登陆台风引发的暴雨洪涝是我国最具破坏性的气象灾害类型之一。京津冀地区作为国家政治经济核心区，虽受台风直接影响频次低于东南沿海，但北上台风常兼具强度偏强、滞留时间长、水汽输送充沛等特点，易引发极端降水事件并造成重大灾害损失（赵思雄等，2018）。近年来，登陆北上台风出现的次数较多，2018年的“安比”“摩羯”“温比亚”、2019年的“利奇马”、2021年的“烟花”等北上台风均曾在京津冀地区引发严重洪涝灾害（高拴柱，2020；吕心艳等，2021；孙莎莎等，2023），对城市运行、基础设施和人民生命财产安全构成严重威胁。深入解析此类灾害天气的形成机制，对提升北方台风暴雨预报精度、强化区域防灾减灾能力具有重大战略意义。

台风降水形成机制复杂，降水落区呈现非对称性分布特点（李英等，2013；向纯怡等，2020），涉及多尺度系统耦合与远距离输送（刘奕辰等，2018；何立富等，2020；冉令坤等，2021；布和朝鲁等，2022；汤彬等，2023），一直以来是科研和业务预报中面临的重点难点问题。我国的气象工作者依托日趋完善的气象综合监测站网，结合多源观测数据，持续深化台风暴雨形成机制的相关研究（戴进等，2010）。陶诗言（1980）指出华北大范围持续性强降水的5类天气型中，两类与登陆台风或热带系统北上密切相关，当此类系统受高压系统阻滞移动缓慢时，配合持续的偏东或西南风水汽输送，易形成极端性强降水，例如河南“75·8”特大暴雨（丁一汇等，1978；李泽春等，2022）和1996年8号台风“贺伯”导致的华北地区特大暴雨（孙建华等，2006）。郭云谦等（2020）对北上台风暴雨动力机制的探究表明，锋生作用及其激发的次级环流是暴雨维持的核心驱动，即强水汽辐合与锋生过程的正反馈可形成深厚斜压区，通过垂直运动延长降水持续时间。针对其热力强迫机制的研究指出，凝结潜热释放通过加热中高层大气，显著影响涡度发展和垂直环流，非绝热加热（尤其潜热）常主导低涡发展（刘裕禄等，2009），并通过“水汽辐合-潜热释放-上升运动增强”的正反馈维持暴雨系统（李栋梁等，2008；郑永骏等，2013；雷蕾等，2017）。由此可见，运用多种物理量综合诊断的方法有利于定量分析与评估台风暴雨的热动力结构，从而进一步提高对台风暴雨机理的认识，增强台风暴雨的预报能力。

2023年7月29日—8月1日，受台风 “杜苏芮” 减弱后环流影响，京津冀地区出现历史罕见的特大暴雨过程，连续3 d出现100 mm以上的大暴雨，太行山山前最大累计降水量达1 000 mm以上，造成了严重的经济损失。然而，现有研究对此次暴雨的精细化特征、微物理过程以及动力-热力-微物理耦合机制的认识仍不充分。本文综合利用地面加密观测资料、欧洲中期天气预报中心的再分析资料、雨滴谱资料和双偏振雷达资料，重点剖析此次暴雨的精细化结构特征，定量诊断锋生函数、视热源及视水汽汇等关键物理量，揭示“微物理-动力-热力”耦合增强机制，挖掘其对暴雨精细化预报的参考价值，以期为北方台风暴雨的精细化预报提供理论依据和技术支撑。

所用资料：1）欧洲中期天气预报中心提供的ERA5全球再分析资料，时间间隔为1 h，水平分辨率为0.25°×0.25°，时段为2023年7月29日08：00—8月1日08：00（北京时，下同），该资料用于环流背景和物理量诊断。2）降水资料为京津冀国家气象站和区域自动气象站2023年7月29日08：00—8月1日08：00数据，时间分辨率为1 min。3）2023年7月29日08：00—8月1日08：00地面雨滴谱数据来源于河北保定和怀来国家观测站的OTT Parsivel1型激光雨滴谱仪。降水粒子谱数据共有32个尺度通道和32个速度通道，降水粒子尺度测量范围为0.062~24.500 mm，降水粒子速度测量范围为0.05~20.80 m·s^-1；仪器采样时间为1 min，采样截面积为54 cm²，为了消除雨滴谱采样中有少量异常速度过高或过低的数据，已经采用降落末速度经验公式对不在±60%末速度内的异常粒子进行了剔除（Atlas et al.，1973）。4）2023年7月30日08：00—31日08：00北京SA双偏振多普勒天气雷达资料，时间分辨率为6 min，主要用于精细化特征分析。

