東亞夏季副熱帶平原和高原地區(qū)切變線特征的對(duì)比研究*

姚秀萍 張 霞 馬嘉理 閆麗朱 張 碩

1.中國(guó)氣象局氣象干部培訓(xùn)學(xué)院，北京，100081

2.中國(guó)氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京，100081

3.河南省氣象臺(tái)，鄭州，450003

4.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京，100049

5.河南省氣象服務(wù)中心，鄭州，450003

6.北京應(yīng)用氣象研究所，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

1 引 言

中國(guó)陸地地勢(shì)復(fù)雜，氣候多樣。西部的青藏高原和東部的長(zhǎng)江中下游平原同處副熱帶地區(qū)，但氣候迥異（圖1）。東部的副熱帶平原地區(qū)為東亞季風(fēng)型氣候，在西太平洋副熱帶高壓引導(dǎo)下，暖濕氣流不斷從中國(guó)南海和東海北上，于6 月中下旬—7 月上中旬在東亞平原地區(qū)自西到東維持一條幾百千米長(zhǎng)的梅雨雨帶（通常稱為江淮梅雨），降水云系為梅雨鋒云系（覃丹宇等，2006）。西部的青藏高原地區(qū)則為高原高山型氣候，夏季受高層龐大的南亞高壓和低層熱低壓控制，降水幾乎都是由積雨云或濃積云引起的陣性降水（葉篤正，1979）。

圖1 東亞副熱帶平原地區(qū)和青藏高原地區(qū)示意 （紅框范圍內(nèi)：東亞副熱帶平原地區(qū)；黃線范圍內(nèi)：青藏高原地區(qū)，數(shù)據(jù)來源于“青藏高原邊界數(shù)據(jù)總集”，張鐿鋰等，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）

切變線，天氣學(xué)傳統(tǒng)定義為對(duì)流層低層風(fēng)場(chǎng)的氣旋性不連續(xù)線（朱乾根等，2000），既是東亞副熱帶平原的主要影響天氣系統(tǒng)，也是青藏高原的主要影響天氣系統(tǒng)之一?；顒?dòng)在東亞副熱帶平原（江淮地區(qū)）的切變線，稱為“江淮切變線”，常位于850 hPa或700 hPa，其附近多伴隨輻合上升運(yùn)動(dòng)，促進(jìn)不穩(wěn)定能量釋放，可引發(fā)江淮地區(qū)強(qiáng)降水甚至長(zhǎng)時(shí)間持續(xù)的暴雨過程（隆霄等，2004；張京英等，2008；劉建勇 等， 2012； 陶 詩(shī) 言， 1980； 朱 乾 根 等， 1986a，1986b；馬月枝等，2017；趙大軍等，2017；崔春光等，2019）。青藏高原地區(qū)活動(dòng)的切變線稱為“高原切變線”，形成于高原邊界層內(nèi)，500 hPa 上表現(xiàn)最為顯著，切變線附近的經(jīng)向溫度梯度小、變溫小、變壓小，是引發(fā)中國(guó)東部夏季降水的重要角色（羅四維，1963；徐國(guó)昌，1984；何光碧等，2009；何光碧，2013；郁淑華等，2013；王琳等，2015；段瑋等，2017；羅雄等，2018；李國(guó)平等，2019）。江淮切變線的形成一般有2 種解釋：一種與“西風(fēng)帶短波槽”有關(guān)，700 hPa 槽線東移時(shí)，其南段受到西太平洋副熱帶高壓（西太副高）阻擋，使槽線偏轉(zhuǎn)為東北—西南向，槽后從河西走廊有高原側(cè)向摩擦作用產(chǎn)生的一小暖高壓向東移，小暖高壓在移到河套地區(qū)后，與南邊西太副高在此東西向槽線的兩側(cè)對(duì)峙，在風(fēng)場(chǎng)上形成一條切變線；一種與“氣旋性曲率東伸”有關(guān)，高原北側(cè)并沒有西風(fēng)槽東移，只是在高原東側(cè)低層發(fā)展起氣旋性流場(chǎng)，然后逐漸向東延伸，切斷原來在中國(guó)東部的南北向的“高壓壩”，最后形成一條切變線（姚秀萍等，2017）。高原切變線的形成從環(huán)流角度也有2 種解釋：一是西風(fēng)槽在東移過程中，南段受青藏高原地形及500 hPa 西太副高作用影響，移動(dòng)緩慢，從而在高原東部形成了東—西或東北—西南向的切變；二是新疆地區(qū)高壓東移與西太副高西北側(cè)的西南氣流之間形成的東北—西南向切變。同時(shí)高原大地形的熱力作用也是高原切變線形成的主要原因之一，夏季高原的非絕熱加熱作用會(huì)造成高原上空對(duì)流不穩(wěn)定，有利于高原切變線生成（何光碧，2013；姚秀萍等，2014）。

江淮切變線與高原切變線同屬東亞副熱帶切變線，影響范圍均為東亞副熱帶地區(qū)，但由于青藏高原的存在，高原切變線所處海拔比江淮切變線高，加之夏季青藏高原的熱源效應(yīng)，導(dǎo)致江淮切變線與高原切變線二者在風(fēng)場(chǎng)結(jié)構(gòu)、背景環(huán)流和發(fā)展的熱力機(jī)制等方面呈現(xiàn)不同特征。以往對(duì)江淮切變線和高原切變線的研究往往集中在同一地形區(qū)域切變線特征的分析，缺乏對(duì)兩類切變線的系統(tǒng)對(duì)比研究。

文中梳理了姚秀萍及其團(tuán)隊(duì)近年來關(guān)于江淮切變線和高原切變線的研究成果（姚秀萍等2014，2017，2019；馬嘉理等，2015；Zhang，et al，2016；閆麗朱，2019；張碩，2019，Yao，et al，2020a，2020b），主要涉及切變線與暴雨的關(guān)系、切變線三維結(jié)構(gòu)特征、切變線風(fēng)場(chǎng)與環(huán)流特征、切變線結(jié)構(gòu)演變中的熱力機(jī)制等，試圖通過對(duì)副熱帶平原和高原地區(qū)切變線特征的對(duì)比分析，揭示江淮切變線與高原切變線的異同，深化對(duì)副熱帶地區(qū)切變線系統(tǒng)的認(rèn)識(shí)，為提高天氣預(yù)報(bào)準(zhǔn)確率和防災(zāi)、減災(zāi)提供更好參考。

