引言

暴雨是我国华北地区夏季主要的灾害性天气之一，往往引发山洪、城市内涝等次生灾害。华北地处中纬度地区，暴雨的局地性强、突发性明显、影响系统多、物理机制复杂，与华南暴雨和长江流域梅雨期暴雨相比具有一定的地域性特征，一直以来备受气象学者和预报员关注。尤其是近年来，华北地区极端强降水过程频发，众多学者从环境条件、多尺度特征、物理机制、复杂地形、下垫面影响等诸多方面对华北暴雨进行了研究。例如，对社会关注度极高的2012年“7.21”北京及华北特大暴雨(以下简称“7.21”特大暴雨)，不少研究(俞小鼎，2012；孙军等，2012；谌芸等，2012；孙建华等，2013；陈明轩等，2013)均表明，此次极端暴雨过程分为暖区降水和锋面降水，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(MCS)造成。再如，对2016年“7.19”华北极端强降水过程，相关研究表明，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)，潜热反馈过程对强降水起非常重要的作用(雷蕾等，2017)。北方局地强降水多发生在高湿环境下，低空急流、边界层中尺度辐合线等中尺度系统是触发强降水的关键因子(徐珺等，2014；谌芸等，2018；孙密娜等，2018；张楠等，2018；刘瑾等，2020)。特别是低空急流的动力作用表现为风速脉动和风速增大，有利于其出口区降压形成气旋性风场或切变，触发和加强对流(雷蕾等，2020)。尽管上述研究从理论上揭示了华北暴雨形成的环境条件和原因，对指导华北暴雨预报具有积极作用，但对于副高外围暖区大暴雨预报的指导能力有限，尤其是京津冀地区地理环境多样，暖区暴雨形成的机理极为复杂，在现有认知和方法的基础上，准确预报暴雨的落区和强度难度很大(赵思雄和孙建华，2019)，暴雨预报时有失误。因此，针对新近华北发生的暖区大暴雨过程深入研究其形成机制仍然十分必要。

2020年8月12日早晨开始，京津冀地区自南向北先后迎来当年入汛以来最强降雨天气，多地自动站日降雨量超过其建站以来8月中旬日雨量历史极值。本次过程与“7.21”特大暴雨的天气形势非常相似，但降水分布存在明显不同：一是本次过程锋面造成的降水很弱，强降水主要发生在暖区；二是不同于“7.21”特大暴雨集中出现在京津冀的北部，本次过程在京津冀南北相距不足200 km区域内先后两个时段出现成片暖区大暴雨。尽管业务上预报出了本次强降水过程，但对于南北两个区域暖区暴雨的估计和认识均存在不足。那么，导致两个区域暴雨的中小尺度系统是如何发展演变的、其形成机制有何不同？本文利用多源观测资料对此次区域性暖区大暴雨过程的降水特征、环流背景、中尺度系统演变特征及其形成原因进行了分析，期望为提高此类暴雨预报的准确率、减少暴雨灾害损失提供参考。

1 资料说明

本文使用的资料包括：(1) 美国国家环境气象预报中心(NCEP)逐6 h再分析资料(分辨率1°×1°)。(2) 2020年8月11—12日北京和邢台探空站资料。(3) 河北省气象信息中心提供的经质量控制的京津冀区域逐小时区域自动站气象资料，气象要素包括温度、露点、风向、风速和小时雨量。(4) 国家卫星气象中心提供的风云四号气象卫星云图。(5) 2020年8月12日05时(北京时，下同)—13日08时京津冀雷达拼图产品。(6) 河北省气象信息中心提供的2020年8月12日02—09时邯郸风廓线雷达资料。(7) 北京城市气象研究院基于京津冀多部雷达资料的多普勒雷达变分同化分析系统(Variational Doppler Radar Analysis System，VDRAS)的热力动力反演资料，空间分辨率5 km×5 km，时间分辨率18 min，垂直方向15层，最低层距地面187.5 m。

