引言

大气中的波动，最直观的表现便是云的波动。大量研究表明，云波动与重力波有关(桑建国等，1997；郭欣等，2013)，而重力波又是暴雨的重要触发和维持机制之一(胡伯威，2005；李英等，2007；孙继松等，2013；易军等，2015)。目前，与暴雨相关的重力波研究多数是基于理论分析或数值模拟。例如，李麦村(1978)在线性绝热情况下求解大气运动方程得到了重力波解，通过理论和实例比较指出，重力波在条件不稳定大气中可以触发暴雨。郭虎等(2006)利用里查逊数和布伦特维亚塞拉频率等判据，研究了重力波在局地暴雨中的触发和加强作用。孙继松等(2012, 2013)利用VDRAS高分辨率变分同化系统研究指出，2012年7月21日发生在北京特大暴雨与惯性重力波造成的列车效应有密切关系。邓少格等(2012)利用WRF模拟研究指出，淮河流域一次强降水过程相伴的重力波波长为50~600 km，且非降水区同样存在重力波。既然重力波与暴雨密切相关，而非降水区的重力波在一定的水汽条件下会表现为云波动(桑建国等，1997)，那么，高时空分辨率卫星中云波动的出现，将有利于重力波演变的分析和重力波造成的强降水预警。

2016年6月30日湖北省东北部出现了2016年最强的一次暴雨过程，在强降水出现前，红外卫星云图上观测到了自西向东传播的云波动特征。本文通过分析真实观测的高时空分辨率的红外卫星云图资料，以期了解重力波造成的云波动演变及其触发强降水过程的特征和机制。

1 资料说明

所用资料包括:中国气象科学研究院提供的2016年6月30日—7月1日中国范围内经过质量控制的国家站和区域自动站逐小时地面气象观测资料；国家卫星气象中心网站提供的FY-2G和FY-2E静止卫星的红外通道产品，两颗卫星的时间分辨率均为0.5 h，但观测时间相差15 min，因此两颗卫星观测资料可组成时间分辨率为15 min的观测序列；中国气象科学研究院提供的常规一日两次(08:00和20:00，北京时，下同)的实况高空观测资料；6 h间隔的实况再分析资料则来源于美国国家大气研究中心(NCAR, https://rda.ucar.edu/)的GFS再分析数据，空间分辨率为0.5° × 0.5°。

2 降水实况

根据实况，2016年6月30日08:00—7月1日08:00，从重庆到湖北东部出现了大范围暴雨，从累积雨量分布(图略)分析可知，在重庆北部、湖北中部和湖北东北部分别出现了1个暴雨中心，其中湖北东北部(鄂东北)降水最强，其多站的累积雨量达到250 mm以上，但是从2016年6月30日08:00—7月1日08:00的逐小时雨量演变(图略)分析可知，鄂东北的强降水从30日16:00左右才开始。

图 1给出2016年6月30日14:00—17:00的小时雨量分布，从中可见，30日14:00 (图 1a)，湖北省内几乎没有10 mm·h^-1以上的降水，强降水集中在重庆和湖北西北部一带；15:00 (图 1b)，位于西部的降水区开始东移进入湖北省，但移动缓慢；16:00 (图 1c)，鄂东北开始出现20 mm·h^-1以上的强降水，但是鄂东北强降水区距离西部强降水区约400 km的范围内，仅湖北省中部个别站点出现强降水；到17:00 (图 1d)，鄂东北多站降水强度加强至40 mm·h^-1以上，最大达到68 mm·h^-1，鄂东北强降水区至西部降水中心之间仍未出现大范围连续性强降水。

6月30日17:00以后，鄂东北地区降水一直持续到7月1日白天，但本文重点关注鄂东北强降水触发的原因，并探讨30日14:00—17:00之间鄂东北强降水和西部强降水区约400 km的范围内无大范围持续性强降水的原因。

