在全球气候变暖的背景下，各地极端天气事件频发，其中极端暴雨事件尤为突出。以华北地区为例，近十几年内，在2012年7月21日发生北京河北特大暴雨（“7.21”特大暴雨）（谌芸等，2012; 孙军等，2012）的4年之后，2016年7月19—21日，河北、河南、京津又出现了一次范围更大、强度更强的“16.7”极端暴雨过程（雷蕾等，2017; Xia et al.，2022）。5年之后，2021年7月18—22日，河南省又发生了一次极端暴雨事件（“21.7”暴雨）（苏爱芳等，2021; 梁旭东等，2022）。对于近些年我国出现的极端暴雨过程，气象学者应用多源资料，从大尺度环流背景（孙继松等，2015; 张霞等，2021; Xu et al.，2022; 赵洋洋等，2023）、多尺度系统相互作用（孙思远和管兆勇，2021; 齐道日娜等，2023）、中小尺度对流系统的发生发展机制（徐珺等，2018; 龚琬丁等，2023; Sun et al.，2023）、地形对暴雨的作用（丁一汇，2014; 苏爱芳等，2021）、水汽输送与低空急流的作用（冉令坤等，2021; 程佳佳和徐国强，2022）、降水系统的云微物理机制（Chen et al.，2022; 黄丹青，2022）、模式预报效果检验评估（史文茹等，2021; 栗晗等，2022）、城市化进程的影响（Luo et al.，2023）等不同角度进行了深入分析。

华北极端暴雨多发生在经向环流背景之下（朱乾根等，2007），但每次过程的环流背景与影响系统都不尽相同。2012年的“7.21”特大暴雨发生在北涡南槽的经向环流下，东高西低，低层低涡与切变线移至高空强辐散流场下并与其耦合是直接诱因（孙军等，2012）。2016年“16.7”极端暴雨发生在南亚高压东伸加强、副热带高压西伸北抬、中高纬度西风带低涡系统发展的环流背景下，黄淮气旋、西南和东南低空急流的异常发展以及水汽的异常充沛表明此次强降水过程动力抬升和水汽条件非常有利（符娇兰等，2017）; 赵思雄等（2018）也从大尺度环境的调整、高低层系统的耦合和中低纬系统的相互作用等方面对此次强降水过程进行了初步探讨。2021年河南极端暴雨环流背景则是:位于日本海附近的副热带高压和大陆高压连通形成稳定的高压坝，高空低涡受阻于高压坝，加上副高南侧的台风“烟花”和位于南海的台风“查帕卡”向低涡源源不断输送大量的水汽，导致河南发生极端暴雨（梁旭东等，2022）。在稳定的经向环流背景下，低涡、台风减弱的低气压、气旋通常是极端暴雨的主要影响系统。历史上造成重大自然灾害的“63.8”华北特大暴雨（游景炎，1965; 陶诗言，1980）、“7.21”北京特大暴雨（孙建华等，2013）、“21.7”河南极端暴雨（苏爱芳等，2021）、“16.7”华北极端暴雨（雷蕾等，2017）均与低涡、气旋有关。“96.8”海河流域特大暴雨（胡欣和马瑞隽，1998）、“75.8”河南特大暴雨（“75.8”暴雨会战组，1977a，1977b）是受台风减弱的低气压影响所致。

在河南“21.7”极端暴雨2年之后，2023年7月28日—8月2日，华北地区出现了一次仅次于“63.8”暴雨的极端暴雨事件，给京津冀造成了重大灾害。此次过程的累计雨量大、特大暴雨覆盖范围广、降水时间长，极端性突出。极端暴雨出现在太行山区及沿山平原，导致海河流域发生特大洪水（https://www.sohu.com/a/716077634_121687424）。据河北省应急管理厅信息，截至8月10日，此次极端暴雨天气过程已造成石家庄、秦皇岛、邢台、沧州、张家口、保定、衡水、廊坊、邯郸、承德市和雄安新区的110个县（区）遭受洪涝灾害，共造成受灾人口388.86万人，其中因灾死亡29人，16人失联，累计转移群众175.74万人，其中蓄滞洪区97.84万人; 农作物受灾面积达31.97万hm²，其中绝收13.15万hm²; 倒塌房屋4.09万间，严重损坏房屋15.55万间，受损中小学校、幼儿园1 150所，受损医疗机构1 871家; 直接经济损失达958.11亿元。对于此次特大暴雨过程，气象部门提前预报了将会出现600 mm以上的极端强降水，但降水预报的极值中心位置、落区和强度仍有偏差。究其原因在于对极端暴雨发生发展机理、多尺度系统相互作用机制的认识仍不清楚。因此，在预报的精准性、提前量等方面仍存在巨大挑战。本文将对此次极端暴雨过程的极端性和成因进行初步分析，为进一步提高预报能力提供参考。

