高原切变线是在高原特殊地形条件下形成的典型天气系统(李国平, 2007), 它的活动不仅会影响高原地区, 而且在东移、发展过程中会对高原以东地区的天气产生重要影响, 特别是对中国西南地区(杨克明等, 2001; 徐建芬等, 2000; 高文良等, 2007; 郁淑华等, 1997, 2007; 李山山等, 2017)。关于切变线动力、热力和云系特征等方面的研究, 叶笃正等(1977)指出高原切变线在大多数情况下有南暖北冷的弱斜压性, 同时南湿北干, 其轴线向北倾。乔全明等(1984)的研究表明不同类型的切变线热力结构是不同的, 无风带切变线刚好位于东西向的暖脊中, 其南部都是相对的冷区, 西风带切变线是北冷南暖, 东风带切变线处于两个暖区之间的相对冷区中。何光碧等(2011)指出多年平均500 hPa横切变线处于高原上相对暖湿区中, 辐合上升运动与正涡度带吻合。不同行星尺度环流背景下的横切变线风场分布有较大差异, 温度场特征也明显不同; 切变线上的上升运动特征与湿特征非常明显。徐国昌(1983, 1984)根据10年(1960-1969年)中国高空气候平均资料, 计算分析了500 hPa高原切变线热力和动力特征, 发现切变线平均位于暖中心北部, 并且位于地气温差相对较小的地带。何光碧等(2014)对出现在初夏、盛夏和夏末的三次不同时期、不同发展阶段的高原切变线的研究表明, 切变线活动期间有正涡度、辐合上升运动与切变线配合。师锐等(2011)指出移出高原切变线的正涡度平流和暖平流都较强。郁淑华等(1993)就高原切变线活动动能收支诊断分析指出, 高原切变线活动过程中能量的主要来源是有效位能转化为动能, 且在切变线维持时转换率达最大, 而此时位能水平通量辐散项消耗动能最明显。李玉兰(1978)通过高原天气的云图分析, 指出高原切变云系在卫星云图上呈东北西南向或东西向的带状分布。青藏高原气象科学研究拉萨会战组(1981)利用1969-1976年的资料, 分析了夏半年青藏高原500 hPa切变线的发生频率活动位置、云系特征以及切变线的形成因素等。在关于高原切变线的数值研究方面, 彭新东等(1992, 1994)对高原东侧低涡切变线发展个例进行过天气诊断分析和MM4模式(The Fourth-Generation Mesoscale Model)数值试验。郁淑华等(1997)使用η模式进行了青藏高原切变线对四川盆地西部突发性暴雨影响的数值试验。

由于青藏高原观测台站较少, 在缺乏观测资料的情况下, 对高原上天气系统的研究会存在一定的局限性; 目前关于高原切变线的数值模拟的研究并不多, 已有的研究由于所选个例年代较为久远, 并且所用模式对高原大气的模拟能力也有较大的局限性。随着中尺度数值模式的不断完善, 对高原切变线的精细化模拟已成为可能, 利用美国新一代非静力中尺度数值模式WRF(The Weather Research & Forecasting Model)V3. 7. 1对2014年6月29日至7月1日的一次高原切变线过程进行数值模拟, 并利用模式输出的高分辨率资料并结合NCEP-FNL(National Centers for Environment Prediction Final Analysis)分析资料、常规气象观测资料、FY-2F卫星TBB (Temperature of Brightness Blackbody)数据以及CMORPH (Climate Prediction Center Morphing Technique)降水资料进一步分析其结构特征。

所选用资料包括: (1)MICAPS (Meteorological Information Comprehensive Analysis and Process System)历史天气图; (2)时间分辨率为6 h的NCEP-FNL 1°×1°分析资料; (3)中国自动气象站与CMORPH融合的水平分辨率为0. 1°×0. 1°逐时降水资料; (4)由国家卫星气象中心提供的水平分辨率为0. 1°×0. 1°的FY-2F气象卫星反演得到的1 h间隔的TBB资料。

2014年6月29日至7月1日出现了一次高原切变线过程, 此次高原切变线过程发生于稳定的大尺度环流背景下。从平均的500 hPa高度场上看, 欧亚大陆高纬地区呈“两槽一脊”的环流形势(图略), 乌拉尔山以东的西西伯利亚和亚洲东岸为低槽, 中亚为脊区, 在此过程中西太平洋副热带高压(简称西太副高)逐步西伸, 呈东西向的带状分布。6月29日00:00(世界时, 下同), 500 hPa天气图上, 西太副高控制我国的东南沿海地区, 西风带上有低槽活动, 青藏高原西侧有一高压, 高原上有一个暖中心。此时在高原东南部玛多至索县有一横切变线生成, 随后切变线向东北方向移动, 在移动过程中切变线南侧风速先增大后减小, 北侧风速逐渐增大。29日12:00切变线移至高原中东部, 此时高原上的暖中心温度增强为4 ℃, 高原西侧的高压增强。30日00:00高原切变线北侧风速增强, 切变线开始向西南方向移动; 7月1日00:00西太副高的西脊点达到了105°E, 副高脊线位于25°N附近, 西伸的西太副高与高原上的高压逐渐合并, 使得高原切变线趋于减弱消失。受切变线影响, 西藏、四川部分地区有大于25 mm的降水区(图 1), 降水中心位于西藏林芝地区, 其48 h累计降水达到了75. 5 mm。

