北京地区地处华北内陆，西依太行，北枕燕山，向东距离海洋仅百千米，地形复杂、地理环境和迅速扩张的特大型城市，形成了复杂多样的降水特征，虽然年降水量气候平均值不足600 mm，但是夏季(6—8月)降水占到了全年总雨量的70%以上，而夏季降水的多寡与暴雨日数直接相关。吴正华等(1998)的研究表明，北京地区近百年夏季相当暴雨日数(天气过程总降水量(mm)/50，取整数)与总降水量相关系数高达0.97，即北京地区夏季降水的多寡基本上是由强降水过程日数的多少决定的。此外，李建等(2008)研究表明，近40多年来，北京市夏季降水发生了结构性调整，短持续性降水的降水总量逐步增多，而长持续性降水事件的降水总量却大幅减少，特别是20世纪90年代以来，最大降水量基本上集中在持续不足6 h的短时降水事件中。上述研究结果说明，以短时强降水为主要特征的暴雨过程在北京地区有着独特的气候背景。

虽然极端暴雨过程在北京地区是小概率事件，但是最近10年来，以短时强降水为主要特征的局地大暴雨或全市性大暴雨过程在北京多次出现，且暴雨中心位置差异较大，对北京的城市安全运行和市民的生命财产安全构成了巨大威胁，给降水预报带来了极大挑战。例如，2004年7月10日、2011年6月23日城区的局地大暴雨过程，2012年7月21日全市性大暴雨、局地特大暴雨过程等，均构成了重大灾害事件，造成了巨大的社会影响。针对北京地区的暴雨天气过程，研究者从不同的视角开展了广泛研究。(1)在天气尺度研究方面，基于不同类型的暴雨天气过程，更多地从中低纬度系统相互作用、高低空急流相互作用和天气尺度系统动力学结构演变等物理过程造成的水汽源汇、不稳定发展、启动机制以及天气系统本身的发展和维持机制等角度来看待北京地区的暴雨过程(孙建华等，2005；刘还珠等，2007；丁德平等，2009；徐洪雄等，2014；冉令坤等，2014；李娜等，2013；全美兰等，2013；廖晓农等，2013)；(2)在中尺度动力学研究方面，试图从中尺度地形强迫、边界层过程强迫、中尺度低空急流、重力波过程、城市环流以及多尺度系统相互作用等方面来探讨中尺度暴雨过程的酝酿、触发、传播、维持机制(孙继松，2005a；孙继松等， 2006，2008，2013；盛春岩等，2012；陈明轩等，2013；孙建华等，2013)。但是，上述研究大多基于北京地区暴雨事件的天气学尺度的分型统计，或者基于某一次特定的暴雨过程进行多尺度诊断、数值试验，抑或基于中尺度观测资料研究。事实上，基于 “共性”问题的天气尺度合成研究方法往往容易掩盖暴雨过程的中小尺度动力学特征，而基于一次暴雨事件的某一中尺度特征研究又可能存在过度强调了单一因子或动力学过程在暴雨过程中的作用。有鉴于此，本研究试图抛开按天气尺度分类或分型的方法，从北京地区近几年来发生的极端暴雨事件的降水特点入手，对产生不同类型的极端暴雨事件的基本特征进行对比分析，以厘清北京地区不同极端暴雨过程关键因子的异同点。

资料来源于北京地区自动气象站网建设趋于稳定以来(2006年以后)，每次降水过程中有效观测的自动气象站总数≥150个、时间分辨率为5 min的观测资料，SA雷达观测资料、FY-2卫星TBB(Temperature of Black Body)资料、常规气象探测资料和1°×1° 美国国家环境预测中心/美国国家大气研究中心(NCEP/NCAR)最终分析资料。中国国家气象中心定义的短时强降水为雨强≥20 mm/h，日降水量≥50 mm为一个暴雨日。为了凸出极端暴雨事件的灾害性特征，文中选取2006—2013年，北京地区一个(含)以上区(县)代表站(朝阳、海淀、石景山、丰台、通州、大兴、房山、门头沟、顺义、昌平、怀柔、密云、平谷、延庆)中，降水完全中断时间小于6 h的任意24 h累计降水量≥100 mm，且暴雨区内至少一个自动观测站降水强度≥40 mm/h，定义为一次极端暴雨事件。

