馬麗 武永利 董春卿 郝婧宇 李娜

摘要 基于2012—2021年5—9月華北五省的逐日降水資料和臺站地形高度數(shù)據(jù)，統(tǒng)計分析了華北全區(qū)及各子區(qū)域極端降水事件的降水量及其強(qiáng)度和頻次的時空分布特征;并運(yùn)用地理加權(quán)回歸（GWR）模型分析得到極端降水事件的降水量、強(qiáng)度及頻次與海拔高度之間的關(guān)系。結(jié)果表明：1）華北區(qū)域極端降水量的時間變化均呈多波動特征且區(qū)域差異性顯著，太行山以西高原和以東平原降水頻次多、波動明顯且強(qiáng)度較弱，太行山南段以南平原降水頻次少、變化平緩而強(qiáng)度明顯偏強(qiáng)。2）極端降水量的空間分布呈現(xiàn)南北少、中間多的型態(tài)分布，降水量大值區(qū)分別位于燕山東南側(cè)和太行山南段晉冀豫三省交界處;極端降水高頻站點(diǎn)主要聚集在晉東南地區(qū);日最大降水量超過300 mm的站點(diǎn)主要集中在太行山脈和燕山山脈與華北平原的過渡地帶。3）華北區(qū)域38°N以北，極端降水量、降水頻次、強(qiáng)度和日最大降水量均隨海拔高度的升高而減小;38°N以南，山西南部臨運(yùn)地區(qū)降水量隨海拔高度的升高而顯著增加。由于降水頻次和強(qiáng)度與地形均存在正相關(guān)而導(dǎo)致，太行山附近降水量隨海拔高度的升高而減小的貢獻(xiàn)主要在于降水強(qiáng)度而非降水頻次。

關(guān)鍵詞華北地區(qū);暖季極端降水;時空特征;GWR模型;地形

在全球氣候變化變暖背景下，極端降水事件可能變得更強(qiáng)、更頻繁（李銘宇等，2020;IPCC，2022;朱連華等，2023）。IPCC第六次報告指出，全球氣溫每上升1 ℃，大氣水汽增加約7％，極端日降水事件的強(qiáng)度將增強(qiáng)7％（周波濤和錢進(jìn)，2021）。2015—2054年，我國極端降水將呈普遍增多趨強(qiáng)，其中華北和東北地區(qū)極端降水事件增幅較大，西北地區(qū)強(qiáng)降水量將進(jìn)一步增加（舒章康等，2022）。然而，受大尺度環(huán)流背景和地形差異等因素影響，我國不同區(qū)域的極端降水事件對增暖的敏感性不同，導(dǎo)致區(qū)域特征和變化幅度不盡相同（吳佳等，2015;顧西輝等，2016）。

華北地區(qū)受季風(fēng)氣候影響（郝立生和丁一匯，2023），降水季節(jié)分配不均，暖季（5—9月）降水量約占全年降水量的80％（郭軍等，2019）。夏季降水呈減少趨勢（Ding et al.，2008;劉海文等，2022），但近10 a來極端降水和干旱事件的發(fā)生頻次均處于上升趨勢（賈燕青和張勃，2019）。隨著城市化進(jìn)程加快，城市熱島效應(yīng)、氣溶膠濃度的增加及城市結(jié)構(gòu)對環(huán)流的阻擋作用（袁宇鋒和翟盤茂，2022），使得以京津冀為代表的城市群極端降水天氣頻發(fā)，如2012年“7·21”北京特大暴雨、2018年北京“7·16”特大暴雨、2021年“21·7”極端暴雨等強(qiáng)降水事件，使城市承災(zāi)能力的脆弱性和風(fēng)險性增大，給社會、經(jīng)濟(jì)和人類生活造成了嚴(yán)重的影響和經(jīng)濟(jì)損失（孫軍等，2012;郭云謙等，2019;冉令坤等，2021）。

