1 引　言

极端降水天气事件，因其较高的致灾性，一直受到了预报人员和学者们的普遍关注，近年来一些研究（Groisman，et al，1999；Guhathakurta，et al，2011；Zhu，2013；Lehmann，et al，2015）发现，许多地区的降水气候态有向极端化方向发展的趋势。针对中国暴雨，陶诗言（1980）提出了两类持续性暴雨的环流模型：经向型和纬向型。雷雨顺（1981）进一步总结了经向型持续性大暴雨的环流形势特征，发现暴雨区北部和东部两个阻塞高压所构成的稳定大形势，是经向型特大暴雨环流形势稳定的主要物质和能量来源。丁一汇（1994）指出，持续性暴雨常出现在环流系统稳定时期，天气尺度和中尺度系统有可能在同一地区反复出现或沿同一路径移动，以致造成很大的累计雨量。

极端降水事件具有较强的地域差异，其控制和影响系统也多有不同（牛若芸等，2018）。Tang等（2006）考虑降雨的强度、范围、持续时间和累计降水量等，选取1951—2004 年中国夏季（4—8 月）197次持续性暴雨事件，从强度、区域、大尺度环流形势等多种角度进行分类，探讨各类持续性暴雨的特征。鲍名（2007）根据大尺度环流特点将区域持续性暴雨归为渤海辽西型、北方经向型、南方锋面型和华南低压型4种典型空间分布型后，总结了各类型区域持续性暴雨的大尺度环流背景。丁一汇（1993）在研究1991年6—7月江淮大范围持续性暴雨后指出，梅雨锋持续停留在江淮地区是造成此次过程的主要原因。张端禹等（2012）按500 hPa华南附近主要低值系统划分，将华南前汛期持续性暴雨分为东亚槽底型、南方低槽型、孟加拉湾槽前型、西风波动型和热带风暴型5类，研究了它们在降水中心、影响系统、水汽条件等方面的异同。汪汇洁等（2014）基于标准化的格点降水量距平场，利用空间相关分析，对江淮和华南区域非台风影响的持续性暴雨事件进行了客观分类研究。

华北是中国三个暴雨集中分布区之一（Tao，et al，1981），很早就受到气象学家和预报人员的关注，气象工作者从华北暴雨的大尺度环流形势、中低纬度系统相互作用、水汽输送特征、高低空急流的作用、天气尺度和中尺度系统以及复杂地形和下垫面在华北暴雨中的作用等诸多方面做了许多研究，取得大量研究成果，并指出华北暴雨的季节性、区域性、持续性等与发生在中国南方的暴雨有较大区别（“华北暴雨”编写组，1992；周鸣盛，1993；闵屾等，2008；张文龙等，2012）。20世纪90年代以来华北区域性极端降水事件呈减少趋势（Zhai，et al，2005；Zhou，et al，2017），因而近年来的研究多基于单日暴雨或是局地性个别极端事件展开，基于华北地区不同环流背景下的区域持续性暴雨事件的共性特征对比研究明显不足。本研究从近56年来华北地区区域持续性强降水事件中筛选出极端暴雨过程，在此基础上，通过分类合成分析方法对比分析不同环流背景下的区域持续性极端暴雨的降水特征、环流特征和动力学结构特征，以期凝练不同环流背景下的华北地区持续性极端暴雨过程的共性和差异化表现。

2 资　料

所用降水资料来自中国气象局国家气象信息中心，统计站点包括内蒙古自治区 110°E以东、44°N以南地区以及北京市、天津市、河北省、山西省所有人工气象观测站（图1）1960—2015年日降水资料（日界为08时）。该区域选择既考虑到了华北地区的地理范围和行政区划，又剔除了与华北核心区域存在显著气候差异的内蒙古西部（干旱气候区）和内蒙古东北部地区（东北气候区）。截至2015年，该区域内共有339个国家气象观测基本站。针对华北地区不同类型暴雨的天气形势分析，使用的是1960—2015年的NCEP /NCAR 2.5°×2.5°每隔6 h一次的再分析资料。