3 天气形势

为了解鄂东北强降水的原因，下面分析降水过程的环境条件。利用高空形势场分析造成强降水发生的动力、水汽和不稳定条件。图 2显示2016年6月30日08:00、20:00的高空形势场，从中可见，30日08:00 500 hPa高空槽线位于陕西、四川境内，20:00东移至重庆一带，水平移动约400 km；副热带高压(以下简称副高) 500 hPa的588 dagpm线08:00位于湖北东南部，20:00东移南压至江西省境内，水平移动约250 km。显然，500 hPa槽线比副高移动更快。在高空槽东移引导下，08:00—20:00，700 hPa低涡中心也从四川境内向偏东方向移入重庆境内，低涡中心强度由308 dagpm加强到306 dagpm。在副高移速慢于高空槽的背景下，随着低涡的加强，副高与低涡之间的低空急流发展。08:00，湖北、湖南境内700、850 hPa风速普遍低于12 m·s^-1；20:00，湖北、湖南境内700 hPa风速均超过15 m·s^-1，湖北境内850 hPa风速没有明显变化，湖南境内850 hPa风速普遍增加到14 m·s^-1以上。

由于我国部分站点有14:00加密探空，表 1给出6月30日08:00、14:00、20:00的湖南马坡岭、湖北宜昌和武汉三个代表站的探空物理量，用于分析强降水发生前的环境场变化。其中，湖南马坡岭站(图 3中M)作为沿低空急流方向的强降水区上游的代表站，湖北宜昌站(图 3中Y)作为沿系统移动方向的强降水区上游的代表站，湖北武汉站(图 3中W)则作为强降水区附近的代表站。分析可知，强降水发生前的14:00，湖南马坡岭站和湖北宜昌站500—850 hPa的风速相对08:00均在增加，且湖北宜昌站500 hPa风速增量显著，风速增幅由上到下减小，而湖南马坡岭则仅700 hPa风速增量略大。由此可见，强降水发生前，强降水区上游的风速在增加，有利于降水区的风速辐合。从散度场分布(图略)也可知，强降水发生前的08:00，强降水区附近整层辐合较弱，500和700 hPa散度约为-1 × 10^-5 s^-1，850 hPa为辐散区；强降水开始后的20:00，500和700 hPa辐合显著增加，散度约为-8 × 10^-5 s^-1，850 hPa仍为辐散区。从降水发生前14:00的风场变化来看，500和700 hPa的动力辐合作用明显强于850 hPa，这与一般强降水过程的动力辐合主要位于850 hPa不同。

图 2显示30日20:00湖北大部分区域可降水量(PWV)均在50 mm以上，虽然20:00湖北已开始出现较大范围降水，但从表 1可知，在强降水发生前的08:00时，PWV也已达50 mm，而且08:00—20:00各站PWV均在增加，湖南马坡岭站的增幅为4 mm，湖北宜昌站的增幅为7 mm，湖北武汉站的增幅为12 mm，说明在鄂东北强降水发生前，湖北省大范围已具备充足的水汽条件。20:00湖北武汉站的CAPE为785 J·kg^-1 (表 1)，其东北部的对流有效位能(CAPE)在1 000 J·kg^-1以上(图 2)。由于武汉站缺少14:00的观测，从系统移动方向上游宜昌站14:00 (表 1)的CAPE变化可知，08:00宜昌站CAPE为1 869 J·kg^-1，14:00增加至2 940 J·kg^-1，降水出现后的20:00降至396 J·kg^-1，说明武汉站20:00 CAPE偏低与强降水已经出现有关，而湖南马坡岭和湖北宜昌两个上游站的CAPE变化显示，强降水发生前的14:00，湖北省已经存在较大的对流不稳定能量。

综上所述，强降水发生前，湖北省范围内存充足的水汽和对流不稳定条件，因此，动力条件就成为判断强降水触发位置的重要指标。前文分析指出，鄂东北强降水发生前，强降水区南侧和西侧上游站的风速均在增加，从宜昌到武汉一线的湖北中部区域风速也在增加，但是却未出现与鄂东北和西部强降水连续的强降水区。那么，是什么原因造成了鄂东北强降水区与西部强降水区之间不连续？是否与辐合的强度和高度有关？由于强降水区的风速变化和辐合均在较高的500 hPa更显著，而卫星能以更高时空分辨率监测到辐合上升运动造成的云的变化，尤其是对流层中上层(500 hPa以上)云的变化，因此下面利用逐15 min的FY-2卫星红外云图分析鄂东北强降水发生前的云演变特征，来探索强降水触发的动力原因。