華北極端降水事件發(fā)生晚、結(jié)束早，持續(xù)期較短（盧珊等，2020），且具有極強(qiáng)的區(qū)域特征。極端降水量呈現(xiàn)出“東南大、西北小”的分布特征，且華北東部極端降水較集中，西部則相對分散（楊艷娟和李明財，2014）;華北南部極端降水量呈減少趨勢，極端降水次數(shù)由東向西呈逐漸增加趨勢，其中在山西中部上升趨勢最顯著（王冀等，2012）。另外，針對極端降水個例研究發(fā)現(xiàn)，華北極端降水一般以中高緯度西風(fēng)環(huán)流和西太平洋副熱帶高壓為主導(dǎo)系統(tǒng)，由中尺度系統(tǒng)直接作用產(chǎn)生;水汽通常來源于南海、西太平洋和孟加拉灣，低空急流輸送暖濕氣流的同時激發(fā)對流云團(tuán)，受太行山山脈地形的阻擋導(dǎo)致強(qiáng)降水在山前長時間維持，降水高頻區(qū)分布在太行山和燕山山脈的向陽坡（杜青文和張迎新，1997;孫建華等，2005;趙宇等，2011;Yuan et al.，2014）。太行山脈兩側(cè)地勢差異顯著，地形可以改變水汽循環(huán)的動力、熱力、云微物理等效應(yīng)，對華北地區(qū)降水的發(fā)展起到一定程度地促進(jìn)作用（雷蕾等，2020）。當(dāng)太行山東側(cè)低空受東風(fēng)氣流影響時，垂直于山體的氣流隨高度減小時，地形對迎風(fēng)坡降水產(chǎn)生增幅作用（孫繼松，2005）。閆冠華等（2015）研究太行山對華北暴雨的影響研究中指出，對于太行山以東、以西和山區(qū)型暴雨，地形的作用不盡相同。

近年來，不少學(xué)者對華北極端降水時空分布特征開展了相關(guān)研究，時間段從10～60 a不等，針對太行山區(qū)和華北平原極端降水時空分布規(guī)律和差異特征及與地形的相關(guān)性分析還不多見。華北地區(qū)地貌復(fù)雜多樣（楊若子等，2020），受地形影響降水分布不均，特別是極端降水的強(qiáng)度和頻次存在顯著的地理差異。鑒于此，本文基于華北五省2012—2021年5—9月的逐日降水資料，從近10 a華北區(qū)域降水過程中篩選出強(qiáng)降水事件，重點(diǎn)分析太行山影響下華北區(qū)域暖季極端降水的時空分布特征及差異，并運(yùn)用GWR回歸模型探討極端降水量、頻次和強(qiáng)度與海拔高度之間的關(guān)系，提高華北區(qū)域極端降水事件時空分布規(guī)律的精細(xì)化認(rèn)知，以期為后續(xù)開展更具針對性的機(jī)理研究提供參考。

1 資料和方法

1.1 數(shù)據(jù)說明

所用的資料包括：1）2012—2021年共406個國家級氣象觀測站（包括山西、河南部分地區(qū)、河北、北京和天津）的逐日降水觀測資料。2）地形數(shù)據(jù)直接選取各站點(diǎn)海拔高度數(shù)據(jù)。

有研究表明豫北太行山地區(qū)的降水受地形影響明顯（Li and Wang，2023），為盡可能全面探究太行山對華北極端降水空間分布的影響，本文研究區(qū)域定義為110°～120°E、34°～43°N。文中暖季是指5—9月，剔除降水有缺測數(shù)據(jù)的站點(diǎn)，余下351個站點(diǎn)分布如圖1所示。

1.2 極端降水事件篩選標(biāo)準(zhǔn)

有研究指出在我國北方發(fā)生的暴雨和大雨事件均為強(qiáng)降水事件（翟盤茂和潘曉華，2003），受太行山復(fù)雜下墊面影響，研究區(qū)域降水空間分布不均，降水量東部明顯多于西北部（張?zhí)煊畹龋?007），采用百分位法界定閾值定義強(qiáng)降水事件較為合理。

