东亚夏季副热带平原和高原地区切变线特征的对比研究*

姚秀萍 张 霞 马嘉理 闫丽朱 张 硕

1.中国气象局气象干部培训学院，北京，100081

2.中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京，100081

3.河南省气象台，郑州，450003

4.中国科学院大学，北京，100049

5.河南省气象服务中心，郑州，450003

6.北京应用气象研究所，北京，100029

1.China Meteorological Administration Training Centre，Beijing 100081，China

2.State Key Laboratory of Severe Weather，Chinese Academy of Meteorological Sciences，Beijing 100081，China

3.Henan Provincial Meteorological Observatory，Zhengzhou 450003，China

4.University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

5.Henan Meteorological Service Center，Zhengzhou 450003，China

6.Beijing Institute of Applied Meteorology，Beijing 100029，China

中国陆地地势复杂，气候多样。西部的青藏高原和东部的长江中下游平原同处副热带地区，但气候迥异（图1）。东部的副热带平原地区为东亚季风型气候，在西太平洋副热带高压引导下，暖湿气流不断从中国南海和东海北上，于6 月中下旬—7 月上中旬在东亚平原地区自西到东维持一条几百千米长的梅雨雨带（通常称为江淮梅雨），降水云系为梅雨锋云系（覃丹宇等，2006）。西部的青藏高原地区则为高原高山型气候，夏季受高层庞大的南亚高压和低层热低压控制，降水几乎都是由积雨云或浓积云引起的阵性降水（叶笃正，1979）。

图1 东亚副热带平原地区和青藏高原地区示意 （红框范围内：东亚副热带平原地区；
黄线范围内：青藏高原地区，数据来源于“青藏高原边界数据总集”，张镱锂等，2014）Fig.1 Map of East Asian subtropical plain area and the Tibetan Plateau area （ The red box denotes East Asian subtropical plain area，the yellow line indicates the Tibetan Plateau area；

data are extracted from the Integration Dataset of Tibet Plateau Boundary，Zhang，et al，2014）

切变线，天气学传统定义为对流层低层风场的气旋性不连续线（朱乾根等，2000），既是东亚副热带平原的主要影响天气系统，也是青藏高原的主要影响天气系统之一。活动在东亚副热带平原（江淮地区）的切变线，称为“江淮切变线”，常位于850 hPa或700 hPa，其附近多伴随辐合上升运动，促进不稳定能量释放，可引发江淮地区强降水甚至长时间持续的暴雨过程（隆霄等，2004；
张京英等，2008；
刘建勇 等， 2012；

陶 诗 言， 1980；

朱 乾 根 等， 1986a，1986b；
马月枝等，2017；
赵大军等，2017；
崔春光等，2019）。青藏高原地区活动的切变线称为“高原切变线”，形成于高原边界层内，500 hPa 上表现最为显著，切变线附近的经向温度梯度小、变温小、变压小，是引发中国东部夏季降水的重要角色（罗四维，1963；
徐国昌，1984；
何光碧等，2009；
何光碧，2013；
郁淑华等，2013；
王琳等，2015；
段玮等，2017；
罗雄等，2018；
李国平等，2019）。江淮切变线的形成一般有2 种解释：一种与“西风带短波槽”有关，700 hPa 槽线东移时，其南段受到西太平洋副热带高压（西太副高）阻挡，使槽线偏转为东北—西南向，槽后从河西走廊有高原侧向摩擦作用产生的一小暖高压向东移，小暖高压在移到河套地区后，与南边西太副高在此东西向槽线的两侧对峙，在风场上形成一条切变线；
一种与“气旋性曲率东伸”有关，高原北侧并没有西风槽东移，只是在高原东侧低层发展起气旋性流场，然后逐渐向东延伸，切断原来在中国东部的南北向的“高压坝”，最后形成一条切变线（姚秀萍等，2017）。高原切变线的形成从环流角度也有2 种解释：一是西风槽在东移过程中，南段受青藏高原地形及500 hPa 西太副高作用影响，移动缓慢，从而在高原东部形成了东—西或东北—西南向的切变；
二是新疆地区高压东移与西太副高西北侧的西南气流之间形成的东北—西南向切变。同时高原大地形的热力作用也是高原切变线形成的主要原因之一，夏季高原的非绝热加热作用会造成高原上空对流不稳定，有利于高原切变线生成（何光碧，2013；
姚秀萍等，2014）。

江淮切变线与高原切变线同属东亚副热带切变线，影响范围均为东亚副热带地区，但由于青藏高原的存在，高原切变线所处海拔比江淮切变线高，加之夏季青藏高原的热源效应，导致江淮切变线与高原切变线二者在风场结构、背景环流和发展的热力机制等方面呈现不同特征。以往对江淮切变线和高原切变线的研究往往集中在同一地形区域切变线特征的分析，缺乏对两类切变线的系统对比研究。

