引言

目前, 暴雨研究多侧重于数值模拟(肖递祥等, 2013)、卫星雷达资料综合分析(曾波等, 2013; 柯文华等, 2012)、中分析技术应用(许爱华等, 2013)及暴雨落区精细化分析(孙兴池等, 2012, 2013)等方面。有别于南方暴雨，东北暴雨多具有空间分布不均、突发性强、雨强大、降水时间集中等特点，因而受到气象工作者广泛关注。郑秀雅等(1992)通过统计1956—1989年降水资料，将东北暴雨划分为台风、气旋、冷涡和切变线四种类型，并分别总结了各型暴雨的环流形势特征及其成因；孙力等(2002)、刘景涛等(2000)、孙永罡等(1998)分析了1998年嫩江和松花江流域东北冷涡暴雨的大尺度环流背景，指出持续的水汽输送是大范围强降水频繁出现的主要原因；陈力强等(2005)、姜学恭等(2001)利用中尺度数值模式进行敏感性试验，揭示了东北冷涡暴雨的中尺度形成机制及垂直结构特征；还有学者对东北暴雨的中尺度对流系统、MCC演变特征、雷达回波、中尺度急流特征等方面进行了详细分析(袁美英等, 2010；2011；张晰莹等, 2010；陈艳秋等, 2009)。从暴雨的影响程度来看，持续性暴雨最易造成大范围严重的洪涝灾害，还可诱发山体滑坡、崩塌、泥石流等地质灾害，严重威胁人们的生命财产安全。中国的持续性暴雨多发生在江南、华南及西南地区，王晓芳等(2011)从大尺度环流背景、水汽及热动力条件等方面综合分析了2010年5—6月我国南方11次持续性暴雨成因；桂海林等(2010)、张娇等(2011)分析了乌拉尔山阻高和鄂霍次克海阻高对于淮河流域持续性强降水的重要作用；牛若芸等(2012)认为在强降水带上空反复出现强烈的低层水汽辐合抬升、高层辐散抽吸及垂直上升运动发展, 致使强降水得以维持；刘国忠等(2013)基于概念模型和配料法，建立了桂西北持续性暴雨客观预报方法。相比之下，东北地区的持续性暴雨因发生次数少，相关研究鲜见。鲍名(2007)将中国持续性暴雨划分为四类典型区域，包括东北区域的“渤海辽西型”，1951—2005年仅出现9个个例，指出该型持续性暴雨强度较强、影响范围较大，认为该型暴雨同高空急流的关系与“南方锋面型”持续性暴雨相像，即持续性暴雨发生在高空急流入口区南侧的占有一定的比例。孙军等(2010)对2010年7—8月东北地区10次强降雨成因进行了分析，认为环流形势异常稳定、暖湿气流与冷空气在吉林和辽宁中东部交汇是形成持续暴雨的重要原因。许多学者对东北强降雨的成因、系统、机理也做了分析和研究(房一禾等，2016；傅慎明等，2015；沈浩等，2014)。

2013年8月14—17日，吉林省出现了一场典型的持续性暴雨过程，遭受了继1998年以来最严重的洪水侵袭。这次强降水范围广、降雨强度大、强对流特征明显，持续时间长且落区重复，致灾严重。针对此次强降水的产生，本文围绕各系统之间的相互作用、大暴雨长时间维持的物理机制、卫星云图的演变特征以及暴雨中尺度结构特征，利用常规观测及探空资料、区域自动站加密降水资料、NCEP 1°×1°逐6 h再分析资料及FY-2E卫星云图资料，围绕上面几个问题展开讨论，以加深对东北地区持续性暴雨的天气动力学成因及其物理机制的认识，为改进此类暴雨预报方法、提高其预报预警水平而提供有参考价值依据。