將每個臺站2012—2021年逐年的有效日降水量（>0.1 mm）做升序排列，取其第95個百分位數(shù)的10 a平均值定義為該站發(fā)生極端降水事件的閾值（方浩和喬天亭，2019;圖2a）。當(dāng)研究區(qū)域內(nèi)有5％（17）或以上的站點(diǎn)日降水量超過其閾值且極端降水區(qū)落區(qū)分布較為集中時，定義為一次極端降水事件。按照上述規(guī)則，全區(qū)共篩選出113次極端降水事件。每年發(fā)生的極端降水事件的降水量為該年極端降水事件降水量的總和，極端降水事件的頻次為該年發(fā)生極端降水事件的總次數(shù)，極端降水事件的強(qiáng)度為該年極端降水事件的降水量與頻次的比值。

為進(jìn)一步研究太行山復(fù)雜地形對華北暖季極端降水時空分布的異質(zhì)性，本文基于極端降水閾值的區(qū)域差異結(jié)合地形特征、行政區(qū)劃，將圖1中的研究區(qū)域劃分為4個子區(qū)域，各子區(qū)域內(nèi)極端降水閾值差異較為明顯（圖2b）。太行山以西高原（用R1表示）站點(diǎn)數(shù)為115個，極端降水閾值主要集中在28～34 mm，中位數(shù)為31.8 mm;冀北高原（用R2表示）站點(diǎn)數(shù)為29個，極端降水閾值主要集中在25～32 mm，中位值為26.9 mm;太行山以東平原（用R3表示）站點(diǎn)數(shù)為147個，極端降水閾值較前兩個子區(qū)域明顯增大，主要集中在37～44 mm，中位數(shù)為40.7 mm;太行山南段以南平原（用R4表示）站點(diǎn)數(shù)為60個，極端降水閾值進(jìn)一步增大，主要集中在39～47 mm，中位數(shù)為44.4 mm。在全區(qū)113次極端降水事件基礎(chǔ)上，按照標(biāo)準(zhǔn)，R1至R4各子區(qū)域分別篩選出84、56、80和52次極端降水事件，用于后續(xù)對比分析。

1.3 地理加權(quán)回歸模型

地理加權(quán)回歸模型（Geographically Weighted Regression模型，簡稱GWR模型）可以針對各氣象站點(diǎn)逐個建立線性回歸方程，描述降水的空間非定常和局地變化（Kumari et al.，2017）。已有研究證實(shí)GWR模型可以較好地刻畫降水與海拔高度關(guān)系的空間分布特征（張銘明等，2021）。

Pi=c0xi，yi+c1xi，yihi+εi。（1）

其中：（xi，yi）代表站點(diǎn)i的經(jīng)緯度;Pi為降水量（mm）;hi為海拔高度（m）;c0為截距;c1為降水與地形高度的回歸系數(shù);εi為誤差項。參與計算的站點(diǎn)樣本可以根據(jù)自身與站點(diǎn)i之間的距離進(jìn)行權(quán)重分配，距離越近，分配的權(quán)重越大。選用高斯距離權(quán)重公式：

其中：dij為站點(diǎn)i、j之間的距離；b為帶寬，即為模型的回歸半徑。本文中參考張銘明等（2021）和諶偉等（2022）將GWR模型的回歸半徑選取為100 km，統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)每個臺站周圍100 km范圍內(nèi)平均站點(diǎn)數(shù)為25.4個，有效保證了回歸計算時樣本密度。在回歸計算后剔除了部分干擾站點(diǎn)共計112個。剔除原則：1）回歸半徑內(nèi)站點(diǎn)數(shù)少于3的臺站；2）100 km半徑內(nèi)最高和最低站點(diǎn)的海拔高度差小于300 m的臺站。