文中梳理了姚秀萍及其团队近年来关于江淮切变线和高原切变线的研究成果（姚秀萍等2014，2017，2019；
马嘉理等，2015；
Zhang，et al，2016；
闫丽朱，2019；
张硕，2019，Yao，et al，2020a，2020b），主要涉及切变线与暴雨的关系、切变线三维结构特征、切变线风场与环流特征、切变线结构演变中的热力机制等，试图通过对副热带平原和高原地区切变线特征的对比分析，揭示江淮切变线与高原切变线的异同，深化对副热带地区切变线系统的认识，为提高天气预报准确率和防灾、减灾提供更好参考。

2.1 资 料

使 用 的 资 料 为：
（ 1） 大 气 再 分 析 资 料：1981—2016 年夏季（6—8 月）欧洲中期天气预报中心再分析资料（ERA-interim），时间分辨率为每日4 次（00、06、12、18 时，世界时），空间分辨率为1°×1°，垂直方向27 层；
（2）降水资料：取自中国气象局国家气候中心质量控制后的地面气象站基本气象要素日值数据集（V3.0）逐日24 h 雨量，时间长度同大气再分析资料。

2.2 切变线的判识

江淮切变线和高原横切变线的客观判识采用纬向风的经向切变、相对涡度和纬向0 风速线确定，如式（1）

高原竖切变线的客观判识采用经向风的纬向切变、相对涡度和经向0 风速线确定，如式（2）

式（1）和（2）中，u为纬向风速，v为经向风速，x为东西向坐标，y为南北向坐标。

取（28°—34°N，110°—122°E）范围内850 hPa风场上同时满足式（1）中3 个条件且长度≥3 个经距的点的连线识别为江淮切变线。取（25°—40°N，70°—103°E ）范围内500 hPa 风场上同时满足式（1）中3 个条件且长度≥5 个经距的点的连线识别为高原横切变线，同时满足式（2）中3 个条件且长度≥5 个纬距的点的连线识别为高原竖切变线。如果南、北相邻的两个格点，北部格点的纬向风速小于0，南部格点的纬向风速大于0，可以通过对南北两点纬向风速线性内插得到两点之间纬向风速为0 的点，该点即为江淮切变线或高原横切变线穿过的位置（马嘉理等，2015），同理可以对东、西两个格点线性插值得到高原竖切变线位置。采用上述客观判识方法进行江淮切变线和高原切变线的自动识别。

2.3 合成分析方法

江淮切变线中（分类详见3.1.1 节），暖切变线引发的暴雨出现频数最多（占江淮切变线暴雨总日数的38%），对江淮地区切变线暴雨的雨量贡献最大（占江淮切变线总暴雨量的33%）。由冷切变线和低涡切变线导致的暴雨雨量各占切变线暴雨总量的25%，由于低涡切变线的西半段也是冷切变线，因此可以认为冷切变线导致的暴雨占到江淮切变线暴雨的近50%（闫丽朱，2019），此外，相比暖切变线，冷切变线有更多的冷空气活动，伴随的梅雨锋更具有副热带地区锋区的特征。高原切变线中（分类详见3.1.2 节），横切变线的影响范围更广，出现的频次更多，对高原降水的影响更大。鉴于此，文中在对比江淮切变线和高原切变线风场特征、结构特征及热力机制等异同时，选取江淮冷切变线和高原横切变线的个例进行合成。

江淮冷切变线合成方法：选取1981—2016 年夏季位于江淮地区、东西跨度至少3 个经度的冷切变线，且切变线附近至少5 个观测站24 h 累计降水量≥50 mm 的10 个个例（表1），进行各要素的算术平均后得到合成分析资料。

高原横切变线合成方法：选取横切变线位于高原主体范围内、其北侧以偏东到东北风、南侧以西南风为主且切变线处于气旋性环流中、横切变线附近5 个以上观测站出现暴雨（24 h 累计降水量≥25 mm）（Zhang，et al，2016）的13 个个例（表1），各要素进行算术平均后所得要素场作为合成分析资料。

表1 中切变线日期是指切变线最强盛的一天。分别选取10 个和13 个位置接近、形态相似、持续时间接近、演变过程相似的江淮冷切变线和高原横切变线个例，以切变线最强盛时刻为中心，将时间向前、后推，对各个时次的背景场进行合成，最终得到合成后的切变线。