1 资料和方法

环流分析利用了欧洲中期天气预报中心第五代全球气候大气再分析数据（ERA5; https://cds.climate.copernicus.eu/cdsapp#!/home），其空间水平分辨率为0.25°×0.25°，垂直37层，时间间隔为1 h。

将中国气象局下发的产品中三源融合逐小时降水累加，得到7月29日08时—8月2日08时的过程降水量，与实况降水量对比，发现两者降水范围一致，50与100 mm降水范围也没有明显差异，站点降水量级相当，但是融合降水资料对极值的估算偏小，格点最大值为730 mm，与实况的1 003.4 mm偏差较大。尽管如此，资料整体可用性强，因此在做剖面分析时，地面降水资料就采用了融合降水资料。

利用1993—2022年ERA5（0.25°×0.25°）逐小时再分析资料，计算各要素的逐时次气候态（标准差）:

式中:N为因子异常度; x为该时刻的变量值; $\stackrel{-}{x}$为该时次1993—2022年的气候逐时次平均值; σ为变量近30 a的样本标准差。N的绝对值表示变量场的异常是气候标准差的倍数，N的正、负表示变量偏大、偏小。采用这种方法计算，当数据较分散时，标准差会较大，反之，当数据较集中时，标准差会较小。

在统计学上，如果数据是正态分布，那么距离平均值1个标准差、2个标准差、3个标准差分别对应68%、95%和99%的位置（图略），绝对值达到2.5个标准差意味着要素值发生的频率为5%~16%，可以说是历史上少有（张萍萍等，2018）。同时，文中部分资料引入历史百分位数作为佐证。

用近30 a该时刻前后12 h（共25 h）数据作为样本库，按大小顺序排列的历史值划分为100个等分，则这99个数值或99个点就称为百分位数，将2023年该时刻的值与这100等分对比，如果大于100，则强制等于100，如果小于0，则强制等于0。由此得到最新数据在历史数据中的百分位数。

2 降水极端性特征

2.1 极端性特征

2023年7月29日—8月2日，华北地区出现区域性大暴雨到特大暴雨过程，特大暴雨区位于太行山前河北地区迎风坡一侧和山前平原，与地形密切相关（图1a）。就河北而言，此次降水过程具有如下特点:1）降水时间长。此次降雨过程从7月29日08时开始至8月2日08时结束，持续时间达96 h，河北全省143个国家气象站中有129个国家气象站有效降水（≥0.1 mm）时间超过24 h，占总站数的90%，113个国家气象站有效降水时间超过30 h，28个超过50 h，易县有效降水时间达到64 h。2）累计雨量大，覆盖范围广。在此次降水过程中，河北全省均出现降水，河北区域平均降水量为165.1 mm，有8个常规气象观测站过程雨量超过700 mm，10个国家气象站24 h降雨量突破历史极值，邢台临城梁家庄过程雨量达到1 003.4 mm。有2 480个观测站（包括国家气象站和常规气象观测站）累计降水量超过50 mm，占所有降水观测站（3 159站）的78.5%，1 033个观测站累计降水量超过100 mm，占比为32.7%，累计降水量超过250 mm的观测站有743个，占比为23.5%。仅7月30日一天，暴雨及以上范围、大暴雨及以上范围，均为历史单日范围第二广。3）极端性强。与河北有气象记录以来的前4次极端暴雨过程相比（表1），此次降水过程出现大暴雨以上站点数量已经超过“63.8”“96.8”和“12.7”过程，但少于“16.7”过程; 过程雨量极值为1 003.4 mm，仅次于“63.8”过程中出现在内丘獐么的2 051 mm。但比较降雨时长可知，“63.8”过程中内丘獐么降雨过程为7 d，而此次降雨过程的临城梁家庄仅为3 d。