2 極端降水事件的時空分布特征

2.1 極端降水事件降水量的年際變化

有研究表明，極端降水量的變化主導(dǎo)著總降水量的變化趨勢（閔屾和錢永甫，2008）。對比分析研究區(qū)域中4個子區(qū)域的總降水量和極端降水量的年際變化趨勢，發(fā)現(xiàn)兩者均表現(xiàn)為多波動特征，但波動幅度均在明顯差異。其中R1區(qū)總降水量集中在323～509 mm，極端降水量在46～245 mm，極端降水量平均占比為34.6％?？偨邓亢蜆O端降水量均表現(xiàn)為2021年最多、2015年最少，其中極端降水事件所貢獻(xiàn)的降水量在2013和2021年超過了45％，在2015和2018年只占14％。R2區(qū)總降水量為368～530 mm，波動幅度較R1區(qū)有所減小，2021年最多，2012年最少;極端降水量為24～168 mm，平均占比為24.7％;其中2012年最多，約占總降水量的45％，2015年最少，僅占8％，期間極端降水量呈顯著的減少趨勢;2016年至2021年極端降水量變化平緩，約占總降水量的22％～27％。

R3區(qū)總降水量在337～731 mm，極端降水量在97～388 mm，平均占比為39.7％，均表現(xiàn)為2021年最多、2014年最少，變化幅度較R1區(qū)進(jìn)一步增大;總降水量中極端降水事件貢獻(xiàn)量在2012和2021年均超過了50％，2014年最低為17％。R4區(qū)總降水量和極端降水量的變化在2012—2020年間較為平緩，總降水量為320～502 mm;極端降水量為58～188 mm，極端降水事件的貢獻(xiàn)量為18％～44％，平均占比為36.8％，略低于R3區(qū)。2021年7月20日河南發(fā)生極端暴雨事件（冉令坤等，2021），導(dǎo)致該區(qū)域2021年總降水量和極端降水量均創(chuàng)歷史新高，分別為1 039和665 mm，且極端降水量的占比也位于4個子區(qū)域之首，高達(dá)64％。

2.2 極端降水事件降水頻次、強(qiáng)度的逐年變化

近10 a華北區(qū)域極端降水事件年平均頻次為11次，2021年最多為17次，2015年僅有6次，降水頻次的年變化波動明顯。極端降水強(qiáng)度的變化則相對平緩，大致可分為兩個階段：以2016年為分界點(diǎn)，前后兩段時間均呈現(xiàn)先減弱后增強(qiáng)的態(tài)勢，年平均強(qiáng)度為15.44 mm／d，其中2014年為最弱為12.46 mm／d，2021年最強(qiáng)為22.77 mm／d。2015年之前降水頻次和強(qiáng)度變化呈現(xiàn)非同步的變化，之后頻次和強(qiáng)度變化幾乎同位相。受太行山復(fù)雜地形影響，各子區(qū)域極端降水頻次和強(qiáng)度的變化差異顯著，R1區(qū)的變化與華北全區(qū)的平均變化較為同步，均體現(xiàn)出極端降水頻次多而強(qiáng)度弱的特征，而R4區(qū)則正好相反，頻次少而強(qiáng)度強(qiáng)。具體對比來看，極端降水年均頻次R1（8.4）>R3（8）>R2（5.6）>R4（5.2），年均強(qiáng)度R4（30.69 mm／d）>R3（22.15 mm／d）>R2（18.33 mm／d）>R1（16.67 mm／d）。

2.3 極端降水事件降水頻次、強(qiáng)度的逐月變化

受夏季風(fēng)影響，華北雨季一般集中在7—8月，區(qū)域平均極端降水量同樣在7月最多，為850.87 mm，8月次之，為456.87 mm（圖略）。極端降水頻次的逐月變化在各區(qū)域均表現(xiàn)為單峰型特征，5月降水頻次最少，6月開始快速增加，7月達(dá)到峰值，之后呈線性下降趨勢。對比各區(qū)域發(fā)現(xiàn)，太行山以東平原R3區(qū)在8月較其他區(qū)域極端降水頻次略偏多。極端降水強(qiáng)度R1、R3和R4區(qū)的月變化呈“W”型分布，表現(xiàn)為多波動特征，其中R4區(qū)強(qiáng)度最強(qiáng)，月平均可達(dá)33.43 mm／d，其次為R3區(qū)，月平均強(qiáng)度為22.4 mm／d，R1區(qū)變化最為平緩，月平均強(qiáng)度為17.26 mm／d。5月和9月期間冷暖空氣交匯頻繁，降水過程以對流性降水為主，雖降水頻次較少但強(qiáng)度較強(qiáng)。R2區(qū)5月平均強(qiáng)度最弱，隨后逐步增強(qiáng)，至7月達(dá)到峰值，之后呈緩降趨勢，月平均強(qiáng)度為14.42 mm／d。