4 云波动特征

通过对卫星红外云图分析发现，从西部强降水到鄂东北强降水的演变过程中，存在高空云波动的特征。下面将西南涡降水激发云波动到鄂东北出现强降水的高空云波动过程分为三个阶段:初生阶段、东传阶段和调整阶段，分别讨论每个阶段云团的生消演变。

4.1 云波动初生阶段

根据红外云图的演变，将6月30日08:00—12:00云团由圆团状演变为波动状的过程划分为云波动初生阶段。图 3给出08:00—12:00云波动初生阶段的红外云图演变特征。分析可知，30日08:00 (图 3a)，红外云图中西南低涡中心的低亮温值区与强降水区基本对应，亮温值小于226 K的云团A呈直径约400 km的圆形。09:00 (图 3b)，云团A东北侧约100 km出现弧状云团B1，但是弧状云团B1对应的地面并无降水。10:00 (图 3c)，在云团A东北侧发展为两条明显的弧状云团(B1、B2)，同时在云团A西南侧约250 km有云团(C1)在发展。云团C1对应地面有降水，云团B1和B2对应地面均没有出现降水。12:00 (图 3d)，云团B1和B2合并加强为云团B3，云团B3的西北侧对应地面出现强降水，而其他区域仍没有降水。此时云团A减弱分裂为云团B4和B5，对应地面有较强降水。到此时，在湖北省西部生成了西南-东北向的云波动带(C1-B5-B4-B3)。云波动传播速度约100 km·h^-1，波长约80 km。

4.2 云波动东传阶段

2016年6月30日12:00，云团B3的西北侧的陕西南部发生强降水后，云波动开始进入明显的向东传播阶段，30日12:00—15:00为云波动的东传阶段。

12:00—14:00 (图略)，云团B4、B5的灰度值持续减弱，而云团B3西北侧的亮温值持续减小，对应地面鄂西北的降水显著加强。同时云团C1几乎不动，云团低亮温值范围在扩大，说明其对流在发展。图 4为30日14:00—15:00的云波动东传阶段红外云图演变特征。14:00 (图 4a)，在鄂西北造成强降水的云团B3分裂为云团D1、D2、D3和D4，云团D2-D3-D4构成北支东侧云波列。云团B4、B5的北侧部分消失，南侧部分减弱东移南压至湖北、湖南交界处，形成了B4-B5-D4的云波列。云波列D2-D3-D4，与云波列B4-B5-D4在云团D4区域重叠，且在云团D4东侧出现云团F，即后来造成鄂东强降水的云团。云团B4-B5-D4-F组成了东西向平均间隔约130 km的南支云波列。同时，在重庆北部一带又新生成了云团E1、E2，云团C1-E2-E1- D2-D1共同组成了南北向平均间隔约130 km的云波列(图 4a中黑色点线)。到此已出现北侧两支云波列和南侧一支云波列，由于云波列D2-D3-D4是由云团B3分裂而来，其分裂的原因可能与鄂西北强降水造成的重力波有关，而云团B3又由重庆强降水激发的重力波造成。因此，云波列D2-D3-D4与云波列C1-E2-E1- D2-D1有先后关系，将其统称为北支云波列。鄂东强降水云团F的出现与北支云波列和南支云波列的汇合密切相关。15:00 (图 4b)，随着云团D4向云团F靠近并减弱，云团F在加强，云团D1、D2、F均向偏北方向移动，使云团D2-D3-F之间形成约为200 km间隔的云波列。另外，云团D1-D4、E1、E2、B5均在减弱，但云团C1、B4和F的亮温值在减小，且云团B4在地面出现了弱降水。云团D4向云团F靠近并减弱，云团B5则向云团B4靠近并减弱，说明南支云波列B4-B5-D4-F的波长发生变化，波动趋于破碎或重新组织。

4.3 云波动调整阶段

随着强降水云团F的出现，30日15:00南支云波列出现调整变化，云波动特征已不明显，因此将30日16:00—20:00划分为云波动调整阶段。图 5为30日16:00—20:00云波动调整阶段的红外云图演变。16:00 (图 5a)，云团F亮温值显著减小，云团F对应地面的鄂东降水。除在江西境内加强的云团G，图 5a中仅剩云团C1、B4、F较强，C1-B4-F构成的云波列的波长明显比14:00—15:00长，且这四个低亮温值云团对应的地面降水均加强。北支云波列，在16:00 (图 5a)已几乎无法识别。由此说明，强降水的触发还伴随着南支云波列的波长调整。

