全球变暖背景下，极端降水事件频发。IPCC第六次评估报告指出，极端降水发生频率与变暖幅度相关（周波涛和钱进，2021）。海河流域是我国极端降水年际变化最明显的区域之一（陈宏等，2024），徒骇-马颊河流域地处海河流域最南端，横跨山东聊城、德州、滨州、济南等城市，是华北粮食主产区与交通枢纽，其所在的鲁西北地区年降水量占山东省年降水总量的70％，强降水易引发流域性洪水和内涝，观测数据显示，该流域小时降水的99.9%分位数普遍超过60.0 mm，部分站点甚至高达90.0 mm以上（刘博文等，2025；庄园煌等，2025）。

海河流域暴雨主要受西风槽、西南涡、副热带高压、黄河气旋等影响，这些系统水汽输送充沛、动力抬升条件显著，易引发极端降水，如2023年7月的“23·7”特大暴雨便是海河流域自1963年以来出现的最强降水（王俊等，2023；吴滨滨等，2025）。徒骇-马颊河流域暴雨过程同样受上述大尺度天气系统的直接影响。然而，现有研究多聚焦于海河流域暴雨的降水特征与天气成因分析，针对徒骇-马颊河流域的精细化分析匮乏，尤其缺少该区域暴雨宏微观形成机制的系统解析。

近年来，随着气象观测技术的快速发展，风廓线雷达、双偏振雷达、雨滴谱仪、地基毫米波云雷达等新型高精度观测设备在国内的布设应用，为暴雨宏、微观物理机制的精细化研究提供了高时空分辨率观测资料，有效弥补了传统观测的不足（周黎明等，2015；邱粲等，2017；李芳和刁秀广，2023；颜海帆等，2024；王赢等，2025）。其中，风廓线雷达能展现低空急流、垂直风切变的动态演变过程（Hu et al.，2021）；双偏振雷达可反演雨滴谱分布、云粒子相态等微物理参数，如基于此张亚妮等（2025）在河南2021年7月的“21·7”极端降水研究中，揭示了暖雨过程与冰相粒子融化协同增强降雨的物理机制；雨滴谱仪可直接观测地面雨滴粒径与数浓度的实时分布特征，基于此类观测，以往研究将对流性降水分为海洋性和大陆性两类：海洋性降水具有小雨滴、高数浓度的特征，大陆性降水特征则与之相反，且2~4 mm粒径雨滴数浓度的显著增加是雨强增加的关键原因（Willis and Tattelman，1989；Bringi et al.，2003；Porcù et al.，2014；张哲等，2022）。此外，地基毫米波云雷达能清晰探测云内微物理结构，在复杂地形区降水回波与云系结构分析中展现出独特优势，可为复杂地形区域降水机制研究提供重要支撑（王卫民等，2024；王羽飞等，2026）。

在暴雨水汽溯源研究方法层面，后向轨迹模式（Hybrid Single Particle Lagrangian Integrated Trajectory Model，HYSPLIT）已被广泛应用于各类暴雨过程的水汽输送路径、水汽源地识别研究中（王佳津等，2015；任伟等，2019），为本次暴雨过程的水汽追踪分析奠定了方法基础。

2024年8月26日徒骇-马颊河流域发生一次强度大、范围广的极端降水过程，引发严重的城市内涝和农田渍涝灾害。本文基于双偏振雷达、地面雨滴谱、云雷达等新型观测资料，结合环流形势与水汽追踪，探讨其成因及演变特征，以期为该流域极端降水的预测预警及防灾减灾提供科学依据。

海河流域（35°N—43°N，112°E—120°E）位于中国华北地区，包括滦河、北三河、大清河、永定河、子牙河、漳卫南、黑龙港运东及徒骇-马颊河8个子流域，总面积约32万km²（李佳等，2025）。徒骇-马颊河流域位于海河流域南部（35°N—39°N，114°E—119°E），属于黄河冲积平原，总面积约2.6万km²，地势平坦，主要汛期在6—9月（刘博文等，2025），流域内26个国家级气象站（简称国家站）分布见图1。