2.4 極端降水事件降水頻次、強(qiáng)度的逐旬變化

華北區(qū)域極端降水量（圖略）呈現(xiàn)出5月上旬至6月中旬降水量偏少、6月下旬開始迅速增加、7月下旬逐漸減少的變化趨勢，但各子區(qū)域的旬降水量變化存在一定差異。R1、R2和R3在6月中旬之前降水量偏少，約20～50 mm，而R4旬降水量為30～80 mm。R1和R4在7月中旬降水量最大，而R2和R3則在7月下旬降水量最大，具體對比數(shù)值來看，R4（461.63 mm）>R3（416.23 mm）>全區(qū)（339.23 mm）>R2（236.59 mm）>R1（233.73 mm）。8月上旬開始，R1、R2和R3區(qū)減少趨勢明顯，而R4區(qū)波動特征明顯，8月下旬和9月中旬分別達(dá)到了旬降水量的次大值和第三大。

華北區(qū)域極端降水頻次的逐旬變化趨勢與降水量的變化趨勢較為一致，前期極端降水事件偏少，6月中旬開始至7月上旬極端降水頻次明顯增多，7月上旬至8月中旬降水頻次均處于高位，7月下旬極端降水發(fā)生頻次最多為17次，這與7月中旬副高北跳至25°N以北，華北主汛期“七下八上”有關(guān)。8月中旬開始，隨著副高的南落，降水頻次逐漸減少，在9月中旬，由于副高再一次北抬至26°N，降水頻次有略微的增多，之后顯著的減少。雖然產(chǎn)生極端降水事件的天氣背景相似，但由于地理差異導(dǎo)致的水汽來源和輸送及復(fù)雜地下墊面等原因，導(dǎo)致極端降水頻次在各子區(qū)域差異顯著，極端降水旬平均頻次R1（5.6）>R3（5.3）>R2（3.7）>R4（3.5），R4區(qū)在7月中旬達(dá)到最大值，而其他子區(qū)域均在7月下旬達(dá)到最大。極端降水強(qiáng)度的變化則較為平緩，基本在10～22 mm／d，但各子區(qū)域差異也較為顯著，旬平均強(qiáng)度R4（31.9 mm／d）>R3（19.19 mm／d）>R1（16.66 mm／d）>R2（12.78 mm／d），R4區(qū)不僅強(qiáng)度明顯高于其他三個子區(qū)域，且波動幅度最大。

對比分析各子區(qū)域極端降水旬平均的頻次和強(qiáng)度發(fā)現(xiàn)，R4區(qū)極端旬降水量大原因在于降水強(qiáng)度大，但旬降水頻次并不多;R3區(qū)極端降水頻繁且強(qiáng)度較大;R1區(qū)極端降水頻繁，但強(qiáng)度較小;R2區(qū)由于地理位置偏西偏北，水汽條件有限，導(dǎo)致極端降水頻次較少，強(qiáng)度也較弱。

