引言

近年来，极端降水事件呈现频发、强度增强的趋势，暴雨作为其中最具破坏力的灾害之一，已成为威胁人类社会安全的重大挑战，尤其是短时强降水与持续性暴雨叠加，会引发城市内涝、山体滑坡及河流泛滥等次生灾害，造成巨额经济损失与人员伤亡。例如：2021年郑州特大暴雨导致城市瘫痪(郭丹妮等，2023；姚秀萍和李若莹，2023；汤彬等，2023；叶成志等，2025), 2023年京津冀地区极端强降水引发多地洪涝(柳龙生等，2025；李晓兰等，2025；刘艳婕等，2025)，2025年北京暴雨造成严重的人员伤亡和经济损失，均凸显了北方暴雨灾害的复杂性及其应对的紧迫性。

相较于南方，北方暴雨具有鲜明的时空变化特征，北方暴雨主要发生在6—8月，其发生频次较低，但降水效率高、突发性强，常伴随短时强降水与雷暴大风等强对流天气，导致预报难度增大、灾害防御窗口期缩短(陶诗言, 1980；林建和杨贵名，2014；雷蕾等，2020；张芳华等，2024；万子为等，2024；吴卓亨等，2024；孙继松，2025)。一方面，北方暴雨多发生在中高纬阻塞高压稳定维持与副热带高压异常北跳的环流背景下。高空槽等天气尺度强迫与低层偏南风急流配合，强的暖湿气流输送提供充沛的水汽和能量，从而触发对流不稳定，且当台风等低涡系统与西风槽相遇时，两者之间的相互作用会进一步加剧极端暴雨过程(柳艳菊等，2015；张夕迪等，2023；陈涛等，2024；徐姝等，2024；刘威等，2025)。另一方面，中小尺度系统的触发与局地增强作用。低空急流携带南海与孟加拉湾暖湿气流，在太行山与燕山复杂地形强迫抬升作用下，触发局地强降水(孙建华等，2006；徐珺等，2014；张江涛等，2023；李国翠等，2023；马长健等，2023；田利庆等，2024)。此外，中层干冷空气与低层暖湿急流的辐合可形成聚能机制，加剧低层的潜在不稳定。中层偏西干冷气流与低层西南暖湿急流相互作用，通过动力锋生和上升运动触发强降水(符娇兰等，2023；杨晓亮等，2023)。这些多尺度系统的非线性相互作用，使得北方暴雨的预报仍存在较大不确定性，因此深入开展北方暴雨的研究尤为必要。

2025年7月23—29日，北京遭遇了一次历史罕见的超长极端暴雨过程, 累计降水量突破600 mm，覆盖京津冀大部分地区(陈双等，2026)，引发永定河等流域超警戒洪水(包红军等，2026)，造成89.4万人受灾，直接经济损失约26.5亿元。与典型北方暴雨相比，本次过程呈现出“持续时间长、影响范围广、降水效率高”的异常特征。

1 数据与方法 1.1 数据

本文资料主要包括：(1)地面国家气象站与区域自动气象站逐小时观测资料，用于分析本次超长极端暴雨的降水精细化特征并统计2016年以来连续性暴雨过程；(2)欧洲中期数值预报中心的ERA5再分析资料(时间分辨率1 h、空间分辨率0.25°×0.25°)，用于深入分析大气环流及其异常特征与暴雨的成因；(3)雷达天衍拼图资料、北京单站雷达资料，主要用于分析本次暴雨过程成因；(4)2016—2025年北京探空资料，用于计算并统计北京暴雨过程各层比湿特征。

1.2 环流距平场计算

根据式(1)对本次过程的位势高度、比湿和风场进行距平场计算。

$ A_t^{\prime}(x, y)=A_t(x, y)-\frac{1}{N} \sum\limits_{n-1}^N A_t(x, y) $

(1)

式中：N为年数，(x, y)为网格点，A_t(x, y)和A′_t(x, y)分别为网格点上某个时刻的位势高度、比湿和风场观测值及其20年(2005—2024年)距平值。

1.3 比湿计算

利用探空资料各层的大气温度和露点温度，根据式(2)计算出各气压层上的实际水汽压，然后利用式(3)计算各气压层上的比湿。

$ e=6.1078\exp \frac{a{{T}_{\text{d}}}}{273.16+T_{\text{d}}^{-b}} $

(2)