华北夏季短时强降水一般与对流过程有关，因此，中尺度对流系统(MCS)是这类过程的典型中尺度天气系统。根据雷暴系统的生成、发展机制和生命周期，Fovell等(1988)将雷暴系统分为3类：(1)短生命周期的单体雷暴；(2)持久并离散传播的多单体雷暴；(3)持久并连续移动的超级单体风暴。事实上，北京地区的中尺度暴雨天气过程还存在一类长生命周期但几乎不移动的中尺度对流系统(孙继松等，2008)。按照对流降水系统的属性来划分，Lemon(1977)将强降水对流系统分为大陆强对流型和热带强降水型两类。前者对流深厚，强回波可以发展到较高高度，雷暴云中大粒子较多(大雨滴、霰和雹)，强回波质心位置较高，云体主要部分位于0℃高度层以上，也称为冷云主导型对流降水；后者多是发生在热带或海洋上的系统，但并不局限于这些起源于热带海洋上的对流系统，有大量的起源于大陆的对流降水系统也具有这种属性，例如，一些发生在中国盛夏的中高纬度对流降水系统、梅雨锋上的对流系统等，这类强降水系统的强回波主要在低层，也称为低质心回波系统，常常以暖云降水为主导。按照对流雨带中对流单体的移动方向与雨带本身的移动方向的夹角来划分，Doswell等(1996)将多单体强降水对流系统大体上分为3类：(1)单体移动方向基本上与雨带走向垂直，在任何点上都不会产生长时间的降水；(2)单体移动速度矢量平行于对流雨带走向的分量很大，造成雨带经过某一点的时间更长；如果中尺度对流系统的后侧还存在大片层云雨区，在对流雨带的强降水过后还有持续时间较长的中等雨强的层云降水，导致较大的累积雨量；(3)对流单体的移动速度矢量几乎平行于雨带分布，对流雨带中的强降水单体依次经过同一地点，形成所谓的“列车效应”，产生更大的累积雨量。列车效应一般与锋面前部的暖湿低空急流对应(Maddox，et al，1979)，其成因可能与风速脉动或重力波形成的中尺度辐合不断触发对流单体并沿低空急流传播过程有关(孙继松等， 2012a，2013)。对强降水过程而言，Lemon的分类方法更多考虑了单体的对流高度与降水效率(孙继松，2014)，Doswell等的分类则主要强调了雨带中单体的移动方向、降水强度与降水持续时间与某一地点累积降水的关系。众多研究(孙继松，2005a；孙继松等， 2006，2008，2013；盛春岩等，2012；陈明轩等，2013；王丽荣等，2011)表明，华北地区由长生命周期对流单体停滞、反复生消或多单体组织合并形成的中尺度对流系统(第Ⅰ类中尺度对流系统)以及多单体途径某地形成的列车效应(第Ⅱ类中尺度对流系统)是造成中尺度暴雨的两类主要中尺度对流系统，其中，第Ⅰ类中尺度对流系统按照对流发展高度，文中将其分为混合对流主导和深对流主导的短时强降水系统：混合对流型过程的雷达回波顶高一般略高于0℃层高度，由暖云过程主导、冷云过程参与；深对流过程的雷达回波顶高远高于0℃层高度，主要由冷云过程主导。按照文中定义的北京地区极端暴雨事件标准，2006—2013年，北京地区共出现极端暴雨事件10次(表 1，文中均为北京时，下同)。其中，第Ⅰ类中尺度对流系统造成的极端暴雨事件中，由混合对流主导、深对流主导的短时强降水系统分别出现了2次、4次，第Ⅱ类中尺度对流系统造成的极端暴雨事件出现4次。

从表 1、图 1—3可以看到，第Ⅰ类中尺度对流系统中，由混合对流主导或主要由深对流主导的短时强降水系统的共同特点是：暴雨范围小或者说局地性更强，全市平均降水量远小于暴雨量级(50 mm/d)；而第Ⅱ类中尺度对流系统造成的暴雨范围更大，持续时间长，更容易出现区域性暴雨甚至大暴雨，即这类极端降水事件的全市平均降水量远大于第Ⅰ类中尺度对流系统造成的极端暴雨事件，暴雨落区呈西南—东北走向的带状分布(图 3)。