1 暴雨概况

受副热带高压(以下简称副高)后部高空槽影响，2013年8月14日14时至17日20时吉林省出现罕见的暴雨、大暴雨天气(过程雨量见图 1)。此次过程全省平均降雨量为66.1 mm，居历史同期多雨的第三位，其中过程降雨量在25~49.9 mm有231站，占22%，50~99.9 mm有278站，占26%，在100~250 mm有248站，占23%，＞250 mm有5站，最大降水量在集安阳岔村，达301.2 mm。其中辽源地区、长白山保护区以及桦甸市过程降雨量分别为174.2、102.4和213.5 mm，突破历史极值；四平、吉林、白山地区居历史同期多雨的第二位；16日08时、11时公主岭黑林子镇和安图四道白河小时雨强分别达104.1和135.5 mm，均突破全省历史1 h最大降雨量纪录。此次降雨强度之强、强降雨覆盖范围之广为历史罕见。降水过程可分为两个集中阶段，第一阶段：14日14时至15日14时由“前倾槽”配合地面冷锋过境，引发中部地区出现对流性强降水，降水过程中伴随着雷雨大风、冰雹等强对流天气；第二阶段：16日02时至17日08时，由高空槽配合地面华北气旋东移，诱发中南部地区产生混合性强降水，持续时间更长、降水总量更大，部分地方出现了雷电天气，又可分为气旋暖锋降水和冷锋降水两个时段。

受此次暴雨过程影响，第二松花江、嫩江及洮儿河流域相继出现严重汛情，多数测站及各主要江河流域降雨量均突破历史极值，受灾人口达100多万，并有14人死亡，5人失踪，直接经济损失约50亿元。

2 大尺度环流形势演变特征

持续性大范围强降雨过程一般发生在稳定的环流形势下，是由西风带、副热带、热带“三带”环流系统相互作用的结果(陶诗言，1980)。分析14—17日500 hPa平均环流形势场(图 2a)，可以看出：降水期间，东亚地区“三带”系统由低纬到高纬呈现出“低—高—低”的分布态势。首先热带地区为低值区，表明台风活动频繁，致使副高位置比较偏北，584线位于40°N附近，脊线位于35°N，副高呈带状分布，中心强度较强，＞588 dagpm，中纬度地区盛行纬向环流，贝加尔湖东侧到我国东北地区为宽广的低槽区，北部不断有弱冷空气入侵，锋区近似呈东西向，位于41°~44°N，并与风速≥16 m·s^-1的西风急流带相伴，大尺度环流形势异常稳定。锋区上有两次高空槽相继东移，重复影响东北地区，造成持续性暴雨的产生。

分析逐日环流形势，可以看到：12日08时500 hPa图上，在贝加尔湖东部低涡已经形成，在低涡后部冷平流的作用下，致使低涡东移中强度有所加强。14日20时(图 2b)，副高缓慢东移至日本岛附近，强度较强，中心强度达590 dagpm，位置比较偏北，588线北端达40°N，低涡中心位于54°N、124°E，从低涡底部伸出一高空槽移至吉林省中部，500 hPa急流(最大风速20~22 m·s^-1)和200 hPa急流(最大风速44~46 m·s^-1)位置基本重合，呈东西走向位于45°N附近；对应850 hPa，低空西南急流伸向吉林省东南部地区，中心最大风速达18~22 m·s^-1，500 hPa槽线明显偏东于850 hPa，呈现“前倾槽”结构，吉林省中西部处于ΔT_(500-850)≥25℃的条件不稳定区域内，随着地面偏北低压冷锋的东移，导致第一阶段降水发生。强降水位于低空急流出口区左侧、高空急流出口区右侧、500与850 hPa槽线之间的不稳定区域内。15日20时，随着低涡的减弱东移，吉林省上空转为西北或偏西气流控制，降水明显减小。

16日08时500 hPa图上(图 2c)，在贝加尔湖附近又生成一个新的低值系统，并与一“人”字形低槽相伴，500 hPa急流位于44°N附近，出口区风速逐渐减小，指向吉林省中部，200 hPa急流有所增强，最大风速达50~54 m·s^-1，位于吉林省北部，850 hPa“人”字形低槽配合地面华北气旋东移，850 hPa低空西南急流最大风速达22 m·s^-1，同时925 hPa叠加一支最大风速达14~16 m·s^-1的超低空西南急流，因而造成吉林省第二阶段强降水的产生。强降水位于高空急流南侧、低空急流出口区附近，以混合性降水为主，17日05时以后，降水开始明显减小。