2.2 暴雨空间分布特征

河北历史大暴雨日数的分布具有明显的地理特征，主要集中在燕山地区和太行山东部（本书编写组，2017）。此次降水过程大暴雨也集中在太行山东部，主要有两个降雨中心。等一个降雨中心位于太行山北段（图1a中区域1）河北保定的沿山及山前平原地区，降水范围广，雨强大，山区与平原降水量相当，其中保定和雄安新区共有18个国家气象站的累计降水量均在250 mm及以上，该地区特大暴雨范围之广为历史首次。该区域的极值中心易县紫荆关的降水量为732.7 mm，过该极值点的经度—高度剖面（图2a）显示，400 mm及以上降水主要集中在太行山北段海拔高度为300~600 m的迎风坡上，极值点易县紫荆关的海拔高度为531.7 m，但在平原地区也出现了一些大于400 m的站点，如次极值点（717.6 mm）易县蔚都的海拔高度为80 m。第二个降水中心位于太行山中段（图1a中区域2），即河北石家庄西部、邢台西部的山前及浅山区，极值中心位于邢台的临城、内邱一带，临城梁家庄最大，为1 003.4 mm。由过极值点梁家庄的地形和降水分布（图2b）可见，太行山东侧迎风坡降水量随海拔高度升高而增强，250 mm及以上降水主要位于太行山东部海拔高度为300~800 m的迎风坡上，极值点梁家庄的海拔高度为648.6 m，次极值点（过程雨量为853 mm）内邱獐么的海拔高度为342.2 m。

2.3 暴雨阶段性特征

由7月29日—8月1日逐日降水量（图3）可见，强降水区自南向北移动，100 mm以上的大暴雨区位于河北中西部。29日08时—30日08时，强降水区集中在河北南部的太行山中段迎风坡一侧，临城梁家庄24 h最大降水量为511 mm，但强降水区的降水强度并不大，以层积混合的稳定性降水为主，极值点的最大小时雨强不超过50 mm/h。30日08时—31日08时是降水最强的一天，100 mm以上的强降水明显北移，范围明显扩大，同时河北西南部山区的强降水持续。250 mm以上的特大暴雨区除西部山区出现外，保定中东部的平原地区和雄安新区也大范围出现（图3b），极值中心出现在保定阜平辽道背（491.7 mm），次中心为临城梁家庄（483.5 mm），此时梁家庄的累计雨量已接近1 000 mm。这一阶段的降雨强度明显增大，最大雨强为110.9 mm/h（图3d），降水的对流性质增强。第三天（31日08时—9月1日08时），强降水区继续北移，100 mm以上强降水强度和范围减小，主要位于保定西部和北京地区，24 h最大雨量为323.3 mm，出现在保定易县尉都（图3c），最大雨强为80.4 mm/h，出现在廊坊的平原地区。从几个700 mm以上站点的逐小时降水时序图（图3d）可以看出，太行山中段的极值点梁家庄主要降水时段集中在7月29日08时—31日03时，而北段易县紫荆关的降水时段则集中在7月29日08时—8月1日08时，降水持续时间更长。

注：1）代表水文站观测数据; 2）代表区域气象站观测数据; 其他为国家气象站观测数据.

3 极端降水成因

此次极端暴雨发生在西风带冷空气偏北、大陆高压和副高连通形成高压坝、登陆台风北上西行受阻于高压坝的稳定经向环流背景下，强降水自南向北移动，沿太行山形成南北两个降水中心（图1a），下面将按影响时间和区域来初步研究极端降水的成因。

3.1 太行山中段极端降水

3.1.1 影响系统和环境条件

28 日上午，台风“杜苏芮”在福建南部登陆，中心气压为945 hPa。28日20时，“杜苏芮”移至福建西北部，副热带高压较强大、呈块状、位置偏北，中心位于日本海，北缘588 dagpm线在40°N以北，副高西北部有一高空槽东移北缩（图略）。“杜苏芮”在副高西侧东南气流的引导下，向北偏西方向移动，强度逐渐减弱，29日20时移至河南南部（图4a），中心气压为999 hPa（图略）。此时，副高西北部的高空槽已东移北缩，槽后的高压脊和副高连通合并，形成西北—东南向高压坝（图4a），且稳定少动，而另一台风“卡奴”已移至副高南部（图略）。

