不同，成因亦不同，以下对三个阶段的降水成因进行详细分析。

3 台风倒槽西北侧的阵性降水

7月29日14时500 hPa天气图上(图 5a)，欧亚中高纬冷空气活动较弱，副高呈块状且位置偏北偏西，西侧脊线北跳至36°N以北，588 dagpm线西伸至120°E以西。台风杜苏芮28日在福建沿海登陆后沿副高西侧偏南气流一路北上(图 5a)，其减弱的低涡环流经江西、安徽进入河南，低涡与东侧副高之间的气压梯度加大，在850 hPa形成一支风速超过20 m·s^-1的天气尺度低空急流，将暖湿空气不断向北方输送，低空急流左侧在河南东部到山东西北部一带形成倒槽切变，低层存在风向和风速的水平辐合。对应较强的低空急流，925 hPa水汽通量中心值达36 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1，前沿存在多条水汽通量散度的辐合中心(图 5d)，呈东北—西南向带状分布。对应雷达拼图上有东北—西南向的螺旋雨带回波(图略)，螺旋雨带上的中尺度对流系统在水汽通量散度辐合中心附近生成后，不断发展并向西北方向频散，之后进入河北。降水回波为层积混合云，层状云中镶嵌尺度较小的对流单体，最强可达50 dBz以上，多条带状回波自东南向西北依次扫过河北南部地区，地面降水呈现间歇性、不连续的特征，雨强普遍在50 mm·h^-1以下。分析河北南部邢台的探空曲线发现(图 6a)，29日08时地面到200 hPa为深厚的饱和层，抬升凝结高度(LCL)和自由对流高度(LFC)贴近地面，对流有效位能(CAPE，190 J·kg^-1)和0~6 km垂直风切变(9.7 m·s^-1)均较弱。可见，此阶段的环境大气处于近乎湿绝热状态，有弱的不稳定能量、深厚的湿层、低的LCL和LFC，均有利于降水出现。

综上，层积混合云降水回波在925 hPa水汽通量散度的辐合中心和850 hPa切变线附近形成后，沿着500 hPa东南气流向河北中南部平流和传播，由于整体处于倒槽西北侧的东北风中，加之0~6 km垂直风切变较弱，回波的组织性较差，地面雨强普遍不强，因此该阶段的降水主要表现为阶段性、间歇性的阵性降水。

4 台风倒槽产生的降水

位于河北东南部的邯郸成安风廓线雷达显示(图 6e, 位置见图 1)，29日14时后2 km以下的风速逐渐加大，20时前后500~1500 m风速最大达18 m·s^-1，22时风向由东北风转为东到东南风，说明台风减弱后的低涡北侧的倒槽切变开始进入河北。30日08时(图 5b)，500 hPa副高与河套东移的大陆高压脊相连，在河北北部形成准东西向的高压坝，台风残涡中心位于河南，850 hPa倒槽切变位于河北中南部，切变线东侧风速超过16 m·s^-1的东南风低空急流维持。河北中南部位于925 hPa水汽通量大值区前沿，超过32 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1的中心位于河北中部。河北中部和西南部太行山山前是水汽通量大值区的前沿、水汽通量散度的强辐合区(图 5e)。31日08时(图 5c)，华北北部高压坝发展强盛，台风残涡受其阻挡移动缓慢，环流中心进入河套以西，850 hPa倒槽减弱，在北京附近形成东西向的暖式切变线，切变线北侧东南风低空急流位于北京北部，水平尺度减小。925 hPa超过32 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1的水汽通量中心移至北京附近，其大值区前沿位于北京西部到河北中部的太行山山前一带，同时为强的水汽通量散度辐合中心(图 5f)。30日02—20时被台风倒槽东侧的东南气流控制之后，河北大部分地区的环境条件变化不大，邢台和北京探空曲线上(图 6b，6c)，环境大气维持深厚的湿层、低的LCL和LFC、弱的0~6 km垂直风切变(10.6 m·s^-1、9.1 m·s^-1)和弱CAPE(350 J· kg^-1、19 J·kg^-1)，仍然接近湿绝热状态。

