重力波与对流耦合作用在一次山地突发性暴雨触发中的机理分析

2021-06-01谢家旭李国平

大气科学 2021年3期

谢家旭李国平 ,2

1 成都信息工程大学大气科学学院，成都 610225

2 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估省部共建协同创新中心，南京 210044

1 引言

西部山地突发性暴雨是我国的主要气象灾害之一。由于其特殊的地形条件，使得山地地区通过动力、热力等过程对局地环流产生影响，容易诱发局地强降水。暴雨作为中小尺度天气现象常常受到中尺度对流系统的影响，而惯性重力波（以下简称重力波）作为中尺度对流天气的触发机制，对于暴雨的强度和落区有着重要作用（李麦村, 1978; 徐燚等, 2013）。重力波是层结稳定状态下的大气受到垂直扰动后，气块在重力作用下产生周期性振荡运动并在空间传播形成的。作为大气的基本波动之一，重力波在传播和破碎的过程中产生动量的垂直输送，导致不同大气层之间物质和能量的交换，影响大气中动量和能量的平衡（Bretherton, 1969; 魏栋等,2016）。在降水过程中，波动可以提供维持对流所需要的辐合、辐散条件，组织积云对流。与此同时，积云加热又可以反过来激发和增强重力波，这种正反馈机制促使对流和波动的相互发展（Lane and Zhang, 2011; Du and Zhang, 2019）。冉令坤等（2009）则从波动扰动的角度出发，利用波流相互作用的观点解释中尺度波动不断发展的原因，同时推导出了可以较准确的诊断暴雨落区的非静力平衡拟能量波作用方程。一般认为，重力波的激发主要与地形的扰动作用、风的垂直切变以及地转适应过程有关。地形分布对重力波的强弱以及活动范围有着显著影响，当气流流经山脉时，受机械阻挡作用易在地形下游激发出重力波，因此绝大多数重力波活跃区的扰源都与山脉或相关对流活动有关（张云等, 2011）。Uccellini and Koch（1987）综合切变不稳定（Kelvin-Helmholtz不稳定）和非地转平衡这两种动力条件，指出高空急流出口区明显的非地转运动与急流在垂直方向上的切变不稳定可导致中尺度重力波发生，这种与高空急流相联系的中尺度重力波产生机制也被其他研究者所证实（Zhang et al., 2001; 许小峰和孙照渤, 2003; 王文和程攀,2013）。在稳定层结下，一定强度的过山气流可以导致重力波的形成，地形作用可以通过重力波直接或间接的对天气系统产生影响。朱莉等（2010）在地形敏感性试验中将低纬高原地形高度减半后发现，原来维持时间较短的大气不稳定层结开始长时间维持，不利于重力波的传播和波能量的频散，导致MCS（mesoscale convective system）持续发展，降雨持续。侧面证实了低纬高原地区降水突发性强、历时短的特点是由于地形作用造成的。

四川盆地位于青藏高原与长江中下游平原过渡地带，地势西高东低，盆地四周以山地为主要特色，是我国山地突发性暴雨频发的地区之一。与高原地区降水过程相似，四川地区的暴雨常是地形和天气系统共同作用的结果，而地形与暴雨天气系统之间的相互作用又常常以重力波为纽带（王文等, 2011;吴迪等, 2016; Liu et al., 2018）。

有鉴于此，本文以2018年5月21～22日川西高原与四川盆地过渡的地形坡地以及毗邻平原地区出现的一次突发性暴雨过程为例，对此次暴雨过程中的重力波特征、产生机制、发展过程以及重力波对暴雨的作用进行系统性研究，希冀深化重力波对于暴雨尤其是山地突发性暴雨作用机理的认识。

2 资料和个例

2.1 资料

文中所用的资料主要包括：（1）水平分辨率为0.25°×0.25°、时间间隔为1 h的欧洲中期天气预报中心（ECMWF）开发的新一代ERA5再分析资料；（2）水平分辨率为0.1°×0.1°的中国自动气象站与CMORPH [(CPC (Climate Prediction Center)MORPHing technique]卫星反演降水产品采用概率密度匹配+最优插值两步数据融合技术生成的逐小时格点融合降水产品；（3）国家卫星气象中心FY-2G卫星云图资料。24 h累计雨量达203.35 mm。以最大累计雨量所在地R1为例，此次降水从21日11时开始持续了近15个小时，其中连续逐小时达到突发性暴雨标准