图 1 第Ⅰ类中尺度对流系统混合对流主导降水过程北京地区降水分布 (a．2008年7月30日20时—31日20时，b．2010年7月9日14时—10日06时)Fig. 1 Precipitation distributions of typeⅠMCS caused by mixed convection in the Beijing area (a. 20:00 BT 30-20:00 BT 31 July 2008, b. 14:00 BT 9-06:00 BT 10 July 2010)

图选项

图 2 第Ⅰ类中尺度对流系统深对流主导降水过程北京地区降水分布 ( a．2006年6月27日23时—28日02时，b．2011年6月23日15—23时， c．2006年7月9日21时—10日05时，d．2011年8月26日02—13时)Fig. 2 Precipitation distributions of type ⅠMCS caused by deep convection in the Beijing area ( a. 23:00 BT 27-02:00 BT 28 June 2006, b. 15:00-23:00 BT 23 June 2011, c. 21:00 BT 9-05:00 BT 10 July 2006, d. 02:00-13:00 BT 26 August 2011)

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图 3 第Ⅱ类中尺度对流系统(列车效应)对应的北京地区降水分布 (a．2012年7月21日10时—22日06时，b．2011年7月24日15时—25日13时， c．2008年7月4日17时—5日00时，d．2013年7月14日23时—15日18时)Fig. 3 Precipitation distributions of typeⅡMCS (Train Effect) in the Beijing area ( a. 10:00 BT 21-06:00BT 22 July 2012, b. 15:00 BT 24-13:00 BT 25 July 2011, c. 17:00 BT 4-00:00 BT 5 July 2008, d. 23:00 BT 14-18:00 BT 15 July 2013)

图选项

从图 1、2可以看到，第Ⅰ类中尺度对流系统形成的暴雨中心基本上位于北京西部山前地区(门头沟—石景山—海淀—昌平)，极少数降水中心位于北京中心城区，这些对流过程发生前后，对流层低层均存在富含水汽的东南气流(如图 4，其他略)。近年来的研究表明，这些对流暴雨中心的形成与对流层低层偏东暖湿气流在迎风坡强迫抬升并触发对流不稳定能量的释放以及局地强降水与边界层东风之间的正反馈过程有关(孙继松，2005b；张文龙等，2013)； 在城市热岛的作用下，靠近城区的山前地区一般存在较强的水平温度梯度，这种斜压强迫作用进一步强化了这一动力学过程(孙继松等，2008)；在某些天气背景下，如果存在强烈对流不稳定，城市热岛形成的边界层辐合线也可能触发并维持对流过程(孙继松等，2006；Meng，et al，2007)。

图 4 北京(40°N，116°E)上空的水汽通量(灰阶，g/(s·cm2·hPa ))、垂直运动 (实线对应下沉运动，虚线对应上升运动，hPa/s)、风矢量时间剖面(━表示强降水发生时段) (a．2010年7月8日08时—11日02时，b．2011年6月20日08时—24日02时)Fig. 4 Time-height section of the vapor flux (shading，g/( s·cm2·hPa)), vertical velocity (solid line shows decent, and dashed line is for ascending motion，hPa/s), and wind vector (Ordinate represents altitude： hPa； Abscissa is time; "━" shows the time domain of severe rainfall) (a. 08:00 BT 8 July-02:00 BT 11 July 2010，b.08:00 BT 20 June-02:00 BT 24 June 2011)

图选项

“列车效应”对应的中尺度多单体对流系统(第Ⅱ类)形成的暴雨区分布一般呈东南—西北走向分布，极端暴雨事件的形成往往与两次不同属性的降水过程有关(孙继松等， 2012a，2013；陈明轩等，2013):锋前暖区对流过程和锋面对流过程，因此，降水分布往往平行于低空急流轴或锋面(图 7)。

第Ⅰ类中尺度对流系统形成的暴雨中心分为两种：从雷达探测结果来看，混合对流型极端暴雨事件主要由几乎不移动的长生命周期单体反复生消造成(图略)，由于对流高度相对较低，多以混合型降水为主，降水中心的最低TBB一般高于-50℃(图 5a、b)，例如2008年7月30 —31日，北京西北部大暴雨过程的TBB甚至高于-20℃；2010年7月9日TBB的低值中心虽然低于-50℃，但是最大降水中心并不是由该对流过程造成的，而是位于其南侧(图 1b)。而深对流主导的极端暴雨事件一般由多个单体组织、合并、加强造成，由于对流单体的上冲云顶很高，最低TBB一般低于-55℃；由多单体构成的中尺度对流系统，在单体合并后，对流进一步发展，TBB进一步降低(图 6a—d)，因此，这类极端暴雨事件的短时强降水具有显著的间歇性(图 9)：第一阶段的强降水与单体对流发展过程对应，以后的短时强降水与对流单体组织、合并过程对应。由于深对流主导的强对流单体往往存在较强的冷池出流边界，单体之间的冷出流相互作用过程更容易触发新生对流，最终造成多单体的组织、合并过程；而混合型对流形成的冷池很弱，一般很难诱发新生对流，因此，多表现为 “非移动性”。