3 区域持续性强降水、极端暴雨过程的筛选方法

由于中国不同区域降水差异较大，对于区域持续性极端暴雨尚无统一的标准，但是从降水范围、历时和强度3个基本条件来描述“区域持续性暴雨”是没有歧义的；至于“极端性”，目前最常见的是采用某个百分位值作为极端降水的阈值（翟盘茂等，2003；闵屾等，2008；钱维宏，2011）。针对极端降水的持续性，研究（闵屾等，2008；Chen，et al，2013）表明，中国北方地区极端降水的持续性较差，华北地区持续2 d的极端降水过程发生的频率仅为8%左右；对于“区域”的定义主要有网格点数和站点数两种，当研究范围较大，站点分布不均匀时，利用网格计算符合极端降水标准的范围比较合理（鲍明，2007；闵屾等，2008；汪汇洁等，2014），而对于局部区域且站点分布相对均匀的情况，则多采用站点数量来衡量范围（胡亮等，2007；张端禹等，2012）。对于国家基本气象观测站网空间分布相对均匀的华北地区而言，多大比例站点数出现强降水被认为是一次“区域强降水过程”是恰当的呢?由于不同年代国家基本气象观测站的站点数不同，本研究所选择的区域在20世纪60年代共有站点223个，70年代以后逐渐增多，超过300个，选取发生在不同年代、且被不同研究人员作为华北地区典型强降水过程进行过研究（刘盎然等，1979；雷雨顺，1981；孙建华等，2005；鲍明，2007；孙继松等，2012）的10次（每个年代2次）过程（表1），分析图1所示范围内不同阈值的日降水量站点数占区域内当时所有站点数的比可以发现：典型区域持续性暴雨过程中，日降水量≥25 mm的站点数与区域总站数的比稳定在30%左右，其相对离散程度（相对标准差）远小于大暴雨日（≥100 mm）、暴雨日（≥50 mm）站点。因此，以30%站点的平均日降水量≥25 mm表征一次区域持续性强降水过程是合理的。

基于以上分析，对图1范围内1960—2015年所有站点每日降水量按大小降序排列，若当日的前30%站点降水量的平均值≥25 mm（即30%站点的平均日雨量达到大雨量级以上），且持续日数≥2 d，则定义为一次区域持续性强降水过程。期间满足上述条件的天气过程共有125次（表略）。计算图1中每个站点在上述125次区域持续性强降水过程的每日降水量，每个站点可以得到289个（ $ M=\displaystyle\sum\limits_{i=1}^{125}{D}_{i} $ ，其中，D_i是第i次过程的持续天数）记录，取90百分位对应的日降水量作为该站点的极端日降水阈值（图2）。可以看到，太行山、燕山山前平原地区对应的极端日降水阈值相对较大，均超过75 mm，其中，北京西南部、河北东北部以及天津沿海部分地区阈值超过125 mm。与图1中所有站极端降水日对应的持续性强降水过程，其累计降水量的区域平均值为76 mm。借鉴吴正华等（2000）把持续性降水过程转化为“相当暴雨日”的思路，将华北地区所有站点极端降水日对应的持续性强降水过程累计降水量的区域平均值（76 mm）作为极端暴雨过程的阈值。考虑到华北暴雨过程中极端降水站点的离散性（即局地性）特征，若125次区域持续性强降水过程中，任意一次过程的全部站点按其过程累计降水量降序排列，排序前30%站点的过程累计降水量的平均值（以下称为：平均极端降水量）超过76 mm，则记录为一次区域持续性极端暴雨过程。1960—2015年共有56次暴雨过程达到区域持续性极端暴雨过程的标准（表2）。

4 华北区域持续性极端暴雨事件的一般特征 4.1 年际变化趋势

从1960—2015年华北区域持续性极端暴雨过程统计（图3）可见，华北地区持续性极端暴雨事件次数、平均极端降水量在最近20年来（1996年以后）明显减少，这与他人对华北地区降水趋势变化研究的结论相似（Zhai，et al，2005；李红梅等，2008；刘海文等，2011），即华北地区近年来的降水量、降水频数以及暴雨降水强度等均存在下降趋势，这主要是由于华北地区年降水量基本上是由暴雨事件的多寡决定的（吴正华等，2000）。从区域持续性极端暴雨过程发生时间（图4）来看，最早出现在6月下旬，最晚出现在9月下旬（1961年9月），超过一半的区域持续性极端暴雨过程发生在7月下旬至8月上旬，这与华北的主雨季是一致的（汪卫平等，2015），即所谓“七下八上”。

4.2 空间分布和环流特征

地形对华北地区强降水具有显著影响（Xiao，1994；孙继松，2005；廖菲等，2009；章翠红等，2018），在56次区域持续性极端暴雨过程中，日降水量≥25 mm频率较高的站点主要集中在华北平原地区（图5a），其中北京平原地区频率最高，大部分超过40%；其次为天津内陆和河北中部；太行山山脉以西、燕山山脉以北的站点出现频率在20%以下。从上述56次事件过程降水量的平均值在空间上的分布（图5b）情况来看，除了北京城区，平均降水量≥50 mm的等值线西边界和北边界大体上与200 m地形高度线走向一致，但是这些暴雨过程在站点上的平均降水量分布与日降水量≥25 mm的频率分布并不完全一致，例如北京城区是大雨以上频率最高的区域之一，但是在这56次过程累计降水量的平均值并不大；而燕山东南侧的站点上出现大雨以上的频率并不是最大的，但过程累计降水量的平均值最大（超过75 mm），极大值位于200 m地形高度线附近。对比图2与图5b可以发现，56次极端暴雨事件的平均降水量大值中心与极端日降水强度的分布基本一致，也就是说，极端暴雨事件中最大降水中心形成的决定因素是极端降水强度，而非降水持续时间。这可能与华北极端暴雨过程期间近地面层盛行东南气流有关，更靠近渤海湾的燕山东南部山前迎风坡更有利于加大降水强度而非降水持续时间。

