近10 a高原切变线研究进展综述

姚秀萍，包晓红，刘俏华，马嘉理，张霞，管琴，高媛，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.中国科学院大学，北京 100049；4.河南省气象台，郑州 450003；5.青海省气象台，西宁 811000；6.中国气象局武汉暴雨研究所暴雨监测预警湖北省重点实验室，武汉 430205；7.北京应用气象研究所，北京 100029)

引 言

高原切变线是在青藏高原(下称高原)的动力和热力强迫作用下产生的典型天气系统，是对高原及其下游地区的天气影响深远的重要降水天气系统(叶笃正等，1957；叶笃正和高由禧，1979；乔全明和谭海清，1984；罗四维，1992；杨克明和毕宝贵，2001；徐祥德和陈联寿，2006；郁淑华，2000；郁淑华等，2007)。高原切变线的研究始于20世纪60年代，随着我国第一、第二、第三次青藏高原大气科学试验相继展开，以及在全球气候变暖、多地极端降水增加的背景下(Easter⁃ling et al.,2000；Cao and Pan,2014；Sun et al.,2021)，引发高原及其下游地区强降水的高原切变线备受关注，有关高原切变线的研究成果颇丰。目前，高原切变线研究主要包括高原切变线的气候统计以及结构、发生发展维持机制、与其他天气系统的相互作用及其所造成的强降水等，研究方法主要包括基于客观判识或主观筛选的统计分析、环流合成、物理诊断及数值模拟等。此前，何光碧(2013)、姚秀萍等(2014)曾对高原切变线的研究成果进行了全面综述，但其针对的主要是2010年前取得的相关研究成果。此外，李国平和张万诚(2019)虽然对高原切变线的最新研究进展进行了综述，而该文主要是围绕高原切变线与高原低涡的关系、相互作用过程及诱发暴雨机理等科学问题展开，对高原切变线近10 a研究进展的回顾不够全面，尚有待补充。因此，本文对近10 a高原切变线研究进展作了较为全面的回顾，主要包括高原切变线的时空分布及其与暴雨的关系、高原切变线的结构特征、高原切变线的演变机制、高原切变线与高原低涡的关系等。在总结现有相关研究成果的基础上，提出了高原切变线未来需要重点关注和研究的若干科学问题，以期不断提高对高原切变线的认识，为今后高原切变线引发的灾害性天气预报预警及其可能造成的次生灾害提供参考依据。

1 高原切变线时空分布及其与暴雨的关系

1.1 高原切变线的判识与确定

高原切变线的判识和确定是分析高原切变线及其影响的基础。以往对高原切变线的判识和确定大多基于气象台站资料的手绘天气图，其主观性较强。近年来，各种再分析资料得到迅速发展，相对于台站资料，其时空分辨率有了极大提高，使其在科研和业务中的应用越来越广泛；同时，气象部门计算机硬件和软件技术得到快速发展和加强，也使得对其客观识别成为可能，且客观识别相对主观分析更便捷，尤其是在大数据统计时优势更明显。因此，近年来对高原切变线的判识和确定涌现出新的方法，即客观判识和确定。

姚秀萍及其团队提出的基于切变线动力本质的客观识别技术(马嘉理和姚秀萍，2015；Zhang et al.，2016)，对高原切变线的识别效率和正确率有所提高，并重建了近40 a高原切变线气候数据库。高原切变线一般分为横切变线和竖切变线两类，针对不同类别的高原切变线，其客观识别方法存在不同。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、纬向零风速线等3个客观判据来确定(见式(1))，而高原竖切变线的客观判识则采用经向风的纬向切变、相对涡度、经向零风速线等3个客观判据来确定(见式(2))。

在70°—103°E、25°—40°N 高原范围内，将500 hPa风场同时满足式(1)中3个客观判据且长度≥5个经距的点的连线识别为高原横切变线，而将同时满足式(2)中3个客观判据且长度≥5个纬距的点的连线识别为高原竖切变线。