图 5 第Ⅰ类中尺度对流系统混合对流型极端暴雨事件强降水发生时的TBB (a．2008年7月30日23时，b．2010年7月9日17时)Fig. 5 TBB distributions corresponding to the extreme severe rain events caused by mixed convection of typeⅠMCS at the time when strong rainfall happens ( a. 23:00 BT 30 July 2008, b. 17:00 BT 9 July 2010)

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图 6 第Ⅰ类中尺度对流系统深对流主导的极端暴雨事件强降水发生时TBB的演变 (a．2006年6月27日23时，b．2006年6月28日00时，c．2011年6月23日16时，d．2011年6月23日19时)Fig. 6 TBB (℃) evolution corresponding to the extreme severe rain events caused by deep convection of typeⅠMCS (a. 23:00 BT 27 June 2006, b. 00:00 BT 28 June 2006, c. 16 :00 BT 23 June 2011, d. 19 :00 BT 23 June 2011)

图选项

第Ⅱ类中尺度对流系统形成的暴雨过程，初始阶段，TBB一般表现为相互独立的两个对流带，即与锋面系统对应的对流带和与低空急流轴对应的暖区对流带。强降水开始阶段，沿低空急流轴左侧传播的多单体对流系统(形成“列车效应”)强度明显强于锋面对流系统，即暖区内相互独立的对流单体对应的TBB更低；随着锋面对流带逐渐向东移动，低空冷空气逐渐侵入到暖区对流带中，两条对流云带逐渐合并(图 7a、b)，对流活动进一步发展(TBB更低)，或者由于暖区对流带截断锋面对流带的水汽入流，造成锋面对流减弱，而暖区对流带组织性更强(图 7c、d)。

图 7 列车效应”(第Ⅱ类中尺度对流系统)主导的极端暴雨事件强降水发生时TBB的演变 (a. 2011年7月24日14时，b. 2011年7月24日20时，c．2008年7月4日16时，d. 2008年7月4日21时；断线对应锋面云系， 黑色箭头指示锋面云带移动方向；实线对应暖区对流带，箭头表示单体的传播方向)Fig. 7 TBB evolution corresponding to extreme severe rain events caused by "Train Effect" (type Ⅱ MCS) (a. 14:00 BT 24 July 2011, b. 20:00 BT 24 July 2011, c. 16:00 BT 4 July 2008,d. 21:00 BT 4 July 2008; broken line is corresponding to frontal cloud, and the black arrow shows its moving direction; solid line represents warm convection zone and the arrow shows cell moving direction)

图选项

无论是哪一类过程，充足的水汽供应是极端暴雨事件发生的物质基础。不同类型的暴雨事件的大尺度水汽供应机制是否存在显著差异呢？

图 8给出了6次极端暴雨事件发中强降水发生过程时的整层水汽通量分布。可以看到，具备“列车效应”特征的第Ⅱ类中尺度对流系统具有基本相似的大尺度环境特征(图 8c—f)：(1)存在一支穿过暴雨区的西南低空急流水汽输送带，极端暴雨中心位于水汽通量辐合区；(2)多数情况下，这支水汽输送带的形成由源于孟加拉湾和西太平洋的两支暖湿季风气流共同构成；(3)西南低空急流西侧(河套东部—山西)存在深厚的水平风向辐合系统，即呈现典型的锋面系统结构。这种结构配置特征与Maddox等(1979)、孙继松等(2013)关于“列车效应”暴雨的研究结果基本一致。