30日17:00 (图 5b)，鄂东北云团F持续加强，鄂东北地面降水也显著加强，同时在云团F的后侧(西部)出现新的云团F1，云团G、C1的后侧(西侧)也出现新的云团G1、C2。18:00 (图 5c)，云团F后侧又新生云团F2，云团F1后侧新生云团F3，云团G1后侧新生云团G2。这种新生云团在老云团上游生成的后向传播特征，形成了如图 5c中黑色点线所示的波列，且这种后向传播特征持续至20:00才趋于减弱(图 5d)，但本文重点关注鄂东北强降水触发前的云波动特征。

综上，30日09:00，重庆强降水首先激发了湖北西部由西南向东北方向传播的云波动，云波动又触发鄂西北的强降水。随着鄂西北降水的加强和维持，30日14:00云波动开始进入东传阶段，14:00—15:00形成了南北两支波列，且南北两支波列在鄂东出现重合，造成鄂东强降水云团F的出现。30日16:00，随着南侧云团波列波长的调整，鄂东云团F加强并出现降水。即鄂东北强降水的触发与南北两支波列的叠加和南支波列的调整有密切关系。为了研究南北两支波列的垂直结构和叠加的原因，下面利用GFS再分析资料分析云波动的垂直结构特征。

5 对流层中低层的波动三维结构

基于分辨率为10 km的红外卫星云图测量的云团波长约为100 km，GFS再分析资料分辨率为0.5° (约50 km)，基本可以显示出波动特征，所以下面利用GFS再分析资料，分析30日16:00—17:00鄂东北强降水出现前(14:00)和出现后(20:00)波动结构特征，探索云波动对应的对流层中低层的波动三维结构及其触发强降水的机理。

5.1 对流层中低层波动的水平分布

图 6给出2016年6月30日14:00和20:00的对流层中下层散度场。分析可知，850 hPa存在辐合辐散中心交替出现的波动特征，且14:00 (图 6a)和20:00 (图 6b)均存在南北两条波列(图 6中棕色实线)。鄂东北出现强降水前的14:00 (图 6a)，强降水区域集中在西部，南北两条散度波列几乎平行，呈准东西向，与水平风场存在交角，说明波列的传播不仅受风场的影响，还受其他条件的影响。鄂东存在小于等于-4 × 10^-5 s^-1的水平辐合，对应低空急流出口区(低空急流以12 m·s^-1为界)。鄂东北强降水出现后的20:00 (图 6b)，西部降水有所减弱，南北两条波列的东侧重叠，鄂东风速减弱到8 m·s^-1以下，鄂东水平散度辐合区向偏西方向移动，强度加强到-6 × 10^-5 s^-1，同时南北两条波列均位于水平风场的切变区。可见，鄂东强降水发生前后，850 hPa水平风场切变区的出现可能为南北两支散度波列的东侧重合提供了一定的条件，使鄂东强降水区的动力辐合加强。700 hPa (图 6c、d)的散度场分布则显示，从重庆强降水区开始，呈现明显的辐合辐散中心交替的波动，且同样存在南北两条波列。14:00 (图 6c)北部波列从重庆一带向东北延伸至河南和湖北西北部的交界处，南部波列则从重庆沿湘鄂省界向东扩展，到达湘鄂赣三省交界处后向东北方向微折。这与图 6a中850 hPa北部波列从鄂西北折向偏东南方向、南部波列则始终为准东西向有所不同。到20:00 (图 6d)，700 hPa存在与850 hPa相似的波列交叉，交叉区域同样位于鄂东区域，且700 hPa的水平辐合中心远强于强降水出现前的14:00和850 hPa的20:00，这与20:00 700 hPa水平风场明显加强有关。从500 hPa的散度分布(图 6e、f)可知，500 hPa同样存在着两条辐合辐散中心交替的波列，但不同于700 hPa和850 hPa的波列，14:00的700 hPa和850 hPa上为南北两条波列，500 hPa为东西两条波列(图 6e)，西部波列与700 hPa北侧波列基本对应，而东部波列则呈西北-东南向，与图 7d中北侧波列的南折存在一致性。20:00 (图 6f)北侧波列同样存在南折的现象，南侧波列则呈准东西向。对应500 hPa的水平风速14:00—20:00呈增强趋势，可见14:00—20:00波列传播区域的对流层中低层垂直风切变在显著加强(图略)，波列的传播方向与风切变方向基本一致。