另外，近年李国平及其团队也提出一种高原切变线的客观识别方法(刘自牧和李国平，2019)，该方法采用其风向和风速来判断切变点，进而确定高原切变线，包括高原横切变线和竖切变线(其具体识别流程见图1)。在此基础上，他们还将其识别结果同对应年份主观判识和确定的来自《青藏高原低涡切变线年鉴》(彭广等，2005—2015；中国气象局成都高原气象研究所，2016)(简称《年鉴》)中的结果进行对比分析。结果表明：数量上，客观识别的切变线比《年鉴》中的略多，但客观识别的东部型切变线和《年鉴》中的较为吻合，其原因可能是高原尤其是其西部气象观测站点较为稀疏；对切变线生成时刻和生成源地，客观识别的切变线和《年鉴》中的吻合率在50%左右；对切变线生命史，客观识别的主要为6 h，而《年鉴》中的主要为12 h，这是因为再分析资料的时间分辨率(6 h)比观测资料(12 h)的高所致。总体上，上述客观识别方法对高原切变线的识别效果较好，但对其生成时刻和生成源地的识别还不够理想。

1.2 高原切变线的时空分布

以往对高原切变线的时空分布统计主要是基于台站资料的主观判识统计方法，统计内容主要涉及夏季高原切变线的生成位置、生成频率、月变化、移速及持续时间等，但其统计结果很不连续，统计年限较短，且统计时段主要在夏季。近年来有关高原切变线时空分布的统计方法，除主观判识外，还有客观判识。基于主观判识的方法主要是对移出和未移出高原的高原切变线以及冬季高原切变线等的时空分布进行补充。夏半年横、竖切变线出现次数比冬半年明显偏多(郁淑华等，2013；王琳等，2015；Li et al.，2018)，其分别是冬半年的3.4倍和3.7倍。冬半年高原切变线主要出现在3—4月，4月有五分之一的能移出高原，夏半年高原切变线主要出现在5—9月，8—9月有五分之一的能移出高原(郁淑华等，2013)；高原切变线东移可达湖南，北移可达内蒙古，南移可到广西等地；高原切变线出现次数和移出次数在1998—2013年间呈增加趋势；竖切变线移出几率高于横切变线；移出的切变线中，不同类型的切变线生命史不同，东部横切变线以36 h为主，东部竖切变则以24 h为主(王琳等，2015)。

基于客观判识和确定方法，可对高原切变线作长时间序列的统计，从而得以进一步揭示高原切变线年(代)际、月际变化规律，加上较高时空分辨率再分析资料的应用，使得分析高原切变线日变化特征成为可能。Zhang等(2016)对长达30 a高原切变线的系统统计表明，夏半年高原横切变线在高原上呈东西向，其活动高频区在32°—35°N。其中，33°N附近存在一走向大体平行于高原地形的高频轴，且具有5—8月逐月南压、9—10月又逐渐北抬的南北摆动特征，但其调整幅度不超过两个纬距(图2)。横切变线年平均日数为65.3 d，表现为明显的年际变化和年代际变化特征，其出现频率1987年最高、1994年最低；20世纪80年代横切变线日数年际波动最大，21世纪横切变线日数波动次之，20世纪90年代中后期波动最小。横切变线年平均日数月变化特征明显，6月最多，7月次之，5—8月相对较少，到9月或10月则迅速减少。此外，个例研究表明(Guanet al.，2018)，高原横切变线演变存在显著日变化特征:其在0000(1800)UTC形状最完整(断裂)，垂直范围最低(最高)；在0000—0600(1200—1800)UTC，其具有小幅度顺(逆)时针旋转。

图2 1981—2013年夏半年高原横切变线累积频率分布(Zhang et al.，2016)(等值线表示高原横切变线频率(单位:103)，粗实线表示平均高频轴)Fig.2 The accumulated frequency distribution of the Tibetan Plateau transverse shear lines(TSLs)during summer half year of 1981-2013(adapted from Zhang et al.,2016).Contours denote the TSLfrequency(unit:103),and the thick solid line denotes the high averaged frequency axis.