4.1 河北西南部特大暴雨对流系统的演变

河北西南部降水29日夜间开始加强，31日凌晨趋于结束。利用京津冀雷达反射率因子拼图、地面自动站、ERA5资料，对造成特大暴雨的对流系统结构、发展演变特征进行分析。29日20时(图 7b)，随着850 hPa东南风与东北风的切变线移入，河北东南部开始出现大片分布均匀且密实的层积混合云回波，强度在30~50 dBz，地面开始出现成片的短时强降水。23时降水回波伴随着切变线移至河北西南部(图 7c)，之后1 h的短时强降水强度和范围均达到最大，最强超过50 mm·h^-1，主要位于河北西南部山前200 m地形线以西。30日01—08时(图 7d，7e)，850 hPa切变线在河北南部的太行山附近稳定少动，其东侧东南风急流中不断有层状云回波生成并西移至太行山前，短时强降水主要出现在河北西南部，中心位置南北略有摆动。09时之后，大范围降水回波北上至河北中部，河北西南部山前的层状云降水回波维持，地面仍出现短时强降水，但范围和强度减小，河北东南部降水出现短暂间歇。14时(图 7f)，由于850 hPa切变线仍位于河北西南部，太行山附近降水仍然维持，同时河北东南部的东南风急流脉动中有分散的β中尺度对流单体新生，中心强度超过50 dBz，逐渐发展成多个东西向的中尺度对流系统(MCS)，地面最大雨强超过50 mm·h^-1。18时分散的MCS逐渐合并成两条准东西向的线状MCS并向北移动(图 7g)，22时逐渐与河北中部的降水回波合并(图 7h)，给河北中部带来超过70 mm·h^-1的强降水。分析850 hPa风场发现，18时河北西南部切变线已开始减弱，东南风风速亦减小，虽然地面仍出现短时强降水，但回波的组织性变差。22时850 hPa切变线移出(图 7h)，但河北西南部沿山的降水回波再次组织发展，地面形成超过60 mm·h^-1的南北向强降水带，31日02时850 hPa由东南风转为偏南风(图 7i)，回波北上给邯郸西北部、邢台西部、石家庄西部带来强降水，之后此区域的降水逐渐结束。

4.2 河北西南部对流系统演变的原因

受倒槽西北侧的回波影响，河北西南部到山西高原降水开始较早，29日14时河北西南部太行山以西已形成大范围20~22℃的冷池(图 8a)，而东侧平原地区2 m气温在27~30℃，在太行山东侧形成南北向的水平温度梯度带。29日夜间随着降水区自东向西发展(图 8b~8e)，河北南部平原地面2 m气温下降到25℃左右，山区维持在22℃上下，水平温度梯度减小，但始终存在3℃左右的温差。分析地面风场发现，30日08时之前，河北南部为一致的东北风，太行山前冷池附近的辐合并不明显。30日14时(图 8f)，由于河北东南部降水出现间歇，平原地区2 m气温迅速回升至29~30℃，与河北西南部山前降水区的水平温度梯度加大，同时河北东南部地面露点温度也升至27~28℃，环境大气处于高温高湿状态，为对流发展加强提供了有利条件。随着强降水区移动到河北中部，保定附近形成大范围冷池，地面风场也发生了明显变化，风向转为北风，而东部沧州、衡水等地维持一致的偏东风，在保定东南部到石家庄东部形成地面辐合线(图 8f)，河北东南部新生的对流单体北上遇地面辐合线发展加强，形成东西带状的MCS。18时上述地面辐合线维持，同时河北南部平原的风向由偏东风逐渐转为东南风(图 8g)，与西侧太行山冷池出流造成的偏北风形成辐合线并稳定少动。对比分析发现22时河北西南部CAPE维持在400 J·kg^-1上下(详见4.4节)，地面辐合线触发不稳定能量释放，使原本减弱的降水回波再次组织加强形成南北向强降水带(图 7h)。31日02时(图 8i)，河北南部平原维持东到东南风，与西侧冷池之间的地面辐合线维持，仍有分散对流生成，08时随着850 hPa到地面东南风逐渐转为偏南风，河北西南部太行山前强降水趋于结束。

可见，河北西南部降水前期地面为一致的偏北风。30日14时河北中部强降水区冷池出流的偏北风与东侧偏东风形成地面辐合线，河北东南部高温高湿环境中触发的对流在地面辐合线附近发展加强。随着30日18时河北南部平原地面转为东南风，其与西侧太行山冷池出流的偏北风形成地面辐合线，触发不稳定能量释放，是30日夜间850 hPa切变线移出、东南风急流减弱后河北南部降水再次加强的原因。