式中：e为水汽压(单位：hPa)、T_d为某高度上空气的露点温度(单位：℃)；a、b为常数，水面上分别取17.269、35.86，冰面上分别取21.874、7.60。

$ q=\frac{622 e}{p-0.378 e} $

(3)

式中：q为比湿(单位：g·kg^-1)，p为某高度上的气压(单位：hPa)。

2 超长极端暴雨精细化特征

图 1a为2025年7月23日08:00至29日20:00(北京时，下同)累计降水量的分布。由图可见：本次过程持续影响共7 d，其中，2个站的过程累计降水量达到600 mm以上，北京区域内最大过程累计降水量达605.8 mm(位于北京大兴区)，6个站达到500 mm以上。北京地区的降水大值区主要集中在东部及东北部区域，造成了重大的经济损失和人员伤亡。≥20 mm·h^-1强降水中心主要位于北京东部及东北部的燕山迎风坡及山前平原区域，以6~9个频次为主(图 1b)。一般以20:00至次日08:00降水量作为夜间降水量(余忠水，2011)，从单站降水量最多的前7个站点可见(图 1c)，本次暴雨过程持续时间较长，小时雨强最大值的时间段主要在午夜和凌晨，具有明显的夜雨特征，其中，最大小时雨强出现在7月26日23:00，达95.3 mm·h^-1。

为了进一步分析本次超长极端暴雨过程的精细化特征，本文统计了2025年7月23日08:00至29日20:00图 1a黄色虚框内所有站点≥20 mm·h^-1降水频次在不同时间段和不同海拔高度的分布(图 2)。由图 2a可见，本次过程具有显著的夜雨特征，强降水主要出现在20:00至次日08:00，最高频次在23:00，出现了111次，其次是21:00和04:00，分别出现了91次和77次。而这些强降水主要位于海拔0~50 m的燕山山脉前的平原处，其次是位于600~ 800 m的燕山山脉迎风坡地区(图 2b)。

本文将北京范围内3个及以上的区域或国家气象站24 h(08:00至次日08:00)累计降水量≥50 mm定义为一个暴雨日，暴雨时间连续2 d则定义为连续性暴雨过程，以此定义并统计了2016—2025年共10年的北京地区持续性暴雨过程(图 3，表 1)。通过统计表明(图略)，近10年北京地区持续2 d的暴雨过程出现最多(24次)，持续3 d暴雨过程出现8次，持续4 d和5 d均出现3次，而持续6 d仅有1次(为本次暴雨过程)。图 3结合表 1可见，近10年日降水量≥50 mm站数最多的是2023年7月30日至8月2日台风暴雨过程(1050个站)，次多的是本次暴雨过程(909个站)，第三是2021年7月12—14日(583个站)；日降水量≥100 mm的站数最多的是2023年7月30日至8月2日(448个站)，次多的是2016年7月20—21日(326个站)，第三是本次暴雨过程(214个站)；日降水量≥250 mm的暴雨过程只有3次，分别为2023年7月30日至8月2日(69个站)、2016年7月20—21日(36个站)和本次暴雨过程(6个站)，过程日最大降水量分别为421.9、372.7、300.0 mm。以上分析说明，本文分析的极端暴雨过程在近10年以来持续时间最长(6 d)，日降水量≥50 mm的站数和过程日最大降水量仅次于2023年7月30日至8月2日台风暴雨过程。