依据《降水量等级》（全国气象防灾减灾标准化技术委员会，2012）规定：50≤R<100 mm、100≤R<250 mm、R≥250 mm（R为24 h降水量）分别对应暴雨、大暴雨、特大暴雨。此外，将1 h降水量≥20 mm的强降水定义为短时强降水。

对1991—2020年各国家站逐年日降水量（≥0.1 mm）按升序排列，选取序列中的第95个百分位数值，作为极端强降水的判定阈值。若某站某日的降水量超过该阈值，则判定该日发生极端降水事件。

所用资料包括：（1）2024年8月26日26个国家站、191个区域自动气象站（简称自动站）逐小时、逐分钟降水数据，陵城、沾化逐分钟雨滴谱数据；（2）欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）发布的ERA5再分析资料（Hersbach et al.，2020），空间分辨率为0.25°×0.25°，时间分辨率为1 h，主要包含水平风、位势高度、气温及散度等数据；（3）2024年8月26日08：00—16：00（北京时，下同）济南、滨州双偏振雷达数据；（4）东营风廓线雷达逐0.5 h单站数据，涵盖100~10 000 m共16个高度层的水平风、反演垂直速度数据；（5）济南毫米波云雷达逐分钟反射率因子、径向速度及速度谱宽产品，垂直方向为0~15 km；（6）美国国家海洋和大气管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）开发的HYSPLIT后向轨迹模型，选取庆云（37.7°N，117.3°E）为模拟起始点，对水汽进行96 h后向追踪，水平网格与输入的气象场一致，垂直方向分为28层。

受黄河气旋影响，2024年8月26日徒骇-马颊河流域出现暴雨至大暴雨天气，降水范围广，持续时间长达22 h，局地性明显，暴雨及以上级别降水落区集中。根据环流特征，这一过程可分为气旋暖锋降水、气旋冷锋降水和气旋中心影响降水三个主要阶段。由图2（a）可见，累计降水量超过100.0 mm的降水主要分布在德州西部、北部和滨州北部，呈东北—西南走向的带状分布特征，特大暴雨中心位于无棣和沾化北部。据统计，流域内有142个站点降水量超过100.0 mm，占比达74％，其中14站突破200.0 mm，沾化下河、滨州北海、沾化滨海、无棣埕口等4站降水量高于250.0 mm。26个国家站中有6站[图2（c）]过程降水量达到极端降水阈值，无棣碣石山自动站降水量达284.4 mm，成为本次过程的降水中心。

此次强降水集中发生在26日07：00—20：00，表现出持续增强、短时爆发、降水效率高的演变特征。过程期间，50站出现短时强降水，最大雨强109.1 mm·h^-1于17：00出现在沾化下河站[图2（b）]；53站6 h累计降水量≥100.0 mm，其中8站超过180.0 mm；20站3 h累计降水量超过100.0 mm，沾化下河站3 h降水量最大，高达185.7 mm。沾化滨海及下河、乐陵孔镇、临邑德平、陵城徽王及前孙、无棣碣石山及马子山8站短时强降水时长超过3 h，其中无棣碣石山站最长达4 h，其小时雨量超过50.0 mm的高效降水持续了2 h[图2（d）]。

8月25日夜间，500 hPa环流呈两槽两脊的分布特征，温度场滞后于高度场，588 dagpm线大致呈东西带状分布，横贯于河北南部至鲁西北一带（图略）。在此阶段，贝加尔湖高压脊持续发展并加强，其前侧不断有西北气流输送冷空气，为东北冷涡的维持和发展提供了有利条件。26日08：00[图3（a）]，500 hPa 588 dagpm线进一步南压至35°N附近，东北冷涡显著增强，受下游高压坝阻挡作用，冷涡移动速度减缓，呈准静止状态，冷涡后部的横槽逐渐旋转南下，并在东移过程中发展加强；925~700 hPa低涡系统位于河北南部，其在高空偏西气流引导下向东移动（图略）；14：00，低涡中心移至鲁北地区，850 hPa最大风速超过20 m·s^-1，鲁西北位于急流轴左侧，获得源源不断的水汽[图3（b）]。