3 成因分析 3.1 持续不断的水汽供应

对于持续时间较长(几小时到24 h)的暴雨来说，需要有天气尺度系统将水汽源源不断地输送到暴雨区，以补充暴雨发生所造成的气柱内水汽损耗(陶诗言，1980)。

计算大气整层水汽通量纬向分量Q_x和经向分量Q_y公式如下：

$ \begin{array}{*{20}{l}} {{Q_x} = \frac{1}{g}\int_{{p_t}}^{{p_s}} {qu{\rm{d}}p} }\\ {{Q_y} = \frac{1}{g}\int_{{p_t}}^{{p_s}} {qv{\rm{d}}p} } \end{array} $

式中，p_t表示积分顶层气压100 hPa，p_s表示积分底层气压(取地面气压)，g为重力加速度，q为比湿，u、v分别为纬向风和经向风。水汽输送通量单位为g·(cm·s·hPa)^-1。

通过计算大气整层水汽通量，可以看出：暴雨期间14日20时(图 3a)，共有三条水汽通道汇集于吉林省中东部。首先为西南路径水汽输送：低空西南急流将渤海湾的水汽输送至暴雨区，这是一条近距离主要的水汽来源；其次为偏南路径水汽输送：此时11号超强台风尤特已在广东登陆，中心位于21.8°N、111.4°E，强度为970 hPa, 已减弱为台风, 其外围水汽及东南沿海部分水汽沿副高西侧或西南侧的偏南气流向北输送，这是一条远距离的水汽输送；第三为偏西路径水汽输送：中纬度地区西风急流将水汽自西向东输送进入吉林省，三条水汽通道交汇于吉林省中东部，中心最大值达7000 g·(cm·s·hPa)^-1，为暴雨区提供了丰沛的水汽供应。15日08时，三条水汽通道仍然维持，吉林省上空整层水汽通量值有所增加，此时在“尤特”东侧又有新的热低压生成。16日08时(图 3b)，“尤特”已减弱消失, 但水汽仍然维持, 和其东侧热低压的外围水汽一起持续向北输送，同时西南及偏西路径的水汽输送合并且强度明显加强，因而导致吉林省中南部大气整层水汽通量进一步加大，中心最大值达11000 g·(cm·s·hPa)^-1, 16日20时(图 3c), 由于偏西和偏南路径水汽的持续输送，使得整层水汽通量最大值始终维持在9000 g·(cm·s·hPa)^-1以上, 并移至吉林省东南部, 造成降水的再一次加强, 17日02时，水汽通量大值中心东移，强度减弱，降雨也随之减小。

3.2 大气层结与对流发展分析

分析两个强降水集中阶段θ_se(沿124°E)的垂直剖面, 共性表现在：(1) 暴雨区(黑色三角处)上空，中低层θ_se值随高度递减，中高层θ_se值随高递增，表明中低层大气层结不稳定，这种热力不稳定是触发强对流天气的重要条件之一；(2)θ_se锋区由46°N缓慢南移至43°N附近，与雨带由中部向南部推进是一致的，暴雨区始终处于θ_se锋区的南侧(图 4)。不同之处在于：(1)14日20时至16日08时再到20时，∂θ/∂p＞0的不稳定层结高度逐渐下降，由550 hPa迅速下降至750 hPa，再下降至800 hPa附近，表明对流不稳定能量逐渐减弱, 强降水性质也由对流性转为混合性；(2) 第一阶段强降水发生时，中低层θ_se锋区随高度向南倾斜并向上伸展到600 hPa附近，体现出“前倾槽”结构特征，表明中低层大气呈现层结不稳定，暴雨发生时伴随雷雨大风、冰雹等强对流天气的产生, 强降水具有突发性且持续时间较短；而第二阶段强降水发生时，θ_se锋区随高度略向北倾斜并向上伸展到300 hPa，强降水由纯粹深厚湿对流性转为深厚湿对流与近中性层结下深厚层状云降水的混合性降水且持续时间较长。