2 資料和方法

2.1 資 料

使 用 的 資 料 為： （ 1） 大 氣 再 分 析 資 料：1981—2016 年夏季（6—8 月）歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心再分析資料（ERA-interim），時(shí)間分辨率為每日4 次（00、06、12、18 時(shí)，世界時(shí)），空間分辨率為1°×1°，垂直方向27 層；（2）降水資料：取自中國(guó)氣象局國(guó)家氣候中心質(zhì)量控制后的地面氣象站基本氣象要素日值數(shù)據(jù)集（V3.0）逐日24 h 雨量，時(shí)間長(zhǎng)度同大氣再分析資料。

2.2 切變線的判識(shí)

江淮切變線和高原橫切變線的客觀判識(shí)采用緯向風(fēng)的經(jīng)向切變、相對(duì)渦度和緯向0 風(fēng)速線確定，如式（1）

高原豎切變線的客觀判識(shí)采用經(jīng)向風(fēng)的緯向切變、相對(duì)渦度和經(jīng)向0 風(fēng)速線確定，如式（2）

式（1）和（2）中，u為緯向風(fēng)速，v為經(jīng)向風(fēng)速，x為東西向坐標(biāo)，y為南北向坐標(biāo)。

?。?8°—34°N，110°—122°E）范圍內(nèi)850 hPa風(fēng)場(chǎng)上同時(shí)滿足式（1）中3 個(gè)條件且長(zhǎng)度≥3 個(gè)經(jīng)距的點(diǎn)的連線識(shí)別為江淮切變線。?。?5°—40°N，70°—103°E ）范圍內(nèi)500 hPa 風(fēng)場(chǎng)上同時(shí)滿足式（1）中3 個(gè)條件且長(zhǎng)度≥5 個(gè)經(jīng)距的點(diǎn)的連線識(shí)別為高原橫切變線，同時(shí)滿足式（2）中3 個(gè)條件且長(zhǎng)度≥5 個(gè)緯距的點(diǎn)的連線識(shí)別為高原豎切變線。如果南、北相鄰的兩個(gè)格點(diǎn)，北部格點(diǎn)的緯向風(fēng)速小于0，南部格點(diǎn)的緯向風(fēng)速大于0，可以通過對(duì)南北兩點(diǎn)緯向風(fēng)速線性內(nèi)插得到兩點(diǎn)之間緯向風(fēng)速為0 的點(diǎn)，該點(diǎn)即為江淮切變線或高原橫切變線穿過的位置（馬嘉理等，2015），同理可以對(duì)東、西兩個(gè)格點(diǎn)線性插值得到高原豎切變線位置。采用上述客觀判識(shí)方法進(jìn)行江淮切變線和高原切變線的自動(dòng)識(shí)別。

2.3 合成分析方法

江淮切變線中（分類詳見3.1.1 節(jié)），暖切變線引發(fā)的暴雨出現(xiàn)頻數(shù)最多（占江淮切變線暴雨總?cè)諗?shù)的38%），對(duì)江淮地區(qū)切變線暴雨的雨量貢獻(xiàn)最大（占江淮切變線總暴雨量的33%）。由冷切變線和低渦切變線導(dǎo)致的暴雨雨量各占切變線暴雨總量的25%，由于低渦切變線的西半段也是冷切變線，因此可以認(rèn)為冷切變線導(dǎo)致的暴雨占到江淮切變線暴雨的近50%（閆麗朱，2019），此外，相比暖切變線，冷切變線有更多的冷空氣活動(dòng)，伴隨的梅雨鋒更具有副熱帶地區(qū)鋒區(qū)的特征。高原切變線中（分類詳見3.1.2 節(jié)），橫切變線的影響范圍更廣，出現(xiàn)的頻次更多，對(duì)高原降水的影響更大。鑒于此，文中在對(duì)比江淮切變線和高原切變線風(fēng)場(chǎng)特征、結(jié)構(gòu)特征及熱力機(jī)制等異同時(shí)，選取江淮冷切變線和高原橫切變線的個(gè)例進(jìn)行合成。

江淮冷切變線合成方法：選取1981—2016 年夏季位于江淮地區(qū)、東西跨度至少3 個(gè)經(jīng)度的冷切變線，且切變線附近至少5 個(gè)觀測(cè)站24 h 累計(jì)降水量≥50 mm 的10 個(gè)個(gè)例（表1），進(jìn)行各要素的算術(shù)平均后得到合成分析資料。

高原橫切變線合成方法：選取橫切變線位于高原主體范圍內(nèi)、其北側(cè)以偏東到東北風(fēng)、南側(cè)以西南風(fēng)為主且切變線處于氣旋性環(huán)流中、橫切變線附近5 個(gè)以上觀測(cè)站出現(xiàn)暴雨（24 h 累計(jì)降水量≥25 mm）（Zhang，et al，2016）的13 個(gè)個(gè)例（表1），各要素進(jìn)行算術(shù)平均后所得要素場(chǎng)作為合成分析資料。

表1 中切變線日期是指切變線最強(qiáng)盛的一天。分別選取10 個(gè)和13 個(gè)位置接近、形態(tài)相似、持續(xù)時(shí)間接近、演變過程相似的江淮冷切變線和高原橫切變線個(gè)例，以切變線最強(qiáng)盛時(shí)刻為中心，將時(shí)間向前、后推，對(duì)各個(gè)時(shí)次的背景場(chǎng)進(jìn)行合成，最終得到合成后的切變線。

表1 切變線個(gè)例Table 1 Occurrence dates of shear lines

3 切變線與暴雨的關(guān)系

3.1 切變線分類及特征

3.1.1 江淮切變線分類及特征

一般而言，江淮切變線按照風(fēng)場(chǎng)特征可分為3 類，即暖切變線、冷切變線和準(zhǔn)靜止切變線（朱乾根等，2000）。Yao 等（2020a）研究發(fā)現(xiàn)，還有一類切變線通常伴有低渦，暖切變線和冷切變線共存，將之定義為低渦切變線。暖切變線為西南風(fēng)和東南風(fēng)的切變，多呈西北—東南走向，南風(fēng)強(qiáng)于北風(fēng)，暖切變線有向北移動(dòng)的特點(diǎn)；冷切變線為西南風(fēng)與東北風(fēng)的切變，多呈東北—西南走向，北風(fēng)強(qiáng)于南風(fēng)，有向南移動(dòng)的特點(diǎn)；準(zhǔn)靜止切變線為東風(fēng)和西風(fēng)的切變，多呈準(zhǔn)東—西走向，位置穩(wěn)定少動(dòng)；低渦切變線從閉合風(fēng)場(chǎng)的低渦里延伸出來，其上游部分是冷切變線，下游部分是暖切變線。