从56次华北区域持续性极端暴雨过程的合成平均环流与夏季（6—8月）常年平均距平场（图6）可以看到：华北区域持续性极端暴雨期间，青藏高原以东的经向型环流特征显著（所谓一槽一脊型）。在500 hPa位势高度上，125°E附近为正距平中心，强度超过32 dagpm，新疆东部至蒙古中部出现−8 dagpm的负距平中心，华北中部呈现非常强烈的东西向位势梯度，表明平均而言，华北持续性极端暴雨过程中经向型斜压特征比较清晰。与此同时，与中纬度位势高度正距平中心对应的低纬度洋面上出现了两个负距平中心，也就是说，华北持续性极端暴雨期间，大多数情况下热带风暴系统相对活跃。华北地区对流层低层850 hPa表现为较强的南风距平，它是由两支气流汇合形成的：主要一支由东部500 hPa位势正距平南侧的偏东气流转向而形成，另外一支是沿高原东侧的西南气流，这与最近的一些北京地区极端降水事件的研究结果（廖晓农等，2013；孙继松等，2015；杨波等，2016）是一致的。华北地区850 hPa的假相当位温呈现明显正距平，距平中心值超过6 K。上述这种配置结构表明，华北地区大多数持续性极端暴雨过程的形成，与中低纬度天气系统相互作用、远距离暖湿输送造成的暴雨区斜压性增强和层结不稳定发展有密切关系。

5 华北区域持续性极端暴雨过程的分类方法 5.1 客观分类

对大气环流具有显著差异的暴雨事件进行合成分析，容易造成具有天气学指示意义的环流特征和动力学结构特征被掩盖；而针对具有环流背景相似的暴雨事件的合成分析能够更好地揭示其共性特征。基于具有天气学意义的大尺度环流背景分类或者分型是合成分析的前提。

聚类分析（Balling，et al，1982；么枕生，1998）是一种对天气系统进行客观分析的方法，已在气候研究、环流分析、气候区划中得到广泛应用（施能等，2002；丁裕国等，2007；何州杉月等，2011），本研究使用的是分级聚类，该方法不指定最终的类数，结论将在聚类过程中寻求。使用的诊断量是500 hPa位势高度场和850 hPa温度场，目的是将华北区域持续性极端暴雨过程按照基本环流特征和斜压性特征做归类分型。对于持续2 d的降水过程，利用该期间的所有时次（共计8个时次）平均场进行聚类分析；对于持续时间大于2 d的过程，使用平均极端降水量最大的2 d平均场进行聚类分析。

定义距离系数c

$ c = 1 - \left(\frac{{A_{{{ij}}}^{\rm{H500}} + A_{{{ij}}}^{\rm{T850}}}}{2}\right) $

(1)

其中， $A_{ij}^{\rm{H500}}$ 和 $A_{ij}^{\rm{T850}}$ 分别为第i个样本和第j个样本之间500 hPa位势高度场和850 hPa温度场的距平相关系数

$ {A_{{{ij}}}} = \frac{{b(x_i'x_j')}}{{\sqrt {d[x_i'] \times d[x_j']} }} $

(2)

其中， $b\left({{{x_i'}}{{x_j'}}} \right)$ 为第i个样本与第j个样本的协方差， $d\left[ {{x'_i}} \right]$ 和 $d[ {{x'_j}} ]$ 分别为第i个样本与第j个样本的方差， $x' = x - \bar x$ ， $\bar x$ 为6—8月气候平均值。

计算所有个例之间的距离系数（c），采用最小距离法，首先将每次过程各成一类，然后根据过程之间距离系数最小的原则，逐级归并，最终归为一类。这就涉及到需要确定何种聚类结果是合理的，在此采用以下原则：（1）类内成员间的距离系数尽可能小；（2）类与类的距离系数尽可能大；（3）由于使用了距平相关系数作为衡量相似程度的标准，需要保证上述两种距离系数通过显著性t检验。