表1 切变线个例Table 1 Occurrence dates of shear lines

3.1 切变线分类及特征

3.1.1 江淮切变线分类及特征

一般而言，江淮切变线按照风场特征可分为3 类，即暖切变线、冷切变线和准静止切变线（朱乾根等，2000）。Yao 等（2020a）研究发现，还有一类切变线通常伴有低涡，暖切变线和冷切变线共存，将之定义为低涡切变线。暖切变线为西南风和东南风的切变，多呈西北—东南走向，南风强于北风，暖切变线有向北移动的特点；
冷切变线为西南风与东北风的切变，多呈东北—西南走向，北风强于南风，有向南移动的特点；
准静止切变线为东风和西风的切变，多呈准东—西走向，位置稳定少动；
低涡切变线从闭合风场的低涡里延伸出来，其上游部分是冷切变线，下游部分是暖切变线。

对江淮切变线的气候特征统计结果（马嘉理等，2015）显示，6—7 月梅雨期江淮切变线年平均为33.3 d，且年际变化显著，1999 年是最多发年份（49 d），1990 年是最少发年份（17 d），2000 年之前波动较大，之后波动较小。20 世纪80 年代以来，在全球变暖的大背景下，江淮地区切变线日数呈增长趋势。

4 类江淮切变线中，暖切变线频数最多，占总频数的38%，冷切变线、准静止切变线和低涡切变线的频数分别占总频数的21%、21%和20%（Yao，et al，2020a）。空间分布呈现不同特征，暖切变线主要分布在江淮西部和中部，冷切变线在江淮西南部分布较多，准静止切变线在江淮南部分布较多，低涡切变线主要分布在江淮中部地区。

3.1.2 高原切变线分类及特征

青藏高原气象科学研究拉萨会战组（1981）给出了高原切变线的经典分类：按照生成位置分为横贯高原的横切变线和位于高原东侧陡坡地区呈南北走向及位于高原中部呈东北—西南走向的竖切变线。横切变线是造成高原上暴雨的主要影响天气系统，竖切变线对暴雨的影响主要在高原东侧及其邻近地区。Zhang 等（2016）采用客观判识方法分析了高原横切变线的气候特征，夏季高原横切变线可横贯整个青藏高原，大体与高原地形走向平行，活动的高频区为32°—35°N，2 个高频中心分别位于青海沱沱河南部（33.5°N，92.5°E）和西藏改则西北部（34°N，82.5°E），高频轴位于33°N 附近，具有5—8 月逐月略南压、9—10 月逐渐北抬的南北摆动特征，但调整幅度不超过2°。横切变线年平均为65.3 d，6 月最多，7 月次之，具有明显的年际和年代际变化。1987 年为最多发年，最少发年为1994 年；
20 世纪80 年代年际波动最大，90 年代中后期的6 a 波动最小，进入21 世纪，波动再次加大，但波幅总体小于20 世纪80 年代。横切变线日数有显著的周期变化，20 世纪80 年代为明显的4—6 a 周期，80 年代末到90 年代为2—4 a 的周期，从90 年代末之后以准4 a 周期为主。

Yao 等（2020b）分析表明，高原竖切变线有2 个高频中心，分别位于高原中部（90°E 附近，西藏北部与青海西部交界处，南北跨度约7 个纬距）和高原东部的陡坡地区（27°—37°N，100°—105°E），生成于高原中部的竖切变线一部分东移至高原东部，另有一部分原地消失，而青藏高原西部和西藏南部的沿江一带，是竖切变线活动较少区域。竖切变线夏半年平均42.2 d/a，7 月出现日数最多。具有明显的年际变化和年代际变化，2014 年为最多发年，最少发年为2006 年。竖切变线年际波动较大，且20 世纪90 年代末至今，年际间波幅呈增大趋势。竖切变线日数存在2—4 a 和4—6 a 的周期变化特征，1981 以来，2—4 a 的周期一直存在，而4—6 a 的周期从20 世纪90 年代中期开始持续至今。与高原横切变线相比，竖切变线年均日数仅为横切变线的2/3，二者共同具有盛夏（6—8 月）最活跃， 2—4 a 和4—6 a 的周期变化等特征。20 世纪80 年代以来，横切变线日数随时间无明显增减趋势，仅在一定范围内波动，而竖切变线日数则以2 d/（10 a）的速度随时间增加。

3.2 切变线与暴雨

3.2.1 江淮切变线与暴雨的关系

马嘉理等（2015）统计江淮切变线与暴雨的关系发现，江淮地区梅雨期（6—7 月），近67%的江淮切变线会产生暴雨，近75%的江淮暴雨是由江淮切变线引发的，与湖北省中心气象台的统计结果一致（朱乾根等，2000）。进一步统计不同类型江淮切变线与暴雨的关系发现（Yao，et al，2020a），4 类切变线产生的暴雨以暖切变线引发的频数最多，占切变线暴雨总日数的38%，冷切变线暴雨、准静止切变线暴雨和低涡切变线暴雨年均发生日数分别占切变线暴雨总日数的 23%、19%和20%。低涡切变线暴雨的降水强度最大但发生频率较低，暖切变线暴雨降水强度虽最小但发生频率最高，因此，4 类切变线暴雨中暖切变线暴雨对江淮地区切变线暴雨的雨量贡献最大。