由29日20时对流层中低层高度场、风场和温度场（图4a、d）可见，500、850、925 hPa（图略）低涡中心位置基本重合，且有暖中心配合，说明台风北上过程中维持着热带气旋的暖心结构（这是由于高压坝的存在阻挡了北方冷空气的入侵，台风残涡的垂直结构变化不大）。在“杜苏芮”的东北部，河北与山东的交界处，850 hPa有一条东北—西南向切变线，切变线两侧分别为东南风和东到东北风，与切变线配合，有东北—西南向的螺旋云系发展（图略），雷达回波上则表现为带状回波（图5a）。随着台风残涡边旋转边向西北方向移动，该螺旋雨带向太行山中段移动，并在山前迎风坡一侧加强。29日夜间至30日中午，有两条近似南北向的螺旋雨带影响太行山中段。

西北—东南向的高压坝自29日形成后直至30日夜间，强度和形态基本不变，台风残涡在高压西侧的东南气流引导下，缓慢向西北方向移动，至30日20时，中心已移到山西南部，暖心结构继续维持（图4b、e）。在850 hPa上（图4e），有两条切变线，一条东西向切变线在河北与河南的交界处，为偏南风和偏东风切变，另一条沿太行山呈东北—西南向，为东南风和东北风切变，在雷达回波上这两条切变线分别对应东西向带状回波和沿山的南北向带状回波（图5d—f）。该东西向带状回波随台风向北移动，从30日中午至前夜持续影响太行山中段的邢台地区。与此同时，受东北—西南向切变线的影响，河北中部沿山及平原的强降水也开始大面积出现。

受深厚的台风减弱低压和切变线系统影响的同时，环境条件也非常有利于极端降水发生。减弱的台风低压和副高相互作用，气压梯度增大，在700 hPa（图略）和850 hPa（图4d）上形成了风速大于20 m/s的东南低空急流，副高西侧出现了一条西北—东南向的水汽通道，向河北南部和太行山输送水汽，相应925 hPa的水汽通量最大达30 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1，在太行山沿山一带形成水汽通量辐合中心，中心水汽通量散度达-2×10^-5 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1。强盛的水汽辐合有利于迎风坡一侧强降水出现。同时，饱和层深厚，整个对流层近似饱和，河北中南部大气可降水量达80 mm（图略）。由沿暴雨极值点的纬向—高度剖面（图6a、b）可以看出，随着东南急流的增强，从30日08时到30日20时，整层的假相当位温明显增强，从350 K增大到364 K，说明不稳定能量增强，且在山脉迎风坡，从地面到600 hPa假相当位温随高度减小，说明对流不稳定性增强。邢台站的对流有效位能（CAPE）从08时的381.9 J/kg增加到20时的810.8 J/kg（图略）。垂直速度也有所增强，最大值出现在700 hPa上（图略）。这些有利的环境条件导致了30日白天河北中南部尤其是中部地区降水强度增强。

综上所述，稳定的高压坝形成了明显的阻挡形势，导致台风“杜苏芮”残涡受阻，移速减慢，停滞时间长，受减弱的台风低压外围螺旋雨带、低涡切变线、东南急流的影响，加之太行山地形辐合抬升作用，河北南部的太行山中段出现了极端降水。

3.1.2 中尺度系统

由太行山中段几个强降水点逐小时雨量时序（图3d）可以看出，主要降水时段为8月29日20时—31日03时，上述几个大于700 mm的站点，除獐么（海拔高度为340 m）在31日02—03时小时雨强超过100 mm/h外，另外3个站点的最大雨强都小于50 mm/h。

图5给出了29日20时至31日03时期间部分时次的组合反射率分布，可以看出，29日夜间至30日上午，台风减弱的低气压暖心结构完整（图4a、b、d、e），外围北侧有多条近似南北向的螺旋雨带随着“杜苏芮”的旋转自东向西移动，影响河北南部的太行山中段，以层积混合降水回波为主，回波强度为30~45 dBZ（图5a—c），这一阶段地面以东北风为主（图略）。30日上午10时前后，影响太行山南段的南北向带状回波强度逐渐减弱，在河北南部和河南交界处，有两条东西向的带状回波生成（图5d），该东西向带状回波中的单体自东向西移动的同时，也随着台风残涡的西北移动而向北移动，回波强度随着低层东南急流的增强而加强，从中午至傍晚以“列车效应”影响邢台临城赵庄等地（图5e、f），邢台西部的累计雨量继续增大，这一阶段地面以东到东南风为主（图略）。30日20时前后，随着东西向带状回波向北移动，邢台西部的降水减弱，此时，河北南部沿山迎风坡一侧又有南北向带状回波生成（图5g），在30日20时—31日03时时段内，带状回波中的单体自南向北移动，再次以“列车效应”通过邢台西部山区，使得该地区成为极值中心（图5h、i）。