综上，强降水发生前后存在从重庆低涡降水源地开始的波状辐合辐散带延伸到鄂东强降水区，由于波动与大气的辐合辐散(垂直运动)有关，即与重力作用有关，且波长约100~300 km，波动传播方向与垂直风切变方向一致，应属于大气波动类型中的波长较长的重力波。有研究指出，造成长江中下游暴雨的重力波多与对流层低空急流有关(孙淑清, 1983, 1990；许小峰和孙照渤，2003；孙继松等，2013)，且重力波与降水区对应。此次过程中，700 hPa和850 hPa南侧一支波列在降水发生前尚且对应12 m·s^-1左右的风速，降水发生后850 hPa波列所在区域的风速均不足8 m·s^-1，远达不到急流标准，而700 hPa和500 hPa的风速则有所增强，说明此次过程中的重力波与西南低空急流关系不大，但与垂直风切变有一定的关系。散度分析与前文云波动分析一致，对流层中低层散度场的波动变化和叠加与鄂东强降水的触发密切相关，且不同层次的波列特征不同。下面从波动的垂直分布分析不同层次散度波列与云波列的对应关系。

5.2 对流层中低层波动的垂直分布

图 7给出30日14:00卫星云图中云波列与对流层中低层散度波列的对应图。分析可知，北支云波列的西侧部分与500 hPa西侧和700 hPa北侧散度波列对应，北支云波列的东侧部分与500 hPa东侧散度波列对应，南支云波列与700 hPa和850 hPa南侧散度波列对应。图 7中700 hPa南侧的散度波列在湘鄂赣交界处向北转折，而南支云波列的东侧则在15:00 (图 4b)才向东北方向转向。可见，700 hPa南侧散度波列的北折对鄂东强降水云团的出现有重要影响。由于500 hPa东侧散度波列与红外云图中北支云波列的东侧部分对应，而500 hPa的辐合上升运动会强迫下层出现补偿上升运动，如图 7中北支云波列的东侧部分的云团D3对应500 hPa为辐合上升区，700 hPa同样出现了辐合，850 hPa对应的却是辐散区。可见，500和700 hPa的辐合区并非由低层的辐合上升强迫出现，而是由500 hPa附近的波动造成，即500 hPa东侧散度波列可以强迫700 hPa波动发生调整。前文的云波动分析也发现14:00—16:00南侧云波动的波长调整。

重力波不仅可以在水平方向传播，也可在垂直方向传播。从鄂东强降水区所在纬向(31°N)的散度和垂直速度的剖面图(图略)可知，鄂东强降水发生前，108°E近地面有辐合中心，从地面向东向上存在散度正负值中心交叉，散度的正负值中心随高度增加明显向东倾斜，同时垂直速度也有相似特征，说明重力波向东传播的过程中也向上传播，到400 hPa以上转为准水平传播，即重力波到400 hPa以上后以水平传播为主。14:00，115°E附近的强降水区对应300 hPa为强辐合区，下部紧邻的400—700 hPa为辐散区，700 hPa以下则为弱辐合区，同样说明500 hPa波动可以强迫700 hPa波动发生调整。从20:00 114°E附近的散度和垂直速度也可知，垂直方向交叉出现散度的正负值中心，500—900 hPa的强上升运动区显著加强并向下扩展。综上，鄂东强降水的触发受南北两支波动叠加的影响，而500 hPa的波动促使850 hPa的波动传播方向发生变化，是促使两支波动叠加的重要原因。