江淮冷切变线暴雨和低涡切变线暴雨主要发生在6 月上、中旬，暖切变线暴雨和准静止切变线暴雨主要发生在6 月下旬到7 月中旬；
各类切变线暴雨雨量分布有所不同，暖切变线呈“中南多、东北少”，冷切变线呈“东部多、西北少”，准静止切变线呈“南部多、北部少”，低涡切变线呈“中部多，西北少”（Yao，et al，2020a）。

3.2.2 高原切变线与暴雨的关系

Zhang 等（2016）研究了高原横切变线与暴雨的关系，夏半年，高原横切变线与暴雨存在显著的正相关关系，横切变线所造成的暴雨一般出现在高原上，只有少数横切变线在东移、南压至高原东南侧时会给高原邻近地区甚至中国中东部造成暴雨天气。横切变线少发的年份，高原上暴雨少发，如1983、1994 年，横切变线多发年份，高原暴雨亦为多发年份，1998 年为暴雨多发年，与之对应的横切变线日数是从最少的1994 年上升至近年峰值的年份，也是前后几年中横切变线日数最多的一年。统计显示，夏半年，有近60%的高原横切变线可给高原主体地区带来暴雨。主汛期的6—8 月，高原上横切变线与暴雨关系更加密切，二者相关系数达到0.499，8 月的相关系数高达0.588。

与横切变线相比，高原竖切变线年均日数较少，为横切变线的2/3，但竖切变线与高原东侧及其邻近地区暴雨存在密切关系，甚至与长江中下游暴雨也有紧密联系。统计显示，文中研究时段竖切变线最多年份有1998、2014 和2016 年，其中2014 年日数最多，1998 年是高原近邻地区暴雨日数多发年，也是高原东侧四川盆地夜雨雨强最强的一年（胡迪等，2015），同时2016 和1998 年是长江流域夏季出现较大洪涝灾害的年份（张顺利等，2002；
戴晓燕等，2006）。竖切变线最多的2014 年9 和10 月竖切变线日数是36 a 中最多的一年，该年华西秋雨较多；
竖切变线日最少的2006 年高原邻近地区的暴雨少发。对高原竖切变线与高原东侧及其邻近地区暴雨的数量关系统计发现（Yao，et al，2020b），夏半年，超过55%的竖切变线造成高原东侧及其近邻地区暴雨。

4.1 江淮冷切变线三维结构特征

依据850 hPa 江淮区域冷切变线维持时段的平均涡度，将江淮冷切变线的演变分为发展、强盛和减弱3 个阶段。合成分析发现（Yan，et al，2019），水平方向上（图2a），江淮冷切变线呈东北—西南走向，随时间由北向南移动；
发展阶段，江淮冷切变线位于30°N 以北、116°E 以西，至减弱时南移至30°N 以南；
强盛阶段，江淮冷切变线东西跨度约为10 个经距（即1000 km 左右），南北跨度约为5 个纬距。垂直方向上（图2b），江淮冷切变线可由1000 hPa向上伸展至750 hPa，伸展厚度约为5 km，同时由低层向上有明显向北倾斜特征，随着冷切变线的发展，南移特征也更明显。

图2 850 hPa 江淮冷切变线的空间结构 （a） 和沿115°E 的垂直剖面（b） （t=1、3 为发展阶段，t=5 为强盛阶段，t=7、9、10 为减弱阶段）（Yan，et al，2019）Fig.2 Spatial structure of cold YHSL at 850 hPa （a） and in the vertical section along 115°E （b）（ t=1，3 are the development stages，t=5 is the strong stage，and t=7，9，10 are the weakening stages）（Yan，et al，2019）

4.2 高原横切变线三维结构特征

张硕等（2019）研究显示，高原横切变线从发展经强盛至减弱阶段演变中，有明显的南移特征，切变线东西向伸展增大，尤其强盛阶段切变线东西向伸展最为显著（图3a），东西伸展跨度在20 个经距左右（即2000 km 左右），南北移动约1 个纬距。与横切变线高频轴的逐月移动幅度相符，说明横切变线是相对稳定的系统。沿90°E 做高原横切变线的垂直剖面（图3b）可以看到，高原横切变线向上可以伸展到480 hPa 左右，由于青藏高原地面气压为600 hPa，则 垂 直 伸 展 厚 度 约120 hPa，即2 km 左右；
与江淮冷切变线类似，高原横切变线随高度亦有向北倾斜的特征，减弱阶段随高度上升北倾幅度达最大，强盛阶段北倾幅度最小。

