太行山是我国东部的重要山脉和地理分界线,对华北的强降水过程存在显著影响。太行山及以东邻近地区位于华北中南部,与华北北部相比,在气候环境、地形特征和下垫面状况等方面存在很大差异,从而导致强降水的特征和机理显著不同。包含强降水的持续性降水事件是当地暖季(5-9月)降水的重要组成部分,本文定义了单站LDHR(long duration heavy rainfall)事件(持续时间≥7 h且降水强度≥20 mm/h),筛选出包含单站LDHR事件的强降水过程。本文以这类典型强降水过程为研究对象,揭示了其天气学成因;在此基础上,针对2016年7月18-21日华北地区的区域持续性强降水过程(“7.19”过程),探析了整个太行山区对造成强降水的MCS的触发和维持的影响;进而选择2018年8月12日-13日发生的局地突发性强降水过程(“8.12”过程),探究了太行山北部谷地(113.80-114.60°E,37.75-39.25°N)及附近地形对造成强降水的MCS的形态结构、触发及维持的影响,并深入细致地剖析了MCS内部雨带的形态演变和组织结构差异,建立了相关概念模型。本研究有助于深入理解不同天气背景下,太行山及附近地区不同尺度和形态下的地形和冷池在强降水形成中的重要作用,进一步丰富了地形强降水的研究内容,为强降水的业务预报提供了更为深入的理论基础和参考依据。主要结论如下:(1)单站LDHR事件的降水量及发生频次在太行山及以东邻近地区存在显著差异。西部山区(WHRR:West Heavy Rainfall Region)和东部平原(EHRR:East Heavy Rainfall Region)为两个LDHR事件强降水区域,其中,WHRR(EHRR)降水量、频次、强度的峰值时段出现在晚上至清晨;WHRR(EHRR)降水量日变化呈双峰(单峰)特征,主要取决于降水强度(频次)。根据强降水落区的不同,包含LDHR事件的降水过程可分为4类,每类过程与不同的天气系统和水汽输送特征相联系,前三类过程是造成LDHR事件降水空间差异的主要原因。其中,type I中强降水主要出现在WHRR,地形对偏南气流的强迫抬升造成了强降水的形成,高空急流增强了区域内的辐合上升运动;type II中,有利的高低空系统配置使得强降水主要出现在EHRR。type III强降水出现在WHRR和EHRR,主要包括两种类型:一种是,太行山的抬升辐合作用使强降水出现在WHRR,而后,伴随低压系统的辐合上升运动使得强降水出现在EHRR,但如果东西向切变线存在,强降水可同时出现在WHRR和EHRR;另一种与太行山地形和槽前涡度平流所影响的低压系统有关,降水自WHRR向EHRR逐渐增加。(2)“7.19”过程中,太行山区是最强降水中心,主降水时段持续了32h,过程最大降水量达783.4 mm,最大降水强度达到139.7mm/h,。该过程发生在华北夏季典型的暴雨天气形势下(即“东高西低”),低涡环流的发生发展利于中尺度气旋生成,太行山对气旋外围东南气流的阻挡抬升作用使对流不断在山前触发和形成,因此,中尺度气旋与整个太行山区强降水密切相关。太行山的强降水主要由3个MCS造成。南部降水主要是由MCS1和MCS2所导致,暖湿东南气流受到太行山阻塞形成的偏北气流和MCS1后部出流相结合,与东南风形成了中尺度切变线,是MCS1的发展机制,MCS1产生降水的蒸发冷却作用在太行山中段山前形成冷池。MCS2的形成和维持主要受林州盆地东侧山体对东南风的阻挡抬升作用所致,对流单体沿一条中尺度切变线不断触发并组织成东南-西北向的MCS2。