2 降水实况及特点

2020年8月12日00时—13日14时，京津冀各地自南向北先后迎来当年入汛以来最强降水，该地区有240个自动站(含区域站)过程降水量超过100 mm，强降水呈准南北向带状分布(图 1a)。逐小时降水量(图 2)演变显示，12日06时降水始于河北东南部，之后自南向北发展，雨区逐渐增大，14时之前河北东南部地区雨强较大(图 2c、d)。16时后，河北中部地区降水开始加强(图 2g、h)，强降水中心缓慢向东北方向移动。可见，此过程表现出明显的阶段性，强降水可分为两个阶段：第一阶段是12日05—14时，暴雨区位于邯郸中东部、邢台中东部、石家庄东南部和衡水市(图 1a)，其中邢台东部的赵店站过程雨量最大达217.2 mm；第二阶段降水集中在12日16时—13日06时，暴雨区位于保定中东部、雄安新区、沧州西部、廊坊南部、北京中部、天津西部北部、承德和唐山北部等地(图 1a)，雨区范围更广，其中有三个大暴雨中心，雄安新区王家房站雨量最大为241.5 mm。两个阶段暴雨在空间上以石家庄—沧州为界(图 1a中白色虚线)。由自南向北依次选取的邯郸陈村乡、雄安王家房、北京沙河水库、承德孟子岭四个代表站小时降水量变化(图 1b)可知，陈村乡站(代表第一阶段强降水)强降水集中在12日06—10时，最大雨强超过80 mm·h^-1；王家房、沙河水库和孟子岭站(代表第二阶段强降水)自南向北从12日16时开始降水，一直到13日06时结束，持续14 h，其中王家房站在12日18—19时出现125.9 mm极端小时降水。将雨强超过20 mm·h^-1定义为短时强降水，从短时强降水站数的时间变化看(图 1b中折线)，第一阶段在08—09时出现第一个短时强降水峰值，16时站数降至20站以下；第二阶段在23时短时强降水站数最多达141站，此时强降水范围最广，13日01时后短时强降水站数迅速下降。

综上分析可知，此次区域性暖区大暴雨过程具有累积雨量大、影响范围广、过程持续时间长、单站雨强极端等特点，强降水表现出明显的阶段性，第一阶段暴雨集中在河北东南部，小时短时强降水站数最多超过90站，持续时间8 h；第二阶段暴雨出现在京津冀中北部，发生在第一阶段之后，持续时间达14 h，短时强降水站数在23时最多达到141站。这表明第二阶段强降水范围更大、持续时间更长；在空间分布上，两阶段强降水区域明显不同，以石家庄、沧州一线为界线分属南北两片。

3 环流形势与环境条件分析 3.1 环流形势与主要影响系统

2020年8月12日02时(图 3a)，200 hPa高空急流偏北偏西，500 hPa副热带高压(以下简称副高)呈块状且异常强盛，588 dagpm等值线控制山东大部，西风槽和对应低层的低涡系统位于河套以西，河北处于500 hPa副高外围，850 hPa河北南部地区为东南风控制；08时河套以西低槽(涡)略东移(图 3b)，副高进一步西伸，588 dagpm等值线到达河北东部，850 hPa河北转为一致的东南风，在河北东南部与山东交界处出现小范围低空急流，急流前侧存在风速的辐合，此时第一阶段强降水在河北东南部开始(图 2b)。14—20时(图 3c、d)，500 hPa低槽(涡)系统加深发展、移动缓慢，588 dagpm等值线略向东撤，850 hPa有一支东南偏南风低空急流迅速向北向东发展，急流左侧形成暖式切变线，并从京津向东移动到河北东部。20时850 hPa河北东北部风速超过20 m·s^-1，急流轴宽度和强度明显增大(图 3d)，急流轴左侧有明显的风速辐合和风向切变，此时河套低涡底部冷式切变线正好到达山西中部，说明本次区域性暖区大暴雨过程无明显冷空气参与。随着200 hPa高空急流东传，京津冀北部转为高空分流区，第二阶段大范围强降水在京津冀中北部发展。

以上分析表明，两阶段强降水均发生在副高边缘、500 hPa及以下层次的暖气团中。第一阶段降水发生在588 dagpm等值线边缘，850 hPa低空东南急流前侧的风速辐合区，急流强度和范围较小；第二阶段大暴雨发生在850 hPa偏南风低空急流明显加强北上的背景下，低空急流、暖式切变线和200 hPa高空分流区为第二阶段大范围暴雨提供了更有利的动力条件。