2.5 極端降水量的空間分布特征

近10 a華北地區(qū)年平均降水量分布如圖7a所示，呈現(xiàn)出東南和東北降水多、西北降水少的分布特點(diǎn)，與已有的研究結(jié)果一致（何雪莉等，2022）。降水量大值區(qū)有4個區(qū)域，其中一個位于太行山以東R3區(qū)京津冀平原一帶，年平均降水量基本在500 mm以上，其中在沿山一帶降水量在600 mm以上;另一個總降水量超過600 mm的站點(diǎn)位于五臺山，主要是由于該站海拔較高、受局地小氣候影響，導(dǎo)致該站降水比較極端;另一個大值區(qū)位于R4區(qū)河南東部地區(qū)，降水量在500 mm以上，但范圍較小;最后一個大值區(qū)位于R1和R4相鄰地段即晉冀豫三省交界處，該區(qū)域地形復(fù)雜，當(dāng)?shù)蛯邮芷珫|氣流控制時，氣流沿太行山南段抬升，有利于降水的發(fā)生;另外在山西西部地區(qū)和河北南部平原地區(qū)降水量集中在400～500 mm，而在山西中部低海拔的盆地地區(qū)則降水量相對較少，在350～400 mm;降水量低值區(qū)位于R2雁北地區(qū)，該處海拔高度較高、緯度偏北，水汽條件不利導(dǎo)致該區(qū)域降水量最少。

對比發(fā)現(xiàn)近10 a極端降水量的分布（圖7b）與總降水量的空間分布差異較大，受華北地形影響十分顯著，呈現(xiàn)南北少、中間多的分布特點(diǎn)。大范圍降水量大值區(qū)位于晉東南太行山山區(qū)和太行山東側(cè)地形與平原的過渡帶靠地形一側(cè)，相較于總降水量的區(qū)域，范圍要更大，降水量在200 mm以上，河南北部有個別站點(diǎn)降水量超過了280 mm，主要是由于邊界層急流在嵩山與太行山南麓構(gòu)成的喇叭口地形處爬坡，促使水汽和能量在山前堆積，激發(fā)和加強(qiáng)暴雨的產(chǎn)生。降水量次大值中心位于華北平原靠近太行山北麓、燕山山脈一側(cè)，降水大值區(qū)降水量在200～240 mm，個別站點(diǎn)超過240 mm;其余大部分地區(qū)年平均降水量則在120～200 mm，冀北山區(qū)則不足80 mm。

為了探究太行山影響下華北區(qū)域中哪些地區(qū)更容易發(fā)生極端降水，分析了極端降水與總降水的占比的空間差異（圖8）。研究發(fā)現(xiàn)，近10a年年平均總降水量中極端降水量占比的空間分布與極端降水量分布相似，其中在R1、R3和R4相鄰之處年平均極端降水量占總降水量的40％以上，而極端降水量占比高達(dá)50％的區(qū)域則發(fā)生太行山南麓以東河北南部和河南北部等地。

2.6 極端降水頻次的空間分布特征

通過統(tǒng)計各站點(diǎn)在113次極端降水事件中達(dá)到極端降水閾值的次數(shù)，得到各站發(fā)生極端降水的頻次空間分布（圖9），極端降水事件中各站點(diǎn)發(fā)生極端降水的頻次存在聚集性特點(diǎn)。高頻次站點(diǎn)（>25次）主要分布在晉東南地區(qū)，>20次的站點(diǎn)位于35°～38°N的海拔高度差異較大的地區(qū)。

2.7 極端降水強(qiáng)度的空間分布特征

降水強(qiáng)度的空間分布（圖10a）與極端降水量的平均分布類似，均存在兩個明顯的大值區(qū)域，一個分布在燕山東南側(cè)，一個位于河北、河南交界處，降水強(qiáng)度在25～40 mm／d，其中河南北部降水強(qiáng)度相較于其他區(qū)域更強(qiáng)一些。有意思是在晉東南地區(qū)，極端降水量是一片相對大值區(qū)而極端降水強(qiáng)度并不強(qiáng)，結(jié)合圖9說明該區(qū)域極端降水量大主要是因為極端降水頻發(fā)導(dǎo)致;而河南中東部地區(qū)降水量偏少則是由于降水頻次較少所致。

