从孤立对流云到中尺度对流系统，各种尺度的对流事件都在生成重力波。而与其他波源产生的波动不同，对流性重力波反过来又会激发或抑制对流，与对流发生深度耦合，在对流的发生和发展中扮演重要角色。然而，由于过去长时间以来受到观测和模式发展限制、关键理论研究的难度、以及对流层内垂直运动信号受不同强迫因素的干扰，对流性重力波往往默默无闻，鲜少受到关注。
对流的不同物理过程都可能产生对流性重力波，对流性重力波的波谱覆盖了较宽的相速度、频率以及垂直和水平尺度。当波动频率越高时，其能量越倾向垂直传播，主要影响中高层大气。而我们关注的是对流层内的
低频对流性重力波，它们能够在对流层内显著水平传播（>100 km），从而极大贡献波动与对流的相互作用
。首先让我们简要认识对流性重力波的物理图像。
（Du et al. 2024 JAS）
对流性重力波的垂直波长是对流加热层厚度的函数，对流层顶的部分反射作用能使这些波动水平传播更远距离。通常，
对流性重力波由对流垂直加热廓线中波节点的数量n来标记
（如图1）：例如，一个n＝1波是由一个从地表延伸至对流层顶、且加热强度中层达到最大的加热廓线产生，主要与对流中潜热释放有关（图1a）。对流系统层云降水区的高层加热和低层冷却的加热廓线通常认为可以触发n=2重力波（图1b）。
图1 对流性重力波的基本结构特征及其相应的对流加热廓线。(a)n=1波，(b)n=2波。黑色细箭头表示与波动有关的环流，“H”/L”表示波动引起的高/低气压扰动。
在前人研究基础上，我们进一步建立了考虑背景风和对流层顶反射影响，周期性对流引起重力波的二维线性解析理论模型。结果表明当
对流的周期越长
（频率ω越小）时，波动越倾向于水平传播，并能传播得更远；
地面和对流层顶之间的波导效应（部分反射）
、较强的背景风也能够帮助波动传播更远距离（图2）。
图2 周期性对流性重力波的线性理论模型及其不同配置的波动传播。
波动的水平传播速度一般可以通过静力频散关系近似：c=NH/nπ，其中N表示对流层平均浮力频率，H为加热的垂直厚度。这是因为对流加热的水平尺度较小时（<20 km），
加热的垂直尺度决定了波动的垂直波长和水平波
长
。根据公式，
一般雷暴产生的n=1波向外传播速度为30~40 m/s，而n=2波为15~20 m/s
。然而，如果加热水平尺度较大（考虑日变化尺度加热，>50 km），波动的水平波长则主要由加热的水平尺度确定，其波速则为c=ω/k，其中k为水平波数，计算得到的波速相对更快（k更小）。
（Yang et al. 2023 JAS）
关于这种相对低频的对流性重力波生成机制，已有研究主要强调对流伴随的潜热加热和冷却的作用，但实际上对流的动、热力过程不是独立的，而是深度耦合的，对流性重力波的生成机制无法通过某个单一对流过程解释。
我们通过设计理想实验深入探讨了一次短生命史对流演变过程中对流性重力波的生成机制。图3中显示对流生成了多个n=1重力波对（下沉支—上升支），并快速（~37 m/s）向对流两侧传播。
图3 第(a)12，(b)22，(c)32，(d)42分钟时湿实验模拟中垂直运动(填色)、云水混合比(黄色等值线，0.01 g/kg)和冰晶混合比(白色等值线，0.01 g/kg)的垂直剖面图。白色和灰色箭头分别表示n=1重力波下沉支和上升支。
针对对流源区的热收支诊断结果表明，相较于对流潜热的变化（图4红线），局地加热率可以更好表征波动的触发时间和振幅大小（图4黑线）。这是因为波动的产生是对流发展中潜热释放、非线性过程和绝热加热/冷却平衡的结果。强烈的对流潜热释放一方面会产生重力波，另一方面会增强垂直运动和非线性平流。
在非线性作用下，大气绝热增温/冷却效应被部分抵
消，不平衡现象加剧，重力波不断触发。
同时，由于非线性平流在高层更强，有利于产生更多高阶重力波。
图4 (a)整个对流层，(b)对流层低层，(c)对流层中层，(d)对流层高层在对流源区的垂直热量收支。灰色实线和虚线分别表示n=1重力波下沉支和上升支的产生时间。
（Yang and Du 2024 MWR）
基于飑线的理想模拟，我们发现在飑线的两侧均存在显著的波动传播信号（图5a-c）。不同于以往研究采用的垂直傅立叶分解，我们通过“频谱过滤”方法客观识别不同模态的对流性重力波（图5d-f）。该方法主要基于波动的频散关系方程，利用二维傅立叶分解、高斯滤波器仅保留所需要的波动模态的能量达到客观识别波动的效果。