图3 500 hPa 高原横切变线的空间结构 （a） 和沿90°E 的垂直剖面 （b）（点线为发展阶段，实线为强盛阶段，长短线为减弱阶段；
黑色边界线为海拔3000 m 以上的高原边界）（张硕，2019）Fig.3 Spatial structure of horizontal TPSL at 500 hPa （a） and in the vertical section along 90°E （b）（The dotted line indicates the development stage，the solid line indicates the strong stage，and the long-short line indicates the weakening stage；
the black line outlines the Tibetan Platea boundary with elevation above 3000 m）（Zhang，2019）

江淮冷切变线和高原横切变线的特征层次分布、水平尺度、垂直伸展厚度和生命期具有不同特征：高原横切变线较江淮冷切变线浅薄，但水平尺度更大、生命期更长；
相同之处在于二者同为边界层系统，垂直方向上均有自低到高向北倾斜的特征。

5.1 江淮冷切变线风场与环流特征

5.1.1 江淮冷切变线的风场特征

合成分析显示（Yan，et al，2019），江淮冷切变线发展阶段（图4a），其南侧为强西南风，其北侧为东风，东风弱而西南风较强，但达到低空急流的范围尚小；
强盛阶段（图4b），冷切变线北侧由东风转为东北风，风速明显增强，在冷切变线的东北侧有一冷性低涡，由于东北风增强，受其推动，冷切变线向南移动，同时冷切变线南侧的西南低空急流向东北方向伸展，范围增大；
当冷切变线南侧西南气流带南退，北侧东北风继续南下控制江淮大部分地区时，冷切变线迅速减弱（图4c）。

图4 850 hPa 江淮冷切变线发展阶段 （a）、强盛阶段 （b）、减弱阶段 （c） 风场 （箭矢，单位：m/s） 特征合成 （虚线框为江淮地区，棕实线为江淮切变线）（Yan，et al，2019）Fig.4 Composite wind field （arrows，unit：m/s） characteristics of cold YHSL at 850 hPa in the development stage （a），strong stage （b） and weakening stage （c）（the dashed box indicates the Yangtze-Huaihe region，the brown line represents the YHSL）（Yan，et al，2019）

5.1.2 江淮冷切变线的环流特征

500 hPa 环流场上（Yan，et al，2019）（图略），江淮冷切变线发展阶段，亚欧中高纬度环流呈一槽一脊，副热带高压呈东西带状，5880 gpm 等高线位于华南地区，其西脊点位于116°E 附近，中国东北地区为一低压槽，贝加尔湖附近为一高压脊；
强盛阶段，副热带高压稳定少动，贝加尔湖高脊加强东移，阻塞形势形成，东北低槽南段受阻顺转，环流经向度加大，槽后冷空气不断东移南下与副热带高压西侧的暖湿气流交汇于江淮地区，致使该地区出现持续的暴雨天气；
减弱阶段，高空温压场近于重合，动力和热力因子作用迅速减弱，不利于天气系统发展。

200 hPa 上（Yan，et al，2019），江淮冷切变线演变过程中，高空存在一支东西向急流，江淮地区高空受西风控制。发展阶段，高空急流核偏东偏北，位于渤海附近，高空辐散区位于江淮上空切变线北侧，利于切变线附近辐合上升运动增强；
强盛阶段，高空急流核东移至朝鲜半岛，中心风速增大，高空辐散区移至江淮冷切变线的右侧，与低空急流辐合区位置重叠，利于上升运动的维持和增强，为降水增强和持续提供有利条件。江淮冷切变线造成的暴雨，雨带分布与江淮冷切变线走向一致，且随冷切变线南移。

5.2 高原横切变线风场与环流特征

5.2.1 高原横切变线的风场特征

与江淮冷切变线的风场特征不同，高原横切变线在不同阶段其南北两侧的风场变化各异。风场的合成分析显示（张硕等，2019），发展阶段（图5a），高原横切变线90°E 以西（西段），北侧为东北风，南侧盛行偏西到西南风；
其90°E 以东（东段），北侧盛行东南风，南侧以西南风为主。强盛阶段（图5b），高原横切变线西段风场与江淮冷切变线类似，北侧盛行东北风，南侧为西南风；
东段北侧以偏东风为主，南侧盛行西南风，与发展阶段相比，横切变线附近风场的风速显著加大，气旋式环流更加明显。减弱阶段（图5c），高原横切变线南、北两侧的风速较其他两个阶段迅速减小。

5.2.2 高原横切变线的环流特征

高原横切变线的环流特征及移动和演变机制与江淮冷切变线不同，江淮冷切变线随850 hPa 低槽的加强南压而增强，而高原横切变线演变与副热带高压西伸和500 hPa 高空槽的减弱有关。