26日00：00（图略），河北南部至河南出现明显倒槽，冷空气侵入后于05：00（图略）生成黄河气旋，中心气压为1 001 hPa。在高空暖平流与正涡度平流的共同作用下，气旋发展东移，路径较为少见；08：00[图4（a）]，气旋移至河北南部，徒骇-马颊河流域处于气旋暖锋和暖区之中，暖锋与低空急流的抬升作用触发对流云团，强降水分布于暖锋左侧（气旋第一象限），流域西部率先出现降水，为暖锋降水阶段；12：00后，气旋继续加强东移，滨州、东营出现明显暖区降水，德州、聊城则受冷锋强迫抬升，降水强度再次加大；14：00[图4（b）]，在西北气流引导下气旋转为东南路径，中心依次经过滨州、东营等地，辐合上升运动达到最强；17：00，气旋中心气压降至998 hPa，高低空急流随之增强，水汽输送与动力抬升进一步加剧。此外，受台风“珊珊”外围环流影响，气旋移速缓慢，导致降水持续时间较长。

高空急流位置决定风暴的演变特征（丁一汇，2019）。200 hPa高空急流[图4（a）、（b）]位于40°N—50°N，气旋处于高空急流入口区右侧，形成左侧下沉、右侧上升的次级环流，其右侧上升支与气旋上升气流叠加，增强上升运动，促进粒子凝结增长，暴雨区多落在气旋移动方向左前方[图4（c）]（郑丽娜和孙兴池，2016）。

通过对东营风廓线雷达资料（图5）分析可知：8月26日00：00—19：00，东营处于气旋前部，地面以东南风为主。09：00起，4.0~5.8 km高度层风向率先转为西南风，整层表现为上升运动，降水随即开始；13：00，整层风速明显增大，反映出气旋东移过程中不断加强，低空急流和超低空急流建立；14：00，急流前侧辐合达到最强，上升运动中心垂直速度为9 m·s^-1；此后，超低空东南风急流持续增强并向近地面扩展，并在17：00达到最强（20 m·s^-1），这不仅维持了低层不稳定层结和水汽输送，也通过动量下传增强低层扰动辐合，触发不稳定能量集中释放（王文波等，2025）；17：00—19：00，500 hPa高度层出现冷空气入侵，冷暖空气交汇增强对流，进而导致降水进一步增大，19：00—20：00东营小时降水量急剧增至88.6 mm；20：00，东营转至气旋后部，盛行北—东北风，而1.0 km以上高度层则自低向高逐渐转为东南风，存在明显垂直风切变，上升速度再次增至9 m·s^-1；21：00—23：00，1.0~2.0 km附近出现超过20 m·s^-1的东南风急流轴，持续向暴雨区输送水汽，22：00—23：00，东营出现本次过程最大小时降水量（101.4 mm），标志着降水强度达到峰值。

综上所述，低空急流和超低空急流的建立与增强，为流域极端降水提供充沛水汽与强劲动力条件；中层冷空气的入侵促进冷暖空气交汇，进一步加剧了降水强度和效率。

充沛的水汽是产生暴雨的必要条件，而低层水汽辐合强度则是判断降水强度的关键因子（朱乾根等，2000；周晋红等，2024）。为分析本次过程中的水汽输送条件，采用后向轨迹追踪模式（HYSPLIT），对到达庆云地区的水汽气团进行96 h后向模拟。根据轨迹聚类过程中空间方差增长率（图略），确定模拟轨迹最终聚类数目为3条。图6（a）为庆云站上空3条主要水汽通道分布，通道1的水汽主要源自东海，占总轨迹数的9%，受西太平洋副热带高压边缘偏南气流影响，将水汽传输至山东；通道2和通道3的水汽来自渤海湾，高压后部气流经内蒙古和辽宁地区将渤海湾的水汽输送到暴雨区，分别占总轨迹数的18%和73%，显示出东北气流在此次暴雨过程中的重要作用。

尽管3条水汽输送通道在源区、路径及输送强度上存在差异，但各通道相互叠加，在气旋中心区域、移动路径左侧（暖锋）及冷锋附近形成强烈的水汽辐合，其中大值区出现在气旋中心，覆盖宁津—东营一带。随着气旋增强，水汽辐合不断加剧，26日16：00气旋中心移至庆云，925 hPa[图6（b）]辐合中心值达-8.2×10^-5 kg·m^-2·hPa^-1·s^-1，深厚的水汽辐合有利于水汽在对流层低层聚集；850 hPa以下比湿高于17 g·kg^-1，远超山东暴雨比湿阈值（12 g·kg^-1）[图6（c）]，水汽含量异常充沛。低层水汽通量辐合中心及高比湿区位置与极端降水区域基本一致，体现了不同水汽输送通道在此过程中的作用。