5.3 地面波动特征

随着波动的传播和叠加，从沿途地面气压的变化也可看出这种波动的叠加作用。图 8给出南北两支波动对应地面观测站的气压逐小时变化，从中可见，北支波列(图 8左列)对应的地面观测站，在波动经过站点时均出现了气压增加，30日9:00西南涡降水中心的丰都站气压增幅约1 hPa·h^-1，随着云波动向偏北方向传播，奉节站在11:00观测到气压极大值，9:00—11:00气压增加约3 hPa，当云波动继续北传到鄂西北后，房县站地面气压同样出现显著增加，且最高地面气压出现前的1 h变压明显高于丰都和奉节站。说明波动在经过房县站时明显加强，这与鄂西北出现强降水密切相关，也为云波动的传播和转向提供充足的能量。当波动东传到安陆站后，地面气压有所增加，但增幅较小，对应地面也未出现降水。波动东传到鄂东北强降水区后出现了显著的气压变化，蕲春站1 h地面气压增幅约2 hPa。南支波列(图 8右列)同样观测到波动经过站点时出现气压的增加，但从丰都到蕲春站之间波动经过站点的气压增加均不大，远小于蕲春站的气压增幅。可见南支波动偏弱，南北两支波动的叠加使蕲春站地面气压出现了明显扰动，以致发生强降水。

综上，鄂东北强降水云团的生成与从西南低涡发展出的偏东和偏北两个方向的波动传播有关，偏北方向的波动在鄂西北触发强降水后，500 hPa波动诱使低层波动转向，云波动转向东南方向，与沿偏东方向传播的波动在鄂东地区叠加，造成鄂东降水云团的出现，对应地面也可以观测到波动传播和叠加的特征。

6 影响波动传播的条件

前文分析得出，从重庆低涡降水源地开始的波状云带延伸到鄂东强降水区，由于云波动与大气的垂直运动有关，即与重力波密切相关。而重力波的传播受很多因素的影响，如波长、频率、振幅、波能转换以及传播介质的稳定性等。受观测资料的限制，波动频率不易估测，主要表现为云团外边缘向东北发展，根据云团移动速度(0~150 km·h^-1)，即可推测波动的相速度约0~40 m·s^-1，与惯性重力波的相速度相当，惯性重力波的相速度越大，频率越高，传播距离也越近，对应鄂东北强降水出现后，云团由东传转为西传，即相速度由大减小，重力波传播距离也先增加后减小。由于云波带从30日08:00—16:00呈东扩增加的趋势，说明此次云波动过程中伴随着波动能量的频散。基于相速度的变化，惯性重力波的能量先向下游频散，后向上游频散。

前文分析发现，散度波列的辐合和辐散区强度并不一致，这主要是由于环境场未进行尺度分离，存在不同尺度波动的叠加。因此下面通过尺度分离来分析不同尺度波对这次云波动过程的影响。

6.1 不同尺度波动的分布

利用9点滤波算子(李英等，2007)进行尺度分离，分别计算滤波后的平滑场和被过滤掉的扰动场。图 9给出对流层中低层散度的平滑场和扰动场。从中可见，30日14:00的500—850 hPa之间没有明显的散度波动(图 9a、c、e等值线)，西南强降水区以较深厚的辐合(负散度)为主。鄂西北的强降水区850 hPa为辐散，500 hPa和700 hPa为辐合，主要由于鄂西北整体地形偏高造成。14:00鄂东尚未出现强降水，对应500 hPa和850 hPa的平滑场散度为辐合区，而700 hPa为辐散区的。由此说明鄂东的平滑场在出现降水前已存在辐合上升条件，但中间700 hPa为辐散区，不利于深厚对流的发生。从14:00的扰动场(图 9a、c、e中填色)则可见，北支波列在500 hPa、700 hPa、850 hPa三层均有出现，南支波列则仅在700 hPa和850 hPa有所反应，与前文的波动特征分析一致。可见，14:00南北两支波列均是受尺度较小的扰动场波动影响，且北支波列的扰动比南支波列深厚。

30日20:00，500—850 hPa之间则出现了显著的平滑场波动(图 9b、d、f中等值线)，但仅对应北支波列出现的位置，且850 hPa和500 hPa在垂直方向出现反位相，说明北支波列对应的大气存在斜压性。从14:00平滑场波动不明显到20:00平滑场波动的出现，说明扰动场的波动造成了平滑场的调整，也说明比扰动场尺度大的波动在鄂东强降水中也有一定的作用，这与大气的波动是由多种尺度的波动叠加而成是一致的。从20:00 (图 9b、d、f中填色)的扰动场则发现，850 hPa的波动特征并不明显，北支波动所在区域以大尺度辐散为主，南支波动存在于大尺度辐合区中，但波动并不均匀。20:00的700 hPa和500 hPa扰动场的北支波列较清晰，南支波列依然不均匀或不清晰。由此说明，鄂东强降水发生后的20:00以北支波动的影响为主，南支波动影响较小，同时平滑场和扰动场出现重叠，说明多尺度波动的叠加对对流加强有一定的作用。