对合成后高原横切变线的环流特征做分析（张硕等，2019）发现，高原横切变线在500 hPa 上处在副热带高压和伊朗高压之间的辐合带中，环流场具有鞍型流场特征，温度场上，高原横切变线处在0℃线附近、暖中心北侧的相对暖区中，其北侧温度梯度较大。发展阶段，高原横切变线的北侧中高纬度呈现两槽两脊，温度槽、脊均超前于高度槽、脊，切变线位于槽前脊后控制区的南侧，西太平洋副热带高压5880 gpm 等值线的西脊点位于160°E附近；
强盛阶段，副热带高压5880 gpm 等值线脊点西伸至140°E 附近；
减弱阶段，副热带高压的西脊点进一步西伸至135°E 附近。高原横切变线的整个发展演变过程与副热带高压的西伸相伴随，而伊朗高压相对稳定，其位置稳定在60°E 附近，强度基本不变。

100 hPa 上，南亚高压脊线始终位于30°N 附近，南亚高压主体和其东北位相的高空槽、脊均向东移动，与500 hPa 副热带高压有“相向而行”的移动特征，高原横切变线稳定位于南亚高压脊线的东北侧。

6.1 切变线动力结构特征

6.1.1 江淮冷切变线的动力结构特征

分析850 hPa 上江淮冷切变线演变的不同阶段涡度、散度和垂直速度的水平和垂直分布发现（Yan，et al，2019），正涡度带的强弱变化与江淮冷切变线强度变化具有一致性。发展阶段，江淮冷切变线位于正涡度带中，散度场上，处于无辐散区，冷切变线西侧有一辐合中心（图6a1、b1）；
强盛阶段，正涡度中心明显增强，向东北方向传播，散度场上，江淮冷切变线南侧为辐合带，西侧辐合中心增至最强（图6a2、b2）；
到了减弱阶段，正涡度带和散度场辐合带减弱南移（图6a3、b3）。

沿115°E 的相对涡度垂直剖面显示（图略），正涡度带具有随高度北倾的特征（Yan，et al，2019）。垂直涡度带在强盛阶段达到最强，涡度最大中心位于 850 hPa 高度，中心值达到 6×10−5s−1；
江淮冷切变线上空500 hPa 以上均为负涡度区。垂直方向的散度场上，江淮冷切变线靠近散度0 线，其南侧是辐合带，同样具有随高度北倾的特征。在江淮冷切变线上空500 hPa 以上是辐散场，中低层是辐合场，高、低空的辐合、辐散耦合，利于动力上升运动增强，从而增强暴雨强度。

发展阶段，江淮冷切变线上均为上升运动；
强盛阶段，800 hPa 以下为上升运动，而800 hPa 以上则为下沉运动；
减弱阶段，850 hPa 以上江淮冷切变线上均为下沉运动。

6.1.2 高原横切变线的动力结构特征

分析500 hPa 上高原横切变线演变的不同阶段涡度、散度和垂直速度的水平和垂直分布发现（张硕等，2019），高原横切变线始终位于正涡度带并贯穿正涡度中心，散度场上处于无辐散区，不同发展演变阶段辐合中心的范围和强度存在不同，这一特征与江淮冷切变线850 hPa 上动力特征类似。发展阶段，正涡度带东西方向长度约14 个经距，南北3—4 个纬距，最大涡度中心强度为5×10−5s−1（图7a），负散度中心（辐合中心）位于高原横切变线的西段；
强盛阶段，正涡度带强度明显增强，东西跨度和南北范围均有增大，正涡度中心合并为一个，强度增强至8×10−5s−1（图7b），负散度中心也向东扩展并增强；
减弱阶段，正涡度带的强度明显减弱且范围迅速减小（图7c），散度场上也表现为辐合区中心断裂、中心强度减弱。

图7 500 hPa 上高原横切变线发展阶段 （a）、强盛阶段 （b） 和减弱阶段 （c） 涡度分布 （黑色粗实线为高原横切变线；
色阶为涡度正值，单位：×10−5 s−1）（张硕等，2019）Fig.7 Vorticity distributions of 500 hPa horizontal TPSL in the development stage （a），strong stage （b） and weakening stage （c）（the black thickened line indicates the horizontal TPSL，the shadings denote positive vorticity，unit：×10−5 s−1）（Zhang，et al，2019）

沿90°E 的垂直剖面上（图略），高原横切变线附近正涡度中心向上伸展至350 hPa，高于切变线的伸展高度（480 hPa），具有一定的斜压性，正涡度带轴线与切变线类似，表现出随高度向北倾斜的特征，从发展阶段至减弱阶段，横切变线南、北两侧近地面层500 hPa 高度上存在两个正涡度中心和上升运动大值中心，其辐合和上升运动在强盛阶段达最大，且南侧的正涡度中心和上升运动中心南移1 个纬度，减弱阶段涡度和上升运动均明显减弱。散度场演变特征与涡度和垂直速度相同。