8月26日02：00，黄河气旋生成，徒骇-马颊河流域处于气旋右侧偏南风控制下，为气旋暖区降水阶段，降水回波呈块状分布且持续增强东移。济南双偏振雷达资料显示，08：28[图7（a）]，受暖锋影响，在平原境内观测到显著钩状回波，伴有明显速度对（图略），旋转速度为13 m·s^-1，呈弱中气旋特征，表明超级单体生成；08：45超级单体在平原、陵城地区发展为“S”型强降水超级单体形态[图7（b）]，强中气旋旋转速度增至22 m·s^-1（图略），以强降水为主。从图7（c）~（e）可见，回波顶高突破10.0 km，反映出上升气流强烈，超级单体处于旺盛发展中；回波质心强度达63 dBZ，40 dBZ以上强回波伸展至7.6 km，说明暖锋降水呈现出介于热带与大陆对流降水之间的特性。钩状回波附近存在明显差分反射率（Z_DR）柱，3.0~6.0 km层Z_DR最强达5 dB，同时差分相移率（K_DP）最高值为7 （°）·km^-1，K_DP柱的宽度大于Z_DR柱，表明该区域含有大雨滴或小的湿冰粒子，且粒子数浓度较高，降水强度大（荀爱萍等，2019；刁秀广，2024），陵城最大分钟降水量为3.1 mm。同时，在气旋前部不断有新生对流发展并形成“列车效应”，向偏东方向移动，对流历时增长，直接导致局地小时雨强快速攀升，陵城站1 h降水量达53.5 mm，平原三唐站小时降水量为57.2 mm。

在冷锋强迫抬升作用下，回波呈“线状”分布（图8），与冷锋位置吻合。12：15反射率因子最大为60 dBZ，Z_DR柱为3~4 dB，K_DP中心亦为7 （°）·km^-1（图略），与暖锋阶段相比，其质心强度略弱，但强回波发展高度相当，降水性质相同，冷锋所经之处最大1 h降水量为60.5 mm。这说明尽管冷暖锋抬升动力作用存在差异，但均能促进粒子有效碰并增长，形成高悬的强回波和显著的Z_DR、K_DP柱；而雨强中心与Z_DR柱、K_DP柱的位置有较好的对应关系（潘佳文等，2020）。

滨州双偏振雷达显示，气旋在东移过程中增强，其中心前部宽广降水回波自乐陵延伸至滨州一带（图9）。26日13：37，气旋中心东移至庆云，质心强度达55 dBZ且集中在2.5~3.0 km高度，降水特征逐步趋近热带海洋型；强回波区与K_DP高值区相配合，仍维持较高的粒子数浓度，最大分钟雨强为2.6 mm。