對(duì)江淮切變線的氣候特征統(tǒng)計(jì)結(jié)果（馬嘉理等，2015）顯示，6—7 月梅雨期江淮切變線年平均為33.3 d，且年際變化顯著，1999 年是最多發(fā)年份（49 d），1990 年是最少發(fā)年份（17 d），2000 年之前波動(dòng)較大，之后波動(dòng)較小。20 世紀(jì)80 年代以來，在全球變暖的大背景下，江淮地區(qū)切變線日數(shù)呈增長(zhǎng)趨勢(shì)。

4 類江淮切變線中，暖切變線頻數(shù)最多，占總頻數(shù)的38%，冷切變線、準(zhǔn)靜止切變線和低渦切變線的頻數(shù)分別占總頻數(shù)的21%、21%和20%（Yao，et al，2020a）。空間分布呈現(xiàn)不同特征，暖切變線主要分布在江淮西部和中部，冷切變線在江淮西南部分布較多，準(zhǔn)靜止切變線在江淮南部分布較多，低渦切變線主要分布在江淮中部地區(qū)。

3.1.2 高原切變線分類及特征

青藏高原氣象科學(xué)研究拉薩會(huì)戰(zhàn)組（1981）給出了高原切變線的經(jīng)典分類：按照生成位置分為橫貫高原的橫切變線和位于高原東側(cè)陡坡地區(qū)呈南北走向及位于高原中部呈東北—西南走向的豎切變線。橫切變線是造成高原上暴雨的主要影響天氣系統(tǒng)，豎切變線對(duì)暴雨的影響主要在高原東側(cè)及其鄰近地區(qū)。Zhang 等（2016）采用客觀判識(shí)方法分析了高原橫切變線的氣候特征，夏季高原橫切變線可橫貫整個(gè)青藏高原，大體與高原地形走向平行，活動(dòng)的高頻區(qū)為32°—35°N，2 個(gè)高頻中心分別位于青海沱沱河南部（33.5°N，92.5°E）和西藏改則西北部（34°N，82.5°E），高頻軸位于33°N 附近，具有5—8 月逐月略南壓、9—10 月逐漸北抬的南北擺動(dòng)特征，但調(diào)整幅度不超過2°。橫切變線年平均為65.3 d，6 月最多，7 月次之，具有明顯的年際和年代際變化。1987 年為最多發(fā)年，最少發(fā)年為1994 年；20 世紀(jì)80 年代年際波動(dòng)最大，90 年代中后期的6 a 波動(dòng)最小，進(jìn)入21 世紀(jì)，波動(dòng)再次加大，但波幅總體小于20 世紀(jì)80 年代。橫切變線日數(shù)有顯著的周期變化，20 世紀(jì)80 年代為明顯的4—6 a 周期，80 年代末到90 年代為2—4 a 的周期，從90 年代末之后以準(zhǔn)4 a 周期為主。

Yao 等（2020b）分析表明，高原豎切變線有2 個(gè)高頻中心，分別位于高原中部（90°E 附近，西藏北部與青海西部交界處，南北跨度約7 個(gè)緯距）和高原東部的陡坡地區(qū)（27°—37°N，100°—105°E），生成于高原中部的豎切變線一部分東移至高原東部，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帶，是豎切變線活動(dòng)較少區(qū)域。豎切變線夏半年平均42.2 d/a，7 月出現(xiàn)日數(shù)最多。具有明顯的年際變化和年代際變化，2014 年為最多發(fā)年，最少發(fā)年為2006 年。豎切變線年際波動(dòng)較大，且20 世紀(jì)90 年代末至今，年際間波幅呈增大趨勢(shì)。豎切變線日數(shù)存在2—4 a 和4—6 a 的周期變化特征，1981 以來，2—4 a 的周期一直存在，而4—6 a 的周期從20 世紀(jì)90 年代中期開始持續(xù)至今。與高原橫切變線相比，豎切變線年均日數(shù)僅為橫切變線的2/3，二者共同具有盛夏（6—8 月）最活躍， 2—4 a 和4—6 a 的周期變化等特征。20 世紀(jì)80 年代以來，橫切變線日數(shù)隨時(shí)間無明顯增減趨勢(shì)，僅在一定范圍內(nèi)波動(dòng)，而豎切變線日數(shù)則以2 d/（10 a）的速度隨時(shí)間增加。

3.2 切變線與暴雨

3.2.1 江淮切變線與暴雨的關(guān)系

馬嘉理等（2015）統(tǒng)計(jì)江淮切變線與暴雨的關(guān)系發(fā)現(xiàn)，江淮地區(qū)梅雨期（6—7 月），近67%的江淮切變線會(huì)產(chǎn)生暴雨，近75%的江淮暴雨是由江淮切變線引發(fā)的，與湖北省中心氣象臺(tái)的統(tǒng)計(jì)結(jié)果一致（朱乾根等，2000）。進(jìn)一步統(tǒng)計(jì)不同類型江淮切變線與暴雨的關(guān)系發(fā)現(xiàn)（Yao，et al，2020a），4 類切變線產(chǎn)生的暴雨以暖切變線引發(fā)的頻數(shù)最多，占切變線暴雨總?cè)諗?shù)的38%，冷切變線暴雨、準(zhǔn)靜止切變線暴雨和低渦切變線暴雨年均發(fā)生日數(shù)分別占切變線暴雨總?cè)諗?shù)的 23%、19%和20%。低渦切變線暴雨的降水強(qiáng)度最大但發(fā)生頻率較低，暖切變線暴雨降水強(qiáng)度雖最小但發(fā)生頻率最高，因此，4 類切變線暴雨中暖切變線暴雨對(duì)江淮地區(qū)切變線暴雨的雨量貢獻(xiàn)最大。