3.3 高低空急流耦合与垂直运动

分析水平风场的垂直分布, 可以看到:14日20时，在43°N附近, 低空西南急流较为明显, 不断向北输送暖湿空气, 与中高层偏西急流在600 hPa附近逐渐汇合, 形成了上干冷、下暖湿的条件不稳定层结，上升运动加强，形成一个比较深厚的上升气流区，最大上升速度达-2.1 Pa·s^-1(约0.3 m·s^-1)，位于600 hPa附近，引发了第一阶段对流性强降水；之后随着地面气旋及其暖锋的缓慢东移，中低层暖空气势力明显增强，16日08时，低空西南急流一直向上伸展到500 hPa与中高层偏西急流逐渐汇合，最大上升速度被抬升至300 hPa，强度有所减弱，为-1.2 Pa·s^-1(约0.2 m·s^-1)，强降水由对流性转为混合性；16日20时，地面气旋冷锋移至吉林东部，中高层转为西北气流，冷空气开始加强并不断向低层扩散，与低空西南急流在750 hPa附近逐渐汇合，最大上升速度强度为-1.4 Pa·s^-1(约为0.15 m·s^-1)，降水持续，但动力条件较前期有所减弱，16日08—20时，最大上升速度中心高度迅速下降，同时由43°N南移至41°N附近，强降水区也随之南移，大到暴雨位于高低空急流汇合区最大上升速度的下方。

3.4 探空站资料分析

选取暴雨区附近的探空站(长春站)作为代表站，分析两个强降水时段T-lnp图(图 5)，可以看出：第一阶段强降水发生时，CAPE值较大，存在较大的不稳定能量，600 hPa以上为干层，600 hPa以下湿度较大，同时0~6 km垂直风切变较大，这种上干下湿的“喇叭口”形状和较强的垂直风切变极有利于不稳定能量的积累和强对流天气的触发；第二阶段强降水发生时，CAPE值明显减小且呈“细长”结构, 温压曲线和露压曲线接近重合，并一直向上伸展到200 hPa, 大气整层为湿层，水汽条件异常丰沛，垂直风切变明显减小。

进一步分析长春、临江两站探空资料的时间变化(表 1)，可知：持续性强降水的产生必然与不稳定能量“释放-快速重建”机制密切相关(马学款等，2012)。14日20时，CAPE由1017 J·kg^-1迅速增至2194.2 J·kg^-1，出现了第一个峰值，850与500 hPa温差达27℃, 热动力条件迅速增强，极有利于强对流天气的发生, 此时地面到850 hPa平均相对湿度为87%, 中低层水汽条件较好, 引发了第一阶段对流性强降水；之后各种阈值均开始减弱，降水也随之减小, 完成了第一阶段能量的积累与释放；15日20时, 中部地区CAPE值又开始增大, 至16日08时CAPE出现了第二个峰值，增加至681.1 J·kg^-1，850与500 hPa温差减小至21℃, 热动力条件的强度要弱于第一阶段的各种阈值, 此时地面到850 hPa平均相对湿度达100%, 大气达到饱和状态，水汽条件异常充沛, 导致第二阶段混合性强降水的发生。比较两个强降水时段，对流抑制能量均较小，近似为0，具备了较好的动力抬升条件，且第一阶段CAPE值的变化幅度、峰值以及850与500 hPa温差值均明显高于第二阶段，热动力及不稳定能量条件优势明显，而第二阶段水汽条件明显好于第一阶段，致使暴雨得以持续。16日20时，临江站CAPE值由526.2 J·kg^-1迅速降至101.6 J·kg^-1，不稳定能量得以进一步释放，同时地面到850 hPa平均相对湿度达94%, 水汽输送明显增强，白山雨强开始加大，较好的水汽输送一直持续到17日08时, CAPE维持在200 J·kg^-1以下，不稳定能量小幅波动，降水也由混合性向稳定性过渡，并由中部逐渐移向东南部。

根据云的微物理理论, 降水系统中的暖云层越厚, 越有利于高降水效率的产生。暖云层厚度由抬升凝结高度到零度层高度之间的厚度来估计(俞小鼎等, 2006)。此次强降水发生期间，抬升凝结高度普遍较低，均≤800 m，特别是第二阶段强降水发生时，抬升凝结高度降至600~640 m，14日20时到16日08时，暖云层厚度由3886 m逐渐增至4243 m，16日20时度达到最强，约为4500~4700 m，导致降水效率的迅速提高，中东部地区暴雨站数明显增多，17日08时，中部长春站暖云层厚度明显减小，而东南部临江站暖云层厚度维持在4300 m以上，暴雨区随之东南移。