基于500 hPa位势高度场、850 hPa温度场，采用最小距离法对56次持续性极端暴雨过程进行聚类分析（图7），当分为5类时，类内最大距离系数和类间最小距离系数出现陡增，当分类数≤4时，两者均不能通过95%的显著性检验（n=273），据此将56次过程客观分为5类，具体分类结果如表3。

5.2 客观分类的天气学检验

对造成极端天气事件的天气系统进行人工分类或分型，然后进行合成分析，是针对天气尺度系统进行合成研究常用的研究方法（陶诗言，1980；丁一汇等，1980；雷雨顺，1981；杨波等，2016；孙建华等，2005；Luo，et al，2016），这种分类方法的缺点在于过渡依赖研究者的主观判断，由于统计样本不同，分类或分型标准不同，而且大部分华北暴雨过程都存在两个或两个以上天气尺度系统相互作用或相互叠加，往往造成不同研究者的分类结果难以统一；而基于基本要素的数学客观分类，又可能出现天气学意义不明确的聚类分型。上述客观方法得到的分类是否具有显著不同的天气学意义呢?在客观分类研究的基础上，进一步对每一类持续性极端暴雨过程的环流形势逐一进行天气学检验。通过对56次暴雨过程的主要影响天气系统和物理量要素对比后发现：第1类（23次）主要表征了深厚高空槽系统受东侧高压阻挡后形成的暴雨过程，雨带呈东北—西南向分布，称为经向型；第2类（25次）主要代表了纬向型副热带高压北侧西风带系统产生的暴雨过程，雨带偏向于纬向分布，称为纬向型；第3类（4次）主要代表减弱的登陆热带气旋北上后受东部高压阻挡停滞或与西风带低槽相互作用造成的持续性降水，称为减弱的登陆热带气旋型；第4类中3次过程均是由深厚的高空槽东移带来的典型锋面降水，同样具备经向型环流特征，但是因发生在6月底，此时副热带高压主体尚未北跳，平均脊线位置在25°N附近，称为初夏型；第5类仅有一例（1979年7月2—3日），是一次东北冷涡后部的干冷空气与副热带高压北侧西风气流相互作用形成的暴雨天气过程，暴雨主体位置偏向华北东部；由于这类持续性极端暴雨过程仅有一次，后文不再讨论。

需要指出的是，第1类持续性极端暴雨过程中，1962年7月24—26日、1982年7月30日—8月4日、1994年7月12—13日3次过程，虽然受到深厚的西风槽影响，但是北上减弱的登陆热带气旋与西风带槽相结合，是西风槽加深并长时间稳定维持形成经向型持续性极端暴雨的主要成因（图略），之前的相关研究（孙建华等，2005；边清河等，2005）认为上述3次过程属于登陆台风影响造成的暴雨，因此，现将1962年7月24—26日、1982年7月30日—8月4日、1994年7月12—13日3次过程归为第3类。经过天气学检验后，将本研究的对象分为经向型（20次）、纬向型（25次）、减弱的登陆热带气旋型（7次）、初夏型（3次）（表4）。

6 不同类型华北区域持续性极端暴雨过程的基本特征 6.1 降水空间分布特征

图8为不同类型华北区域持续性极端暴雨过程中站点日降水量≥50 mm的频率、平均的累计降水量空间分布（图中包括了河南、山东等地的站点降水量，但没有给出站点位置和暴雨频率），可以看到：整体来看，日降水量≥50 mm的高频站点分布和平均累计降水量大值中心分布并不完全一致。其中，对于经向型（图8a），日降水量超过50 mm频率最高的站点主要位于北京东部和南部地区（超过25%），但是平均累计降水量最大中心位于京津冀交界区域，次大中心位于河北西南部，该区域暴雨中心与南太行山山前的暴雨日频率中心有良好的对应关系，平均来看，这类过程的平均累计降水量在4类暴雨中最小；纬向型（图8b），日降水量超过50 mm频率较高的站点主要分布在河北东北部—北京东南部—河北中东部一带（超过20%），即燕山南坡和太行山中部山前的平原地区，站点暴雨日最大频率明显低于经向型，但是平均累计最大降雨量却比经向型明显偏大，从河北东部到天津、河北中部一带有较大区域平均累计雨量超过80 mm，河北东部—天津北部甚至超过90 mm。表明这类极端暴雨中心主要是通过更加持续的降水形成。减弱的登陆热带气旋型（图8c），日降水量超过50 mm高频率站点相较经向型和纬向型更多，站点频率超过30%的区域主要位于河北东北部（燕山东南侧及相邻的平原地区）和北京东部平原地区，远离地形的河北中部至天津的平原地区也存在一个日降水量超过50 mm的高频率带（超过25%），雨带分布为显著的东北—西南向，两个平均累计降水大值中心分别位于燕山南侧和南太行山东侧的冀豫交界地区，平均累计降雨量为4类区域持续性极端暴雨最大，大范围超过70 mm，尤其是在河北东北部—天津东北部一带，有较大区域超过100 mm。初夏型（图8d），日降水量超过50 mm的高频率站点和过程最大累计降水量的区域重叠性较好，均位于北京南部—河北中部一带，最大降水量超过100 mm，最大频率超过30%。从上述4类区域持续性极端暴雨过程的平均累计降水量分布可以看到，过程平均累计降水量超过50 mm的区域一般发生在燕山以南、太行山以东，即地形向平原地区的过渡带以及平原地区；但是对于纬向型、初夏型两类过程，太行山西侧的山西中部存在平均累计降水量达到暴雨量级（≥50 mm）的降水，尤其是初夏型过程中，山西中西部个别站点出现日降水量超过50 mm的频率并不比大多数华北东部平原站点低，其中4个站点的频率超过25%，且在中部存在一个独立的累计降水量暴雨中心（超过60 mm）。