3 大气环流及其距平场特征

7月23—29日，500 hPa亚欧中高纬地区由“一槽一脊”逐渐转变为“两脊一槽”的环流形势，北京地区主要受副热带高压(以下简称副高)和低纬热带天气系统、中高纬西风槽影响。23日20:00(图 4a)，中亚至贝加尔湖地区为宽广的高空槽控制，高压脊线从西伯利亚延伸至东北地区。西太平洋副高呈块状分布，控制江南及华北部分地区，副高中心位于日本上空。第7号台风“范斯高”以热带风暴级强度沿副高南侧的东风气流一路西行，第8号台风“竹节草”在南海东北部生成，第6号台风“韦帕”的残余环流位于中南半岛。台风与副高之间形成一支跨越约50个纬距的强盛低空急流，急流中心的风速超过25 m·s^-1，将南海和东海的暖湿气流源源不断地输送到我国东部沿海和华北地区，北京受副高边缘的短波槽控制，降水较弱。24日20:00(图 4b)，高压脊减弱并移动至东西伯利亚地区，副高稳定少动，“范斯高”强度减弱并移动至浙江南部到福建北部一带沿海，“竹节草”稳定少动，但强度加强，第9号台风“罗莎”在塞班岛西北侧洋面生成。850 hPa低空急流加强、北抬，北京处于低空急流控制之下。26日20:00(图 4c)，亚欧中高纬地区环流经向度加大，高空槽在东移过程中分裂出短波槽，开始影响北京地区，副高加强西伸，脊线西伸至90°E，“范斯高”强度减弱，“罗莎”加强为强热带风暴级，“竹节草”强度明显减弱，北京地区850 hPa低空急流强度有所减弱。28日20:00(图 4d)，中高纬环流经向度进一步加大，冷涡发展东移，副高断裂为大陆高压和海上高压，“竹节草”减弱后又在我国东南沿海再次加强，“罗莎”加强北移。850 hPa低空急流断裂，到达北京地区的暖湿气流明显减弱，降水减弱。

以上分析表明，23—25日中高纬度环流平直，冷空气较弱，受台风影响，副高稳定维持，北京长时间位于副高边缘高温、高湿、高不稳定能量区域中。整体上，20:00北京中低层风速明显大于08:00，降水在晚上发展加强，白天减弱结束，但白天太阳加热积聚大量不稳定能量，又有利于晚上的对流性强降水发生，如此反复，形成了连续几天的夜雨。随后28日冷空气加强，强降水逐渐移出北京。由于26日夜间的短时强降水范围较小，局地性较强，基于再分析数据不能完全反映出26日的暴雨过程特征，因此本文将在后续章节用更精细的观测数据分析26日的暴雨过程。

大气环流异常是造成降水异常的直接原因(金炜昕等，2014)。图 5为2025年7月23—28日相对于2005—2024年共20年的500 hPa位势高度、850 hPa比湿和风场的距平场，计算方法如式(1)所示。由图可见，7月23—24日，在我国东北地区存在位势高度距平正异常中心，受台风影响，在菲律宾和南海的东北部区域均存在明显的负高度异常中心，说明副高较常年偏北，热带低压系统与异常偏北的副高外围气流叠加，形成持续的偏南风气流向北输送至北方地区，为极端降水提供充沛水汽。我国北方地区的850 hPa比湿正距平中心也表明本次暴雨过程的水汽含量显著高于气候平均态，比湿距平可达8 g·kg^-1以上，比湿高值区与偏南风距平叠加，加之燕山山区地形抬升作用，可显著增强降水强度。26日20:00，位势高度距平正异常中心向南移动，南海东北部地区的位势高度距平负异常中心消散，而菲律宾东北部的负异常中心向北移动，在其东南侧形成新的负异常中心，北京地区的偏南风距平和850 hPa比湿正距平中心有所减弱。28日，位势高度距平正异常中心和比湿正距平中心虽有所减弱，但是北方出现偏北风距平，说明此时暴雨地区受到冷空气影响，使强降水持续，到了29日降水才减弱消散。

在本次北京暴雨过程中，大气环流场呈现出显著的异常特征。具体而言，7月23—28日位势高度距平分析表明，东海、南海为负异常中心，渤海、华北及东北地区为正异常中心，说明副高较常年偏北，异常强劲的偏南风持续且稳定地向北京暴雨区域输送暖湿空气，使得显著高于气候平均态的正异常比湿中心在暴雨区域内长时间维持，加之燕山山脉地形抬升作用，暴雨得以持续发生。然而，26日20:00北京地区的比湿距平和偏南风距平却是减弱的，说明由于数据精度等原因，再分析数据不能完全反映出26日局地性暴雨的热动力特征。

4 超长持续暴雨成因分析 4.1 水汽条件

持续的水汽输送给北方暴雨区带来充分的水汽和不稳定能量(张元春等，2023；张芳华等，2023)。本文计算了本次过程的1000~300 hPa整层水汽通量与水汽通量散度(图 6)。由图可见，位于中南半岛的第6号台风“韦帕”的残余环流和第7号台风“范斯高”、第8号台风“竹节草”以及刚生成的第9号台风“罗莎”汇聚形成的强大西南风气流沿副高外围将海面上的暖湿气流输送到暴雨区域，并在该区域形成强的水汽辐合中心，给暴雨区提供强大的水汽与不稳定能量(图 6a)。7月25—26日，“范斯高”和“韦帕”的残余环流以及“竹节草”强度明显减弱，而“罗莎”继续增强，导致西南气流水汽输送减弱(图 6c)。尤其是26日20：00左右，水汽输送强度明显减弱。7月27日20:00之后，水汽虽然有所减弱，但是由于北方弱冷空气入侵暴雨区域，降水增加，29日之后，暴雨才逐渐结束。