4.3 河北中部特大暴雨对流系统的演变

河北中部降水于30日凌晨开始加强。30日08时(图 9a)，密实的层积混合云回波开始进入河北中部，850 hPa东南风与东北风形成的切变线位于保定中部到石家庄中部一带，其东侧在沧州到保定北部有超过20 m·s^-1的东南风低空急流，急流附近最大雷达反射率因子超过50 dBz, 地面形成一条短时强降水带。11时降水回波呈东北—西南走向(图 9b)，强回波位于850 hPa东南风急流前沿的切变线附近，地面最大雨强超过50 mm·h^-1。14时850 hPa切变线移动缓慢(图 9c)，超过20 m·s^-1的东南风急流进入北京南部，最强回波位于偏东风与东南风切变处，保定东部地面雨强超过70 mm·h^-1。17时切变线附近强降水回波稳定少动(图 9d)，其东南方沧州、衡水附近的带状MCS开始移入，逐渐与切变线附近回波相连，地面超过70 mm· h^-1的强降水主要由准东西向MCS造成。20时，保定南部到衡水一线的MCS发展达最强，回波超过50 dBz(图 9e)，从垂直剖面可见(图 9i)，多个强对流单体排列紧凑，为典型的低质心结构，强回波集中出现在6 km附近、0℃层以下，以暖云降水为主，地面最大小时雨强达70~80 mm·h^-1，且回波长轴方向与移动方向一致，在保定南部平原附近形成明显的“列车效应”。入夜后切变线在保定西部太行山前维持(图 9f)，东南风急流强度略有减弱，MCS强度减弱，地面降水的强度和范围减小，主要位于保定西部山区。31日07时随着河北南部850 hPa东南风转为西南偏南风(图 9g)，保定至天津附近形成东西向暖式切变线，其北侧东南风急流中的回波在廊坊附近突然发展加强，地面降水迅速加大，31日08时后移入北京(图 9h)，给北京西南部带来强降水，11时最大雨强达到114.2 mm·h^-1。

4.4 河北中部对流系统演变的原因

30日08—11时，河北中部地面为一致的东北风(图略)，风向与西部太行山走向基本一致。14时，河北中部冷池出流产生的偏北风与其东侧的偏东风形成地面辐合线，辐合线以东由于午后气温和露点温度升高，积累了充足的不稳定能量，CAPE值在沧州附近出现接近2000 J·kg^-1的中心(图 10a)，在850 hPa东南急流脉动作用下不断有对流单体触发、发展形成MCS(图 9c)。20时CAPE大值区向西扩展至河北中部(图 10b)，800 J·kg^-1的中心位于保定西南部，地面仍以东北偏东风为主，保定至衡水有弱的风场辐合线，MCS在高能区、辐合线附近合并发展加强，后向传播形成“列车效应”(图 9e)。22时(图 10c)，河北东南部CAPE值减小，MCS强度开始减弱。31日02时(图 10d)，北京南部、保定北部、廊坊附近存在400 J·kg^-1的CAPE，地面仍为东北风，而保定以南的风向开始转为东南偏东风，此时降水区还主要位于河北中部太行山前。31日07时(图 10e)，超过400 J·kg^-1的CAPE仅在北京、廊坊附近存在，廊坊以南地面为一致的东南风，与北侧的东北风形成辐合线，降水回波在地面辐合线附近发展加强。从风廓线资料可见(图 6f)，北京上空分别在30日15—22时和31日08—10时出现风速超过20 m·s^-1的低空急流，前者为台风倒槽向北发展过程中伴随的低空急流，高度在2 km以下，急流核以偏东风为主。与30日不同，31日08时前后加强的低空急流发展得很高，接近4 km高度，超过20 m·s^-1的急流核从0.5 km向上伸展到4 km附近，风向为东南风。对比天气形势，此时台风残涡减弱，副高开始西伸，588 dagpm线刚好位于北京附近上空，850 hPa上北京以南的东南风已转为西南偏南风。

为考察天气形势变化带来的气团及层结稳定度的演变，计算了北京附近上空假相当位温以及湿位涡的湿正压项：

$\xi_{\mathrm{MPV} 1}=-g\left(\zeta_p+f\right)\left(\frac{\partial \theta_{\mathrm{e}}}{\partial p}\right) $

式中: ξ_MPV1表示惯性稳定度和对流稳定度，北半球大气一般是惯性稳定的即($ \left(\zeta_p+f\right)>0, \xi_{\mathrm{MPV} 1} <0 \left[\left(\partial \theta_{\mathrm{e}} / \partial p\right)>0\right]$时为对流性不稳定，因此ξ_MPV1可以反映对流稳定度的变化。