6.2 环流形势与动力学结构特征对比

大量的研究结果（Ding，1992；Tang，et al，2006；孙建华等，2005；雷蕾等，2017）表明，中纬度地区形成区域持续性极端暴雨的基本条件包括：相对稳定的大尺度天气系统配置结构、持续的水汽供应、强而持久的上升运动、对流环境的反复重建等。6.1节的研究已经表明，不同大气环流背景下的暴雨日频率与过程平均降水量分布并不完全一一对应，这可能与不同天气系统配置结构下的热力学、动力学过程的演变差异有关。为了揭示不同环流特征背景下的华北区域持续性极端暴雨的普遍性差异特征，以下利用分类合成方法进行对比分析。

对于持续2 d的每一次区域持续性极端暴雨过程，计算该期间所有时次（共计8个时次）不同等压面上相关要素（包括位势高度、矢量风场、垂直速度、水汽通量、假相当位温等）的平均场，对于持续时间＞2 d的过程，使用平均极端降水量最大的2 d平均场，然后对表4中的不同环流类型的过程再进行分类合成平均。从4类区域持续性极端暴雨过程的分类合成环流场相对于夏季气候平均场（图9）可以看到：经向型过程最显著的特征表现为（图9a）：（50°N，125°E）附近的位势高度正距平中心（中心值＞54 dagpm）与华北西部的低压槽（（37.5°N，110°E）位势高度负距平中心值＜−20 dagpm）构成相对稳定的大尺度环流背景；沿二级阶梯地形东侧、贯穿中低纬度的异常强盛的低空西南气流与副热带高压西侧异常的偏东风气流在华北地区汇合，形成异常强劲的偏南低空急流，两支气流的汇合区也是水汽通量最大的区域，暴雨中心偏向于水汽通量大值中心的左侧，也是偏南低空急流轴左侧；从水汽通量的距平分布（图9a）可以看到，这类华北暴雨的水汽贡献主要来自于贯穿中低纬度的异常强盛的低空西南气流，从中南半岛、北部湾一直延伸至45°N以北；令人意外的是，来自于西太平洋东岸的这支异常偏东气流对应的水汽通量为负异常，这表明，平均而言，与西太平洋副热带高压有关的这支气流对这类过程的总体水汽贡献并不大。结合以上降水和环流特征，沿40°N做纬向高度剖面（图10a）可以看到：穿过锋区的东西向次级环流异常非常清晰，锋区后侧110°E以西为异常下沉运动，异常上升支几乎贯穿整个对流层，位于异常偏南风气流中，并且与锋前的假相当位温正距平中心重合，该区域对流层中层存在弱的异常不稳定区（ $\dfrac{{\partial} {\theta }_{\rm{se}}^{'}}{{\partial} p}{\text{＞}}0$ ），弱的干冷空气从东西两侧侵入暴雨区低层。对于华北地区来说，由于夏季气候平均场对流层中下层（700 hPa以下）本身是层结不稳定的，而中上层逐渐由中性层结过渡到稳定层结（图略），因此，经向型环流特征背景下的华北区域持续性极端暴雨过程一般伴随有对流性降水，对流层中低层贯穿中低纬度的低空急流不仅有利于持续的水汽输送，而且对于暴雨区对流不稳定的反复重建至关重要。