4 卫星云图特征分析

分析FY-2E卫星云图逐小时TBB值(图 6)，可知：此次强降水发生期间, 有若干个α、β、γ中尺度云团合并发展加强，先后形成α中尺度对流云团或MCC, 分三个阶段影响吉林省。

第一阶段:冷锋尾部东侧形成α中尺度对流云团M1

14日18时，在冷锋尾部东侧的区域，由于冷暖空气交汇产生强烈扰动，导致若干个中小尺度对流云团不断合并发展，形成3个α中尺度对流云团A1、B1和C1，此时A1云团TBB≤-52℃的面积已达到5×10⁴ km²，雨强加大，17—18时最大雨强位于双辽，达59.6 mm·h^-1，17：21，双辽还出现了冰雹，20时A1和B1合并成M1，致使TBB≤-52℃的面积不断增大，TBB最小值为-62℃，暴雨区出现在TBB梯度大值附近，21时云团发展最强，椭圆特征明显，边界光滑，TBB≤-52℃的面积达9.2×10⁴ km²，该云团持续5 h后，TBB≤-52℃的面积开始减小，雨强也随之减弱，之后还有一些β中尺度或γ中尺度云团东移中合并加强，致使降水持续至15日14时。

第二阶段:暖锋段上形成MCC2

受华北气旋东移影响，16日04时，在其暖锋段上形成新的中尺度对流云团A2和B2，均处于低空西南急流的左前方，受其影响，西部对流云团B2的移速要快于A2，16日08时，A2和B2合并发展生成MCC2，TBB≤-52℃的面积迅速增至13.5×10⁴ km²，TBB最小值为-62℃, 且≤-62℃的面积明显大于第一阶段强降水的面积，表明云团在垂直方向上发展旺盛，云顶较高，该地区多站出现短时强降水，08—09时，最大雨强位于梨树，达38.2 mm·h^-1，16日11时云团发展最强，外形近似圆形, TBB≤-52℃的面积增大至14.9×10⁴ km²，TBB最小值仍维持在-62℃，且≤-62℃的面积进一步扩大，该云团共持续6 h，暴雨区出现在TBB极小值中心附近，16日14时，云团强度略有减弱，TBB≤-52℃的面积开始减小, MCC2减弱为α中尺度对流云团。

第三阶段:冷锋附近形成MCC3

16日16时，随着华北气旋冷锋的缓慢东移，其前部的α中尺度对流云团C2、D2合并发展，形成MCC3移入东南部地区，在渤海湾附近还有α中尺度对流云团E2生成，16日20时，E2与MCC3合并，TBB最小值由-62℃加强至-70℃，在MCC3后部还有若干个α、β、γ中尺度对流云团F2、G2、H2，呈东北—西南向排列，此时低空西南急流仍然较强，位于大连—丹东—临江—延吉一线，受其影响，对流云团F2、G2、H2不断合并到MCC3中，致使MCC3强度一致较强，强降水也随之东南移，17日01时，最大雨强位于集安，达38.0 mm·h^-1，17日04时云团发展最强，TBB≤-52℃的面积增大至18.4×10⁴ km²，但位置比较偏南，该云团持续时间达15 h之久，暴雨区出现在TBB梯度大值附近，至17日07时以后，云系快速减弱东移，降水减小。

表 2给出了α中尺度对流云团或MCC生命史、面积、强度及其与强降水落区的关系，由此可知：引发第二阶段强降水的MCC较第一阶段α中尺度对流云团面积更大、持续时间更长、云顶发展更高，因此降水总量也大于第一阶段，处于暖锋段上的MCC，强降水落区位于其TBB小值中心附近，而冷锋尾部的α中尺度对流云团或前部的MCC，强降水落区主要位于TBB梯度大值区附近。