2.2 个例

2018年5月21日08时（协调世界时，下同）至22日08时，受地形、西南暖湿气流以及南下冷空气的共同影响，四川盆地西南部与边缘山区的过渡坡地发生了一次较大范围的突发性强降水天气过程（以下简称“5.21”暴雨）。“5.21”暴雨为自1961年5月以来发生在四川盆地，强度综合指数位列第二的强天气过程，造成四川宜宾、乐山、达州等地发生洪涝灾害以及山体滑坡等次生灾害，对人民的生命财产安全与生产生活带来严重影响。

图1给出了2018年5月21日08时至22日08时川渝两地累计降水分布以及24 h累计降水量排名前三的地点[乐山市沙湾区（R1）、乐山市沐川县（R2）、眉山市洪雅县（R3）]的降水量时间序列，可以看到此次过程的主要降水区位于盆地西南部边坡地区，降水大值中心出现在乐山市沙湾区，（对于单个站点，1 h降水大于等于20 mm，且连续3 h降水大于50 mm）的强降水集中出现在13～15时（即北京时的21～23时），最大雨强61.3 mm h-1，13～15时累计降水量对过程总雨量的贡献率达67%。这次降水具有强度大、强降水区域集中、突发性强的特点，是一次典型的山地突发性暴雨过程。

图1 2018年5月21日（a）24 h累计降水量（彩色阴影，单位：mm），（b）降水大值中心24 h累积降水量时间序列。图a中，灰色阴影表示地形高度（单位：km），箭头所指出的位置为三个[R1表示乐山市沙湾区（29.4°N, 103.5°E），R2表示乐山市沐川县（28.9°N,103.8°E），R3表示眉山市洪雅县（29.5°N, 103.2°E）]降水大值中心。图b中，括号内的数字表示24 h累计降水量；绿色虚线框标出突发性暴雨的时段Fig. 1 (a) The distributions of 24-h accumulated precipitation (units: mm), (b) time series diagram of precipitation in the high value center on 21 May 2018. In Fig. a, grey shadings indicate the height (units: km) of the terrain, the locations indicated by the arrows are three [R1: Shawan District, Leshan(29.4°N, 103.5°E); R2: Muchuan, Leshan (28.9°N, 103.8°E); R3: Hongya, Meishan (29.5°N, 103.2°E)] large precipitation centers. In Fig. b, the numbers in the brackets represent the 24-h accumulated precipitation, the green dashed frame indicates the period of sudden rainstorm

2.3 环流背景

通过“5.21”暴雨环流形势图（图2a、b）可知，此次过程在高纬度地区维持“两脊一槽”；低层850 hPa西南低涡稳定维持，四川南部有偏北风与偏南风切变线贯穿低层（850 hPa）到中层（500 hPa）。从10时开始，850 hPa上中纬度西风带的东北气流和偏东气流在四川盆地中部汇合，渐渐发展成一支低空急流向南入侵；15时（图2c）东北急流在其前方遇地形使得风速急剧减小，风向向西偏转在川东南形成气旋式旋转，由此造成的山坡—山前平原地区的辐合迅速发展增强，导致上升运动强烈发展；由低纬而来的偏东南气流将大量水汽输送到辐合区。从水汽通量散度（图2d）上看，在降水地区有很强的水汽辐合为强降水提供了条件。由此得知，这次四川山地暴雨是在低空急流、低层切变线、西南低涡以及充分的水汽供应下形成。由于这次暴雨过程具有突发性、强降水集中、位于地形过渡区等特点，下面将重点分析这次强降水过程中的重力波特征，重点揭示重力波对降水的触发作用。