对于夏半年高原竖切变线，有研究表明(Yao et al.，2020)，高原竖切变线具有两个高频中心，分别位于高原中部(90°E附近)和高原东部陡坡地区(图3)。竖切变线夏半年年平均日数为42.2 d，同样具有明显的年际变化和年代际变化特征，出现频率2014年最高、2006年最低；从20世纪90年代开始，其年际波幅呈增大趋势。竖切变线日数的月变化特征明显，5—7月逐渐增加，7—10月逐渐减小，7月最多，10月最少。相较高原竖切变线，横切变线夏半年年均日数是其1.5倍，二者均在盛夏(6—8月)最活跃。在气候变暖大背景下，20世纪80年代以来，横切变线日数随时间增减趋势不明显，仅在一定范围内波动，而竖切变线日数则以1.99 d·(10 a)-1的速率随时间增加。

图3 1981—2016年高原竖切变线累积频率(单位:103)分布(粗黑线表示平均高频轴，H、L分别表示高频、低频中心)(Yao et al.，2020)Fig.3 Cumulative frequency distribution of the Tibetan Plateau meridionally oriented shear line(MSL)from 1981 to 2016(adapted from Yao et al.,2020).The thick black line denotes the axis of averaged high-occurred frequency(unit:103),and symbols H and L denote the high and low frequency center,respectively.

1.3 高原切变线与暴雨

高原切变线是影响高原及其近邻地区重要的降水天气系统，以往不仅缺乏对高原切变线活动与相关灾害性降水天气的长时间序列分析，高原切变线对降水影响机制的相关研究也较欠缺。针对上述两个“欠缺”，近年来有了一些补充性探索成果。

高原切变线与暴雨存在密切联系。郁淑华等(2013)基于1998—2010年《年鉴》，主要从高原切变线的生命史和降水之间的关系进行了统计，结果表明:冬半年，生命史在24 h以上的横切变线与生命史在12 h以上的竖切变线均可造成高原中雪天气。夏半年，生命史在24 h以上的竖切变线可造成高原暴雨及其周边地区小雨以上降水，还有一半以上年份，每年有1次竖切变线可移出高原且影响中国中部并产生中雨到大暴雨；48 h以上生命史的横切变线在高原可造成暴雨以上量级的降水，绝大多数年份每年有1～3次移出高原的横切变线，并造成中国西南部、中部暴雨以上量级降水，有的甚至影响华东、华南及华北地区，导致暴雨或大暴雨。此外，有学者基于客观识别方法和超过30 a长时间序列再分析资料，对夏半年高原切变线与暴雨发生的频数关系开展了系统统计。如，Zhang等(2016)的相关统计结果表明，夏半年有超过50%的横切变线可给高原主体地区带来暴雨；主汛期6—8月，高原上横切变线与暴雨的关系更为密切，二者相关系数达0.499，其在8月的相关系数高达0.58。再如，Yao等(2020)研究表明，对于高原竖切变线，夏半年有超过55%的能引发高原东侧及其近邻地区暴雨，8月两者相关系数高达0.628。

暴雨形成需要充足的水汽供应、强烈的上升运动和较长的持续时间(朱乾根等，2000)。郁淑华(2013)研究指出，高原横切变线活动时间一般为12～24 h，最长可达120 h。因此，较长生命史的高原横切变线的存在已能满足“较长的持续时间”这一条件，充足的水汽和强烈的上升运动则直接影响高原暴雨的产生。有关研究表明(罗雄和李国平，2018a；赵大军和姚秀萍，2018)，高原横切变线处于高原上相对暖湿区，是水汽聚集带。此外，高原横切变线附近正涡度东传和对流发展(何光碧和师锐，2014)，形成近地面层正涡度、高层负涡度配置，有利于产生大气抽吸效应，从而导致强烈的上升运动，有利于降水的发生(李山山和李国平，2017b)。有关物理量，如湿Q矢量(李山山和李国平，2017a)、散度方程的非平衡项(杜梅等，2020)常用于诊断高原横切变线上升运动，当湿Q矢量辐合带或非平衡项负值大值区和水汽辐合带同时出现且重叠时预示着强降水的发生。降水主要出现在高原横切变线南侧暖区中，降水强度与高原横切变线强度关系密切，广义湿位涡正异常值与未来3～6 h累计降水量分布一致(陈佳和李国平，2018)。数值模拟表明(顾小祥和李国平，2019)，对于冷云降水部分，凝结核雪粒子不仅在其凝结过程中潜热释放有利于对流活动发展，也可通过融化过程促进降水。此外，横切变线和竖切变线造成的降水强度和降水性质有所不同，前者以持续稳定的降水为主且降水量级较小，后者则以对流性降水为主且降水量级相对较大(刘新伟等，2020)。