通過統(tǒng)計113個極端降水個例的各站點(diǎn)降水量，得出各站點(diǎn)日最大降水量的散點(diǎn)分布（圖10b），可以發(fā)現(xiàn)，日降水量超過300 mm的站點(diǎn)主要集中在太行山中部東側(cè)及南麓的東南側(cè)-河南的平原地帶、北京的西南部-河北中東部一帶、河南的東部偏東一帶，這與丁和悅和于雷（2021）研究河北中西部極端降水特征時發(fā)現(xiàn)180 mm以上的站點(diǎn)基本都出現(xiàn)在山脈與平原的過渡區(qū)的結(jié)果一致。單純從分布來看，日最大降水量的分布與地形有密切的關(guān)系。因此，太行山地形對極端降水的頻次影響并不顯著，而對降水量的極端性比較敏感，說明地形并不能影響是否發(fā)生降水，而是對降水量有增幅作用。

3 極端降水與海拔高度關(guān)系的空間分布特征

地形因子在極端降水的觸發(fā)、形成與發(fā)展中扮演著非常重要的角色（曾禮等，2023）。為進(jìn)一步了解復(fù)雜地形是怎樣影響華北區(qū)域暖季極端降水的空間分布，利用GWR回歸模型計算了經(jīng)過標(biāo)準(zhǔn)化處理后的極端降水事件各站年平均總降水量、降水頻次、強(qiáng)度和日最大降水量與海拔高度的回歸系數(shù)空間分布。

通過計算各站極端降水量與海拔高度的回歸系數(shù)概率密度分布（圖略），發(fā)現(xiàn)約80％的站點(diǎn)降水量隨海拔高度升高而減小，峰值對應(yīng)的回歸系數(shù)范圍為-0.5～0，此類站點(diǎn)集中在京津冀平原沿山一帶和燕山、太行山以東山西中部和北部地區(qū)，且大部分站點(diǎn)通過了顯著性檢驗（圖11a）。極端降水量隨海拔高度升高而增加的站點(diǎn)位于太行山南段山西西南部和河南西北部等地，山西西南部臨運(yùn)盆地增加顯著，均通過了顯著性檢驗;該地區(qū)大多為西南暖濕氣流的迎風(fēng)坡，地形的繞流和強(qiáng)迫抬升作用有利于極端降水的發(fā)生發(fā)展，極端降水中心多出現(xiàn)在太行山東麓迎風(fēng)坡一側(cè)（張霞等，2021）。

極端降水頻次與海拔高度的相關(guān)性南北差異顯著（圖11b），以山西南部至河北南部（約37～38°N）為界，以北地區(qū)大部分站點(diǎn)降水頻次隨海拔高度的升高而減少，且顯著減少的站點(diǎn)主要位于海拔較高的山區(qū)。界線以南地區(qū)降水頻次隨海拔高度升高而增加，大部分站點(diǎn)通過了顯著性檢驗。相關(guān)性超過0.75的站點(diǎn)主要位于山西南部和河南北部等地勢起伏的地區(qū)。從以往經(jīng)驗來看，7—8月極端降水多發(fā)期，受副熱帶高壓南北擺動影響，該地區(qū)多處在副高邊緣，近地面經(jīng)常存在準(zhǔn)定常的中尺度渦旋或輻合線，在暖濕的西南和東南氣流的繞流和強(qiáng)迫抬升作用下，更易觸發(fā)極端降水的發(fā)生發(fā)展。

極端降水強(qiáng)度與海拔高度的相關(guān)性空間分布（圖11c）與極端降水量分布基本一致，大部分站點(diǎn)降水強(qiáng)度隨海拔高度的升高而減弱，特別是冀北高原至燕山一帶，負(fù)相關(guān)性較強(qiáng)。山西臨運(yùn)盆地降水強(qiáng)度與地形存在正相關(guān)性，但未通過顯著性檢驗。日最大降水量與海拔高度的相關(guān)性空間分布（圖11d）在太行山、燕山一帶均為負(fù)相關(guān)，其中近67％的站點(diǎn)通過顯著性水平檢驗。值得注意的是，太行山東西兩側(cè)呂梁、臨汾及河北石家莊、邢臺地區(qū)日最大降水量隨海拔高度的升高而增大。以往研究也表明，偏西引導(dǎo)氣流下，呂梁山、太行山之間的高度差使地形輻合線在邊界層和低層共同觸發(fā)山區(qū)對流;偏東引導(dǎo)氣流下，受太行山阻擋，偏東風(fēng)強(qiáng)迫抬升輻合加強(qiáng)（王叢梅等，2017），極端降水更易發(fā)生。