图2 2018年5月21日00时（a）500 hPa、（b）850 hPa的位势高度场（蓝色等值线，单位：dagpm）、风场（箭头，单位：m s-1），15时850 hPa（c）风场（箭头，单位：m s-1）、（d）水汽通量散度（单位：10-6 g cm-2 hPa-1 s-1）。图a、b中，红色曲线表示切变线；图b中，“D”代表低压中心；图c中，彩色阴影表示地形海拔高度（单位：m）Fig. 2 (a) 500-hPa, (b) 850-hPa geopotential height (blue lines, units: dagpm) and wind (arrows, units: m s-1) at 0000 UTC on 21 May 2018; (c) wind(arrows, units: m s-1), (d) water vapor fluxes divergence at 850 hPa at 1500 UTC on 21 May 2018. In Figs. a, b, the red curves represent the shear lines;in Fig. b, “D” represents the low pressure; in Fig. c, shadings indicate topography (units: m)

3 重力波分析

3.1 重力波判识

从21日15时和16时的1 h降水量分布（图3a、c）中可看出，15时3个降水大值中心呈V字状分布，到16时3个降水大值中心基本位于同一直线上，雨量呈强—弱—强—弱—强的波动状分布。从其对应前一小时（14时和15时）FY-2G卫星相当黑体温度图（图3b、d）上来看，14时降水落区有一个V字型云带，随后偏西区域迅速发展，到15时发展为西北—东南向带状云区，TBB＜-62°C的冷云面积覆盖川南地形坡区及其前方平原地区，表明此区域存在深厚对流系统。云内有多个呈波动状排列的冷云核心区（TBB＜-82°C），冷云核心区与降水大值中心位置一致，对降水中心有指示意义。降水落区的波动状排列可能是受到了波动扰动的影响，接下来进一步论证此猜想。

图3 2018年5月21日（a）15时、（c）16时1 h降水量（单位：mm），（b）14时、（d）15时FY-2G卫星相当黑体温度（单位：°C）Fig. 3 The distributions of 1-h accumulated precipitation (units: mm) at (a) 1500 UTC 21 May and (c) 1600 UTC 21 May, FY-2G satellite black body temperature (units: °C) at (b) 1400 UTC and (d) 1500 UTC 21 May 2018

图4a为ERA5再分析资料中5月21日10时350 hPa上垂直速度场分布。不难看出，在四川地区有一条明显的西北—东南向的正负值链式场存在，对应交替的上升—下沉气流，垂直速度大值中心超过0.7 Pa s-1。同时刻、同位置的250 hPa水平散度场（图4b）也表现出同样的波动状态。降水带（图1a）与垂直速度以及水平散度的链式分布区域基本一致，初步表明在这次降水过程中可能存在重力波的影响。

通过重力波极化特征从观测和模拟数据中提取重力波是定量识别与研究波动的重要方法。基于重力波波动中扰动垂直涡度与扰动水平散度的位相差是π/2的极化特征（Lu et al., 2005），对图4a中实线AB上10时350 hPa的扰动垂直涡度以及扰动水平散度进行小波交叉谱分析。小波交叉谱分析是通过交叉小波变换和小波相干性来检验两个时间或空间序列之间的时频空间关系的有效方法，在此用于确定重力波的位置和时空特征，有助于研究重力波的发展和演变（李驰钦等, 2018）。

扰动水平散度（D）和扰动垂直涡度（ζ）的计算公式如下：

图4 2018年5月21日10时（a）350 hPa垂直速度（单位：Pa s-1）、（b）250 hPa水平散度场（单位：10-5 s-1）。黑色粗实线AB[A（31°N, 101°E）、B（27°N, 107°E）]表示下图所用剖面位置Fig. 4 The distributions of (a) 350-hPa vertical velocity (units: Pa s-1) and (b) 250-hPa horizontal divergence (units: 10-5 s-1) at 1000 UTC 21 May 2018. The black solid line AB [A (31°N, 101°E), B (27°N, 107°E)] indicates the profile position used in the following figures

图5 2018年5月21日10时沿图4a中实线AB的350 hPa扰动垂直涡度与扰动水平散度的小波交叉谱分析。横轴为距离A点的水平距离，阴影表示小波序列相关系数，箭头向下表征扰动垂直涡度的位相落后扰动水平散度π/2，点虚线为影响域Fig. 5 Wavelet coherence analysis of 350-hPa perturbations of vertical vorticity and horizontal divergence along AB shown in Fig. 4a at 1500 UTC on 21 May 2018. The x-axis shows the horizontal distance from A, the shadings indicate the magnitude squared coherence coefficient, the down arrows indicate phase lag between the perturbations vertical vorticity and horizontal divergence is equal to π/2, dot-dashed line represent the cone of influence