江淮冷切變線暴雨和低渦切變線暴雨主要發(fā)生在6 月上、中旬，暖切變線暴雨和準(zhǔn)靜止切變線暴雨主要發(fā)生在6 月下旬到7 月中旬；各類切變線暴雨雨量分布有所不同，暖切變線呈“中南多、東北少”，冷切變線呈“東部多、西北少”，準(zhǔn)靜止切變線呈“南部多、北部少”，低渦切變線呈“中部多，西北少”（Yao，et al，2020a）。

3.2.2 高原切變線與暴雨的關(guān)系

Zhang 等（2016）研究了高原橫切變線與暴雨的關(guān)系，夏半年，高原橫切變線與暴雨存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，橫切變線所造成的暴雨一般出現(xiàn)在高原上，只有少數(shù)橫切變線在東移、南壓至高原東南側(cè)時(shí)會(huì)給高原鄰近地區(qū)甚至中國(guó)中東部造成暴雨天氣。橫切變線少發(fā)的年份，高原上暴雨少發(fā)，如1983、1994 年，橫切變線多發(fā)年份，高原暴雨亦為多發(fā)年份，1998 年為暴雨多發(fā)年，與之對(duì)應(yīng)的橫切變線日數(shù)是從最少的1994 年上升至近年峰值的年份，也是前后幾年中橫切變線日數(shù)最多的一年。統(tǒng)計(jì)顯示，夏半年，有近60%的高原橫切變線可給高原主體地區(qū)帶來暴雨。主汛期的6—8 月，高原上橫切變線與暴雨關(guān)系更加密切，二者相關(guān)系數(shù)達(dá)到0.499，8 月的相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.588。

與橫切變線相比，高原豎切變線年均日數(shù)較少，為橫切變線的2/3，但豎切變線與高原東側(cè)及其鄰近地區(qū)暴雨存在密切關(guān)系，甚至與長(zhǎng)江中下游暴雨也有緊密聯(lián)系。統(tǒng)計(jì)顯示，文中研究時(shí)段豎切變線最多年份有1998、2014 和2016 年，其中2014 年日數(shù)最多，1998 年是高原近鄰地區(qū)暴雨日數(shù)多發(fā)年，也是高原東側(cè)四川盆地夜雨雨強(qiáng)最強(qiáng)的一年（胡迪等，2015），同時(shí)2016 和1998 年是長(zhǎng)江流域夏季出現(xiàn)較大洪澇災(zāi)害的年份（張順利等，2002；戴曉燕等，2006）。豎切變線最多的2014 年9 和10 月豎切變線日數(shù)是36 a 中最多的一年，該年華西秋雨較多；豎切變線日最少的2006 年高原鄰近地區(qū)的暴雨少發(fā)。對(duì)高原豎切變線與高原東側(cè)及其鄰近地區(qū)暴雨的數(shù)量關(guān)系統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)（Yao，et al，2020b），夏半年，超過55%的豎切變線造成高原東側(cè)及其近鄰地區(qū)暴雨。

4 切變線三維結(jié)構(gòu)特征

4.1 江淮冷切變線三維結(jié)構(gòu)特征

依據(jù)850 hPa 江淮區(qū)域冷切變線維持時(shí)段的平均渦度，將江淮冷切變線的演變分為發(fā)展、強(qiáng)盛和減弱3 個(gè)階段。合成分析發(fā)現(xiàn)（Yan，et al，2019），水平方向上（圖2a），江淮冷切變線呈東北—西南走向，隨時(shí)間由北向南移動(dòng)；發(fā)展階段，江淮冷切變線位于30°N 以北、116°E 以西，至減弱時(shí)南移至30°N 以南；強(qiáng)盛階段，江淮冷切變線東西跨度約為10 個(gè)經(jīng)距（即1000 km 左右），南北跨度約為5 個(gè)緯距。垂直方向上（圖2b），江淮冷切變線可由1000 hPa向上伸展至750 hPa，伸展厚度約為5 km，同時(shí)由低層向上有明顯向北傾斜特征，隨著冷切變線的發(fā)展，南移特征也更明顯。

圖2 850 hPa 江淮冷切變線的空間結(jié)構(gòu) （a） 和沿115°E 的垂直剖面（b） （t=1、3 為發(fā)展階段，t=5 為強(qiáng)盛階段，t=7、9、10 為減弱階段）（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 高原橫切變線三維結(jié)構(gòu)特征

張碩等（2019）研究顯示，高原橫切變線從發(fā)展經(jīng)強(qiáng)盛至減弱階段演變中，有明顯的南移特征，切變線東西向伸展增大，尤其強(qiáng)盛階段切變線東西向伸展最為顯著（圖3a），東西伸展跨度在20 個(gè)經(jīng)距左右（即2000 km 左右），南北移動(dòng)約1 個(gè)緯距。與橫切變線高頻軸的逐月移動(dòng)幅度相符，說明橫切變線是相對(duì)穩(wěn)定的系統(tǒng)。沿90°E 做高原橫切變線的垂直剖面（圖3b）可以看到，高原橫切變線向上可以伸展到480 hPa 左右，由于青藏高原地面氣壓為600 hPa，則 垂 直 伸 展 厚 度 約120 hPa，即2 km 左右；與江淮冷切變線類似，高原橫切變線隨高度亦有向北傾斜的特征，減弱階段隨高度上升北傾幅度達(dá)最大，強(qiáng)盛階段北傾幅度最小。

圖3 500 hPa 高原橫切變線的空間結(jié)構(gòu) （a） 和沿90°E 的垂直剖面 （b）（點(diǎn)線為發(fā)展階段，實(shí)線為強(qiáng)盛階段，長(zhǎng)短線為減弱階段；黑色邊界線為海拔3000 m 以上的高原邊界）（張碩，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）

江淮冷切變線和高原橫切變線的特征層次分布、水平尺度、垂直伸展厚度和生命期具有不同特征：高原橫切變線較江淮冷切變線淺薄，但水平尺度更大、生命期更長(zhǎng)；相同之處在于二者同為邊界層系統(tǒng)，垂直方向上均有自低到高向北傾斜的特征。