纬向型（图9b）与经向型在环流形势上的区别主要表现在：大陆东岸的位势高度正距平中心偏南偏西约10个纬/经度，即西太平洋副热带高压呈纬向型，西伸至中国中东部地区（与过程平均500 hPa位势高度场对应，图略），而华北西部的位势高度负距平值很小，远没有经向型显著（最小负距平＜−20 dagpm），冷空气主体在40°N以北，即在平均位势高度场上表现为位置偏西、强度偏强的西太平洋副热带高压北侧西风带浅槽影响的大尺度环流背景，同时，在副热带高压南侧的南海北部和台湾岛以东洋面热带低压系统更为活跃，统计结果显示，25次纬向型过程中的13次，在上述区域存在热带气旋活动，而20次经向型过程中有约三分之一（7次）存在热带气旋活动。副热带高压与热带低压系统间的异常偏东气流区对应的水汽通量为正异常，即这类华北区域持续性极端暴雨的水汽贡献主要由西北太平洋沿副热带高压外围输送至暴雨区，当副热带高压南侧存在热带风暴时，将进一步强化这种水汽输送强度；结合以上降水和环流特征，沿117.5°E做经向高度剖面（图10b），可以看到，纬向型的次级环流经向特征明显，对应的锋区异常的强度（ $ {\theta }_{\rm{se}}' $ 水平梯度）显著强于经向型，异常上升运动与暴雨区对应，下沉气流异常分别位于 45°N以北和32.5°N以南，强上升运动的异常中心（＜−0.1 Pa/s）位于300—400 hPa，远不如经向型深厚；假相当位温正距平区狭窄而深厚，且假相当位温正距平（中心最大值＞7.5 K）显著强于经向型（中心最大值略大于4.5 K）；与经向型过程的中层层结异常不稳定状态不同，纬向型的对流层中下层的层结稳定度与整个夏季状态相当，即 $\dfrac{{\partial} \theta _{\rm{se}}^{'}}{{\partial}p}\approx 0$ ，结合 $ {{\theta }_{\rm{se}}^{'}} $ 水平梯度比经向型更强，但强上升运动异常不如经向型深厚的特点，表明这类暴雨过程中的对流活动一般不如经向型剧烈，锋区上的混合性降水或者稳定的持续性降水特征更清晰。这可能是这类暴雨过程中，站点上日降水量超过50 mm的最大频率明显低于经向型，但是累计平均最大降雨量却比经向型明显偏大的主要原因：锋区上的稳定性或混合性降水虽然强度上比对流性降水弱，但是持续性更好，降水范围往往更大且在空间分布上更均匀。

从环流特征分类来说，减弱的登陆热带气旋型也是由经向型环流主导，但是其位势高度场的经向度比一般的经向型过程更大（图9c），中国东部沿岸附近的位势高度距平水平梯度也更大：位势高度正距平区位于135°E附近从台湾东南洋面贯穿至中国东北东部的广大区域，即西太平洋副热带高压呈经向型“块状结构”且异常偏强；115°E和110°E附近存在南北两个位势高度负距平中心，分别对应减弱的登陆热带气旋的平均位置（中心强度＜−20 dagpm，平均位置中心位于30°N附近）和中高纬度西风带系统（中心强度＜−28 dagpm，平均位置中心位于45°N附近），华北区域持续性极端暴雨位于南北两个低值中心之间，即减弱的登陆热带气旋环流顶部的偏东气流区；与500 hPa位势高度距平水平梯度对应的是，对流层低层850 hPa上存在一支异常强的偏南低空急流和水汽输送带，华北东部的水汽通量距平＞6 g/（s·hPa·cm），强度约为一般经向型过程的2倍。这支低空急流通过南海西南季风与25°N以南的偏西风异常联系起来，横跨孟加拉湾与中南半岛的这支水汽异常偏西风通过减弱的登陆热带气旋“中转”，对这类暴雨过程的水汽输送产生了重要作用。该类暴雨与一般经向型环流主导过程的另一个重要区别在于：经向型环流背景下的暴雨区附近850 hPa高度上是一致的偏南风异常，而在减弱的登陆热带气旋环流背景下，位于其顶部的偏东气流强异常区的西北侧有弱的偏西气流异常，这进一步证实了中高纬度弱冷空气的侵入对形成这类暴雨过程的重要性。