14日20时(实线)、16日08时(长虚线)及16日20时(点线)，三个云团均处于发展阶段，通过计算强降水区平均(14日20时和16日08时取42°~44°N、124°~126°E范围，16日20时取40°~42°N、125°~127°E范围)涡度、散度及垂直速度的垂直分布(图 7)，可知：环境场均具有低层气旋性涡度、辐合，高层反气旋涡度、辐散的垂直结构，且整层上升速度明显，这种结构特征可能是α中尺度对流云团或MCC发展维持的重要因素。第一阶段强降水发生时，中低层气旋性涡度一直较强，且出现双峰值(分别位于600和900 hPa附近)，最大值为6.0×10^-5 s^-1, 致使槽前上升运动不断增强，最大上升速度达-1.6 Pa·s^-1，位于550 hPa附近；第二阶段暖锋降水发生时，高层强辐散明显大于低层辐合，“抽吸”作用明显，云团垂直方向发展旺盛，最大上升速度位于300 hPa，为-1.2 Pa·s^-1；第二阶段冷锋降水发生时，随着高低层散度差的减小，“抽吸”作用减弱，最大上升速度高度降至650 hPa附近且强度明显减小, 降水也随之减弱。

5 雨带的中尺度特征

图 8给出了6 h雨量与925 hPa超低空急流、流线、切变线或辐合线等的对应关系, 可以看到：强降水发生期间，925 hPa始终存在一支风速为14~16 m·s^-1的超低空急流，强降水位于低空切变线南侧或东南侧、925 hPa超低空急流前端的风速辐合处。14日20时, 随着地面偏北低压冷锋的东移, 925 hPa在吉林西北部可分析出一条冷式切变线(双实线), 其东南侧存在一支偏南风超低空急流, 出口区指向吉林中部, 形成一条东西向的风速辐合线, 该区域附近6 h多站出现大雨或暴雨, 之后雨强随着急流的减弱而逐渐减小; 16日08时, 地面华北气旋的暖锋移至吉林中部, 925 hPa偏南风再次加强至急流，出口区仍然指向吉林中部, 导致该区域附近6 h内重复出现大雨或暴雨，同时超低空急流出口区东侧也出现了大雨或暴雨, 这里恰好处于长白山脉的迎风坡, 地形的增幅作用不容忽视；16日20时，华北气旋继续东移, 其冷锋移至吉林中部, 对应925 hPa又可分析出一条冷式切变线, 由于弱冷空气不断入侵，其东南侧的偏南风超低空急流逐渐南退, 出口区指向吉林南部, 大到暴雨落区也随之南移。由此可见，925 hPa超低空急流出口区前端的风速辐合线是导致这场暴雨持续发生的中尺度触发机制。

6 结论

(1) 这次暴雨发生在副高稳定少动且位置比较偏北的环流背景下，锋区上先后有两次高空槽沿同一路径东移、重复影响吉林地区是造成持续性暴雨产生的重要原因；异常强盛的低空和超低空西南急流(850、925 hPa最大风速分别达22和16 m·s^-1)为暴雨区提供了丰沛的水汽供应，水汽主要来源于渤海湾。降水过程分为对流性和混合性两个集中阶段，同时两个阶段强降水在水汽输送强度、θ_se锋区的垂直结构、热动力条件及不稳定能量等方面均存在一定的差异。

(2) 探空资料分析表明，持续性强降水的产生与不稳定能量“释放-快速重建”机制密切相关。第一阶段强降水发生时，CAPE极大值及其变化幅度、最大上升速度均强于第二阶段降水发生时，表明动力及不稳定能量条件均较强，而第二阶段强降水发生期间，水汽条件优势更为明显, 抬升凝结高度降至600~640 m，暖云层厚度维持在4200 m以上，因此更有利于高降水效率的产生。

(3) 强降水发生期间, 在切变线附近，先后形成α中尺度对流云团或MCC影响吉林省，第二阶段强降水主要受MCC影响，TBB≤-62℃的云体面积更大，持续时间更长；云团发展阶段，具有低层气旋性涡度伴随辐合，高层反气旋涡度伴随辐散的垂直结构，且上升速度明显，这种结构特征是产生强降雨的重要因素，同时925 hPa超低空急流前端风速辐合的反复出现是暴雨持续发生可能的中尺度触发机制。