通过尺度分离得出，鄂东北强降水发生前期，尺度较小的扰动场波动起主要作用，且北支波动较深厚，南支波动较浅薄；鄂东北强降水发生后，平滑场和扰动场的波动重叠，且以北支波动的作用为主。

6.2 重力波传播环境

重力波的传播需要有相对稳定的大气环境，即$N^{2}=\frac{g}{\theta} \frac{\partial \theta}{\partial z}>0$ (N²为Brunt-Väïsälä频率)，但当波长适当长时，由于地转偏向力的作用，在条件性静力不稳定条件下($N_{\mathrm{se}}^{2}=\frac{g}{\theta_{\mathrm{se}}} \frac{\partial \theta_{\mathrm{se}}}{\partial z}<0$)也可以存在重力惯性波，只有当对流不稳定发展到一定程度时，传播环境才消失，发生对流，也即惯性重力波的传播需要一定的对流不稳定(孙继松等, 2013；巢纪平, 1980)，这也是条件性不稳定环境中易观测到波状回波带或雨带的原因之一。因此，下面从条件性对称不稳定的角度分析南北两支波动传播的环境。

对称不稳定(阎琦，2017)是指在具体风速切变的基本气流中，即使在铅直方向和水平方向分别是对流稳定和惯性稳定的，但是当空气作倾斜上升运动时，在浮力和旋转的共同作用下，仍然可能出现的一种不稳定现象。对称不稳定同时考虑了热力稳定性和动力稳定性。基于气块法，若∂M/∂y >0，基本气流是惯性稳定的(M为纬向基本气流的绝对动量)；若∂θ/∂z >0，层结是对流稳定的。若气块受到纯水平方向的扰动，因∂M/∂y >0，它是惯性稳定的，将导致稳定的惯性振荡；若气块受到纯垂直方向的扰动，因∂θ/∂z >0，它又是对流稳定的，将导致稳定的浮力振荡(吕美仲等，2004)。两种条件均满足时，气块斜升造成的对称不稳定则有利于波状云雨带的生成。这与巢纪平(1980)等推导出的惯性重力波的传播环境需要一定的条件性对流不稳定有相似之处。

基于GFS的再分析显示，30日14:00和20:00，南北两支波动传播的区域均表现为∂M/∂y >0、∂θ/∂z >0、N² > 0 (图略)，即在不考虑水汽的条件下，大气环境是稳定的，有利于重力波传播。但实际该过程中存在较深厚的水汽条件的(图 2)，利用假相当位温θ_se代替θ计算(李静楠，2016) 30日14:00的110°E、112°E、114°E三个经向剖面的绝对动量M和假相当位温θ_se (图 10)，其中110°E为重力波的波源位置，112°E为重力波传播过程中波状云带经过的位置，114°E为出现鄂东强降水的位置。

图 10a为经向110°E剖面，33°N对应的位置为鄂西北强降水区，其850—700 hPa之间θ_se/∂z > 0，为对流稳定区，700—600 hPa之间θ_se/∂z < 0，为条件性对流不稳定区，因此鄂西北的不稳定对流发生于700—600 hPa之间的不稳定区，对流位置偏高，从地基雷达探测也可观测到此特征(图略)。图 10a中29.5°N对应的位置为低涡降水区，其800—500 hPa之间θ_se随高度几乎不变，表现为条件性对流弱稳定区，同时∂M/∂y >0，表现为惯性稳定，但是当气块沿等熵面向上运动时(∂M/∂y)_θse < 0，即存在对称不稳定，但不稳定很弱，因此这种环境条件有利于惯性重力波的传播。图 10b为经向112°E剖面，31.5°N为北支云带中云团D3位置，700—500 hPa之间为弱对流稳定区，且惯性稳定，满足惯性重力波的传播环境，但600—500 hPa之间若出现上升运动则会出现(∂M/∂y)_θse < 0，即对称不稳定，由于高度较高，水汽条件较差，有利于波状云带的出现，但不利于对流性降水的出现。30°N附近为南支云带经过的位置，600 hPa以下均为条件性对流不稳定，有利于对流性降水的生成，与前文分析中，南支云波动出现降水一致。但也由于对流性降水的出现，理论上惯性重力波的水平传播会受到阻滞，因此南支云波动出现降水后，可能与孙继松等(2013)研究得出的重力波在一定的对流环境下的传播会出现列车效应相似。图 10c为经向114°E剖面，30°N为前文所述南北两支波列合并触发强降水的位置，600 hPa以下均为对流不稳定，600—500 hPa之间对流稳定，存在对称不稳定。结合南北两支波列的所在的高度可知，北支波列对应的是500 hPa附近的对称不稳定区，而南支波列对应的是700和850 hPa的条件性对流不稳定区。