由降水极值点梁家庄回波时间剖面（图5j）可以看出，30~45 dBZ的回波伸展到6 km高度（0℃层高度为5.3 km），为低质心热带型降水系统回波，降水效率很高。在小时雨强超过40 mm的几个时次，回波反射率可达50 dBZ。梁家庄的降水持续时间近40 h，小时雨强≥20 mm的降水持续了24 h，过程累计降水量超过1 000 mm。综上所述，造成太行山中段极端降水的中尺度系统按时间顺序分别为:29日夜间至30日上午，有2条近似南北向的螺旋雨带先后影响; 30日中午至傍晚，有2条近似东西向的带状回波影响; 30日20时前后至31日03时，迎风坡一侧有南北向的带状回波影响。

图7a—c分别为组合反射率因子≥20、40、45 dBZ的平均频数空间分布。雷达回波特征统计分析主要使用国家气象中心下发的SWAN产品中的逐6 min组合反射率因子拼图数据（MCR），数据时间为2023年7月29日08时—8月2日08时。下文中的日平均表示将过程内的逐6 min MCR数据求阈值出现总频数，再除以日数。

20 dBZ以上的高频区主要有两个，一个在太行山北段浅山区和山前平原地区，呈东北—西南向分布，山区和浅山区日均频次达到70~90次/d，平原地区日均频次逐渐减少至30~50次/d。河北南部的太行山中段，高频区以山区为主，呈南北走向，日均频次为60~80次/d，而山前平原地区的日均频次约为30次/d或更少（图7a）。与20 dBZ相比较，40 dBZ以上、45 dBZ以上日平均频数主要集中在太行山北段山区和相邻山前平原，越是强的回波，海拔低的地方频率越高，40 dBZ以上回波主要分布在太行山浅山区及山前平原（图7b），而45 dBZ以上回波主要位于北京的浅山区和保定、廊坊的平原地区（图7c）。

总体而言，河北南部太行山中段的降水强度不大，以稳定性降水为主，反射率为25~40 dBZ的回波占主体（图7d）。

3.1.3 地形作用

地形对降水的影响主要表现为迎风坡抬升（唐永兰等，2022; Xia et al.，2022）、喇叭口地形辐合（陶诗言，1980）、气流受阻形成与山脉平行的障碍急流（barrier jet; Wei et al.，2023）。太行山整体位于华北板块的中部，北起北京西山，南接王屋山，全长400多km。受河流影响，大致可将太行山分为3段，滹沱河以北为北段，滹沱河与漳水之间为中段，漳水以南为南段。北段太行山大致呈东北—西南向，山前多浅山区，整个山区坡度相对平缓，山区东西宽度为80~120 km，因山体朝向缘故，对东南风的降水增幅较大。中段太行山在石家庄南部和邢台北部山体呈西北—东南向，对东风和东北风更敏感，山体相对北段坡度更大，山前多山谷和喇叭口地形，是河北暴雨极值的易发区域。

由图1b可见，河北南部降水大于250 mm的强降水大部分出现在山脉迎风坡一侧，少部分出现在平原，而400 mm以上的降水全部出现在高度为300~800 m的山脉迎风坡。从700 mm以上站点的降水强度看，除獐么（海拔高度为340 m）31日02—03时的小时雨强超过100 mm/h外，其他站点最大小时雨强均在50 mm/h以下，而这几个站点的海拔高度均在600 m以上（图3d）。

在历史上，“63.8”暴雨的极值点出现在邢台内丘县獐么，这一带也是北方暴雨的极值中心（陶诗言，1980），但在此次降水过程中，极值点出现在獐么西北部的临城县梁家庄（海拔高度为648.6 m），獐么雨量次之。

从极值点附近放大的地形高程图和三维立体图（图8b、c）可以看出，梁家庄处于向东北开口的东北—西南向山谷深处，海拔高度较高，獐么则处于向东向北开口的喇叭口地形收缩处，高度较低。前者有典型的“狭管效应”，后者则以气流辐合为主。