㊴Mitchell Timothy，“Society，Economy，and the State Effect”，in George Steinmetz(ed．)State/Culture:State－ Formation after the Culture Turn，Corner University Press，1999，pp．76 ～97．

2 高原切变线的结构特征

以往在研究高原切变线的结构特征时，多局限于一次青藏高原试验或一次与强降水相关的典型个例，或是某几年观测资料的月平均场，难免造成对切变线结构认识的局限，以至于对高原切变线发生发展过程中不同阶段的结构特征研究不够全面和深入。

2.1 高原切变线的空间结构特征

近年来对高原切变线空间结构特征的研究重点主要在高原横切变线的不同阶段上。如，张硕等(2019)对高原横切变线的合成分析表明：高原横切变线在500 hPa上呈东西向、水平尺度近2 000 km，垂直方向可伸展至480 hPa、厚度近2 km，并随高度向北倾斜，其中向北倾斜的程度在强盛阶段最弱、减弱阶段最强(图4)。风场上，初始阶段，高原横切变线西段(90°E以西)，其北侧为偏东风、南侧为偏西风；高原横切变线东段(90°E以东)，其北侧为东南风、南侧为西南风，切变线附近的风场整体呈现为弱的气旋式环流。强盛阶段，与初始阶段相比，切变线南北两侧风场强度明显加强，切变线所处的气旋式环流也更显著。减弱阶段，高原横切变线南、北两侧风速已显著减小。又如，在罗雄和李国平(2018a)的研究中，高原横切变线演变过程的风场变化则主要是南侧风速先增大后减小，北侧风速则逐渐增大。究其原因，可能是不同行星尺度环流背景下的高原横切变线的风场分布差异较大(何光碧和师锐，2011)。此外，还有研究表明，高原横切变线和竖切变线可以相互转换(赵大军和姚秀萍，2018；刘新伟等，2020)。

图4 500 hPa高原横切变线位置的空间结构演变(a)及其沿90°E垂直剖面(b)(张硕等，2019)点线为初始阶段，实线为强盛阶段，虚线为减弱阶段。图a中的黑色边界线为海拔3 000 m以上高原边界Fig.4(a)Spatial structure evolution of the TSL at 500 hPa and(b)their vertical cross section along 90°E(adapted from Zhang et al.,2019).Dotted lines,solid lines and dashed lines denote the initial,mature and weakening phases,respectively.In(a)the irregular thick black line denotes the boundary of the Tibetan Plateau at an altitude of 3 000 m.

2.2 高原切变线的动力结构特征

近年来，有关高原切变线动力结构的研究，不仅有对与强降水个例相关的高原切变线、多年月平均高原横切变线的持续研究，也有对与典型强降水相关的高原切变线个例的合成分析。如，何光碧和师锐(2011)研究指出，多年7月平均的高原横切变线附近，500 hPa辐合上升运动区与正涡度带基本吻合，这与以往有关多年月平均的高原横切变线的研究结果一致。但也有对与强降水相关的高原横切变线的研究揭示，正涡度带沿高原横切变线分布，强辐合上升运动位于高原横切变线南侧，高原横切变线附近为弱的辐合上升(李山山和李国平，2017a；张硕等，2019)。高原切变线附近辐合带和涡度带相对位置是否和降水具有某种联系？值得进一步探讨。在高原横切变线强降水个例研究中，其初生阶段和维持、发展阶段垂直方向上存在正涡度中心和辐合中心，呈现对流层低层正涡度和高位涡中心相耦合的动力结构，切变线减弱阶段辐合区先于正涡度区减弱消失(罗雄和李国平，2018a)。典型个例合成的高原横切变线中，高原横切变线附近正涡度带垂直可伸展到350 hPa，辐合带伸展至400 hPa，上升运动可伸展到200 hPa，强盛阶段正涡度带、辐合带和上升运动均最强(张硕等，2019)。高原竖切变线位于狭窄、浅薄的辐合与正涡度带上，上升运动显著(何光碧和师锐，2011)，垂直方向上呈“干湿相间、冷暖相间”斜压结构特征(赵大军和姚秀萍，2018)。