由此可见，强大的暖湿水汽输送是本次超长极端暴雨持续时间长的原因之一。相比于本次整个暴雨过程，26日夜间暴雨强度更强，但是基于再分析数据的水汽条件却更差，再次说明基于再分析数据不能完全反映出26日局地性暴雨的物理特征。

4.2 热力和动力条件

为了进一步讨论本次暴雨的成因，对动力与热力特征开展了分析。由图 7可见，7月24日20:00，850 hPa上一条比湿超过18 g·kg^-1的湿舌自西南向东北方向延伸。强劲的西南低空急流在北京暴雨区域辐合，在燕山山前平原及迎风坡地区形成了明显的垂直上升运动区域。该区域比湿高值区与垂直速度负值区相互重叠，且暴雨区域温度维持在20℃以上，呈现出显著的高温高湿特征，这种有利的天气条件为暴雨的发生发展提供了良好的环境。至25日20:00，这条湿舌持续向更北方向延伸，低空急流强度显著增强，暴雨得以持续发展。26日20:00，暴雨区域的比湿有所降低，低空急流强度有所减弱，垂直上升运动也随之相应减弱，暴雨区向北偏移。27日20:00之后，冷空气开始入侵北京地区，特别是29日之后，冷空气进一步加强，比湿降至10 g· kg^-1左右，北京地区转为下沉气流控制，暴雨逐渐减弱并最终消散。

结合图 8物理量的垂直演变和降水量的时序图可以看出，7月23日08:00至27日20:00，暴雨区域主要受西南风控制，降水表现出明显的夜雨特征。暴雨发生时，700 hPa以下高度层表现出高温高湿的环境特征。夜间，西南低空急流显著加强，配合高温高湿环境，以及显著增强的垂直上升运动，是导致夜雨出现的主要原因。27日20:00之后，冷空气入侵暴雨区域，降水强度增强。至29日，冷空气进一步增强，暴雨区域500 hPa以下高度层均被东北风控制，暴雨随之减弱并消散。

为进一步量化本次过程的高湿特征，本文基于北京探空数据, 将近10年暴雨过程与本次过程主要暴雨区域不同层次(925~500 hPa)的逐小时最大比湿、平均比湿和最小比湿分别进行对比(图 9)。结果表明，本次暴雨过程的925、850、700 hPa平均比湿均超过近10年来暴雨过程(分别为14.3、12.2、7.4 g·kg^-1)。23日08：00至29日20：00，925 hPa最大比湿共计79 h超过近10年来暴雨过程的比湿90%分位数，占比50.3%；850 hPa最大比湿共计62 h超过，占比39.4%；700 hPa最大比湿共计90 h超过，占比57.3%；500 hPa最大比湿共计85 h超过，占比54.1%。最小比湿总体上比近10年来暴雨过程的比湿90%分位数略小。因此，本次暴雨过程在500 hPa以下均维持长时间的高湿环境，非常有利于暴雨的维持和发展。