从假相当位温的时间演变来看(图 10f)，30日20时之前，北京附近上空900~500 hPa假相当位温等值线接近垂直，即垂直梯度很小，大气处于近中性状态，只是在900 hPa以下存在假相当位温的垂直梯度，对应ξ_MPV1 < 0，说明近地面存在对流不稳定。31日02时，随着低空偏南风向北推进，850 hPa假相当位温增大到356 K，气团更加暖湿，假相当位温等值线以水平分布为主，垂直方向梯度增大，从900~600 hPa都出现了ξ_MPV1 < 0区域，说明对流不稳定层在抬高增厚。可见，随着副高西伸，低层东南风转为偏南气流，北京附近气团相比于台风倒槽影响时更加高湿高能，大气对流不稳定层次增加，4 km以下东南风急流加大，地面形成东北风与东南风的辐合线，使得07时后廊坊附近降水回波发展加强，之后向西北方向发展，给北京西南部带来极端强降水。

可见，850 hPa切变线在河北中部山前稳定少动带来持续性降水。河北东南部能量高值区中生成的对流单体在地面辐合线附近发展加强，移入保定平原地区后形成“列车效应”，因此河北中部400 mm以上的强降水并不全出现在山区。31日早晨副高588 dagpm线西伸至北京附近上空，850 hPa转为西南偏南风，气团变得更加高湿高能，对流不稳定层增厚，20 m·s^-1的东南风急流再次建立，发展到4 km高度，使得降水回波在廊坊附近发展加强，31日白天造成北京西南部的极端强降水。

30—31日特大暴雨的概念图见图 11。

4.5 地形在强降水中的作用

太行山平均海拔为1000~1500 m，在河北中部呈东北—西南走向(图 12a)，在河北南部呈南北走向。地形对华北暴雨的增幅作用已有不少研究(孙建华等, 2006; 符娇兰等, 2017；栗晗等, 2018; Xia and Zhang, 2019; 苏爱芳等, 2022)。从本次过程累计降水量超过400 mm的站点分布来看(图 12a)，除了保定中部部分站点出现在平原地区外，大部分站点分布在太行山东麓附近地区。尤其是河北西南部强降水站点与地形等高线高度吻合，累计降水量在400 mm以上站点的海拔高度中位数接近500 m(图 12b)，而河北中部站点的海拔高度离散度较大，说明此处超过400 mm的站点分布既有平原，又有海拔较高的山区。以下重点对河北西南部降水极值中心附近地形作用进行分析。

对比梁家庄站所在纬度的过程累计降水量和地形的纬向分布(图 12c)可见，太行山东麓的累计降水量明显高于东部平原地区，降水量超过400 mm的区域主要位于海拔600 m以上的山区。降水过程极值中心附近的精细地形分析发现(图 12d)，邢台梁家庄站位于向东北开口的山谷内，海拔高度自东北向西南升高。29—30日地面为持续的东北风，气流在狭长的山谷内被辐合抬升，对比周边3 km范围内邻近自动站逐小时降水(图略)，梁家庄站各时次的降水量都要高于周边站，地形效应明显。邢台獐么站东西两侧也为海拔900 m左右的山脉，北侧海拔相对较低，东北风容易被山谷两侧山脉强迫辐合，地面累计降水量也达到了843.8 mm。可见，河北南部太行山山脉有许多向东、向北开口的喇叭口微尺度地形，本次过程在持续的偏东和东北风气流影响下，地形对降水的增幅作用明显。

5 倒槽减弱后的对流性降水

31日20时，华北地区500 hPa受588 dagpm线控制(图略)，河北南部850 hPa已经转为偏南风，北京到河北西北部仍维持东南风。925 hPa东南风远距离将台风卡努外围的水汽源源不断地输送到华北平原，河北大部地面露点温度仍然维持在26℃以上。随着31日午后河北中南部云量减少，环境条件发生了明显变化，地面2 m气温快速升至30℃以上，地面处于高温高湿状态；14时邢台探空曲线上(图 6d)，整层相对湿度下降、环境温度直减率加大，不稳定能量迅速增加，CAPE达3300 J·kg^-1, 同时LCL和LFC仍然很低，地面附近的弱辐合抬升即可触发不稳定能量释放促使对流强烈发展。雷达拼图显示31日夜间和8月1日中午(图 13a，13b)，在河北中南部地面辐合线附近分别有近乎南北向的线状强对流回波形成，回波强度超过50 dBz, 垂直剖面图可以看出为典型的多单体风暴(图 13c，13d)，单体发展高度普遍达12 km以上，45 dBz以上的强回波主要位于0℃层附近及以下，以暖云降水为主，环境湿度大有利于提高降水效率，回波生成后沿着偏南气流北上继续给河北中部山前及平原带来对流性降水。