沿40°N的纬向高度剖面（图10c）可以看到，区别于经向型暴雨过程，减弱的登陆热带气旋型暴雨中心东西两侧的两个假相当位温锋区均表现为随高度向西侧倾斜，暴雨中心位于西侧假相当位温锋区附近，位于暴雨区东侧、与低空急流对应的假相当位温正距平（中心最大值＞7.5 K）显著强于经向型暴雨过程，异常中心位置更低，位于700 hPa附近，与之对应的对流不稳定和南风异常都更强；在117.5°E经向剖面（图10d）上，假相当位温正距平中心（中心最大值＞9 K）与减弱的登陆热带气旋对应，大范围异常的垂直上升运动从低纬度一直延伸至华北北部，最大的异常上升运动中心（−0.14 Pa/s）并不是位于登陆气旋的位置而是位于登陆气旋暖湿舌的顶端，即40°N附近的暴雨中心，最大异常强度约为经向型暴雨的1.4倍，异常下沉支位于降水区的东北侧（45°N附近）。靠近异常暖湿舌顶端的对流不稳定和锋面附近的条件性对称不稳定的维持机制对这类持续性极端暴雨过程可能是非常重要的，通过减弱的登陆热带气旋东北侧低空急流持续的暖湿平流输送对于不稳定机制的维持也至关重要。因此，更充沛的水汽输送、更强的上升运动和更深厚的不稳定大气状态，是登陆台风与中高纬度弱冷空气相互作用下的华北暴雨比一般经向型环流背景下的华北暴雨强度更大的直接原因。

初夏型（图9d），从中纬度500 hPa位势高度场距平分布情况来看，高空槽（110°E附近的位势高度负距平中心）与东部高压坝（130°E附近的位势高度正距平中心）的维持，形成了有利于华北暴雨发生的大尺度环流形势，对流层中层的冷空气势力是4类持续性极端暴雨过程中最为强盛的，与之对应的500 hPa位势高度比暖季平均值偏低幅度超过40 dagpm；远距离平均水汽输送通道与减弱的登陆热带气旋型相似，活跃的印度季风低压中心（位于（25°N，80°E），最大距平小于−18 dagpm）南侧，异常强盛的纬向低空西南气流携带充沛的水汽，穿过中南半岛、北部湾后，转为西南—东北向穿越中国中部一直延伸至45°N以北。由于这类持续性极端暴雨过程主要发生在6月下旬，副热带高压主体尚未北上，其脊线尚在25°N以南，华南沿海至台湾东南洋面存在明显的位势高度正异常中心。在经向剖面（图10e）结构上，存在清晰的随高度向北倾斜的假相当位温锋面结构，与之对应的垂直环流表现为沿锋面向北倾斜的深厚上升运动异常、在暴雨区北侧（48°N以北）的下沉运动异常。其上升运动异常强度接近减弱的登陆热带气旋型暴雨（−0.14 Pa/s）；大范围中低层偏南气流异常程度也比经向型和纬向型更强。与之对应，对流层中层存在一个大于6 K的假相当位温中心；对流层低层存在较强的风垂直切变异常和一定强度的层结不稳定异常（华北地区 850 hPa以下 $\dfrac{{{\partial} \theta_{\rm{se}}^{'}}}{{\partial} p}{\text{＞}}0$ ），由于在夏季气候平均场上，对流层中下层（700 hPa以下）是层结不稳定的，850 hPa以下假相当位温异常（ $\dfrac{{{\partial} \theta _{\rm{se}}^{'}}}{{\partial} p}{\text{＞}}0$ ）表明其不稳定层结比夏季平均更强。因此，初夏时期的华北持续性极端暴雨过程一般与锋面系统强迫下的对流性强降水过程有关，这种天气尺度形势和热动力学不稳定背景下的对流性降水强度大且组织化程度较高，这可能是这类暴雨过程的日降水量≥50 mm的高频站点分布与过程累计平均降水量最大区域重叠性较好的天气学原因。

综上所述，华北地区4类区域持续性极端暴雨过程一般都与不同天气系统配置结构下的锋面动力学过程有关，但是由于锋面结构特征、环境大气层结状态以及与低空急流有关的暖湿输送通道和强度不同，造成不同环流特征背景下，日降水量超过50 mm的高频站点和平均累计降水量在空间分布上表现出明显差异。从远距离水汽输送通道来看，源于西太平洋副热带高压南侧的水汽通道只在纬向型过程中起主导作用；初夏型以及减弱的登陆热带气旋与西风带系统相互作用造成的华北区域持续性极端暴雨过程中，印度季风低压活跃造成的25°N以南异常强盛的纬向低空西南气流携带充沛的水汽，穿过中南半岛后通过西南低空急流或者减弱的登陆热带气旋“中转”，是这两类暴雨区的主要水汽来源；经向型环流背景下的水汽输送也与这支位于青藏高原南侧的西风气流异常有关。这可能是华北地区夏季降水与印度季风降水的相关性显著强于中国东部其他地区的主要原因（郭其蕴等，1988；Zhang，et al，1999）。从大气层结来看，经向型、初夏型和减弱的登陆热带气旋型过程都表现出不同程度的对流不稳定异常（ $\dfrac{{\partial} {\theta _{\rm{se}}^{'}}}{{\partial} p}{\text{＞}}0$ ），低空急流持续的暖湿平流输送有利于层结不稳定的维持和重建；更充沛的水汽输送、更强的上升运动和更深厚的大气层结不稳定状态，是减弱的登陆热带气旋与中高纬度冷空气相互作用触发的华北暴雨比一般经向型环流背景下的华北暴雨强度更大的直接原因；初夏时期的华北区域持续性极端暴雨过程一般与随高度向北倾斜的锋面系统强迫下的对流性强降水过程有关，这种天气形势和热动力学不稳定背景下的对流性降水强度大且组织化程度更高，造成这类持续性极端暴雨过程的日降水量超过50 mm的高频站点分布与过程累计平均降水量最大区域重叠性更好，而大多数经向型过程中可以明显地区分为锋面前暖区一侧的对流降水与锋面降水过程（孙继松等，2015，2012；雷蕾等，2020），造成日降水量超过50 mm的高频站点分布与过程累计平均降水量最大区域重叠性相对较差。