3.2 水汽和不稳定能量

水汽在暴雨中的作用至关重要(王华等，2019)，大气中的水汽主要有两个来源，一是本地大气的绝对含水量，二是外地水汽输送及在本地辐合。8月11日白天，随着副高西伸加强，河北受反气旋控制，天气湿热，平原大部分地区午后最高气温为32~33 ℃，露点温度为24~27 ℃(图略)，表明近地层水汽含量较大，虽然11日夜间气温有所下降，但12日早晨降水开始前，河北东南部地区地面露点温度仍维持在25~26 ℃(图 4a)，大气可降水量高达60 mm以上。08—14时随着850 hPa南到东南风向北推进(图 4b、c)，水汽被输送到河北中东部，水汽通量大值区前端存在水汽辐合。伴随水汽输送，京津冀东部地区整层大气可降水量明显上升，在降水发生前均增大到60~70 mm (图 4d)，表明整层大气水汽含量充沛。Tian等(2015)研究指出，大气可降水量(PWV)达到60 mm是我国东部地区短时强降水发生的充分条件。对照这一条件，此次过程第一阶段强降水发生前河北东南部已聚集了充沛的水汽，而第二阶段产生暴雨所需的水汽主要由东南风输送。

位于河北南部的邢台探空站实测资料显示，此过程第一阶段降水前的11日20时(图 5a)，600 hPa以下为一致的南到东南风，风速在10 m·s^-1以下，对流有效位能(CAPE)达到2 504 J·kg^-1，对流抑制能量(CIN)仅52.8 J·kg^-1，抬升凝结高度(LCL)在925 hPa，表明大气层结极不稳定，对流较易被触发。另由北京站探空曲线可见，此过程第二阶段强降水发生前的12日08时(图 5b)，600 hPa以下为一致的偏南风，CAPE为554 J·kg^-1，CIN为0，LCL在925 hPa以下，14时(图略)低层风速明显增大并出现低空急流，700 hPa附近偏南风增至18 m·s^-1，而925 hPa东南风增至12 m·s^-1以上，利用14时北京地面气温和露点温度对08时探空进行订正后的CAPE (图 5b中绿色斜线)高达2 532 J·kg^-1，表明大气层结变得更不稳定。可见，第二阶段随着低空急流增强，低层增温增湿，使得大气层结更加不稳定，对流也更易被触发。

综上分析表明，此过程第一阶段强降水发生前暴雨区水汽充沛、对流能量充足，低层东南风输送了大量水汽；第二阶段水汽主要来自偏南风输送，低空急流的增强使的低层增暖增湿，大气层结变得更加不稳定，抬升凝结高度更低，对流更易被触发。

3.3 低空急流的演变

对环流形势的分析发现本次过程两个强降水阶段均伴有低空急流。下文利用更精细的风廓线雷达和VDARS资料分析低空急流的演变。从8月12日02时开始，邯郸上空3 km以下始终维持一致的东南风，风速在10 m·s^-1以下(图 6a)，其变化不大。到06时，近地面风速增大到10 m·s^-1以上，地面开始出现零星降水(图 6b)；07—08时1—3 km东南风明显增大，出现了风速超过12 m·s^-1的低空急流，随着风速增大，邯郸地面小时降水迅速增大到35.9 mm (图 6b)，之后邯郸降水随着低空急流消失而很快减弱。VDRAS距地面1 000 m高度的水平风场和水平散度场显示，10时邢台北部到衡水西南部一带东南风风速在10~12 m·s^-1之间(图 7a)，配合小范围的水平辐合，地面降水强度在10~30 mm·h^-1。12时，邢台北部到衡水西南部的东南风明显加强(图 7b)，风速加大到14~16 m·s^-1，急流轴宽度在100 km左右，散度场上辐合区范围仍较小，地面20~40 mm·h^-1强降水位于急流出口区左前侧。可见，第一阶段地面降水增强与低空急流的出现关系密切，强降水主要位于边界层急流出口区左前侧。

第二阶段降水在16时后开始增强(图 7c)，16—17时保定东部和沧州西部附近地面大于20 mm·h^-1短时强降水的面积超过2 300 km²，最大雨强超过50 mm·h^-1；17—18时在保定东部、沧州西部等地出现大范围短时强降水，最大雨强超过70 mm·h^-1(图 7d)。分析VDRAS距地面1 000 m高度的水平风场和水平散度场发现，此阶段降水的发生发展与边界层东南风急流的关系更为密切。12日16时(图 7c)，衡水北部到沧州西部存在一支较强边界层东南风急流，急流轴宽度约150 km，急流核风速16~18 m·s^-1，水平辐合主要位于急流出口区左侧，对应地面10~20 mm的小时雨量分布，超过20 mm的站数较少。17时沧州西部急流核超过20 m·s^-1(图略)，其前侧水平辐合明显增强，地面小时雨量超过20 mm的范围明显扩大。18时超过20 m·s^-1的急流核范围进一步扩大，辐合中心呈南北向带状，地面降水继续增强，单站最大小时雨量超过70 mm (图 7d)。20时(图 7e)，急流核左侧维持强辐合，辐合区由南北向带状转为“逗点状”，同时保定、雄安附近形成水平尺度超过100 km的中尺度低涡，维持近5 h，强降水位于中尺度低涡东侧、急流核左侧强辐合区中。12日22时—13日00时，低空东南急流和中尺度低涡强度维持，先后影响北京和河北东北部(图略)，造成北京中部、承德南部、唐山北部等地强降水。