由北京探空站T-lnp图(图 10)可见，整体而言，北京地区白天积蓄不能稳定能量，夜间能量释放并触发暴雨。具体来看，7月23日白天，北京探空站对流有效位能(CAPE)为2169.8 J·kg^-1，存在较大不稳定能量；23日20:00(图 10a)，北京地区出现降水过程，能量释放，CAPE降为667.2 J·kg^-1，地面至400 hPa湿度条件较好。24日20:00(图略)，北京自地面至300 hPa为深厚湿层，400 hPa以下已经完全饱和，通州和大兴的大气可降水量(PWV)高达70 mm，偏北部的密云、平谷PWV也在68 mm以上，说明此时具备充足的水汽条件，此时强降水已触发；26日14:00，CAPE和对流抑制能量(CIN)分别为2455.7 J·kg^-1和0 J·kg^-1，此时北京地区已积聚了强烈的不稳定能量，26日20:00(图 10b)，CAPE降为331.1 J·kg^-1、CIN升至49.4 J·kg^-1，此时北京地区已出现降水过程。26日20:00，热力、动力和水汽方面相比整个过程其他时间均较弱(表 2)，由于此阶段暴雨区域主要位于北京北部山区，密云和怀柔及其以北山区PWV均达60 mm以上，而北京探空站附近无明显降水过程，此时段北京探空站的代表性有限，不能完全体现此时段暴雨的环境特征，因此增加了26日夜间强降水的预报难度。27日14：00(图略)，北京探空站湿层自地面伸展至700 hPa，东部和北部的PWV在67 mm以上，CAPE达到3164.7 J·kg^-1，CIN为0 J·kg^-1，中层600 hPa高空槽后冷平流显著，抬升凝结高度和自由对流高度较低，大气层结不稳定；27日20:00(图 10c)，由于此时降水已释放了部分能量，CAPE虽有所减弱，但也达到787.8 J·kg^-1，湿层从地面伸展到了500 hPa。29日14:00(图 10d)，虽然存在一定的不稳定能量，但地面至500 hPa为明显的偏北气流控制，湿度条件差，降水结束。

以上分析表明，白天暴雨区域为高温高湿环境，925 hPa比湿超过近10年来暴雨过程最大比湿，深厚的湿层和强CAPE共同为本次强降水过程提供了充足的水汽和不稳定能量，而低的CIN和抬升凝结高度则有利于对流的触发；夜间伴随着低空急流增强，暴雨增强。但是北京探空站不能完全体现26日夜间暴雨的环境特征。另外，目前主流的中尺度模式也无法准确预报出26日夜间极端暴雨过程(图略)，25日20:00及26日08:00 CMA-MESO和ECWMF预报降水均较实况偏北、偏西，以上均说明受分辨率影响, 再分析资料不能完全反映降水特征。因此本文将利用雷达资料进一步分析此暴雨时段的触发机制。

4.3 雷达回波特征

结合上述分析，将本次暴雨过程分为两个阶段。第一阶段为23—27日20:00，冷空气活动不明显，以暖区降水为主。第二阶段为27日20:00至29日，27日20:00开始有弱冷空气影响，随后冷空气进一步加强，对流加强，直至29日对流减弱消失。

由于26日暴雨过程具有一定的特殊性，因此第一阶段以7月26日暖区降水为例，从雷达组合反射率可见(图 11a)，26日16:12，系统性降水回波带位于北京的西北侧，并且向东北方向移动；同时在北京密云水库、山谷附近有若干对流云团初生，受高空槽影响，在高温以及大气存在不稳定能量条件的共同作用下，对流云团逐渐发生合并过程，且其强度不断增强，逐渐演变成线状回波，并向东北方向移动。26日18:12之后(图 11b)，在燕山山前区域及迎风坡区域，对流云团的合并与增强更为显著，部分区域回波强度可达60 dBz以上，且对流云团在山前地区停留时间较长。26日19:00开始两条回波带合并迅速加强，北抬缓慢(图 11c，11d)，直至27日01:00前后回波带一直停滞在暴雨区域上空，其后部不断有新的对流单体生成，并加入到原有的强对流云带中，形成“列车效应”，在后向传播以及燕山地形的影响下，对流云团的生命周期延长，有效地增加了降水量及降水效率，使得本次暴雨的强度更强且持续时间更长。

此外，由26日22:18的1.5°仰角多普勒径向速度可见(图 12b)，与强降水回波带对应的是一条风速不连续线，有利于强降水长时间维持。45 dBz以上回波区大部分位于5 km以下，属于低质心回波，降水效率高(图 12c)。从多普勒径向速度剖面可见(图 12d)，从低层到高层环境风为正，以南风为主，在回波新生区域5 km以下风速为10~15 m·s^-1，说明有低空急流存在，而在回波减弱消亡的区域，风速很小；径向速度剖面上低层存在中小尺度的负风速区，正负速度之间具有辐合、辐散，在新生回波一侧为辐合，在减弱一侧为辐散。因此，辐合线、低空急流、低层中小尺度的辐合等天气系统，均有利于回波不断在西侧生成并向东发展移动，从而形成“列车效应”，造成长时间的强降水。26日22:00—23:00降水达到最强，出现95.3 mm最大小时降水量(图 1)。