5 切變線風(fēng)場(chǎng)與環(huán)流特征

5.1 江淮冷切變線風(fēng)場(chǎng)與環(huán)流特征

5.1.1 江淮冷切變線的風(fēng)場(chǎng)特征

合成分析顯示（Yan，et al，2019），江淮冷切變線發(fā)展階段（圖4a），其南側(cè)為強(qiáng)西南風(fēng)，其北側(cè)為東風(fēng)，東風(fēng)弱而西南風(fēng)較強(qiáng)，但達(dá)到低空急流的范圍尚?。粡?qiáng)盛階段（圖4b），冷切變線北側(cè)由東風(fēng)轉(zhuǎn)為東北風(fēng)，風(fēng)速明顯增強(qiáng)，在冷切變線的東北側(cè)有一冷性低渦，由于東北風(fēng)增強(qiáng)，受其推動(dòng)，冷切變線向南移動(dòng)，同時(shí)冷切變線南側(cè)的西南低空急流向東北方向伸展，范圍增大；當(dāng)冷切變線南側(cè)西南氣流帶南退，北側(cè)東北風(fēng)繼續(xù)南下控制江淮大部分地區(qū)時(shí)，冷切變線迅速減弱（圖4c）。

圖4 850 hPa 江淮冷切變線發(fā)展階段 （a）、強(qiáng)盛階段 （b）、減弱階段 （c） 風(fēng)場(chǎng) （箭矢，單位：m/s） 特征合成 （虛線框?yàn)榻吹貐^(qū)，棕實(shí)線為江淮切變線）（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 江淮冷切變線的環(huán)流特征

500 hPa 環(huán)流場(chǎng)上（Yan，et al，2019）（圖略），江淮冷切變線發(fā)展階段，亞歐中高緯度環(huán)流呈一槽一脊，副熱帶高壓呈東西帶狀，5880 gpm 等高線位于華南地區(qū)，其西脊點(diǎn)位于116°E 附近，中國(guó)東北地區(qū)為一低壓槽，貝加爾湖附近為一高壓脊；強(qiáng)盛階段，副熱帶高壓穩(wěn)定少動(dòng)，貝加爾湖高脊加強(qiáng)東移，阻塞形勢(shì)形成，東北低槽南段受阻順轉(zhuǎn)，環(huán)流經(jīng)向度加大，槽后冷空氣不斷東移南下與副熱帶高壓西側(cè)的暖濕氣流交匯于江淮地區(qū)，致使該地區(qū)出現(xiàn)持續(xù)的暴雨天氣；減弱階段，高空溫壓場(chǎng)近于重合，動(dòng)力和熱力因子作用迅速減弱，不利于天氣系統(tǒng)發(fā)展。

200 hPa 上（Yan，et al，2019），江淮冷切變線演變過程中，高空存在一支東西向急流，江淮地區(qū)高空受西風(fēng)控制。發(fā)展階段，高空急流核偏東偏北，位于渤海附近，高空輻散區(qū)位于江淮上空切變線北側(cè)，利于切變線附近輻合上升運(yùn)動(dòng)增強(qiáng)；強(qiáng)盛階段，高空急流核東移至朝鮮半島，中心風(fēng)速增大，高空輻散區(qū)移至江淮冷切變線的右側(cè)，與低空急流輻合區(qū)位置重疊，利于上升運(yùn)動(dòng)的維持和增強(qiáng)，為降水增強(qiáng)和持續(xù)提供有利條件。江淮冷切變線造成的暴雨，雨帶分布與江淮冷切變線走向一致，且隨冷切變線南移。

5.2 高原橫切變線風(fēng)場(chǎng)與環(huán)流特征

5.2.1 高原橫切變線的風(fēng)場(chǎng)特征

與江淮冷切變線的風(fēng)場(chǎng)特征不同，高原橫切變線在不同階段其南北兩側(cè)的風(fēng)場(chǎng)變化各異。風(fēng)場(chǎng)的合成分析顯示（張碩等，2019），發(fā)展階段（圖5a），高原橫切變線90°E 以西（西段），北側(cè)為東北風(fēng)，南側(cè)盛行偏西到西南風(fēng)；其90°E 以東（東段），北側(cè)盛行東南風(fēng)，南側(cè)以西南風(fēng)為主。強(qiáng)盛階段（圖5b），高原橫切變線西段風(fēng)場(chǎng)與江淮冷切變線類似，北側(cè)盛行東北風(fēng)，南側(cè)為西南風(fēng)；東段北側(cè)以偏東風(fēng)為主，南側(cè)盛行西南風(fēng)，與發(fā)展階段相比，橫切變線附近風(fēng)場(chǎng)的風(fēng)速顯著加大，氣旋式環(huán)流更加明顯。減弱階段（圖5c），高原橫切變線南、北兩側(cè)的風(fēng)速較其他兩個(gè)階段迅速減小。

5.2.2 高原橫切變線的環(huán)流特征

高原橫切變線的環(huán)流特征及移動(dòng)和演變機(jī)制與江淮冷切變線不同，江淮冷切變線隨850 hPa 低槽的加強(qiáng)南壓而增強(qiáng)，而高原橫切變線演變與副熱帶高壓西伸和500 hPa 高空槽的減弱有關(guān)。

對(duì)合成后高原橫切變線的環(huán)流特征做分析（張碩等，2019）發(fā)現(xiàn)，高原橫切變線在500 hPa 上處在副熱帶高壓和伊朗高壓之間的輻合帶中，環(huán)流場(chǎng)具有鞍型流場(chǎng)特征，溫度場(chǎng)上，高原橫切變線處在0℃線附近、暖中心北側(cè)的相對(duì)暖區(qū)中，其北側(cè)溫度梯度較大。發(fā)展階段，高原橫切變線的北側(cè)中高緯度呈現(xiàn)兩槽兩脊，溫度槽、脊均超前于高度槽、脊，切變線位于槽前脊后控制區(qū)的南側(cè)，西太平洋副熱帶高壓5880 gpm 等值線的西脊點(diǎn)位于160°E附近；強(qiáng)盛階段，副熱帶高壓5880 gpm 等值線脊點(diǎn)西伸至140°E 附近；減弱階段，副熱帶高壓的西脊點(diǎn)進(jìn)一步西伸至135°E 附近。高原橫切變線的整個(gè)發(fā)展演變過程與副熱帶高壓的西伸相伴隨，而伊朗高壓相對(duì)穩(wěn)定，其位置穩(wěn)定在60°E 附近，強(qiáng)度基本不變。