由极值点梁家庄风场的高度—时间剖面（图9a）可见，在29日20时—31日08时主要降水时段内，850 hPa（1 500 m）以下为较深厚的东到东北风急流，风速为12~20 m/s，以上为东南风到南风，梁家庄东部的平原内丘站（海拔高度为32 m）的风廓线雷达也观测到1 000 m以下为12~20 m/s的东风急流（图9c）。强劲深厚的东到东北风从平原近似垂直吹向西北—东南走向的太行山中段，一方面在大地形的迎风坡辐合抬升，在300~800 m的高度上垂直上升速度最大，水汽通量辐合也在该高度达到最大（图9b），另一方面在梁家庄的小地形上沿狭长的山谷进入（图8b），“狭管效应”导致辐合加强，在两者的共同作用下，造成了梁家庄的极端降水。相比而言，獐么的海拔高度偏低，其迎风坡的抬升辐合和喇叭口地形辐合均弱于梁家庄，总降水量低于梁家庄，位居第二; 而在31日02—03时，其小时雨强则达到110 mm/h，其原因还有待深入研究。

3.2 太行山北段极端降水

3.2.1 影响系统和环境条件

由太行山北段降水的逐日和逐小时演变（图3）可知，强降水主要集中在30日白天至31日白天，最大48 h累计雨量为易县紫荆关的677 mm，易县尉都的657.3 mm次之（图略）。第3.1.1节在分析30日白天太行山中段山区的强降水持续时，提到了北段及相邻平原降水也开始加强，下文重点分析该区域的环流和影响系统。

30 日白天，高压坝继续加强，至30日20时大陆高压和副高的中心分别达到了592和594 dagpm（图4b），台风和高压坝之间低空东南急流和边界层急流建立，并向河北输送大量水汽。由30日14时（图略）、20时850 hPa（图4e）、925 hPa（图10a、b）风场和水汽通量场可以看出，水汽通道有两条，一条是台风低压自身所携带水汽，另一条是来自副高南侧台风“卡奴”的水汽输送，两者在河北中部汇合，水汽通量高值中心达40 g·cm^-1·hPa^-1·s^-1。由卫星云图可清晰地看到这条窄而长的水汽通道（图10c）。由925 hPa水汽通量散度（图4h）也可看出，水汽在沿山迎风坡地区和东部相邻平原为辐合中心，绝对值最大值达6×10^-5 g·cm^-2·hPa^-1·s^-1，在边界层925 hPa以下其更强（图略）。东南低空急流向暴雨区输送大量水汽和不稳定能量，导致太行山北段相邻平原的降水对流性更强。由各站点最大小时雨强分布（图7d）可以看出，保定平原地区、雄安新区、廊坊一带的雨强为50~80 mm/h，明显高于山区迎风坡。随着台风残涡在高压坝西侧东南气流引导下缓慢向西北方向移动，低涡东北象限的东南风和东北风在河北中部的保定、雄安、廊坊一带长时间辐合（图4e），造成该区域发生了强降水。

从30日后半夜开始，500和700 hPa低涡向西北方向移动且东南急流北移，31日08时500 hPa和850 hPa上，与低涡相伴的东西向切变线已移至40°N（图4c、f），强降水区移到北京西部山区。31日20时，500 hPa高空低涡位于河套以北的内蒙古地区，西北—东南向的高压坝也向南北向的块状高压转换（图11a），700 hPa及以上层次，河北西部区域转为受偏南气流控制，而850 hPa以下层次仍为东南气流，但风速已达不到急流水平。东南风垂直吹向东北—西南走向的太行山北段，山区迎风坡降水持续，同时在保定与石家庄的交界处不断有新生对流出现，以后向传播的方式沿高空偏南气流向北移动（图12f、g），持续影响保定西部山区，使得该区域降水继续增加，导致了紫荆关、尉都的极端降水。从尉都的逐小时雨量时序图（图1e）可以看出，31日该站的降水强度强于30日，31日14时和19时尉都雨强接近80 mm/h。那么，是什么原因导致了在东南急流减弱的情况下，降水强度反而增加呢?由31日08时、14时北京探空图的温度露点廓线（图11c、d）可以看出，08时整层饱和，14时则在850 hPa以上层次出现了相对的干层，导致500 hPa以下假相当位温随高度递减，对流不稳定增强，因此对流性加强，雨强增大。

31 日后半夜，低涡继续北移减弱，西北—东南向的高压坝已变为块状副高，8月1日08时，588 dagpm线控制河北，河北转受西南气流控制（图11b），太行山北段的强降水基本结束。