锋生过程是暴雨系统发展的重要动力机制，本研究采用假相当位温（θ_se）作为锋生诊断变量。θ_se是包含温度、气压和湿度的综合保守量（李兆慧等，2011），在湿绝热过程中具有良好的守恒性，特别适用于高湿度环境下的锋生分析。锋生函数（F）的表达式（Chen et al.，2007；张芳华等，2014）如下：

式中：F₁为水平变形项，F₂为水平辐合项，F₃为与垂直运动有关的倾斜项，单位均为K·m^-1·s^-1；θ_se是假相当位温，单位：K。当F>0时为锋生，F<0时为锋消。

大气热源的时空分布对天气系统的演变具有重要强迫作用。水汽作为关键热力学变量，其相变过程释放的凝结潜热可显著改变大气的加热率。采用视热源Q₁和视水汽汇Q₂作为热力诊断工具，其表达式（Yanai et al.，1992）如下：

式中：p为气压，单位：hPa；θ为位温，单位：K；V是水平风矢量，单位：m·s^-1；k=r/c_p，r和c_p分别为气体常数和定压比热；p₀ = 1 000 hPa；ω为垂直速度，单位：Pa·s^-1；L为潜热系数，单位：J·g^-1；q为比湿，单位：g·kg^-1。

为分离不同尺度系统的加热效应，采用改进的尺度分离方法（雷蕾等，2017），将总潜热释放分解为大尺度加热率H_s和对流加热率H_c。这种分解方法能有效量化中小尺度过程对潜热场的贡献，方法如下：

式中：q_s是饱和比湿，单位：g·kg^-1；R是降水量，单位：mm；p_B和p_T分别为云底和云顶气压，单位：hPa。

2023年7月29日—8月1日，受第5号台风“杜苏芮”残涡影响，京津冀地区出现一次持续性特大暴雨过程，降水过程累计雨量大、持续时间长。从京津冀地区累计降水分布[图1（a）]看，有两个区域性大值中心，分别位于河北西部太行山山前和保定与北京交界一带，呈典型的双核心结构，最大累计降水量分别为邢台临城梁家庄的1 003.4 mm和保定易县紫荆关的732.7 mm；7月29、30日河北西部太行山山前连续出现250.0 mm以上降水，30、31日北京与保定一带连续出现100.0 mm以上降水。29日08：00—30日08：00，强降水区主要位于河北南部太行山迎风坡一侧，雨带稳定维持在邢台—邯郸段太行山东麓，梁家庄站单日雨量达511.0 mm[图1（b）]；30日08：00—31日08：00，强降水中心北移至保定阜平地区，辽道背站单日雨量达491.7 mm[图1（c）]，同时邢台雨核区仍维持483.5 mm的次峰值；31日08：00—8月1日08：00，降水系统进一步北抬至张家口—北京交界，易县尉都站单日雨量达323.3 mm[图1（d）]。从两个区域性大值中心的逐小时降水量（图2）可以看出，邢台临城梁家庄和保定易县紫荆关降水强度并不大，雨强峰值均未超过50 mm·h^-1，但持续时间均超过40 h。其中，南部梁家庄主要降水时段为29日08：00—31日03：00，北部紫荆关持续至8月1日06：00，体现出系统在北移过程中逐渐减弱但维持时间延长的特征。

7月29日20：00（图略），500 hPa副热带高压（简称“副高”）强大并呈块状、位置偏北，中心位于日本海，副高西北部的高空槽呈东移北缩特征，华北中部地区副高与西部的高压脊连通，形成高压坝，稳定少动，台风“卡努”位于副高南部；低层850 hPa台风“杜苏芮”减弱后的残余环流中心位于河南、山西和陕西一带，高压坝横亘在残余环流北方，形成了东高西低的阻挡形势，河北与山东交界处有一条东北—西南向切变线，切变线两侧分别为东南风和东到东北风，在太行山前产生强烈辐合，有利于河北中南部降水增强。30日20：00[图3（a）]，500 hPa高压坝稳定维持，850 hPa残余的气旋性环流无法冲破高压坝阻挡，只能沿着高压外围的引导气流向西北移动，河北中南部地区受偏南气流影响，形成稳定的水汽输送带，同时切变线向北移动，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。受山前地形抬升影响，水汽在保定与北京交界地区发生强烈辐合，有利于张家口南部、保定和北京交界处的降水增强。31日20：00[图3（b）]，东高西低的形势继续维持，湿度大值区向北移动，雨带继续北移，逐渐转移到张家口东部、保定中北部与北京西部的交界一带。这种高低空系统的配置，使得水汽辐合带在华北地区持续滞留达72 h，形成阶梯式北移的极端降水分布。