100 hPa 上，南亞高壓脊線始終位于30°N 附近，南亞高壓主體和其東北位相的高空槽、脊均向東移動(dòng)，與500 hPa 副熱帶高壓有“相向而行”的移動(dòng)特征，高原橫切變線穩(wěn)定位于南亞高壓脊線的東北側(cè)。

6 切變線動(dòng)力和熱力結(jié)構(gòu)特征

6.1 切變線動(dòng)力結(jié)構(gòu)特征

6.1.1 江淮冷切變線的動(dòng)力結(jié)構(gòu)特征

分析850 hPa 上江淮冷切變線演變的不同階段渦度、散度和垂直速度的水平和垂直分布發(fā)現(xiàn)（Yan，et al，2019），正渦度帶的強(qiáng)弱變化與江淮冷切變線強(qiáng)度變化具有一致性。發(fā)展階段，江淮冷切變線位于正渦度帶中，散度場(chǎng)上，處于無輻散區(qū)，冷切變線西側(cè)有一輻合中心（圖6a1、b1）；強(qiáng)盛階段，正渦度中心明顯增強(qiáng)，向東北方向傳播，散度場(chǎng)上，江淮冷切變線南側(cè)為輻合帶，西側(cè)輻合中心增至最強(qiáng)（圖6a2、b2）；到了減弱階段，正渦度帶和散度場(chǎng)輻合帶減弱南移（圖6a3、b3）。

沿115°E 的相對(duì)渦度垂直剖面顯示（圖略），正渦度帶具有隨高度北傾的特征（Yan，et al，2019）。垂直渦度帶在強(qiáng)盛階段達(dá)到最強(qiáng)，渦度最大中心位于 850 hPa 高度，中心值達(dá)到 6×10?5s?1；江淮冷切變線上空500 hPa 以上均為負(fù)渦度區(qū)。垂直方向的散度場(chǎng)上，江淮冷切變線靠近散度0 線，其南側(cè)是輻合帶，同樣具有隨高度北傾的特征。在江淮冷切變線上空500 hPa 以上是輻散場(chǎng)，中低層是輻合場(chǎng)，高、低空的輻合、輻散耦合，利于動(dòng)力上升運(yùn)動(dòng)增強(qiáng)，從而增強(qiáng)暴雨強(qiáng)度。

發(fā)展階段，江淮冷切變線上均為上升運(yùn)動(dòng)；強(qiáng)盛階段，800 hPa 以下為上升運(yùn)動(dòng)，而800 hPa 以上則為下沉運(yùn)動(dòng)；減弱階段，850 hPa 以上江淮冷切變線上均為下沉運(yùn)動(dòng)。

6.1.2 高原橫切變線的動(dòng)力結(jié)構(gòu)特征

分析500 hPa 上高原橫切變線演變的不同階段渦度、散度和垂直速度的水平和垂直分布發(fā)現(xiàn)（張碩等，2019），高原橫切變線始終位于正渦度帶并貫穿正渦度中心，散度場(chǎng)上處于無輻散區(qū)，不同發(fā)展演變階段輻合中心的范圍和強(qiáng)度存在不同，這一特征與江淮冷切變線850 hPa 上動(dòng)力特征類似。發(fā)展階段，正渦度帶東西方向長(zhǎng)度約14 個(gè)經(jīng)距，南北3—4 個(gè)緯距，最大渦度中心強(qiáng)度為5×10?5s?1（圖7a），負(fù)散度中心（輻合中心）位于高原橫切變線的西段；強(qiáng)盛階段，正渦度帶強(qiáng)度明顯增強(qiáng)，東西跨度和南北范圍均有增大，正渦度中心合并為一個(gè)，強(qiáng)度增強(qiáng)至8×10?5s?1（圖7b），負(fù)散度中心也向東擴(kuò)展并增強(qiáng)；減弱階段，正渦度帶的強(qiáng)度明顯減弱且范圍迅速減?。▓D7c），散度場(chǎng)上也表現(xiàn)為輻合區(qū)中心斷裂、中心強(qiáng)度減弱。

圖7 500 hPa 上高原橫切變線發(fā)展階段 （a）、強(qiáng)盛階段 （b） 和減弱階段 （c） 渦度分布 （黑色粗實(shí)線為高原橫切變線；色階為渦度正值，單位：×10?5 s?1）（張碩等，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（圖略），高原橫切變線附近正渦度中心向上伸展至350 hPa，高于切變線的伸展高度（480 hPa），具有一定的斜壓性，正渦度帶軸線與切變線類似，表現(xiàn)出隨高度向北傾斜的特征，從發(fā)展階段至減弱階段，橫切變線南、北兩側(cè)近地面層500 hPa 高度上存在兩個(gè)正渦度中心和上升運(yùn)動(dòng)大值中心，其輻合和上升運(yùn)動(dòng)在強(qiáng)盛階段達(dá)最大，且南側(cè)的正渦度中心和上升運(yùn)動(dòng)中心南移1 個(gè)緯度，減弱階段渦度和上升運(yùn)動(dòng)均明顯減弱。散度場(chǎng)演變特征與渦度和垂直速度相同。

6.2 切變線熱力結(jié)構(gòu)特征

6.2.1 江淮冷切變線的熱力結(jié)構(gòu)特征

由江淮冷切變線不同發(fā)展階段假相當(dāng)位溫（ θse）的分布可知（Yan，et al，2019），江淮冷切變線位于 θse經(jīng)向梯度大值區(qū)，即溫度和濕度快速變化的區(qū)域，西段位于南側(cè)相對(duì)暖濕區(qū)域中，東段位于北側(cè)相對(duì)干冷區(qū)域中；江淮冷切變線在發(fā)展階段和強(qiáng)盛階段位于冷空氣中，隨著南方暖濕空氣向北推進(jìn)和加強(qiáng)，北方干冷空氣勢(shì)力減弱，江淮冷切變線進(jìn)入減弱階段。