为进一步探讨重力波的时频特征，对图4a中实线AB上降水大值中心即距离A点300 km处的350 hPa上垂直速度的时间序列进行小波分析。从图6a可看出在此区域存在周期为5 h左右的波动，且在强降水发生前1 h即12时前后波动能量最强，这与图1b分析突发性降水发生时间十分吻合。上述分析表明，此次山地突发性暴雨受到了波长约为150 km，周期为5 h的重力波活动的影响，属于典型的β中尺度天气系统诱发的暴雨事件。那么重力波是怎样产生并触发此次突发性暴雨过程的呢？下面将从动力学角度进一步探究重力波的产生及其对暴雨的作用。

3.2 重力波形成机制

一般认为，重力波的激发主要与地形作用、基本气流在垂直方向的切变不稳定以及积云对流有关。四川省西部特殊的陡峭地形经常导致波动的产生，此次重力波辐合、辐散链式分布区域最早出现在图4a中A点所示的川西高原上，在高空西北气流的引导下逐渐向下游传播。在重力波被激发的地形坡区，低层有沿地形上坡方向运动的爬坡气流，高层气流越过川西高原沿地形背风坡下沉，这样的高低层风切变有利于激发重力波（图6b），然后重力波向东传播并由于能量频散而逐渐减消亡。从图6可以看出，06时开始，地形坡区内高低层之间风垂直切变增加，与此同时距离A点300 km处（位于地形坡区下游）的波动能量开始增大，波动快速发展（图6a）。10时之后，地形坡区内的垂直风切变基本维持在一个相对的大值范围内，下游波动持续发展。地形坡区高低层风切变激发重力波，不断为波动提供不稳定能量，使得波动持续发展。可见，地形强迫是四川山地重力波形成的重要外因。

图6 2018年5月21日（a）实线AB上距离A点300 km处的350 hPa垂直速度时间序列小波分析（实线为正值、虚线为负值），（b）地形坡区内[距离A点300 km内的矩形范围（29.5°～31°N, 101°～103.5°E）]500 hPa与900 hPa之间的区域平均垂直风切变（单位：m s-1 km-1）Fig. 6 (a) Wavelet analysis (solid lines represent positive values, dashed lines represent negative values) of 350-hPa vertical velocity at 300-km distance from A on the solid line AB and (b) vertical wind shear (units: m s-1 km-1) averaged on 500-900 hPa over the terrain slope area [a rectangular range (28°-29.5°N, 101°-103.5°E) containing 300-km distance from A] on 21 May 2018

在大气层结稳定条件下，较强的垂直风切变可导致重力波发展，理查逊数（Ri）作为大气热力—动力稳定度判据被广泛应用于诊断大气中由切变不稳定引起的重力波。一般将Ri＜1/4作为重力波不稳定发展的条件，此时重力波可从基本气流中汲取能量而发展（寿绍文，2009）。当大气层结稳定时，Ri数越小所对应的垂直切变不稳定就越大。

鉴于有重力波发生时大气要素的垂直分布往往很不均匀，则计算气温直减率以及垂直风切变时宜采用对数差分法（李国平等, 2002）。由于500 hPa以上均为大气稳定层结，所以重点关注其动力因子（垂直风切变）的作用。图7a、c、e、g为350 hPa上理查逊数分布图。与前述中尺度重力波出现的位置以及降水区域相比，重力波发生位置和降水落区均与Ri＜1/4低值区相对应，但不是所有Ri小值区都有重力波的产生，由此也说明切变不稳定只是重力波产生的机制之一。