雨滴谱的微物理参数可以反映降水的若干微物理特征（党娟等，2016），利用北部强降水中心附近的张家口怀来站和保定站高分辨率（分钟级）雨滴谱资料，分析“杜苏芮”台风减弱后外围环流降水过程中雨滴直径（D）、雨滴数浓度[lgN（D）]和雨强（R）的协同关系，从图4可以发现：1）雨滴直径主要分布范围为0.35~4.00 mm，集中分布在0.65~2.00 mm之间，4.00 mm以上的比例较小，两站雨滴谱谱宽相差不大；2）降水阶段性特征明显，从雨强分布可以看出，此次过程怀来站整体雨强不大，大多在5 mm·h^-1以下，最大雨强不超过25 mm·h^-1，而保定站雨强变化范围较大，特别是在30日下午到夜间降水强度较大，最大雨强达70 mm·h^-1，与雨量站观测也比较一致；3）从雨滴数浓度分布可以看出，怀来站lgN（D）均大于1.5 mm^-1·m^-3，最大值超过3.0 mm^-1·m^-3，数浓度较高的粒子直径集中在1.0 mm以下，而保定站lgN（D）最大值超过了4.0 mm^-1·m^-3，数浓度较高的粒子直径集中在2.0 mm以下。进一步分析怀来站和保定站降水粒子分布情况，从其雨滴质量加权平均直径（D_m）、标准化数浓度（N_w）与雨强（R）的散点分布（图5）可以发现：怀来站和保定站的D_m主要集中在0.5~2.0 mm之间，与北京雨滴谱平衡态时基本一致（Ma et al.，2019），通常雨滴直径在1.0 mm以下为小雨滴，3.0 mm以上为大雨滴，介于中间的为中雨滴（高洋等，2022），此次过程以中小雨滴为主且分布集中，几乎没有大雨滴；当R<10 mm·h^-1时，N_w分布范围为10³~10⁴ mm^-1·m^-3；R>10 mm·h^-1时，N_w集中在10⁴ mm^-1·m^-3，保定站的N_w明显大于怀来站。以上分析表明保定站和怀来站的粒子谱宽较为接近，降水强度增大的主要原因是降水粒子数浓度的升高，这是由于雨滴大小的分布主要受雨滴碰并机制影响（Zwiebel et al.， 2016），降水强度达到一定程度时，雨滴的碰撞和破碎达到平衡。此次过程呈现典型的热带型降水特征：持续性的中小雨滴主导降水，数浓度高值区占比高，而大粒子出现概率低。

对此次过程雷达反射率因子进行分析，发现35 dBZ以上的区域在张家口、保定和北京交界处维持时间较长（图略），从7月30日开始，保定降水增强。下面对保定站的双偏振雷达特征进行精细化分析，根据北京30日14：00探空（图略）可知，0 ℃层高度为5.6 km，反射率因子大值区基本位于0 ℃层以下[图6（a）]，主要以暖云降水为主；从图6（b）可见差分反射率因子（Z_DR）最大值为1.5 dB，主要以小雨滴为主，但出现了多个时段的Z_DR柱，表明上升运动出现阶段性增强；相关系数（CC）[图6（c）]均在0.97以上，粒子的均一性比较强，粒子主要以雨滴为主，5.0~7.0 km相关系数降低主要由融化效应造成；差分相移率（K_DP）也出现多个大值区[图6（d）]，表明雨滴密度较大，与雨滴谱观测也比较一致。综合雷达特征可以发现，粒子在高空下降过程中出现融化造成后向散射能力增强，因此反射率因子出现大值区而相关系数减小，刚融化后的粒子直径较大，Z_DR增大，大雨滴在下落过程中出现破碎变为密度更大的小雨滴，K_DP增大。

综上可见，雨滴谱与双偏振雷达数据在揭示降水微物理特征方面具有一致性：小雨滴主导的降水导致雷达反射率因子高但差分反射率因子低，反映暖云降水特征；高数浓度的小雨滴通过差分相移率和相关系数值验证了粒子的密集性与均一性；上升运动与碰并-破碎平衡共同塑造降水微物理结构，雷达参数（Z_DR柱、K_DP柱）动态变化与雨滴谱数据互为印证，通过雨滴谱与双偏振雷达的协同观测，为暴雨精细化预报提供关键依据。