图 8 极端暴雨发生时对应的1000—300 hPa整层水汽通量积分(单位：g/(s·cm2)) (a．2011年8月26日08时，b．2008年7月31日02时，c．2008年7月4日20时， d．2011年 7月24日20时，e．2012年7月21日20时，f．2013年7月15日08时) Fig. 8 Integrated vapor flux through the 1000—300 hPa atmosphere (g/(s·cm2)) when extreme severe rain events happen (a. 08:00 BT 26 August 2011, b. 02:00 BT 31 July 2008, c. 20:00 BT 4 July 2008, d. 20:00 BT 24 July 2011, e. 20:00 BT 21 July 2012, f. 08:00 BT 15 July 2013)

图选项

第Ⅰ类中尺度对流系统中，混合对流造成的极端暴雨事件的水汽输送往往与近海的偏东水汽输送有关，如2008年7月30—31日的暴雨事件与位于赣皖交界的登陆台风凤凰东侧的东南气流水汽输送充沛有关(图 8b)，东北地区冷空气东移形成高压底部的偏东气流，形成源于黄渤海的水汽输送也可能造成混合对流极端暴雨事件，例如2010年7月9日的局地极端暴雨(图 4a)。

第Ⅰ类中尺度对流系统中，由深对流主导的极端暴雨事件与强烈发展的对流中尺度系统有关。多数情况下，整层水汽含量并不大(图 8a)，由于对流层中上层一般存在比较深厚的干冷空气，水汽输送一般仅出现在对流层低层甚至仅在边界层内，由边界层东风气流形成的近海水汽通道是其重要的水汽输送形式，如2011年6月23日(图 4b)、2006年7月9日(图略)的西部山前暴雨。只有少数情况下，对流层中低层西南气流形成的水汽输送在深对流过程中起主导作用，如2006年6月27日暴雨过程中西南气流的水汽输送明显强于边界层内的偏东气流水汽通量(图略)。 总体而言，深对流主导的极端暴雨事件中，天气尺度或α中尺度的整层水汽含量一般不及混合对流造成的极端暴雨，远不及第Ⅱ类暴雨事件。

地面观测到的降水强度主要由云中垂直水汽通量(wq)和有效凝结率(E)决定(孙继松，2014)： 对于以对流降水为主的强降水过程，云中垂直上升速度(w)主要与对流有效位能的释放过程有关，云体内的有效凝结率与对流发展高度、倾斜程度等密切相关，而对流发展高度又与对流有效位能的大小关系密切。

由于实际探空时空分辨率的原因，完全准确地计算出对流中心区对流发生前后大气的对流不稳定能量是非常困难的(孙继松等，2012b)，目前只能根据与对流中心最近的实际探空资料进行大体上的估算。文中所分析的10次极端降水天气过程的暴雨中心大多位于北京探空站(54511，39.8°N，116.5°E)的西侧或东北侧(图 1)，即中心对流区没有经过探空站，而强降水发生期间，对流层中低层盛行西南气流或偏东气流，因此，利用实际探空资料计算的对流有效位能大体上表征了降水过程中环境大气的对流不稳定能量演变。

由于对流过程本质就是不稳定能量的快速消耗过程，因此，以冰雹或雷暴大风为主的强对流过程中，对流有效位能表现为强对流开始时，其峰值迅速下降，对流有效位能趋于0时，对流过程结束。从表 2可以发现北京地区极端暴雨事件期间环境大气的对流不稳定能量的演变特征：大多数情况下，极端暴雨的对流发生过程中，位于对流中心区外侧的环境大气中对流有效位能不仅没有下降，反而在大幅度增加，这表明与低层偏东风或西南低空急流对应的低空暖湿气流不仅是极端暴雨事件的水物质基础，也是维系对流发展的能量源，反过来，强降水发生时，由于强烈的上升气流抽吸作用强迫环境暖湿气流平流进一步加强，因而造成了入流方向环境大气对流有效位能的显著增加。某些天气过程降水发生后的对流有效位能比降水发生前有大幅下降，例如，2006年6月27日夜间至28日凌晨，北京南郊观象台对流有效位能值由2236 J/kg(27日20时)减小到51 J/kg(28日08时)，由于本次过程的主要降水时段发生在27日23时—28日02时，即28日08时北京南郊观象台的对流有效位能不能有效反映出对流发生过程中环境大气的对流不稳定状况。