图7 2018年5月21日（a、b）03时、（c、d）06时、（e、f）12时、（g、h）17时350 hPa理查逊数的分布（左列）、400 hPa ΔN（阴影，单位：10-8 s-1）和罗斯贝数（等值线表示Ro＞0.5）（右列）的分布。图中方框Z1、Z2为波动关键区Fig. 7 The distributions of 350-hPa Richardson number (left column), 400-hPa ΔN (ΔN represent the nonlinear equations, shadings, units: 10-8 s-1)and Rossby number Ro (isolines represent Ro＞0.5) (right column) at (a, b) 0300 UTC, (c, d) 0600 UTC, (e, f) 1200 UTC, and (g, h) 1700 UTC on 21 May 2018. The areas Z1, Z2 are regarded as the key areas of gravity wave fluctuations

图8 2018年5月21日（a）Z1、Z2两个区域内理查逊数低值区占本区域面积的百分比（Ri＜0.25的格点数/总格点数），（b）距离A点200 km（位于Z1内）和600 km处（位于Z2内）位温厚度（ Δθ=θ200hPa-θ300hPa），（c）Z2区域内理查逊数低值区占本区域面积的百分比（左侧纵坐标）和位温厚度（右侧纵坐标），（d）Z1、Z2两个区域的区域平均降水量时间序列Fig. 8 The distributions of (a) the percentage (the number of grid points where Richardson number Ri＜0.25 to the total number of grid points) of the area with low Richardson number in Z1, Z2, (b) potential temperature thickness (Δθ=θ200hPa-θ300hPa) at 200 km (in Z1) and 600 km (in Z2) from point A, (c) the percentage (left y-axis) of the area with low Richardson number and potential temperature thickness (right y-axis) in Z2, (d) the regional average precipitation of Z1, Z2 on 21 May 2018

除此之外，在大气质量和动量失衡的非地转状态时，地转调整的过程中可以激发重力波。Zhang et al.（2000）用几种不同的大气不平衡诊断量对美国东海岸一次中尺度重力波事件进行分析，发现非线性平衡方程对于非平衡流的诊断效果较好。非线性平衡方程表示为

式中，ΔN表示非线性平衡方程中右端四项的偏差值，φ为位势高度，∇2为二维拉普拉斯算子，u、v分别为水平风的纬向、经向分量，J为雅克比算子，f为科里奥利参数，δ为相对（垂直）涡度，β=∂f/∂y为罗斯贝参数。通常，将ΔN的非零值区看作具有较强不平衡性的区域，且波动一般形成于ΔN的极值区。另外，非地转平衡特征也可用罗斯贝数（Ro）来表征，Ro＞0.5时被认为是地转调整过程中可能产生中尺度重力波的条件（Koch and O’ Handley, 1997）。从图7b、d、f和h中可看出，Ro＞0.5区域以及ΔN极值区与重力波活动区域基本一致，但罗斯贝数大值区与ΔN极值区并不完全对应，ΔN大值区更接近重力波产生区，对非地转平衡的诊断效果更好，由此可认为非地转平衡运动也是此次重力波的触发机制之一。

Koch and Dorian（1988）提出非地转平衡导致的地转适应过程和切变不稳定可以同时作为重力波的触发机制，因此综合以上结果可认为本文分析的重力波是地形扰动、切变不稳定以及非地转平衡三者的共同作用下触发形成的，其中表征切变不稳定的理查逊数对波动传播方向以及降水落区的指示能力较强。

4 重力波对暴雨的作用

4.1 山地暴雨中的重力波特征

为进一步讨论暴雨过程中的重力波结构，沿图4a中实线AB做垂直速度、散度和位温剖面。从图9中可见，有明显的上升—下沉—上升的交替式分布特征从剖面左侧地形上方不断向下游移动，且上升下沉运动分别对应高层辐散、低层辐合或高层辐合、低层辐散的流场，这样的配置有利于深厚对流的形成，为之后的降水提供动力条件。等位温面上存在小振幅的波动，在上升（下沉）气流和下沉（上升）气流之间亦对应着等位温线的波槽（波脊），波动在高层更为明显。这与Koch and O’ Handley（1997）提出的等位温面波动槽（脊）落后垂直速度场下沉（上升）气流π/2位相的重力波垂直结构相一致。