北部降水中心主要由MCS3造成,对流沿着一条受气旋外围气流、太行山地形以及冷池共同影响的切变线而不断触发,其中,冷池作为地形的延伸,对MCS3的发生发展具有重要贡献。(3)“8.12”过程表现为降水强度大,集中程度高,局地突发性性强的特点。该过程发生在太行山北部谷地及其附近地区,主要由一个具有深对流云团性质(TBB≤-60℃,雷达回波≥50dBZ)的MCS所造成,MCS形态多变,存在线状-环状-哑铃状的演变过程,该过程仅持续了约7h,强降水主要发生在环状和哑铃状阶段,因此,这类MCS在其他地区极为少见。研究表明,强降水出现在西风带中有利的高低空系统影响区域的东侧,副热带高压西侧的东南风向强降水区输送了大量的水汽和热量,使得大气状态特别有利于对流触发。线状MCS阶段时,太行山主体的强迫抬升和孤立山头引发的侧向辐合是对流触发的主要机制,强降水的蒸发冷却作用形成了很强的冷池;冷池向各个方向的出流是形成环状MCS的关键因素,谷地内平原上雨带主要由冷池出流与环境偏东风相互作用而维持,谷地西侧山区雨带主要受冷池出流、偏北风及中小尺度地形影响,孤立山头的走向、海拔高度、以及相对位置的独特性,使山区雨带的位置和强度变化更为复杂;哑铃状阶段时,偏北冷池出流叠加在地形之上,增强了对于环境气流的抬升作用,使MCS南部降水迅速增强;谷地东北侧向南突出的山体以及西侧冷区的阻挡作用使得MCS北部强降水在山坡上得以维持。可见,谷地地形限制了MCS的发展,使得强降水集中。(4)对“8.12”强降水过程的剖析显示,环状MCS阶段,东侧平原上的主体雨带可分为东雨带和北雨带,其外在形态演变主要与冷池、引导气流以及大气的热力和水汽状态有关。北雨带呈弓状,结构紧密,冷池出流对环境风进行有组织的强烈抬升,从而触发对流,再加上北雨带与引导气流夹角很大,造成了北雨带向东北方向移动发展。冷池中心移动、对流雨带合并、地形影响使得北雨带的形态特征发生了显著的变化,最后由于移动路径上CAPE的减小而减弱消失。所不同的是,东雨带为线状,与引导气流夹角较小,因而不断向东北方向延伸发展;东雨带中冷池出流强度与环境风相当,形成准静止的中尺度边界,边界上各部分辐合强度差异较大,造成结构散乱,雨带东侧中层干冷空气增加了向东扩展的难度,东北侧平原上高CAPE使其东北端向东摆动,强降水区域南部CAPE减弱,造成西南端移动到东南风迎风坡。(5)更深入的研究发现,北雨带和东雨带内在的组织结构存在显著差别,对北雨带来讲,强烈的冷池出流与环境风相互作用使其组织结构与典型飑线相似。强回波区域(≥40dBz)垂直伸展较高,水平梯度较大,环境气流作为前向入流在雨带前缘被冷池出流形成的后向入流强迫抬升,形成了强烈的倾斜上升运动。北雨带经过测站时,气压陡升,温度骤降,外侧环境入流迅速减弱,并出现强降水。云下降水蒸发冷却和雨滴拖曳作用会产生静力气压扰动,其与伯努力效应造成的非静力扰动气压是站点气压陡升的原因,且非静力气压扰动所占比重逐渐增大。理论分析表明,冷池与环境风相互作用很可能是北雨带先增强后减弱的主要原因,山体的阻挡抬升可能是造成北雨带再次增强的关键因素。东雨带前期与引导气流夹角较大,雨带向外倾斜,对流过程对中高层干冷空气的夹卷作用减弱了雨带内侧对流,进而增加了倾斜程度。而后,东雨带由组织紧密的线状雨带演变成MRB型的MCS结构,在准静止中尺度边界的环境风一侧,γ尺度的对流单体不断触发,形成了西北-东南走向的“单体波列”,而后汇入到β尺度雨带中,在西南风引导下,β尺度雨带向东北移动,排列起来形成“雨带波列”,因此,两种对流组织在空间尺度和移动方向上显著不同。“单体波列”中的的对流后向建立过程以及和“雨带波列”共同造成的列车效应使东雨带长时间维持并造成了强降水。