3.2.2 中尺度系统

由反射率因子频次分布（图7a—c）可见，太行山北段浅山区和相邻山前平原40、45 dBZ以上发生频次明显高于太行山中段，40 dBZ主要发生在太行山北段山前平原，45 dBZ主要发生山前平原东部。这说明太行山北段降水的对流性明显高于中段，平原的对流性明显高于山区。

太行山北段的极端暴雨降水时间集中在7月29日20时—8月1日上午，降水时间明显长于中段（图3e）。图12给出了7月30日08时至8月1日期间部分时次的组合反射率和小时极大风（4级以上）分布。可以看出，30日白天至夜间，受台风残涡外围螺旋雨带、低涡切变线及东南急流影响，大片密实回波覆盖在太行山北段的保定、雄安新区、廊坊一带，平原地区的回波强度更强（图12a—d）。30日凌晨至上午，覆盖在太行山北段及平原的大面积回波为台风减弱低压最外围雨带，回波强度为30~50 dBZ，这段时间台风减弱低压仍保持暖心结构（图4a、d）。30日中午前后开始，随着残涡向西北方向移动，河北中部出现了东北风和东南风辐合，大面积的东北—西南向回波带向西北方向推进，35 dBZ以上的回波在东北风一侧（图12b）。30日傍晚前后，在副高外围的东南急流里形成的一条狭窄的西北—东南向强回波带开始自河北南部向北推进，18—23时其与东北风里的回波汇合，在河北中部保定、雄安新区形成最强降水（图12c、d）。30日后半夜至31日早晨，降水强度有所减弱，来自石家庄、衡水一带的东西向回波向北推进（图12e）。31日白天，高压坝已演变成南北向块状高压，在保定和石家庄交界处不断有强对流回波生成（即后向传播），在高空偏南气流驱动下向北移动，经过太行山北段的浅山区，极值点和次极值点的雨强都强于30日，尉都有两个时次的雨强接近80 mm/h（图12f、g）。31日后夜开始，南北向块状副高变成东北—西南向，降水变成副高外围降水，回波呈东北—西南向的带状（图12h）。由太行山北段降水极值点易县紫荆关回波的高度—时间剖面（图12i）可以看出，30~45 dBZ的回波伸展至4~5 km高度，为低质心热带型降水系统回波，其小时雨强不超过40 mm/h，但其降水持续时间长，过程累计降水量达732.7 mm。

3.2.3 地形作用

从紫荆关附近放大的地形高程图和三维立体图（图13b、c）可以看出，紫荆关处于向东南开口的喇叭口地形收缩处，又处于西北—东南向山谷深处，海拔高度为531.7 m，具有“狭管效应”和喇叭口地形辐合双重效应。

由极值点紫荆关风场的高度—时间剖面（图14a）可以看出，在7月29日20时—8月1日08时主要降水时段内，31日02时之前，925 hPa（720 m）以下为东到东北风，以上为东南风到南风；31日02时之后，925 hPa以下逐渐转为东南风。东南风从平原吹向东北—西南向的太行山北段迎风坡，一方面在大地形的迎风坡辐合抬升，在400~700 m高度上垂直上升速度最大，水汽通量辐合也在该高度达到最大（图14b），另一方面气流在紫荆关的小地形上沿狭长山谷进入（图13b），“狭管效应”导致辐合加强，在两者的共同作用下，造成了紫荆关的极端降水。

4 环境场极端性

前述已将此次极端暴雨过程与历史上发生在河北的几次强降水过程做了对比（表1），从全省过程平均降雨量来看，此次降水过程低于1963年“63.8”过程，但超过了1996年“96.8”、2012年“12.7”和2016年“16.7”过程，具有明显的极端性。为了表征“23.7”过程物理量场的极端性，本文选取1993—2022年作为历史气候态，利用ERA5再分析资料，计算了“23.7”过程中物理量相对于气候态标准差的倍数。

就高度场而言，从28日18时（图略）开始，华北区域40°N以北500 hPa位势高度标准化异常均在1σ以上，700、850 hPa高压强度更强一些，异常值在2σ以上，随后高压持续增强，500、700 hPa标准化异常中心最大值超过3σ（图15），这种标准差异常大于3σ的情况从29日夜间一直持续到31日夜间。“21.7”河南极端暴雨过程中，500 hPa上呈阻挡形势的高压系统标准差异常中心为4σ~6σ（梁旭东等，2022），对比两次过程可见，此次降水过程的位势高度的异常度较低。分析850 hPa风场标准化异常（图略）可知，u、v分量异常值最大均达到6σ以上，与“12.7”过程中850 hPa风速偏离气候的平均程度大于3σ（谌芸等，2012; 孙军等，2012）相比，此次降水过程的极端性更强。