2.3 高原切变线的热力结构特征

近年来，高原横切变线的热力结构演变特征备受关注。如，罗雄和李国平(2018a)研究指出，高原横切变线存在“南暖北冷”热力结构，切变线发展维持阶段呈现高层稳定、低层不稳定的垂直分布特征；在初生发展阶段，低层有强的水汽辐合且其强度随横切变线的发展而增强，到减弱阶段则演变为水汽辐散。张硕等(2019)分析表明，高原横切变线是水汽汇聚带，其强盛阶段时水汽辐合最强；高原横切变线附近南侧600—500 hPa存在假相当位温高值中心，具有非常明显的高温高湿特征，而干冷空气侵入会导致高原横切变线强度减弱甚至消亡。赵大军和姚秀萍(2018)则认为，500 hPa上高原竖切变线前部是明显的暖湿空气带，其后存在明显冷温槽；高层300 hPa附近“暖心”和“湿心”结构特征明显。

3 高原切变线的演变机制

3.1 高原切变线演变的动力机制

以往有关高原切变线演变的动力机制研究中，其关注重点是环流背景系统，且有关分析方法多局限于简单的物理量诊断。近年来，不少学者不仅继续对环流背景系统如何影响高原切变线生成维持及移动展开研究，同时不断引进新的物理诊断量从不同角度深入揭示高原切变线的动力机制。如，对环流背景系统的相关研究表明:500 hPa上带状分布的西太平洋副热带高压(以下简称副高)和伊朗高压呈现“两槽两脊”环流形势及高层存在南亚高压，有利于高原横切变线生成和维持(张硕等，2019；师锐和何光碧，2011)；当副高及其外围为稳定的经向高压坝时，易出现竖切变线(韩林君等，2017)；东亚大槽越深，副高西伸越远，南亚高压和高空急流越强，越有利于高原横切变线移出高原(师锐和何光碧，2011)。也有研究表明，影响高原横切变线移出的主要系统包括西风槽、青藏高压、西藏高压，而影响高原竖切变线移出的主要系统是西风槽、青藏高压和副高(王琳等，2015)。

在高原切变线演变的动力机制研究方面，有人引进了新的物理诊断量，如形变量、扰动动能等。如，李山山和李国平(2017b)在研究总变形项对高原横切变线的影响时表明，500 hPa风场的拉伸变形作用有助于高原横切变线生成，其中总变形扭转项的贡献最大。再如，罗雄和李国平(2018b)的数值模拟结果表明，高空急流强度增强有利于高原横切变线的维持，其原因是高空急流强度增强可影响高层辐散、低层辐合的散度场垂直配置从而使得上升运动增强；同时，结合ω方程的诊断分析表明，高空急流强度对上升运动的作用主要是通过影响差动涡度平流项和温度平流项。以往相关研究仅是围绕动能本身展开，近年来的研究进展还体现在平均动能和扰动动能方面。低层扰动动能的增幅与高原横切变线的发生发展密切相关，扰动有效位能向扰动动能的转换有利于高原横切变线附近上升运动加强(罗潇和李国平，2019a)，且背景场和扰动场的相互作用使得扰动动能增大而平均动能减小，构成动能的降尺度串级，从而有利于中尺度的高原横切变线生成(罗潇和李国平，2019b)。

3.2 高原切变线演变的热力机制

以往对高原切变线演变机制的研究主要集中在动力方面，近年来在非绝热加热对高原切变线影响研究方面有了新的进展。高原大气非绝热加热的分布和演变影响高原横切变线的发展演变(Guan,et al.，2018)。张硕(2019)基于时间分辨率为6 h的ERA-in⁃terim再分析资料，分析高原切变线的结构特征及其与高原非绝热加热的关系表明:当高原横切变线附近非绝热加热作用出现在整层大气且非绝热加热极大值增大时，横切变线随后发展增强；大气非绝热加热强度演变超前于高原横切变线强度约6 h，其中热量的垂直输送对非绝热加热贡献最大(图5)；高原横切变线附近的垂直非均匀加热效应的增强有利于高原横切变线发展增强，而纬向非均匀加热梯度的增大则有利于高原横切变线附近锋面的形成。