值得说明的是，本次过程受灾最为严重时段正是26日夜间北京东北部发生的小范围降水，持续了6 h以上，最大小时降水量达95.3 mm，各数值模式均未能准确预报。从高空观测、地面观测及ERA5再分析资料也很难分析出这次强降水的影响系统和动力机制，但从雷达图上可看出，小范围低急流、辐合线是导致“列车效应”形成的主要影响系统。

第二阶段为冷空气影响的强降水，本文以27日夜间至28日凌晨的降水为例分析。由于冷空气的影响，降水回波单体自西南向东北移动，但回波整体南压，与26日回波向东北方向移动有所区别(图 13a)。另外，由于冷空气活动，回波移动较快，因此降水量小于26日。此阶段回波影响的范围大，为积层混合状回波，多普勒径向速度以辐合为主，并有大风核存在(图 13b)。反射率因子垂直剖面可见(图 13c)，回波单体之间比较松散，属于低质心回波。径向速度垂直剖面可见(图 13d)，回波带上5 km以下均有10~15 m·s^-1低空急流存在，西侧低空急流的高度更低，在东侧，由于低层冷空气影响，5 km以下有负速度区，冷暖交汇形成辐合，因此回波单体在东移南压的过程中持续发展，而后回波移出北京到达河北承德并进一步加强，造成了承德特大暴雨，受灾也十分严重。

综上分析，26—27日是暖区暴雨过程，回波不断在西侧生成、东侧减弱，形成长时间“列车效应”，影响范围小，但降水强度大。27日夜间以后受冷空气影响，转为锋面暴雨，回波移动快，移出北京到达河北承德进一步加强，造成了承德特大暴雨。

5 结论

本文利用逐小时气象观测、雷达等多源观测数据与ERA5再分析数据，以2025年7月23—29日北京暴雨过程为切入点，分析了北京超长极端暴雨的精细化特征与成因，结论如下：

(1) 本次暴雨过程持续7 d，为近10年以来北京地区持续时间最长的暴雨过程，日降水量≥50 mm的站数和过程日最大降水量仅次于2023年7月30日至8月2日的台风暴雨过程。本次过程具有显著的夜雨特征。强降水区域主要位于海拔0~50 m的燕山山脉前的平原处，其次是位于600~800 m的燕山山脉迎风坡地区。

(2) 北京地区主要受副高和低纬热带天气系统、中高纬西风槽影响。从距平场上看，副高较常年异常偏北，热带低压系统与异常偏北的副高外围气流叠加，形成持续的偏南风气流，为极端降水提供充沛水汽；水汽含量显著高于气候平均态，比湿高值区与偏南风距平叠加，加之燕山山脉地形抬升作用，显著增强降水强度。但是，由于26日夜间的短时强降水范围较小，局地性较强，再分析数据不能完全反映出26日夜间暴雨的特征。

(3) 强大的暖湿水汽输送是本次超长极端暴雨持续时间长的原因之一，本次暴雨过程在500 hPa以下均维持长时间的高湿环境，整个降水过程的925、850、700 hPa平均比湿均超过近10年来暴雨过程的平均水平(分别为14.3、12.2、7.4 g·kg^-1，北京探空站统计)；除26日略低外，暴雨过程的其他时段的500 hPa以下大气层的最大比湿均大于近10年来暴雨过程相应的90%分位数。高温高湿条件和夜间增强的低空急流，加上地形的抬升作用，使得本次暴雨过程呈现出明显的夜雨特征。

(4) 在本次暴雨过程中，ERA5再分析等常规资料无法分析出26日夜间造成“列车效应”极值暴雨的主要中尺度影响系统，但在雷达图上可清楚地看出，主要的影响系统是低层辐合线与小范围的低空急流。

本文分析了北京超长极端暴雨的精细化特征与成因。发现在复杂下垫面和特殊的天气背景影响下，各数值模式不能准确预报26日夜间小范围强降水过程，并且从高空观测、地面观测及ERA5再分析资料也很难准确地分析出此类小范围强降水的影响系统和动力机制，而且目前主流的中尺度模式也无法准确预报出这一过程，但从更精细的雷达观测资料上可细致地分析出其主要影响系统，后续将在此基础上，利用更精细的雷达和卫星等观测手段，针对此类预报难度较大的暴雨过程开展系统性研究。