以上分析表明，两个阶段地面降水均与低空急流关系密切，第一阶段强降水位于边界层急流出口区左前侧，急流轴水平尺度较小。第二阶段边界层急流轴宽度和强度均强于第一阶段，水平辐合区范围更大，配合中尺度低涡系统，强降水主要位于中尺度低涡东侧、急流出口区左侧以及水平辐合区内。

4 中尺度对流系统的演变与强降水成因 4.1 中尺度对流系统的云图特征

为揭示本次过程两个阶段的强降水环境条件和中小尺度天气系统演变的差异，本文利用国家卫星气象中心提供的逐15 min的FY-4气象卫星云图，分析不同阶段暴雨区对流云团活动特征。从上述两个阶段对流云团的发展演变图(图 8)上看到，8月12日06时，随着低层东南风向北推进，处于副高外围的山东西部有两个块状对流云团(A1和A2)发展，同时河北南部地面辐合线附近(图 9a)有一β中尺度对流云团(A3)被触发，此时河北境内地面降水还较弱(图 8a)。A3被触发后迅速增强、面积增大，地面降水随之加大，08时A3与A1、A2合并(图 8b)，可见光云图(图略)显示A3云顶起伏不平、呈花菜状，其上冲云顶和暗影清晰可见，表明对流发展旺盛，而A1、A2云顶较均匀并呈纤维状，说明其以高空卷云为主，对应地面小时降水普遍不足10 mm (图 8b)，可见光云图上的这种云顶结构差异是此阶段红外图像上冷云盖面积很大而强降水只出现在其左侧的原因。对应地面风场(图 9b)，强降水主要出现在地面辐合线附近，强降水与地面辐合线的对应关系要好于其与云顶亮温低值区的对应关系。10时A3发展成熟(图 8c)，形成一近乎圆形的α中尺度对流系统(MαCS)，其云顶亮温接近-70 ℃，≤-52 ℃的冷云盖面积接近3×10⁵ km²，维持2 h，受其影响，云团西侧地面出现超过80 mm·h^-1的短时强降水，直接造成河北东南部暴雨。12时后，A3减弱并向东移出河北(图 8d)，其西侧在石家庄、衡水有β中尺度对流云团新生，其水平尺度小，由于地面无明显辐合线配合，只造成河北中部局地强降水。

14—15时，河北上空对流系统分布与之前相比变化不大(图略)。16时，在边界层东南风急流出口辐合区附近的保定、雄安一带(图 7c)，有一β中尺度对流云团(B1)新生(图 8e)，之后其云顶亮温迅速降低，水平尺度迅速扩大，18时已经发展为拉长型中尺度对流系统(图 8f)。20时，B1已经移到河北东部(图 8g)，同时在京津地区另有两个对流云团（B2和B3）与之相随，其中B2在22时前后其云顶亮温接近-70 ℃(图 8h)，已发展成为接近α中尺度对流系统，造成天津西部强降水。13日00时，北京和河北东北部的大暴雨则由B2北面的两个新生β中尺度对流云团(B4和B5)直接造成(图略)。对比地面降水发现，第二阶段强降水始终未出现在云顶亮温最低处，而是位于B1—B5云团的西南侧，且云团发展后迅速随副高外围西南气流向东北方向移动，明显快于强降水的移动。究其原因，可能是强降水云团发展的高度并不高，雷达反射率因子垂直剖面(图 10e)显示，强降水回波高度一般在7 km以下，因此卫星红外图像上一般表现为较暗的色调，而云顶亮温更低的区域以卷云毡为主，其反映的并不是对流发展的旺盛程度，因此降水并不位于云顶亮温最低处；同时随着200 hPa高空急流移入(图 3d)，云毡移速明显加快，强降水主要对应1 000 m高度水平辐合区(图 7c—f)，因此其移动缓慢。