混合对流为主的第Ⅰ类中尺度对流系统，其环境对流有效位能值一般比深对流为主的第Ⅰ类中尺度对流系统和第Ⅱ类中尺度对流系统小，因而，其对流发展高度低得多。这主要是因为，这类中尺度对流系统的暖湿输送比较浅薄或者强度较弱，例如：虽然2008年7月30—31日的极端暴雨事件与热带风暴或登陆台风的远距离暖湿输送有关，但是其暖湿输送层仅仅表现在850 hPa以下，而第Ⅱ类中尺度对流系统发展过程中始终存在一支以低空急流为主要特征的深厚暖湿输送带；另外，以混合对流为主的第Ⅰ类中尺度对流系统演变过程中，始终没有干冷空气的参与，因而，其对流有效位能一般明显低于有干冷空气参与的深对流降水过程。

一般认为，如果雷达反射率因子主要是由液态水滴产生的，那么反射率越大，雨强越大，地面降水强度与雷达反射率质心高度和暖云层内(0℃层高度以下)的反射率强度(排除冰雹过程)有关。那么，不同类型的极端暴雨过程中，瞬时降水强度(5 min降水量)与上述两个因子的关系是否存在显著差异呢？

文中所研究的10次极端降水过程中，最大瞬时雨强超过10 mm/(5 min)的共有8次。 图 9给出了其中6次代表性过程的主要降水时段，自动气象站5 min降水与对应时刻雷达像素点的最强回波所在高度和最大回波强度。其中图 9a、b、c为深对流主导的第Ⅰ类中尺度对流系统对应的极端暴雨事件，图 9d为混合对流主导的第Ⅰ类中尺度对流系统对应的极端暴雨事件，图 9e、f为第Ⅱ类中尺度对流系统对应的极端暴雨事件。

图 9 自动气象站5 min降水量(mm)与最大雷达反射率(10 dBz)及所在高度(km)的时序 (a．2006年6月27—28日(石景山)，b．2011年6月23日(石景山模式口)，c．2011年8月26日(朝阳)， d．2010年7月9日(海淀和平西桥)，e．2011年7月24日 (密云东邵渠)，f．2012年7月21日(石景山模式口)) Fig. 9 Time-variation of precipitation (mm) per 5 min from AWS, the maximum radar reflectivity (10 dBz) and its altitude (km) at the position of the AWS (a. 27-28 June 2006 at Shijingshan station; b. 23 June 2011 at Moshikou station in Shijingshan District; c. 26 August 2011 at Chaoyang station; d. 9 July 2010 at Heping Xi Qiao in Chaoyang District; e. 24 July 2011 at Dongshaoqu in Miyun County; f. 21 July 2012 at Moshikou station in Shijingshan District)

图选项

从图 9中可清楚看到：(1)无论是哪类极端暴雨事件，强降水发生时刻，强回波高度一般在4 km以下，仅有极个别时刻强回波中心高于5 km；从观察降水过程中0℃层高度(表 2)可以推断，强回波主要由大粒径水滴产生，其中，深对流主导的第Ⅰ类极端暴雨过程中最大降水时刻的强回波中心显著高于混合对流主导(包括暖区“列车效应”)的极端降水，例如2011年6月23日(图 9b)强降水开始时，最强回波中心高度达7 km，不排除其中含有霰或软雹。(2)强降水发生时刻，雷达反射率强度最强；北京地区极端暴雨事件最大降水强度对应的雷达反射率一般为40—50 dBz，而深对流主导的极端暴雨事件最大降水强度对应的雷达反射率可达55—60 dBz。(3)不同性质的对流过程，瞬时雨强与雷达反射率因子无法构成线性关系或指数关系；同一性质的对流过程，瞬时雨强与雷达反射率因子也无法形成对应关系，例如：深对流主导的第Ⅰ类极端暴雨过程中，2011年6月23日16时12—18分的最大回波反射率约为54 dBz，对应的雨强为27.7 mm/(5 min)，是本文所研究的10次极端暴雨事件中瞬时降水强度最大的，2006年6月27日23时00—06分的最大回波反射率达到64 dBz，对应的瞬时雨强仅为12.9 mm/(5 min)。(4)结合表 2可以看到，大多数情况下，强降水发生时刻的雷达回波顶高与环境大气对流有效位能的大小有较好的对应关系，但与最大回波反射率强度、降水强度对应关系不明显。