本次暴雨天气过程的形成与锋面的发展有紧密联系，7月30日14：00[图7（a）]，在38°N—40°N范围内出现锋生，有明显的正值中心带，最大值超过16×10^-9 K·m^-1·s^-1，锋生函数的分布与假相当位温（θ_se）等值线密集区一致；垂直方向上[图7（c）]，40°N以北为对流稳定区，39°N以南为对流不稳定区，39°N—40°N θ_se锋区随高度呈明显的垂直结构，为中性层结特征，但不断有偏北气流向暖湿气流下方入侵，经向风形成强辐合区，θ_se等值线密集，出现强锋生，形成锋面次级环流，锋生次级环流较强使得上升运动增强，降雨强度不断增强；31日14：00[图7（b）]，θ_se等值线密集区向北移动，梯度减小，锋生函数大值中心主要位于40°N—41°N之间，较30日下午减弱；垂直方向上[图7（d）]，受地形影响锋区随高度向北倾斜，锋生次级环流仍然存在，强度有所减弱，锋生函数的大值中心仍然超过12×10^-9 K·m^-1·s^-1。相较于以往的暴雨天气过程，此次过程与2021年7月21日郑州的极端暴雨过程（齐道日娜等，2023）的锋生函数最大值比较接近。

进一步分析保定和北京地区假相当位温和锋生函数随时间的演变，保定[图8（a）]最强锋生作用发生在30日中午到傍晚，最大值超过10×10^-9 K·m^-1·s^-1，与保定地区降水强度最大的时段一致；从假相当位温分布可以看出，低层呈现中性层结，整层大气的对流性并不强。30日夜间锋生作用逐渐减弱，保定降水也逐渐减弱；随着锋生区向北移动，北京[图8（b）]的锋生作用增强，北京地区的降水主要从30日夜间开始增强维持到31日下午，与锋生函数变化一致，但北京地区锋生强度较保定偏弱，因此降水强度也较弱。综上分析，锋生作用可以触发持续性强上升运动，为水汽辐合与粒子增长提供动力条件，上升运动将低层水汽抬升至云中，促进云滴生成，有利于雨滴数浓度增加，与保定站雨滴谱的观测结果一致。

由于水平散度项和水平变形项对低层锋生的影响较大，与垂直运动有关的倾斜项对锋生作用影响较小，下面主要讨论水平散度项和水平变形项对低层锋生的影响。假相当位温等值线越密集则干湿气团的对峙越强，锋生也越明显（刘向文等， 2009）。30日14：00[图9（a）]，925 hPa河北有两个辐合中心，在强辐合区中由水平散度项造成了明显的锋生作用；31日14：00[图9（b）]，辐合区向北移动，强度减弱，而锋生区也向北移动，锋生函数的水平散度项也减小。变形场可以引起水汽的汇合，使得水汽和温度梯度增大，从而形成一条狭长的温湿对比较强的带状区域，对锋生有重要作用。分析水平变形项和切变变形项的分布可知，变形锋生和切变变形之间具有很好的对应关系，变化较一致，切变变形对锋生起主要作用，引发变形锋生，而伸长变形作用较小（图略）。30日14：00[图9（c）]，切变变形大值中心位于京津冀三地交界处，与锋生函数的水平变形项位置较为接近；31日14：00[图9（d）]，锋生函数的水平变形项随着切变变形大值区向北移动，强度也减弱。因此对于京津冀地区暴雨中的锋生而言，水平散度项和水平变形项两者作用相当，从30日到31日随着系统移动，锋生作用逐渐减小。

综合分析表明，锋生区与次级环流的耦合作用是此次暴雨持续的关键机制之一：锋生作用通过增强θ_se梯度维持斜压性，进而驱动次级环流发展；而次级环流带来的上升运动又通过水汽辐合反馈加强锋生过程。这种正反馈作用有利于强降水持续，也是暴雨天气维持和发展的重要原因。