从陵城站雨滴谱（图10）可知：弱降水时段（01：20—02：15）即气旋生成初期动力抬升较弱，雨滴谱宽虽达2.0 mm，但粒子数浓度低，lg N（D）介于0.5~1.5 m^-3·mm^-1，雨滴直径多为0~1.0 mm，1 min降水量仅为0.1 mm；随着气旋发展，降水分为5个阶段，分别为26日02：23—03：00（第1阶段）、04：41—07：53（第2阶段）、08：05—09：37（第3阶段）、10：20—11：07（第4阶段）和12：27—12：48（第5阶段）。第1、2阶段为降水增强阶段，陵城位于气旋暖区中，距离中心较远。第1阶段最大粒子直径为5.0 mm，02：19—02：40，0~2.0 mm直径中小粒子lg N（D）升至2.0~2.3 m^-3·mm^-1，同时出现少量3.0~5.0 mm直径大粒子，分钟雨量增强为1.1 mm。第2阶段持续时间最长，粒子直径分布在0~3.5 mm，中小雨滴数浓度较低，降水强度相对较低，最大分钟雨量为0.5 mm。第3~5阶段为核心降水阶段，其中第3阶段在气旋暖锋影响下，水汽和动力条件转好，出现强降水超级单体，雨滴谱宽再次扩展，最大粒径为5.0 mm；中小粒子lg N（D）为2.7 m^-3·mm^-1，3.0 mm直径以上大雨滴数浓度较前期有所增加，该阶段分钟雨量≥1.0 mm的降水持续了27 min，≥2.0 mm的分钟雨量持续3 min，并出现了本次过程峰值分钟雨量（3.1 mm），这表明低空和超低空急流向降水区输送大量小雨滴，通过碰并作用增长为中大雨滴，高数浓度中小粒子与适量大粒子共存使降水量增大；第4阶段，0~5.0 mm直径粒子lg N（D）均有所下降，分钟雨量降至1.3 mm；第5阶段为气旋冷锋降水，小雨滴数浓度较多，lg N（D）为2.6 m^-3·mm^-1，中大粒子数量较暖锋阶段有所减少，但最大雨滴谱宽进一步增大为6.0 mm，分钟雨量（2.9 mm）低于暖锋降水阶段，由此说明直径0~1.0 mm的小雨滴对粒子数浓度贡献最大，而中大粒子对雨量起主导作用。

滨州沾化站雨滴谱（图11）展现了气旋加强后降水粒子分布特征。26日13：30前降水微弱，主要由0~3.0 mm粒径的低数浓度中小雨滴构成；13：40起，气旋中心移至庆云，沾化位于偏南气流中，中小雨滴数浓度上升，尤其是0~0.5 mm粒径雨滴数量明显增多；气旋暖锋降水阶段（15：20—16：00）和气旋中心影响降水时段（17：25—19：00），观测到最大雨滴直径达6.0~7.0 mm，但其数浓度极低，而0~1.0 mm粒径小雨滴数浓度急剧增长，特别是0~0.5 mm粒径的小雨滴最多，lg N（D）达3.2 m^-3·mm^-1，1.0~2.0 mm粒径的雨滴在暖锋时段的数浓度高于气旋中心影响时段，分钟雨量≥2.0 mm的降水出现7 min，过程最大分钟雨量为2.6 mm，气旋中心影响降水期间最大分钟雨量为1.9 mm。暖锋降水过程中，沾化小时降水量超50.0 mm，沾化下河突破100.0 mm。这种粒径分布与陵城站核心降水阶段的特征一致，再次验证了高数浓度小粒子为强降水提供了充足的物质基础，中大粒子决定降水强度。

两个站点的雨滴谱演变整体反映出本次极端降水过程中，气旋不同部位雨滴谱宽和粒子数浓度的分布不同。气旋中心影响降水阶段的雨滴谱宽最广，冷锋降水阶段雨滴谱宽大于暖锋阶段；暖锋降水期间中小雨滴数浓度最高，生成的中大粒子数量也更多，降水强度最强，且该时段内强降水超级单体造成的分钟雨量达到过程最大值。

已有研究证实：当云层温度高于0 ℃时为水云；冰云的温度通常低于-16 ℃；温度处于两者之间为混合云（Zhao et al.，2017）。

济南云雷达观测有效揭示了降水云系内部的动力和微物理过程（图12）。降水开始前，26日01：50，0 ℃层以下回波强度由5 dBZ骤增至30 dBZ，回波顶高超过13.0 km，远超普通降水云系，这是强降水即将开始的前兆（郭立平等，2024）；02：11—02：59，4.0 km以下回波明显增强，接地回波强度亦升至20 dBZ，但地面03：00才观测到降水，这一滞后现象源于冰晶粒子在下落融化过程中的部分蒸发。03：00—03：30，济南位于气旋暖区中，动力抬升较弱，0~1.5 km反射率因子达35 dBZ，低层粒子数浓度增加，而8.5 km高度因降水粒子衰减作用出现缺口，融化层处回波强度由25 dBZ快速减至10 dBZ，梯度显著；-16~0 ℃层反射率因子为5~15 dBZ，-16 ℃层以上为-20~5 dBZ，这一特征表明高层有冰晶聚集，冰晶粒子经0 ℃层融化成过冷水滴，致使0 ℃层上下回波强度攀升，分钟雨量为0.1 mm。14：42—15：32气旋冷锋过境，使反射率因子质心增至37 dBZ，降水强度较前期增强，济南历城药乡、出泉站最大分钟雨量达2.8 mm。