在垂直方向上，江淮冷切變線南側(cè)大氣為對(duì)流不穩(wěn)定狀態(tài)，北側(cè)大氣為中性層結(jié)，江淮冷切變線在發(fā)展階段位于不穩(wěn)定層結(jié)中，而在強(qiáng)盛和減弱階段則位于北側(cè)的中性層結(jié)中。

6.2.2 高原橫切變線的熱力結(jié)構(gòu)特征

與江淮冷切變線附近低空為明顯鋒區(qū)的熱力特征不同，高原橫切變線位于 θse經(jīng)向梯度大值區(qū)，其南側(cè)有 θse大值中心，中心值超過350 K，為西南氣流輸送形成的暖濕區(qū)，橫切變線強(qiáng)盛階段，其附近的假相當(dāng)位溫梯度增大，北側(cè)鋒區(qū)結(jié)構(gòu)明顯。

由高原橫切變線不同發(fā)展階段 θse的分布可知（張碩等，2019），發(fā)展階段和強(qiáng)盛階段，高原橫切變線南側(cè)有 θse＞354 K 的高溫高濕不穩(wěn)定區(qū)，到了減弱階段，該高溫高濕不穩(wěn)定區(qū)的北界南移約2 個(gè)緯距，范圍明顯縮小。高原橫切變線發(fā)展和強(qiáng)盛階段，橫切變線低層位于相對(duì)高溫高濕區(qū)，向上伸展的一部分位于相對(duì)干冷區(qū)，與江淮冷切變線的減弱機(jī)制相反，隨著橫切變線北側(cè)干冷空氣的侵入，高原橫切變線趨于減弱。同時(shí)也發(fā)現(xiàn)，在高原橫切變線34°—36°N 范圍， θse梯度大，近于陡立，是鋒區(qū)所在位置，此處也是強(qiáng)天氣發(fā)生區(qū)。

7 切變線演變過程中的非絕熱加熱作用

江淮冷切變線和高原橫切變線都與大氣非絕熱加熱有密切關(guān)聯(lián)，江淮冷切變線位于東北—西南走向的非絕熱加熱帶中，非絕熱加熱大值區(qū)沿著高原地形分布在高原南緣，非絕熱加熱的強(qiáng)度變化與江淮冷切變線和高原橫切變線的強(qiáng)度變化一致。

7.1 非絕熱加熱對(duì)切變線演變的影響

大氣非絕熱加熱常采用Yanai 等（1992）的倒算法來計(jì)算，計(jì)算公式如下

式中，cp為 定壓比熱，θ為位溫，V為 水 平 風(fēng) 矢 量，κ=R/cp， 取常數(shù)0.286，p為大氣氣壓，p0=1000 hPa，L是凝結(jié)潛熱，q是比濕。式左端分別為視熱源（Q1） 和視水汽匯（Q2），右端分別為局地變化項(xiàng)、水平平流項(xiàng)和垂直輸送項(xiàng)。

7.1.1 江淮冷切變線演變過程中的非絕熱加熱

基于式（3）和（4）的計(jì)算，通過對(duì)江淮冷切變線演變不同階段中各項(xiàng)的分析，可得到大氣非絕熱加熱的演變特征（閆麗朱，2019）。江淮冷切變線的演變與非絕熱加熱之間存在密切關(guān)系：水平方向上，江淮冷切變線位于東北—西南走向的非絕熱加熱帶中，非絕熱加熱帶隨著江淮冷切變線從北向南移動(dòng)，在強(qiáng)盛階段非絕熱加熱達(dá)到最強(qiáng)；垂直方向上，對(duì)流層中層500 hPa 左右是大氣非絕熱加熱最強(qiáng)的高度，非絕熱加熱的強(qiáng)度與江淮冷切變線的強(qiáng)度變化一致。在非絕熱加熱的各項(xiàng)分量中，對(duì)大氣非絕熱加熱起主要作用的是非絕熱加熱的垂直輸送項(xiàng)。

由于視水汽匯和視熱源的分布及演變情況相似，降水釋放的凝結(jié)潛熱是江淮區(qū)域大氣非絕熱加熱的主要來源。

7.1.2 高原橫切變線演變過程中的非絕熱加熱

高原橫切變線演變的不同階段，其附近的大氣非絕熱加熱有明顯的日變化特征（張碩，2019），當(dāng)日20 時(shí)（北京時(shí)，下同）達(dá)到極大值，08 時(shí)達(dá)極小值，非絕熱加熱強(qiáng)度變化較切變線強(qiáng)度變化超前6 h。

在水平方向上，高原橫切變線附近的大氣非絕熱加熱表現(xiàn)為“南高北低”的分布特征，高原橫切變線隨著高原南緣強(qiáng)非絕熱加熱向北發(fā)展而增強(qiáng)。垂直方向上，大氣非絕熱加熱的極大值位于400 hPa附近，當(dāng)各層大氣均轉(zhuǎn)變?yōu)榉墙^熱加熱作用時(shí)，高原橫切變線隨后發(fā)展增強(qiáng)。在高原橫切變線演變過程中，非絕熱加熱的垂直輸送項(xiàng)的貢獻(xiàn)最大。

7.2 非絕熱加熱作用的影響機(jī)制

全型垂直渦度傾向方程（吳國(guó)雄等，1999）相比于經(jīng)典的渦度方程，可同時(shí)診斷熱力因子和動(dòng)力因子對(duì)渦度變化的影響，可用于分析其在江淮冷切變線演變過程中起的具體作用。文中采用簡(jiǎn)化后的全型垂直渦度傾向方程

Q1渦度局地變化項(xiàng)，右端各項(xiàng)分別為相對(duì)渦度平流項(xiàng)、β效應(yīng)項(xiàng)、大尺度上升運(yùn)動(dòng)項(xiàng)、熱源本身變化項(xiàng)、垂直非均勻加熱項(xiàng)和水平非均勻加熱項(xiàng)。

通過全型垂直渦度傾向方程診斷，可以得到各影響因子在切變線演變不同階段起的作用。

7.2.1 江淮冷切變線演變過程中的非絕熱效應(yīng)

通過全型垂直渦度傾向方程的診斷，得到空間非均勻加熱是促進(jìn)江淮冷切變線強(qiáng)度增強(qiáng)的主要因子，其中做主要貢獻(xiàn)的是垂直非均勻加熱項(xiàng)（閆麗朱，2019）。