分析7月30日和31日整层的大气视热源（Q₁）和视水汽汇（Q₂）（图10），发现Q₁和Q₂的时空演变与强降水区具有高度一致性。整层视热源（52 W·m^-2）和视水汽汇（46 W·m^-2）在30日达到峰值，大值中心位于张家口—北京交界的太行山东麓，对应辽道背站单日491.7 mm的降水。这种Q₁与Q₂的差异性特征（差值6 W·m^-2）表明，除水汽凝结外，感热输送和辐射过程对低层加热也有贡献。31日Q₁和Q₂峰值分别降至22和19 W·m^-2，大值区北移至永定河流域，与雨带北推过程完全同步。水汽的有效辐合以及垂直上升运动对水汽的抬升混合使得水汽大量向高层输送，加剧了与周围大气的湿度对比，水汽抬升过程中由于温度降低发生凝结，大量的凝结潜热释放有利于上升运动发展，使得对流系统发展旺盛，对降水有正反馈作用，形成“水汽辐合-潜热释放-上升运动增强”的正反馈循环。

进一步分析保定和北京两个地区大气视热源（Q₁）和视水汽汇（Q₂）的时间变化（图11），二者的演变同样具有高度的一致性。30日午后，保定地区Q₁与Q₂同时达到最大值，表明凝结潜热释放通过加热中高层大气，与锋生[图8（a）]共同作用增强上升运动；31日，Q₁与Q₂高值区北移至北京，但强度较保定减弱，导致上升运动及降水强度也降低。因此潜热释放也可以增强垂直运动，将更多水汽输送至云内，促进云滴的高效碰并增长。同时，潜热加热抑制冰相过程，维持暖云降水特性，与双偏振雷达观测结果（图6）一致。

对于视热源和视水汽汇的计算，主要反映大尺度凝结潜热释放，但在实际暴雨过程中，中小尺度对流的贡献往往不可忽视。分析7月30日和31日大尺度凝结潜热加热率（H_s）和对流凝结潜热加热率（H_c）的分布（图12），相对于H_s，H_c对大气的加热作用更强，且两者的加热中心位置并不完全重合。30日H_s大值中心（2.4 K·h^-1）位于张家口、保定、北京交界的太行山东麓，与锋生区[图8（a）]高度吻合；而H_c则形成双核结构，最大值（6.0 K·h^-1）位于保定中部，次大值（5.0 K·h^-1）位于邢台西部。这种分布差异表明，大尺度抬升在山前形成稳定加热区，而中小尺度对流则在地形抬升作用下沿太行山主脉触发，形成局地极端降水。值得注意的是，H_c峰值为H_s的2.5倍，表明对流加热在此次过程中占主导地位。31日系统逐渐北移，凝结潜热释放也逐渐北移，H_s大值区位于北京及周边的南部和西部，强度较30日明显减弱，最大值超过1.2 K·h^-1；H_c仍然存在两个大值中心，一个位于保定西北部，另一个位于北京西北部，最大值均超过3.0 K·h^-1。

综上可知，此次京津冀暴雨过程存在强烈的凝结潜热释放，对流潜热加热对大气加热效应显著，凝结潜热释放对暴雨维持起正反馈作用。相较于以往的暴雨过程，此次过程与2016年7月20日华北特大暴雨过程（雷蕾等，2017）具有相似的中小尺度对流强度，均具有一定的极端性。

本文利用多源资料分析了京津冀地区“23·7”特大暴雨过程的降水特征、雨滴谱特征和双偏振雷达特征演变及其发生发展的热动力成因，得到以下主要结论。

1）此次过程受多尺度天气系统共同影响，受副热带高压和高压脊形成的高压坝阻挡作用，台风“杜苏芮”减弱后的残余环流在华北地区移动缓慢，东高西低的阻挡形势提供了有利的环流背景。

2）此次暴雨过程持续时间长，雨滴数浓度大，但以小雨滴为主，暖云降水特征突出，具有热带型降水特点，降水量大的原因主要为中小粒子数浓度高，雨滴碰并-破碎平衡机制是主要微物理过程。

3）此次暴雨过程锋生作用明显，深厚的锋生区和锋面次级环流的正反馈作用是暴雨过程维持和发展的重要原因，锋生作用触发持续性强上升运动，为水汽辐合与粒子增长提供了动力条件。

4）凝结潜热释放对暴雨维持起正反馈作用，整层视热源与对流潜热的高值区与暴雨落区一致，潜热释放通过加热中高层大气，有利于上升运动维持，形成“水汽辐合-潜热释放-上升运动增强”的正反馈循环。

此次京津冀特大暴雨过程中，微物理特征（高数浓度小雨滴）受动力抬升（锋生作用）和热力因素（潜热释放）共同影响。锋生作用提供动力条件，潜热释放通过热力反馈促进上升运动维持，而微物理过程分析表明为暖云降水，主要通过高数浓度粒子影响降水效率，三者形成耦合放大效应，最终导致极端降水的发生与持续。