对北京地区2006—2013年10次不同类型对流性极端暴雨事件的基本特征进行了分析，其中，由单体或多单体混合对流型主导、深对流主导的第Ⅰ类中尺度对流系统短时强降水分别出现2和4次，由“列车效应”中尺度对流系统造成的极端暴雨事件4次。研究表明：

(1)第Ⅰ类中尺度对流系统造成的暴雨过程中，由混合对流主导和深对流主导的短时强降水系统的共同特点是：暴雨范围小或者说局地性更强，全市过程平均降水量远小于暴雨量级(50 mm)；而多单体形成的“列车效应”中尺度对流系统(第Ⅱ类中尺度对流系统)造成的暴雨范围更大，更容易出现区域性暴雨甚至大暴雨，这类极端降水事件的全市平均降水量远大于第Ⅰ类中尺度对流系统造成的极端暴雨事件，暴雨落区与中尺度对流系统雨带轴向一致。

(2)第Ⅱ类中尺度对流系统形成的暴雨分布一般呈东南—西北走向分布，极端暴雨事件的形成往往与两次不同性质的降水过程有关:锋前暖区对流过程和锋面附近的对流过程，因此降水分布往往平行于低空急流轴或锋面。而第Ⅰ类中尺度对流系统的暴雨中心一般位于西部山前地区或中心城区，前者的分布特征可能与近地面层偏东气流的地形强迫作用有关，后者可能与城市辐合线强迫有关。

(3)第Ⅰ类中尺度对流系统形成的暴雨中心分为两种情形：混合对流型极端暴雨事件一般由几乎不移动的长生命周期单体反复出现造成的，对流高度相对较低；而深对流极端暴雨事件一般由多单体组织、合并、加强造成，由于对流单体的上冲云顶很高，最低TBB一般低于-55℃，这类极端暴雨事件的短时强降水具有显著的间歇性：第一阶段的强降水与单体对流发展过程对应，以后的短时强降水与对流单体组织、合并过程对应。

(4)第Ⅱ类中尺度对流系统形成的暴雨过程，初始阶段，TBB一般表现为相互独立的两个对流带，即与锋面系统对应的对流带和与低空急流轴对应的暖区对流带，强降水开始阶段，沿低空急流轴左侧传播的多单体对流系统(形成“列车效应”)强度明显强于锋面对流系统，即：暖区内相互独立的对流单体对应的TBB更低；随着锋面对流带逐渐向东移动，低空冷空气逐渐侵入到暖区对流带中，两条对流云带逐渐合并，对流活动进一步发展(TBB更低)，或者由于暖区对流带截断锋面对流带的水汽入流，造成锋面对流减弱，而暖区对流带组织性更强、发展更旺盛。

(5)第Ⅱ类中尺度对流系统形成的暴雨天气过程具有类似的大尺度环境：(a)存在一支穿过暴雨区的西南低空急流水汽输送带，极端暴雨中心位于水汽通量辐合区；(b)这支水汽输送带的形成一般由源于孟加拉湾和西太平洋的两支暖湿季风气流共同构成；(c)西南低空急流西侧存在深厚的水平风向辐合系统，即呈现典型的锋面系统结构。多单体深对流主导的极端暴雨事件，多数情况下整层水汽含量并不高，由于对流层中上层一般存在比较深厚的干冷空气，水汽输送一般仅仅出在对流层低层甚至仅在边界层内，由边界层东风气流形成的近海水汽通道是其中重要的水汽输送形式。只有少数情况下，对流层中低层西南气流形成的水汽输送在深对流过程中起主导作用。也就是说，整层水汽含量对此类暴雨过程没有明显指示意义。

(6)大多数情况下，极端暴雨事件对流发生过程中，非对流中心区环境大气的对流有效位能不仅没有下降，反而较对流开始前增大，这一现象可能是由于对流中心强烈的上升气流抽吸作用，强迫环境暖湿平流进一步加强造成的。极端暴雨过程中，环境大气对流有效位能的大小一般与对流发展高度(雷达回波顶高)具有较好的对应关系，但是与强降水发生时刻最强回波高度无关：无论是哪类性质的极端暴雨事件，强降水发生时刻，强回波高度一般在4 km以下，仅有极个别时刻强回波中心高于5 km，其中，以深对流主导的第Ⅰ类中尺度对流系统对应的极端暴雨过程中最大降水时刻的强回波中心显著高于以混合对流(包括暖区“列车效应”)的极端降水。