在發(fā)展和強(qiáng)盛階段，垂直非均勻加熱促進(jìn)江淮冷切變線的強(qiáng)度增強(qiáng)和向南移動(dòng)；相對(duì)渦度平流項(xiàng)也對(duì)渦度的發(fā)展有正貢獻(xiàn)，促進(jìn)了江淮冷切變線的增強(qiáng)；而β效應(yīng)項(xiàng)、上升運(yùn)動(dòng)項(xiàng)和熱源變化項(xiàng)的分布類似，都與渦度局地變化項(xiàng)的分布相反，對(duì)渦度變化做負(fù)貢獻(xiàn)，抑制江淮冷切變線的發(fā)展。在減弱階段，相對(duì)渦度平流項(xiàng)、β效應(yīng)項(xiàng)、上升運(yùn)動(dòng)項(xiàng)和熱源變化項(xiàng)都對(duì)渦度的發(fā)展做負(fù)貢獻(xiàn)，有利于江淮冷切變線的減弱。

7.2.2 高原橫切變線演變過程中的非絕熱效應(yīng)

全型垂直渦度傾向方程對(duì)高原橫切變線演變機(jī)制診斷的結(jié)果表明，在高原橫切變線演變過程中，空間非均勻加熱效應(yīng)對(duì)渦度的局地變化作用顯著，以垂直非均勻加熱效應(yīng)為主，水平非均勻加熱效應(yīng)次之（張碩，2019）。

垂直非均勻加熱效應(yīng)的極大值位于500 hPa 高度，當(dāng)垂直非均勻加熱效應(yīng)增強(qiáng)并向高原橫切變線靠近時(shí)，有利于高原橫切變線發(fā)展增強(qiáng)。水平非均勻加熱效應(yīng)以緯向非均勻加熱為主，緯向均勻加熱梯度增大，有利于高原橫切變線發(fā)展增強(qiáng)，并為高原橫切變線附近鋒面的形成提供了條件。

綜上所述，垂直非均勻加熱項(xiàng)是影響江淮冷切變線和高原橫切變線強(qiáng)度變化最重要的因子之一。

8 結(jié) 論

文中基于以往的研究成果，對(duì)同處副熱帶緯度帶上平原和高原地區(qū)的江淮切變線與高原切變線從切變線分類、切變線三維結(jié)構(gòu)特征、切變線附近風(fēng)場(chǎng)及環(huán)流特征和演變過程中的熱力機(jī)制等方面做了對(duì)比分析，得到如下異同特征：

（1）江淮切變線與高原切變線分類不同，所處高度不同，但二者均與暴雨關(guān)系密切。江淮切變線按風(fēng)場(chǎng)分為暖切變線、冷切變線、準(zhǔn)靜止切變線和低渦切變線4 類，處在500 hPa 以下高度；高原切變線按其走向分為橫切變線和豎切變線，處在500 hPa以上高度。有近70%的江淮切變線會(huì)產(chǎn)生暴雨，近75%的江淮暴雨由江淮切變線引發(fā)，在4 類江淮切變線暴雨中，暖切變線暴雨對(duì)江淮地區(qū)切變線暴雨的雨量貢獻(xiàn)最大；近60%的高原橫切變線給青藏高原主體地區(qū)帶來暴雨，超過55%的豎切變線造成青藏高原東側(cè)及其鄰近地區(qū)暴雨。

（2）江淮冷切變線和高原橫切變線的三維結(jié)構(gòu)特征存在異同。江淮切變線與高原切變線均為邊界層系統(tǒng)，特征層次分別位于850 hPa 和500 hPa，二者水平尺度分別為1000 km 和2000 km，垂直伸展厚度分別為5 km 和2 km，生命期分別為48 h 和96 h，垂直方向上具有自低到高向北傾斜的特征。

（3）江淮冷切變線和高原橫切變線的風(fēng)場(chǎng)和環(huán)流特征存在明顯差異。江淮冷切變線北側(cè)為東北風(fēng)，南側(cè)則為西南風(fēng)；高原橫切變線以90°E 為界分為東、西兩段，西段風(fēng)場(chǎng)與江淮冷切變線類似，東段在不同發(fā)展階段，其北側(cè)風(fēng)場(chǎng)變化顯著。江淮冷切變線隨850 hPa 低槽的加強(qiáng)南壓而增強(qiáng)；而高原橫切變線處在副熱帶高壓和伊朗高壓之間的輻合帶中，其演變與副熱帶高壓西伸和500 hPa 高空槽的減弱有關(guān)。

（4）江淮冷切變線和高原橫切變線的動(dòng)力場(chǎng)和熱力場(chǎng)結(jié)構(gòu)不盡相同。動(dòng)力結(jié)構(gòu)上，二者同位于正渦度帶內(nèi)，正渦度中心強(qiáng)度均在強(qiáng)盛階段達(dá)到最大，但正渦度中心的高度不同。江淮冷切變線正渦度中心位于850 hPa；高原橫切變線正渦度中心和輻合中心分別位于500 hPa 和550 hPa。江淮冷切變線附近低空鋒區(qū)特征明顯，其西段位于暖濕區(qū)內(nèi)，東段位于干冷區(qū)內(nèi)；高原橫切變線南側(cè)具有明顯的高溫、高濕特征，切變線北側(cè)存在鋒區(qū)結(jié)構(gòu)。二者減弱機(jī)制也有不同，南方暖濕空氣的向北侵入導(dǎo)致江淮冷切變線強(qiáng)度減弱；干冷空氣的侵入會(huì)導(dǎo)致高原橫切變線強(qiáng)度減弱甚至消亡。

（5）江淮冷切變線和高原橫切變線都與大氣非絕熱加熱有密切關(guān)聯(lián)。江淮冷切變線位于東北—西南走向的非絕熱加熱帶中，非絕熱加熱的強(qiáng)度與江淮冷切變線的強(qiáng)度變化一致；高原橫切變線附近的高原大氣非絕熱加熱空間上呈現(xiàn)“南高北低”的分布特征，當(dāng)高原南緣的強(qiáng)非絕熱加熱向北發(fā)展時(shí)，高原橫切變線隨之增強(qiáng)。垂直非均勻加熱項(xiàng)是促進(jìn)江淮冷切變線和高原橫切變線發(fā)展增強(qiáng)的重要因子。