综上，鄂西北的强降水发生在700 hPa附近的弱对流不稳定区，其产生的重力波经过112°E时，500—700 hPa之间的对称不稳定区有利于波状云带的产生和重力波的传播。即北支云波动是在500 hPa附近水汽较少、对称不稳定的环境下，出现的不利于降水的惯性重力波振荡。南支云波列在进入东部平原区后，600 hPa以下均表现为条件性对流不稳定，在一定的环境下，惯性重力波仍然可以传播，并有利于波状降水的出现。当北支位置偏高的云波动和南支位置偏低的降水波动相叠加，即出现如图 10c所示(红线)的深厚对流。对流运动加深时，在充分的水汽和不稳定条件下，水汽凝结和碰并均增加，从而触发鄂东强降水。

7 结论和讨论

2016年6月30日下午在鄂东北出现一次强降水过程，在强降水触发之前，红外云图上观测到了自西向东传播的云波动特征，同时云波动可追溯到重庆附近的西南涡降水。因此，本文从红外云图的云波动演变特征出发，分析了云波动触发鄂东北强降水的三维结构和传播环境等，得到如下结论:

(1) 红外卫星云图与加密雨量的精细化分析发现，此次鄂东强降水是由鄂东对流云团的发展和加强造成，而鄂东对流云团的发展和加强与两支云波动的叠加有关，这两支云波动是从西南涡强降水中心一带出现的重力波，分别向偏北和偏东两个方向传播。其中从重庆向偏北传播的波列在鄂西北触发强降水，导致北支云波动向偏东南方向折去，这是同一重力波源向两个方向传播后但最终出现重合的重要原因。另外，南支云波列伴有降水，但北支云波列在折向东南后未出现降水。

(2) 从对流层中低层散度波列的三维结构发现，850—500 hPa存在着各层略有不同的辐合辐散波动特征，且波动主要呈现出南北两条波列分布。北支云波列位于500 hPa附近，南支云波列则位于700 hPa附近，500 hPa的波动促使850 hPa的波动传播方向发生变化，使北支云波列折向东南，促使两支波动叠加。

(3) 基于影响波动传播的条件分析发现，此次过程中的波动是惯性重力频散波。尺度分离后显示，鄂东北强降水发生前期，尺度较小的扰动场波动起主要作用，且北支波动较深厚，南支波动较浅薄。到鄂东北强降水发生后，平滑场和扰动场的波动重叠，且北支波动的作用为主。基于传播环境的分析显示，北支云波列对应的波动位于500 hPa附近水汽较少、对称不稳定的环境下，有利于波状云的出现，但不利于降水；南支云波列对应600 hPa以下的条件性对流不稳定，在不稳定较弱、波长较长的情况下，惯性重力波仍可以传播。

(4) 从西南涡中心降水区附近开始出现的两条重力波波列从不同高度向东部传播，在鄂东地区叠加，造成浅薄对流向深对流的转换，在充分的水汽和不稳定条件下，造成了鄂东局地强降水。

本文详细分析了从西南涡中心云团开始出现的云波动如何向东发展、演变，并触发距离400 km外的强降水，过程中并未探讨重力波的来源，大量的研究指出，强降水是产生重力波的原因之一(Alexander et al., 2000；Lane and Zhang, 2011；Wang et al., 2018)。但事实上，西南涡造成强降水的区域基本位于我国地形第二阶梯，而鄂东强降水位于第三地形阶梯，两者之间存在地形高度差，同时气流下山时也会产生重力波(Shutts and Gadian, 1999)，那么此次过程中强降水产生的重力波和地形产生的重力波哪个更重要？有待今后进行模拟研究。