總的來看，華北區(qū)域38°N以北，極端降水量、降水頻次、強(qiáng)度和日最大降水量均隨海拔高度的升高而減小。38°N以南降水量隨海拔高度的變化存在明顯的區(qū)域差異，且主導(dǎo)這種差異的變量在不同地區(qū)有所不同，山西南部臨運(yùn)盆地降水量隨海拔高度的升高而顯著增加是由降水頻次和強(qiáng)度與地形均存在正相關(guān);太行山附近降水量隨海拔高度的升高而減小的貢獻(xiàn)主要在于降水強(qiáng)度與地形存在負(fù)相關(guān)而非降水頻次，這一特征與張銘明等（2021）分析一致。

4 結(jié)論與討論

本文選用華北區(qū)域2012—2021年5—9月的逐日降水資料，從近10 a華北區(qū)域降水過程中篩選出113個極端降水事件，統(tǒng)計分析了華北區(qū)域暖季極端降水的時空分布特征;基于GWR模型探討了極端降水量、降水頻次和強(qiáng)度與海拔高度之間的關(guān)系。主要研究結(jié)論如下：

1）華北區(qū)域極端降水量的時間變化均呈多波動特征且區(qū)域差異顯著;太行山以西高原和以東平原降水頻次多、波動明顯且強(qiáng)度較弱，太行山南段以南平原降水頻次少、變化平緩而強(qiáng)度明顯偏強(qiáng)。太行山以西高原（R1）和太行山以東平原（R3）平均極端降水量的多少與極端降水事件緊密相關(guān)。極端降水強(qiáng)度R1、R3和R4區(qū)的月變化呈“W”型分布，表現(xiàn)為多波動特征;R2區(qū)則呈單峰型分布。旬最大降水量R4>R3>R2>R1，原因在于R4區(qū)極端旬降水量大降水強(qiáng)度大，但旬降水頻次并不多;R3區(qū)極端降水頻繁且強(qiáng)度較大;R1區(qū)極端降水頻繁，但強(qiáng)度較小;R2區(qū)由于地理位置偏西偏北，水汽條件有限，導(dǎo)致極端降水頻次較少，強(qiáng)度也較弱。

2）地形等下墊面因素可能會影響極端降水事件的空間分布型。10 a平均的極端降水事件的降水量空間分布型為西南和西北少、中部多的表征，降水量大值區(qū)分別位于太行山南段晉冀豫三省交界處和燕山東南側(cè)，年平均降水量均大于200 mm，個別站點(diǎn)降水量超過了280 mm。受地形影響，太行山以東河北南部和河南北部等地近10 a年平均總降水量中極端降水量占比高達(dá)50％，極端降水事件中，極端降水高頻次站點(diǎn)聚集在晉東南地區(qū)。日最大降水量超過300 mm的站點(diǎn)主要集中在太行山中部東側(cè)及南段的東南側(cè)-河南的平原地帶、北京的西南部-河北中東部一帶、河南的東部偏東一帶。

3）華北區(qū)域38°N以北，極端降水量、降水頻次、強(qiáng)度和日最大降水量均隨海拔高度的升高而減小;38°N以南，降水量隨海拔高度的變化存在明顯的區(qū)域差異，且主導(dǎo)這種差異的變量在不同地區(qū)有所不同，山西南部臨運(yùn)盆地降水量隨海拔高度的升高而顯著增加是由降水頻次和強(qiáng)度與地形均存在正相關(guān)而導(dǎo)致，太行山附近降水量隨海拔高度的升高而減小的貢獻(xiàn)主要在于降水強(qiáng)度與地形存在負(fù)相關(guān)而非降水頻次。

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