进一步分析得出，21日06时重力波在图9a中左端地形上方形成，随时间向下游传播发展，至09时（图9b）波动一直维持在600～200 hPa（4～12 km）高度范围内。到21日10时（图9c），垂直速度强度达到最强，波动垂直范围扩大2倍，最强上升支从地面延伸至100 hPa（16 km），几乎贯穿整个对流层。值得注意的是，此时波动区域在低层突然出现数值大于5 m s-1km-1的强垂直风切变，催生切变不稳定，导致重力波振幅加大。另外，低层急流受地形影响转向产生气旋式旋转，整个盆地处于正涡度区中，而背景场涡度的增加也有利于重力波振幅增加（覃卫坚等, 2007）。10时之后，原有清晰的重力波的结构开始变得复杂，散度场上辐合、辐散中心交替分布的结构解体，高层以辐散为主；垂直速度场上原来位于距离A点300 km处的上升运动强度和范围迅速增大，最强上升中心上移至200 hPa附近，表现为覆盖整个降水区域且具有多个强上升中心的对流系统。等位温面上波动振幅明显增加，且波峰、波谷相继经过对流区。与此同时，上升运动的强弱也随着重力波的传播而发生振荡变化，例如13时（图9d），在距离A点200～500 km范围内存在两个上升运动大值区，此时等位温面出现波槽—波脊—波槽的波动形式。随着重力波向下游的传播，到15时等位温面上原来波脊（槽）变为波槽（脊），重力波使得原来左侧较弱的上升运动迅速发展，右侧强的上升运动减弱（图9e），这种垂直速度场的周期性变化能够直观地描述重力波对于中尺度对流系统的影响。从16时开始，重力波结构变得不规则，振幅逐渐减弱，波动逐渐消亡，至19时已很难分辨出波动特征（图9f），这与上一节提到的理查逊数的演变时间一致。

图9 2018年5月21日（a）07时、（b）09时、（c）10时、（d）13时、（e）15时、（f）19时沿图4a中实线AB垂直剖面上的垂直速度（黑色等值线；间隔为0.1 m s-1；虚线为负值，表征下沉运动）、水平散度（彩色阴影，单位：10-5 s-1）和位温（蓝色虚线，单位：K）Fig. 9 Cross sections of vertical velocity (black solid lines with 0.1 m s-1 intervals, dashed lines represent negative values, which indicate descending motions), horizontal divergence (shadings, units: 10-5 s-1), and potential temperature (blue dashed lines, units: K) along AB shown in Fig. 4a at (a) 0700 UTC,(b) 0900 UTC, (c) 1000 UTC, (d) 1300 UTC, (e) 1500 UTC, (f) 1900 UTC 21 May 2018

当波动触发对流的时间与波动强迫时间相近，且初始对流与波动以固定位相传播时，根据Wave-CISK理论，两者之间可以形成正反馈机制（Zhang and Fritsch, 1986）。对比实线AB上1 h累计降水量（图10），发现降水有明显的波动状分布，最大降水位置与上升运动中心相对应，落后等位温（等熵）面波脊π/2位相，降水强度与对流强度相比有1 h左右的滞后。重力波与降水的这种对应关系充分体现了在中尺度重力波影响下降水的阵性特征。故可以认为重力波作用下对流系统的交替发展是导致此次山地暴雨具有波状降水落区的主要原因。重力波的上升—下沉结构提供了维持对流发展的辐合—辐散这一挟卷机制，使得低空水汽不断辐合并向高空输送，组织初期对流的发展；对流发展到旺盛时期，产生降水，同时形成的旺盛积云起到类似于地形的屏障作用而阻滞重力波的传播，而对流中的强上升运动又触发新的重力波产生。综上所述，此次山地突发性暴雨过程中，对流系统与重力波具有耦合作用（正反馈机制），重力波对暴雨发生、发展有显著影响，下面将从不稳定能量角度进一步分析山地重力波对暴雨的触发作用。

图10 2018年5月21日（a）13时、（b）14时、（c）15时、（d）16时沿AB剖面的1 h降水量分布Fig. 10 Cross sections of 1-h accumulated precipitation along AB shown in Fig. 4a at (a) 1300 UTC, (b) 1400 UTC, (c) 1500 UTC, (d) 1600 UTC 21 May 2018