图5 高原横切变线初始时刻(a)、强盛时刻(b)、减弱时刻(c)的前一时刻其附近区域(87°—93°E，30°—35°N)平均非绝热加热(单位:10-5K·s-1)垂直廓线图(张硕，2019)黑线为非绝热加热，绿线为温度局地变化项，蓝线为温度平流变化项，红线为温度垂直输送项Fig.5 Vertical profiles of the 1-hour earlier regionally averaged diabatic heating(unit:10-5K·s-1)and its components at the(a)initiation,(b)maturity and(c)dissipation moments of TSLs between 87°E and 93°E,30°N and 35°N(adapted from Zhang et al.,2019).Black lines,green lines,blue lines and red lines represent diabatic heating,local variation term of temperature,horizontal advection term of temperature and vertical transport term of temperature,respectively.

4 高原切变线与高原低涡的关系

4.1 高原切变线和高原低涡伴随出现的统计特征

高原低涡与高原切变线这两种天气系统往往相互独立，又相互影响、相互伴随。目前，关于高原切变线和高原低涡关系的认识仍存在较大分歧，主要有两种观点:一是高原切变线可以诱发高原低涡；二是高原低涡是高原切变线形成的基础。近年来，刘自牧等(2018)基于再分析资料并使用客观识别方法，统计分析了高原低涡和高原切变线伴随出现的数量及源地以及两者生成的先后顺序等，结果表明，2005—2016年约30%的高原低涡与高原切变线伴随出现，整个高原这种相伴出现均有发生，且高原切变线往往先于高原低涡生成，伴随有高原低涡的高原切变线生命史较长。此外，发现高原切变线生命史内能够有高原低涡的多次生成(屠妮妮和何光碧，2010)，且低涡减弱的同时也有高原切变线生成(李山山和李国平，2017b)。

4.2 高原切变线和高原低涡的相互作用机理

关于高原切变线和高原低涡的相互作用机理，以往的研究中较少关注，也主要侧重于高原低涡或将高原低涡同高原切变线分开。而近年来的研究则有了新的进展，认为高原低涡的发生发展、移动同切变环境场(Yuet al.，2014)及高原切变线(Zhang et al.，2014；郁淑华等，2015)密切相关。李山山和李国平(2017b)对高原低涡减弱、高原横切变线生成个例的研究表明，气流拉伸变形作用使得高原低涡减弱消失，但有助于高原横切变线的生成，高原横切变线可能是影响高原低涡发展的背景流场。杜梅等(2018)利用z坐标系下考虑地形的正压模式方程组和小参数近似法，对包含地形坡度的切变波和涡旋波及其关系进行了深入探讨，指出高原横切变线上切变波可通过不稳定发展而形成高原低涡，并发现水平尺度较长的横切变线在一定条件下可诱发低涡生成及东移，从而有利于形成低涡暴雨等极端天气事件。杜梅等(2020)还对高原横切变线与高原低涡的关系进行了初步研究，认为高原横切变线南侧水汽输送与辐合对低涡的诱发作用是大气处于不平衡状态而引起散度场调整的结果，辐合增强区有利于高原低涡生成，非平衡项对低涡的发生、发展加强和移动有一定的指示意义。

5 总结与展望

本文对近10 a有关高原切变线研究新进展进行了综述，主要包括高原切变线的时空分布及其与暴雨的关系，高原切变线动力、热力结构和演变机制，以及高原切变线与高原低涡的相互作用等。然而，目前对高原切变线的结构、演变机制及其引发降水的机理等的研究还不够深入，对此提出以下展望。

(1)利用高分辨率多源资料对高原切变线结构进行精细化研究。高原切变线属于次天气尺度系统，由于高原地形复杂，其可能存在更小尺度的天气系统，这涉及高原切变线本身的多尺度问题。因此，对高原切变线本身的多尺度问题的探讨将有助于理解高原切变线的演变机制。

(2)有无降水的高原切变线结构对比研究。此研究会有助于进一步揭示高原切变线引发强降水的机制以及降水对高原切变线演变的反馈机制。

(3)高原切变线与西南涡、南亚高压、西太副高、伊朗高压以及西风槽等天气系统的相互作用机制及协同效应机制。其相关机制值得深入研究。