图5 垂直运动在(a)6 km, (b)3 km (m/s), (c)2.1 km (m/s)的距离—时间哈默图。(d-f)为分别基于(a-c)利用频谱过滤识别的三种对流性重力波。灰色阴影表示飑线位置，黑色实线、虚线、点线分别表示客观识别的n=1、2、3波动。
当我将识别的波动路径叠加在对流发展的距离—时间哈默图上，我们可以惊喜地发现波动与飑线对流发展存在密切联系：
n=2、n=3重力波（虚线、点线）引起飑线前方的周期性云水增长
，其中云水在720分钟左右快速发展使得飑线冷池前缘的向前跳跃（对流的离散传播），
相反n=1重力波则主要抑制对流云水的增长
（图6a，b）
。这主要是因为
n=1重力波下沉支能够显著增干对流层，稳定大气，减小CAPE
（图6d）；而
n=2、n=3重力波在对流层低层为上升运动
，能够增加水汽，绝热降温，从而加湿和不稳定中低层大气
（图6e），有利对流发展。但由于n=2重力波在对流层高层为下沉运动，伴随的绝热增温效应（图6f）会抑制冰晶成核，引起飑线云砧的周期性收缩（图6c）。结合图5可以发现，即使波动的垂直运动强度较小（w~ 0.1 m/s），但其绝热效应非常显著，对流周围的环境发生永久性改变。
图6 (a, b)0-6 km高度内垂直累计的云水混合比(0.01 g/kg), (c)10.5 km高度水凝物混合比(0.015 g/kg), (d)最大对流有效位能(J/kg), (e)1.5 km高度相对湿度(%)和 (f)10.5 km高度扰动位温的距离—时间哈默图。灰色阴影表示飑线位置，黑色实线、虚线、点线分别表示客观识别的n=1、2、3波动。
事实上，重力波除了通过垂直运动以及绝热效应影响对流外，波动环流（图1）也显著影响了MCS的垂直结构。从不同高度的气压、风场的时空变化中，我们均可以观察到显著的波状变化，同时气压与风场同相变化（图7），滞后波动的垂直运动，表明其与重力波相关。可以发现，
当n=1重力波（实线）经过后，低层入流（低压）与高层出流（高压）显著增强；而n=2重力波（虚线）则相反，减弱低层入流（高压）与高层出流（低压），但中层入流（低压）得到增强
。这些模拟得到的结果与波动理论结果高度对应，进一步说明了波动动力学在MCS演变中的重要性。
图7 (a)地表扰动水平风(m/s), (b)高层扰动水平风(m/s), (c)中层扰动水平风(m/s), (d)地表扰动气压 (Pa), (e)高层扰动气压 (Pa), (f)中层气压 (Pa)的距离—时间哈默图。灰色阴影表示飑线位置，黑色实线、虚线、点线分别表示客观识别的n=1、2、3波动。
相较于先前的研究往往只关注（晴空）一侧的对流性重力波，我们还针对对流两侧同时生成的波动进行了比较，发现
两侧波动特征存在差异，并且这种差异在飑线的不同阶段表现不同
。在飑线的初始阶段，低层风切的存在使得n=1重力波振幅在顺风切一侧更强，而n=2重力波振幅在逆风切一侧更强，但n=2重力波在顺风切一侧的低层上升运动更深厚（图8a）；当飑线冷池发展，上升气流倾斜，此时重力波的不对称性由倾斜的对流加热主导，对流后方的n=1波更为显著，而n=2波相反在对流前方更强（图8b）。
这种波动的不对称性进一步反馈到了MCS在不同阶段的垂直结构
：
初始阶段更强的n=1波引起逆风切一侧更强的气压；成熟阶段对流后方强n=1波对应的两层环流分布和对流前方强n=2波对应的三层环流结构（图8c, d）。
图8 飑线不同阶段对流两侧生成的重力波及其与飑线环流的联系概念图。
上述三项研究工作在近期先后发表在大气科学领域顶级期刊《Journal of the Atmospheric Sciences》和《Monthly Weather Review》上。中山大学大气科学学院和广东省南方海洋实验室（珠海）为第一单位。其中波动理论模型文章第一作者为杜宇教授（Du et al. 2024, JAS），波动生成与影响机制文章第一作者均为博士生杨洪沛，通讯作者为杜宇教授（Yang et al. 2023, JAS; Yang and Du 2024, MWR）。文章合作者还包括美国国家大气研究中心（NCAR）的Richard Rotunno资深研究员、中山大学大气科学学院的卫俊宏副教授和陈子健博士生。
https://doi.org/10.1175/JAS-D-23-0173.1