6.2 切变线热力结构特征

6.2.1 江淮冷切变线的热力结构特征

由江淮冷切变线不同发展阶段假相当位温（ θse）的分布可知（Yan，et al，2019），江淮冷切变线位于 θse经向梯度大值区，即温度和湿度快速变化的区域，西段位于南侧相对暖湿区域中，东段位于北侧相对干冷区域中；
江淮冷切变线在发展阶段和强盛阶段位于冷空气中，随着南方暖湿空气向北推进和加强，北方干冷空气势力减弱，江淮冷切变线进入减弱阶段。

在垂直方向上，江淮冷切变线南侧大气为对流不稳定状态，北侧大气为中性层结，江淮冷切变线在发展阶段位于不稳定层结中，而在强盛和减弱阶段则位于北侧的中性层结中。

6.2.2 高原横切变线的热力结构特征

与江淮冷切变线附近低空为明显锋区的热力特征不同，高原横切变线位于 θse经向梯度大值区，其南侧有 θse大值中心，中心值超过350 K，为西南气流输送形成的暖湿区，横切变线强盛阶段，其附近的假相当位温梯度增大，北侧锋区结构明显。

由高原横切变线不同发展阶段 θse的分布可知（张硕等，2019），发展阶段和强盛阶段，高原横切变线南侧有 θse＞354 K 的高温高湿不稳定区，到了减弱阶段，该高温高湿不稳定区的北界南移约2 个纬距，范围明显缩小。高原横切变线发展和强盛阶段，横切变线低层位于相对高温高湿区，向上伸展的一部分位于相对干冷区，与江淮冷切变线的减弱机制相反，随着横切变线北侧干冷空气的侵入，高原横切变线趋于减弱。同时也发现，在高原横切变线34°—36°N 范围， θse梯度大，近于陡立，是锋区所在位置，此处也是强天气发生区。

江淮冷切变线和高原横切变线都与大气非绝热加热有密切关联，江淮冷切变线位于东北—西南走向的非绝热加热带中，非绝热加热大值区沿着高原地形分布在高原南缘，非绝热加热的强度变化与江淮冷切变线和高原横切变线的强度变化一致。

7.1 非绝热加热对切变线演变的影响

大气非绝热加热常采用Yanai 等（1992）的倒算法来计算，计算公式如下

式中，cp为 定压比热，θ为位温，V为 水 平 风 矢 量，κ=R/cp， 取常数0.286，p为大气气压，p0=1000 hPa，L是凝结潜热，q是比湿。式左端分别为视热源（Q1） 和视水汽汇（Q2），右端分别为局地变化项、水平平流项和垂直输送项。

7.1.1 江淮冷切变线演变过程中的非绝热加热

基于式（3）和（4）的计算，通过对江淮冷切变线演变不同阶段中各项的分析，可得到大气非绝热加热的演变特征（闫丽朱，2019）。江淮冷切变线的演变与非绝热加热之间存在密切关系：水平方向上，江淮冷切变线位于东北—西南走向的非绝热加热带中，非绝热加热带随着江淮冷切变线从北向南移动，在强盛阶段非绝热加热达到最强；
垂直方向上，对流层中层500 hPa 左右是大气非绝热加热最强的高度，非绝热加热的强度与江淮冷切变线的强度变化一致。在非绝热加热的各项分量中，对大气非绝热加热起主要作用的是非绝热加热的垂直输送项。

由于视水汽汇和视热源的分布及演变情况相似，降水释放的凝结潜热是江淮区域大气非绝热加热的主要来源。

7.1.2 高原横切变线演变过程中的非绝热加热

高原横切变线演变的不同阶段，其附近的大气非绝热加热有明显的日变化特征（张硕，2019），当日20 时（北京时，下同）达到极大值，08 时达极小值，非绝热加热强度变化较切变线强度变化超前6 h。

在水平方向上，高原横切变线附近的大气非绝热加热表现为“南高北低”的分布特征，高原横切变线随着高原南缘强非绝热加热向北发展而增强。垂直方向上，大气非绝热加热的极大值位于400 hPa附近，当各层大气均转变为非绝热加热作用时，高原横切变线随后发展增强。在高原横切变线演变过程中，非绝热加热的垂直输送项的贡献最大。

7.2 非绝热加热作用的影响机制

全型垂直涡度倾向方程（吴国雄等，1999）相比于经典的涡度方程，可同时诊断热力因子和动力因子对涡度变化的影响，可用于分析其在江淮冷切变线演变过程中起的具体作用。文中采用简化后的全型垂直涡度倾向方程