以上分析表明，造成此次区域性暖区大暴雨过程的两个阶段中尺度对流系统演变特征存在明显不同：第一阶段强降水由一MαCS直接造成，对流发展强，云顶亮温低，强降水位于MαCS西侧地面辐合线附近；第二阶段强降水由多个β中尺度对流云团造成，降水云团发展高度低，云顶亮温较高，地面强降水并不出现在云顶亮温最低处。实际业务预报中，一次华北暴雨过程很少出现两个暴雨区(王华等，2019)。而此次区域性暖区大暴雨过程两个暴雨区的出现，说明产生强降水的对流风暴可能存在更复杂的移动和传播机制。为此，下文对该过程两个阶段对流风暴的雷达回波特征和演变进行了详细分析。

4.2 中尺度对流系统的雷达回波特征 4.2.1 第一阶段强降水中尺度对流系统

8月11日夜间到12日凌晨，河北南部处于500 hPa副高边缘偏南气流中(图 3a)。12日02时，925 hPa河北东南部地区东南风逐渐加大到8~10 m·s^-1(图 6a)。地面加密自动站风场显示，12日05时(图略)，邯郸东部开始吹偏东风，很快在邯郸中部地区出现一条由偏北风和偏东风形成的辐合线，辐合线附近露点温度维持在25~26 ℃之间(图 4a)，对流能量充足，使该地区处于高湿高能区。京津冀地区雷达拼图显示，在河北南部高湿高能环境条件下，12日06时开始，在地面辐合线附近有多个分散对流单体被触发(图 9a)，最强回波超过45 dBz，对流单体呈东北—西南向线状排列。07— 08时随着地面辐合线北推，对流单体迅速组织化发展增强并形成一条东北—西南向线状强回波带(图 9b)，回波强度普遍超过45 dBz，对应地面形成一条超过20 mm·h^-1的强雨带(图 8b)。10—12时(图 9c、d)，强回波带缓慢北上，其北侧有不断被触发的线状强回波，南侧伴随大片分布相对均匀的层状云降水回波，强度多不超45 dBz。而08时后，位于层状云回波南侧的河北东南部地区出现了水平尺度在50 km左右、平均强度超过50 dBz密实的螺旋状强回波带，维持近3 h，造成该地区平均雨强达30~40 mm·h^-1，邯郸东北部陈村乡站10时雨强达83.8 mm·h^-1 (图 8c)。对应此时红外云图上(图 8c)，该站位于MαCS西侧云顶亮温梯度最大处。分析地面风场发现，09时开始在邯郸东部出现了完整的气旋性环流(图略)，环流直径在50 km左右，10时地面气旋性环流缓慢北移，其中心位于邯郸与邢台交界处，气旋性环流的位置、形状及空间尺度均与雷达回波图上强度超过50 dBz的密实螺旋状强回波一致(图 9c)。12时后(图 9d)，上述螺旋状强回波带结构逐渐变得松散，但地面气旋性环流仍维持，可见层状云降水回波继续北上。因此，此次区域性暖区大暴雨过程第一阶段回波前沿为线状强回波，与地面辐合线关系密切，地面中尺度辐合线触发不稳定能量释放，导致对流性降水回波发展加强，强降水回波主要出现在地面辐合线附近；其后部为相对均匀的层状云回波，在层状云回波南侧生成后迅速组织化发展形成的螺旋状强回波造成了河北东南部强降水，地面气旋性环流是螺旋状强降水回波得以形成的重要原因。