4.2 重力波对不稳定能量的触发机制

暴雨的产生需要充沛的水汽和强烈的辐合上升运动，而不稳定能量释放是增强辐合上升运动的主要热力成因。图11为沿剖线AB的流场和对流稳定度的分布，对流不稳定判据为∂θse/∂z＜0（ θse为假相当位温）。图11中可看出低层存在对流不稳定层结，不稳定能量随波动的上升—下沉气流不断释放和累积。到13时，在距离A点200～600 km范围内已经聚集了大量的不稳定能量，同时在850 hPa出现了厚度约为1 km的浅薄稳定层。

图11 2018年5月21日（a）10时、（b）13时沿图4a中实线AB垂直剖面上流场（流线）和对流稳定度（阴影，单位：K m-1）Fig. 11 Cross sections of flow field (streamline) and convective stability (shadings, units: K m-1) along AB shown in Fig. 4a at (a) 1000 UTC and (b)1300 UTC 21 May 2018

21日10时开始，低层的东北低空急流迅速发展，重力波活动区域在800 hPa到700 hPa之间出现东北风与西南风的垂直风切变，存在垂直切变的上下层之间必然存在风速与重力波相速度相同的临界层。在平均纬向风垂直分布随时间变化图（图12a）上更为直观，随着低空急流的发展，10时在750 hPa附近有明显的纬向切变，750 hPa以上以西风为主，750～900 hPa被较强的东风控制，因此可将750 hPa看作为背景风过渡的临界层，低层临界层不断吸收上空的波动能量，从而形成波动能量下传。钟水新等（2014）也指出，由地形触发的重力波可以将相当大的水平动量传输到波动被吸收或者被耗散的区域，产生天气尺度强迫。

图12b可以看出，由于低层临界层的出现，10时低层扰动动量开始加强，13时扰动动量迅速增大，在16时达到峰值后减小，动量的强烈衰减标志着重力波发生破碎，这与上一节中分析的波动衰减时间一致。不稳定能量从波动扰动发生时开始累积，13时达到峰值后迅速减小，意味着不稳定能量的释放。13～16时时段对应动量通量的迅速增大与不稳定能量的减小，波动能量与不稳定能量的反相关关系再次证明由于波动扰动能量的下传使得低层扰动加强，触发不稳定能量的释放，辐合上升运动强烈发展，导致突发性暴雨的发生，从前面的分析也可以佐证，不稳定能量释放后的3小时（即13～15时）降水达到突发性暴雨标准。16时开始随着波动的破碎，强降水迅速减弱。

图12 2018年5月21日（a）距离A点350 km处平均纬向风（单位：m s-1）随时间的变化，（b）不稳定能量异常大值区内平均动量通量（虚线，单位：m2 s-2)与平均不稳定能量（实线，单位：K km-1）时间序列Fig. 12 (a) Time variations of mean zonal wind at 350 km from A and (b) time variations of momentum fluxes (dashed line) and instability energy(solid line) averaged over the large range of unstable energy (averaged over 750-650 hPa, 200-600 km distance from A) on 21 May 2018

就整个过程而言（图13），由于重力波的波动结构建立了低层辐合—高层辐散的流型，使得低层水汽辐合上升，输送到高空形成有组织的对流云。与此同时，波动的下沉支气流促使低层不稳定能量累积；低空急流产生的临界层效应导致波动扰动能量下传，触发不稳定能量释放，进一步加强对流，最终引起此次山地突发性暴雨。

图13 山地突发性暴雨过程中重力波触发不稳定能量机制示意图：（a）不稳定能量累积阶段；（b）波动能量下传触发不稳定能量释放阶段。波状虚线表示重力波（等位温面波动），细箭头表示水平或垂直运动，粗箭头表示风场， ∂θse/∂z为对流不稳定判据，红色虚线表征临界层位置Fig. 13 Schematic diagrams of mechanism of unstable energy triggered by gravity wave during sudden rainstorm in mountain area: (a) The unstable energy accumulation stage; (b) the unstable energy release stage triggered by the downward wave energy transmission. The wavy dashed lines represent gravity wave (fluctuations on the isentropic surface); thin arrows indicate horizontal or vertical movement; thick arrow indicates wind field;∂θse/∂zis the criterion of convective instability; red dashed line indicates the position of critical layer