7 结　语

利用1960—2015年华北地区国家气象观测基本站（截止到2015年共计339个）的逐日降水资料，综合考虑强降水的区域特点，筛选出华北地区56次持续性极端暴雨过程，利用基于距平相关系数的客观聚类分析方法，将其中的55次持续性极端暴雨过程分为经向型、纬向型、减弱的登陆热带气旋型和初夏型4类。通过分类合成分析方法对比揭示了不同环流背景下的华北区域持续性极端暴雨的降水特征、环流特征和动力学结构特征，发现：

（1）华北区域持续性极端暴雨过程的季节分布规律与华北的主雨季是一致的。其中纬向型过程（25次）出现最多，主要出现在7月下旬至8月，经向型（20次）次之，主要出现在7月至8月上旬，减弱的登陆热带气旋型主要出现在7月下旬至8月上旬，初夏型均出现在6月下旬。

（2）华北地区持续性极端暴雨过程平均累计降水量最大的区域一般出现在山区向平原地区的过渡带和平原地区，但不同类型的暴雨落区也存在一定差异，其中纬向型和初夏型在太行山西侧的山西中部存在平均累计降水量达到暴雨量级（≥50 mm）的降水，而典型的经向型环流（经向型和减弱的登陆热带气旋型）主导下的暴雨过程在山西高原的降水要弱得多。

（3）由于锋面结构特征、环境大气层结状态以及与低空急流有关的暖湿输送通道和强度不同，造成不同环流特征背景下，4类持续性极端暴雨过程日降水量≥50 mm的高频站点和过程平均累计降水量在空间分布上表现出明显差异。

从水汽输送通道来看，源于西太平洋副热带高压南侧的水汽通道只在纬向型环流主导下的华北区域持续性极端暴雨过程中起主要作用；经向型、初夏型以及减弱的登陆热带气旋与西风带系统相互作用造成的暴雨过程中，水汽输送都与活跃的印度季风低压造成25°N以南异常强盛的纬向低空西南气流有关。这可能是华北地区夏季降水与印度季风降水的相关性显著强于中国东部其他地区的主要原因。

从大气层结异常来看，经向型、初夏型和减弱的登陆热带气旋型都表现出不同程度的对流不稳定异常（ $ \dfrac{{\partial} {\theta_{\rm{se}}^{'}}}{{\partial} p}{\text{＞}}0 $ ），低空急流持续的暖湿平流输送有利于层结不稳定的维持和重建；其中初夏时期的华北持续性极端暴雨过程一般与随高度向北倾斜的锋面系统强迫下的对流性强降水过程有关，这种环流特征和热动力学不稳定背景下的对流性降水强度大且组织化程度更高，造成这类暴雨过程的日降水量超过50 mm的高频站点分布与过程累计平均降水量最大区域重叠性更好。

纬向型对应的锋区强度显著强于经向型，但是对应的对流层中下层的层结稳定度与整个夏季状态相当（ $\dfrac{{\partial} {\theta_{\rm{se}}^{'}}}{{\partial} p}\approx 0$ ），表明这类暴雨过程中的对流活动一般不如经向型剧烈，锋区上的混合性降水或者稳定性降水特征更清晰。这是这类暴雨过程中，站点的日降水量超过50 mm的最大频率明显低于经向型，但是累计平均最大降雨量却比经向型明显偏大的主要原因：降水过程的持续性和组织性更强，空间分布更均匀。

更充沛的水汽输送、更强的上升运动和更深厚的大气层结不稳定状态是减弱的登陆热带气旋与中高纬度冷空气相互作用触发的华北暴雨，比一般经向型暴雨强度更大的直接原因。中高纬度弱冷空气侵入对减弱的登陆热带气旋顶部形成持续性极端暴雨是非常重要的。

致　谢：感谢国家气象中心张博和黄威帮助提供站点降水数据和再分析资料。