4.2.2 第二阶段强降水中尺度对流系统

到8月12日15时，河北中部降水虽有减弱，但边界层东南风急流仍维持，大片以层状云为主的回波仍沿副高外围西南气流北上(图略)。16时镶嵌两块积状云回波的东西向大片层状云回波开始影响保定和沧州西部(图 10a)，对应1 000 m高度水平辐合区(图 7c)，且50 dBz以上强回波范围开始扩大，此时地面气旋性环流仍然存在，但降水回波主要位于其东北侧。18时片状回波演变为北部的“盾状”层状云回波和南部的南北向积状云强回波结构(图 10b)，积状云强回波仍位于地面气旋性环流中心的北侧，与1 000 m高度南北向带状辐合中心对应(图 7d)。强反射率因子垂直剖面显示(图 10e)，50 dBz强回波主要位于5 km以下，表现为典型的“低质心”结构(俞小鼎，2013)，此时探空曲线上0 ℃层高度在5 km附近，说明降水以暖云降水为主；积状云回波走向与移动方向一致，18—19时对流单体自南向北依次通过雄安新区王家房站上空，形成明显的“列车效应”，造成125.9 mm小时降水极值。20时，上述回波单体继续组织化发展(图 10c)形成“逗点状”强回波，1 000 m高度水平散度强辐合区附近的逗点尾部(图 7e)不断有新生对流单体发展并入“逗点状”回波中。VDARS资料1 000 m高度水平风场显示，保定至雄安一带附近存在水平尺度超过100 km的中尺度低涡(图 7d)，对应地面为气旋性环流中心(图 10c)，说明中尺度低涡从1 000 m下伸到地面成为深厚低涡系统，同时1 000 m散度场水平强辐合由南北向带状转为“逗点状”(图 7e)，这是雷达回波呈“逗点状”分布的主要原因。22时后，“逗点状”回波开始断裂，逗点尾部强回波向偏东方向移到天津(图 10d)，与云团B2(图 8h)发展演变一致，而逗点头部回波移入北京中部后继续加强，自南向北造成北京中部区域性大暴雨(图略)。13日02时后，强回波移出北京影响河北，造成冀东承德南部、唐山北部大暴雨。

以上分析表明，北上层状云回波12日16后到达河北中部，在1 000 m高度水平强辐合区再次发展加强形成南北向强回波带，暖云降水叠加“列车效应”共同造成了雄安新区王家房125.9 mm极端小时强降水。回波高度组织化形成北侧层状云回波、南侧积状云回波的“逗点状”回波结构，逗点尾部南北向强回波造成短时强降水后，其尾部回波减弱、头部回波加强并自西向东影响北京中部和河北东北部地区，产生第二阶段强降水。降水回波主要位于地面气旋性环流中心的北到东北侧和1 000 m高度水平辐合区内。

5 结论与讨论

本文利用常规气象观测资料、多源非常规探测资料和VDRAS反演资料，分析了2020年8月12日京津冀地区一次区域性暖区大暴雨过程的降水特征、环流背景、中尺度系统演变特征及其成因。主要结论如下：

(1) 受850 hPa低空急流和暖式切变线影响，此暴雨过程发生在副高边缘、500 hPa以下暖区团中，无明显冷空气参与。暴雨过程可分为两个阶段，对应南北两个暴雨区。第一阶段强降水前暴雨区水汽充足、能量充沛，低层东南风将水汽源源不断输送到暴雨区；第二阶段低层东南风急流为强降水的发生提供了很好的水汽和动力条件，低的抬升凝结高度为极端短时强降水提供了有利的环境条件。

(2) 造成上述两个阶段强降水的中尺度系统云图特征明显不同：第一阶段强降水由一个云顶亮温低、维持时间长的MαCS直接造成，第二阶段强降水由多个水平尺度小、云顶高度低的β中尺度云团产生，地面强降水并不出现在云顶亮温最低处。

(3) 强降水第一阶段，地面中尺度辐合线触发不稳定能量释放，形成层状云回波北侧前沿线状强回波，强降水主要位于地面辐合线附近；层状云回波南侧密实的螺旋状强回波与地面气旋性环流密切相关，河北东南部强降水主要由螺旋状回波产生，且位于边界层急流出口区左前侧、地面气旋性环流中心附近。

(4) 强降水第二阶段，雷达拼图上出现了层状云回波演变为北侧层状云回波、南侧积状云“逗点状”回波结构，逗点尾部南北向强回波的暖云降水叠加“列车效应”共同造成雄安新区单站125.9 mm极端小时强降水。1 000 m高度边界层急流加强、水平辐合由南北向带状转为“逗点状”以及地面到1 000 m高度低涡系统是“逗点状”回波形成的重要原因，强降水位于中尺度低涡东侧、1 000 m高度急流出口区左侧、水平散度辐合区中。

此次区域性暖区大暴雨过程与2012年北京“7.21”特大暴雨天气形势类似，作出暴雨预报并不难，但准确预报两个阶段暖区暴雨的落区和强度难度很大。要提高此类大暴雨的预报准确率，需进一步揭示暴雨中尺度对流系统触发维持机制和发展演变规律。本文只是对该过程两个阶段强降水形成的环流背景和中尺度系统及其成因进行了初步研究，由于应用的垂直探测资料较少，对第一阶段地面辐合中心以及第二阶段中尺度低涡系统三维结构、低空急流传播等特征未作更多分析，还需通过数值模拟方法进行深入探讨。