Q1涡度局地变化项，右端各项分别为相对涡度平流项、β效应项、大尺度上升运动项、热源本身变化项、垂直非均匀加热项和水平非均匀加热项。

通过全型垂直涡度倾向方程诊断，可以得到各影响因子在切变线演变不同阶段起的作用。

7.2.1 江淮冷切变线演变过程中的非绝热效应

通过全型垂直涡度倾向方程的诊断，得到空间非均匀加热是促进江淮冷切变线强度增强的主要因子，其中做主要贡献的是垂直非均匀加热项（闫丽朱，2019）。

在发展和强盛阶段，垂直非均匀加热促进江淮冷切变线的强度增强和向南移动；
相对涡度平流项也对涡度的发展有正贡献，促进了江淮冷切变线的增强；
而β效应项、上升运动项和热源变化项的分布类似，都与涡度局地变化项的分布相反，对涡度变化做负贡献，抑制江淮冷切变线的发展。在减弱阶段，相对涡度平流项、β效应项、上升运动项和热源变化项都对涡度的发展做负贡献，有利于江淮冷切变线的减弱。

7.2.2 高原横切变线演变过程中的非绝热效应

全型垂直涡度倾向方程对高原横切变线演变机制诊断的结果表明，在高原横切变线演变过程中，空间非均匀加热效应对涡度的局地变化作用显著，以垂直非均匀加热效应为主，水平非均匀加热效应次之（张硕，2019）。

垂直非均匀加热效应的极大值位于500 hPa 高度，当垂直非均匀加热效应增强并向高原横切变线靠近时，有利于高原横切变线发展增强。水平非均匀加热效应以纬向非均匀加热为主，纬向均匀加热梯度增大，有利于高原横切变线发展增强，并为高原横切变线附近锋面的形成提供了条件。

综上所述，垂直非均匀加热项是影响江淮冷切变线和高原横切变线强度变化最重要的因子之一。

文中基于以往的研究成果，对同处副热带纬度带上平原和高原地区的江淮切变线与高原切变线从切变线分类、切变线三维结构特征、切变线附近风场及环流特征和演变过程中的热力机制等方面做了对比分析，得到如下异同特征：

（1）江淮切变线与高原切变线分类不同，所处高度不同，但二者均与暴雨关系密切。江淮切变线按风场分为暖切变线、冷切变线、准静止切变线和低涡切变线4 类，处在500 hPa 以下高度；
高原切变线按其走向分为横切变线和竖切变线，处在500 hPa以上高度。有近70%的江淮切变线会产生暴雨，近75%的江淮暴雨由江淮切变线引发，在4 类江淮切变线暴雨中，暖切变线暴雨对江淮地区切变线暴雨的雨量贡献最大；
近60%的高原横切变线给青藏高原主体地区带来暴雨，超过55%的竖切变线造成青藏高原东侧及其邻近地区暴雨。

（2）江淮冷切变线和高原横切变线的三维结构特征存在异同。江淮切变线与高原切变线均为边界层系统，特征层次分别位于850 hPa 和500 hPa，二者水平尺度分别为1000 km 和2000 km，垂直伸展厚度分别为5 km 和2 km，生命期分别为48 h 和96 h，垂直方向上具有自低到高向北倾斜的特征。

（3）江淮冷切变线和高原横切变线的风场和环流特征存在明显差异。江淮冷切变线北侧为东北风，南侧则为西南风；
高原横切变线以90°E 为界分为东、西两段，西段风场与江淮冷切变线类似，东段在不同发展阶段，其北侧风场变化显著。江淮冷切变线随850 hPa 低槽的加强南压而增强；
而高原横切变线处在副热带高压和伊朗高压之间的辐合带中，其演变与副热带高压西伸和500 hPa 高空槽的减弱有关。

（4）江淮冷切变线和高原横切变线的动力场和热力场结构不尽相同。动力结构上，二者同位于正涡度带内，正涡度中心强度均在强盛阶段达到最大，但正涡度中心的高度不同。江淮冷切变线正涡度中心位于850 hPa；
高原横切变线正涡度中心和辐合中心分别位于500 hPa 和550 hPa。江淮冷切变线附近低空锋区特征明显，其西段位于暖湿区内，东段位于干冷区内；
高原横切变线南侧具有明显的高温、高湿特征，切变线北侧存在锋区结构。二者减弱机制也有不同，南方暖湿空气的向北侵入导致江淮冷切变线强度减弱；
干冷空气的侵入会导致高原横切变线强度减弱甚至消亡。

（5）江淮冷切变线和高原横切变线都与大气非绝热加热有密切关联。江淮冷切变线位于东北—西南走向的非绝热加热带中，非绝热加热的强度与江淮冷切变线的强度变化一致；
高原横切变线附近的高原大气非绝热加热空间上呈现“南高北低”的分布特征，当高原南缘的强非绝热加热向北发展时，高原横切变线随之增强。垂直非均匀加热项是促进江淮冷切变线和高原横切变线发展增强的重要因子。