分析图12（b）径向速度可知：降水前，26日02：00济南在2.0~3.5 km高度存在弱上升运动；03：00开始进入暖区降水阶段，持续至12：30，该时段10.0 km以下为显著下沉运动，融化层以下下落速度增至-8.0~-3.0 m·s^-1，表明固态粒子在融化层底部融化后碰并增长，使尺度增大导致下落加速；13：30—14：00冷锋逼近，抬升作用明显，3.5 km以上出现1.7 m·s^-1的强上升气流，云顶高度发展至15.0 km；14：00后，强下沉运动区向上延伸至10.0 km，显示高空冰晶在下落过程中碰撞增长；14：45—15：20，2.0 km以下最大下沉速度达-10.0 m·s^-1，说明低层形成尺度更大的降水粒子。

云内粒子分布不均匀是速度谱宽变化的主要原因。小粒子的体积与质量均较小，下沉速度相对较慢；反之大粒子下沉相对较快，下沉速度的差异导致谱宽值发生变化（王卫民等，2024）。济南暖区降水时[图12（c）]0 ℃层以上为冰晶，下落速度差异小，速度谱宽仅为0~0.5 m·s^-1，0 ℃层以下粒子呈现液态，下落速度增大，速度谱宽跃增至1.0~1.5 m·s^-1；冷锋降水时，8.0 km以上高空冰晶粒子尺度更大、下沉运动更强，速度谱宽达2.0 m·s^-1，为过程最大值，与降水增强时段相对应。

综上，新型观测资料揭示了此次极端降水过程中大尺度环流系统与微物理过程的协同机制。风廓线雷达清晰呈现出高低空急流演变与垂直运动结构；双偏振雷达和雨滴谱反映出气旋发展过程中不同部位降水粒子的分布特征，这些特征导致降水强度的差异；云雷达则精细提供了气旋影响时云内垂直结构的演变过程。

本文基于双偏振雷达、风廓线雷达、毫米波云雷达及雨滴谱仪等多源新型观测资料，结合环流形势与HYSPLIT水汽追踪，揭示了2024年8月26日徒骇-马颊河流域极端降水过程的形成机制，得到如下具体结论。

（1）此次过程中，黄河气旋路径罕见，叠加台风“珊珊”外围环流阻滞作用，导致气旋移速缓慢；气旋与急流的强迫抬升作用，使流域内长时间维持强上升运动。中层冷空气入侵加剧对流不稳定，使降水增幅，为极端降水的发生提供了有利的大尺度环境条件。

（2）多通道水汽辐合构成极端降水的物质基础。水汽主要源自渤海湾及东海，其中渤海湾水汽贡献最大（占91%）；各通道水汽在流域上空强烈辐合，形成异常高湿环境。

（3）双偏振雷达和雨滴谱共同揭示气旋不同部位的微物理差异。暖锋降水阶段，中小雨滴及大粒子数浓度最高，降水强度最强，小时雨量突破100.0 mm，强降水超级单体引发分钟雨量峰值达3.1 mm；冷锋降水阶段雨滴谱宽增大，但中大粒子数浓度减少，雨强减弱。气旋中心影响降水处雨滴谱宽最广为7.0 mm，中大粒子数量低，雨强最小。这种粒径分布是本次出现极端降水的重要原因，即高数浓度小粒子提供物质基础，中大粒子数量决定雨强大小。

（4）云雷达显示降水云系发展旺盛，云顶高达15.0 km。强上升运动是云系发展和降水形成的关键动力；下沉气流的增强和速度谱宽的变化可反映粒子相态转换和碰并聚合过程，与降水强度对应较好。

本文利用多源新型观测资料，分析了黄河气旋影响下徒骇-马颊河流域极端降水的宏微观形成机制。但本研究仅为个例分析，该流域极端降水的环流类型及其对应的微物理特征仍有待系统分类，未来可进一步加强对流域内中小尺度对流系统生消演变的精细化观测与分析。