可见，倒槽减弱后河北500 hPa上空逐渐转为副高588 dagpm线控制，环境大气调整为高温、高湿、高能状态，地面辐合线触发带状对流强烈发展，回波沿偏南气流北上，地面雨带虽窄，但与台风倒槽影响阶段河北中部的雨区基本重叠，进一步加大了累计降水量。

6 结论与讨论

利用探空、地面自动站、S波段多普勒天气雷达、风廓线雷达等观测和ERA5再分析资料，对“23.7”河北太行山东麓特大暴雨的降水特征、三个阶段的降水成因进行了初步分析，得到以下结论。

(1) 本次过程具有累计降水量大、覆盖范围广、持续时间长、与地形关系密切等特征。过程平均和单站极值降水量仅次于“63·8”，极端性特征明显。累计降水量超过400 mm的站点集中出现在河北中部、河北西南部山前两个区域，降水时间超过40 h，河北中部的降水时长和最大小时雨强均高于河北西南部。河北西南部雨势相对平稳，但短时强降水时长超过河北中部。降水还表现出阶段性特征，30日短时强降水范围最广，31日单站雨强最极端。

(2) 罕见特大暴雨过程发生在相对稳定的大尺度经向环流背景下，块状副高位置偏北偏西，有利于台风杜苏芮减弱低压一路北上，副高外围加强的东南风低空急流为大暴雨发生提供了充足的水汽，850 hPa倒槽切变在太行山前稳定少动提供了持久的辐合抬升条件。31日之前降水区的环境特征是深厚的湿层、低的LCL和LFC、弱的0~6 km垂直风切变，对流发展的不稳定能量条件相对较弱，只是30日下午在河北东南部CAPE得到了增长；31日副高逐渐控制华北地区后，环境温度直减率加大，大气不稳定能量迅速增加。

(3) 强降水分为倒槽西北侧的阵性降水、台风倒槽降水和倒槽减弱后的对流性降水三个阶段。倒槽西北侧的阵性降水在925 hPa水汽通量大值区前沿辐合区生成，表现为一条条螺旋带状回波向河北传播，降水间歇性波动特征明显。台风倒槽降水阶段(概念图见图 11)，强的东南风低空急流和水汽通量大值区进入河北，雨强明显加大。850 hPa切变线在太行山前稳定少动，30日14时河北中部强降水区冷池出流的偏北风与东侧偏东风形成地面辐合线，有利于河北东南部高能区触发的对流系统发展加强为MCS，MCS移入保定平原地区后形成“列车效应”，增大了河北中部平原的降水量。地面东南风与太行山冷池出流的偏北风构成的地面辐合线触发不稳定能量释放，是30日夜间河北西南部降水加强的原因。31日早晨副高西伸，850 hPa转为西南偏南风，对流不稳定层增厚，20 m·s^-1的东南风急流再次建立，造成北京西南部的极端强降水。倒槽减弱后河北主要受副高588 dagpm线控制，台风卡努远距离输送水汽使河北中南部处于高温、高湿、高能状态，31日夜间和8月1日白天先后在河北中南部地面辐合线附近触发两条对流回波并北上，雨区重叠效应，进一步加大了累计降水量。

(4) 台风倒槽直接影响阶段850 hPa切变线受太行山地形阻挡移动缓慢，使得太行山山前长时间维持偏东风，降水回波稳定少动是太行山山前累计降水量大的重要原因。河北西南部强降水主要发生在平均海拔600 m左右的山区，过程极值梁家庄站位于向东北开口的狭长山谷内，地面东北风的长时间维持加强了水汽在山脉间的强迫辐合，其各小时降水量均高于周边站点。

本文基于基本观测事实，从天气学的角度对本次罕见特大暴雨过程的成因进行了初步分析，有更多问题需要深入开展研究，如：太行山地形在回波组织、维持及降水增幅等方面的作用有多大？31日上午副高西伸加强后，北京低空急流再次加强是否与降水潜热反馈有关？还需要采用数值模拟、敏感性试验等手段进一步给出定量的研究结果。