就水汽条件而言，此次降水过程水汽通量和水汽通量散度标准化偏差均在5σ以上（图16）。分别计算太行山中段（113.5°~116°E，36°~38.5°N）和太行山北段（113.5°~117.8°E，38.5°~40°N）两个强降水中心区域平均的700 hPa、850 hPa、925 hPa三层水汽通量和水汽通量散度异常值，结果表明:太行山中段三层水汽输送和水汽通量辐合异常度在29日20时前后均出现跃增，在29日20时至30日20时的24 h内，其异常值均维持接近或超过3σ~4σ; 太行山北段水汽条件的异常度更高一些，30日08时水汽通量标准化异常值最大为6σ。此次降水过程水汽条件的极端性与“21.7”河南降雨过程水汽条件（张霞等，2021）相当，但明显偏高于“12.7”北京特大暴雨的异常值3σ（谌芸等，2012; 孙军等，2012）。

综上所述，此次降水过程异常偏强的高压在河北北部呈阻挡形势，使得“杜苏芮”减弱低压移动缓慢，降水长时间维持，而深厚的湿层及对流层下层异常偏强的水汽条件则与此次华北极端强降雨的发生关系密切。

5 结论与讨论

针对2023年7月29日—8月1日河北极端暴雨过程，应用高空、地面、卫星云图和多普勒天气雷达、风廓线雷达等观测资料以及ERA5再分析资料，对降水极端性特征、环流形势演变、天气尺度系统特征、中尺度对流系统演变、地形作用进行了研究，初步揭示了此次极端暴雨的成因，同时就其极端性，与北方历史上发生的极端暴雨过程进行了比较，得到以下结论:

1）极端降水发生的大尺度环流背景是:中纬度大陆高压东移并与北上西进的副热带高压连通，在河北北部形成稳定的西北—东南向高压坝，台风“杜苏芮”登陆后北上西行至河南境内时，受阻于高压坝，速度减慢、停滞，导致台风残涡降水长时间维持。

2）台风“杜苏芮”北上自身携带的水汽以及副高南侧的台风“卡奴”远距离输送的水汽，为河北极端暴雨的发生提供了充足的水汽; 台风北上减弱过程中结构不变，东北风急流和东南风急流辐合，加上太行山地形的辐合抬升作用，共同为极端降水提供了强盛的动力条件。

3）太行山中段的强降水时段集中在29日夜间至30日夜间，主要是减弱台风残涡的螺旋雨带、东到东北风急流在迎风坡抬升以及喇叭口地形、“狭管效应”增强辐合共同作用所致，250 mm以上的强降水出现在太行山东麓300~800 m的迎风坡上，以稳定性、低质心的暖云降水为主。

4）与太行山中段的极端降水相比，太行山北段的降水时间更长，主要降水时段集中在29日夜间至31日夜间，250 mm以上的强降水范围更大，既包括北段山脉东麓300~600 m的迎风坡，也包括相邻的东部平原，但迎风坡上的降水强度要小于太行山中段迎风坡上的降水强度，而平原地区的降水强度则要高于太行山中段迎风坡上的降水强度。强降水主要受与山脉平行的东北急流和东南急流辐合以及地形作用所致，山脉东侧浅山区和平原降水对流性更强。

5）此次极端降水的水汽、动力、热力等物理量场都表现出了较强的极端性，偏强2σ~6σ。

本文对河北极端降水的成因和极端性进行了初步研究，由于此次降水持续时间长，范围广，涉及多尺度系统的相互作用，还有许多具体问题尚需深入研究，如:台风“杜苏芮”登陆西北行进过程中的结构变化特征，以及对极端降水的影响机制; 导致邢台西部、保定西部、北京西部三个极端降水中心的中小尺度对流系统的触发、组织机制、三维结构及云微物理机制; 与历史上相似的影响河北的西北行台风（如“96.8”和“56.8”）在大尺度环流和水汽、热力、动力等环境条件，中尺度对流系统发展演变规律及结构特征之间的差异等。

参考文献