图 1(Figure 1)

图 1 2014年6月29日00:00至30日00:00高原区域的48 h累计降水量分布(单位: mm) Figure 1 The distribution of 48 h accumulated precipitation amount in the Plateau region from 00:00 on 29 to 00:00 on 30 June 2014. Unit: mm

采用中尺度模式WRF(3. 7. 1版本)对2014年6月29日00:00至7月1日06:00一次高原切变线过程进行数值模拟。模拟的初始条件和边界条件为NCEP-FNL 1°×1°每6 h一次的分析资料, 模式区域中心位置为31°N、95°E, 模拟采用Lambert投影两重双向嵌套的网格区域, 外层区域格点数为221×152, 水平分辨率为30 km, 内层区域格点数为313×196, 水平分辨率为10 km。模式垂直方向为不等距27层, 顶层气压为50 hPa。模式中采用的基本物理过程方案: WSM6微物理方案、KF积云对流参数化方案、YSU边界层方案、Noah陆面方案、RRTM长波方案和Dudhia短波辐射方案。模拟时间步长为180 s, 模拟的初始时刻为2014年6月29日00:00, 共积分54 h, 涵盖了此次高原切变线生成、维持发展和减弱消失的全过程。

对比分析细网格模拟的降水量与CMORPH融合降水量, 从6月29日00:00至30日00:00 CMORPH 24 h累计降水量的分布[图 2(a)]来看, 在高原中东部降雨带基本呈东西走向, 降水带的中心雨量为48. 68 mm, 在林芝附近存在一个降水的大值中心, 位于29°N、95°E, 中心雨量为44. 81 mm。从雨量模拟结果[图 2(c)]可见, 在高原中东部也有一条呈东西走向的雨带, 中心雨量为41. 45 mm, 比融合降水资料略小; 而与之相对应的高原南部的降水中心在28. 21°N、94°E, 中心降水值为52. 57 mm, 比融合降水量偏大。6月30日00:00至7月1日00:00, CMORPH融合降水中心在30°N、94. 3°E, 中心降水值为49. 89 mm[图 2(b)], 模拟结果的中心位置在30. 1°N、94. 32°E, 与融合降水中心的位置基本一致, 中心雨量值为67. 05 mm[图 2(d)], 只是模拟结果有所偏大。总体而言, WRF模拟的降水范围和强度与CMORPH融合降水量基本一致; 但是在积分24 h以后, 模拟的降水量结果略有偏强。考虑到高原降雨的复杂性, 认为WRF模式较好地模拟了此次高原切变线引起的降雨过程。

图 2(Figure 2)

图 2 2014年6月29-30日COMRPH融合降水(a, b)与模拟(c, d)的高原区域降水量分布(单位: mm) Figure 2 The precipitation distribution of the COMRPH (a, b) and simulated (c, d) in thePlateau region from 29 to 30 June 2014. Unit: mm

将模式输出的500 hPa风场(图 3)与高度场(图 4)与FNL分析资料对比可见, 模拟的风场与FNL分析资料基本一致, 高原切变线的位置与FNL分析资料也对应较好, 并且成功地模拟出了位于四川南侧的大风速带。由模式输出资料的500 hPa高度场(图 4)可见, 等高线的分布与环流中心的位置与FNL分析资料基本吻合。总体而言, WRF模式的模拟结果比较成功地再现了此次高原切变线过程。因此, 接下来将利用WRF模式输出的高分辨率资料来进一步分析此次高原切变线发展演变过程中的结构特征。

图 3(Figure 3)

图 3 2014年6月29日18:00 (a, c)和7月1日06:00(b, d) FNL分析资料(a, b)与模拟(c, d)的500 hPa风场(单位: m·s-1) 黑色实线为高原切变线 Figure 3 The wind field at 500 hPa of the FNL analysis data (a, b) and the simulated (c, d) at 18:00 on 29 June (a, c) and at 06:00 on 1 July (b, d) 2014. Unit: m·s-1. The black soild line represents the plateau shear line

图 4(Figure 4)

图 4 2014年6月30日12:00(a, c)和7月1日06:00(b, d) FNL分析资料(a, b)与模拟(c, d)的500 hPa高度场(单位: dagpm) Figure 4 The geopotential height at 500 hPa of the FNL analysis data (a, b) and the simulated (c, d) at 12:00 on 30 June (a, c) and at 06:00 on 1 July (b, d) 2014. Unit: dagpm

由于高原上观测资料的缺乏, 目前用于研究高原上中尺度天气系统的资料大多限于时空分辨率都不高的再分析资料。结合WRF模式输出的高分辨率模拟资料与卫星TBB资料, 绘制并分析了逐小时的500 hPa风场、涡度场、散度场、TBB以及6 h累计降水量的演变。在高原切变线活动的整个过程中, 沿切变线上的正涡度和散度所表征的辐合区呈现先增强再减弱的变化特征, 并且6 h累计降水量和TBB的分布也有相同特征。据此把高原切变线分为初生阶段, 发展维持阶段和减弱阶段; 为了便于研究此次横切变线在各个阶段中持续发展变化的特征, 进一步选取在各个阶段中切变线位置基本维持不变的时段作为代表性时段, 具体分别为初生阶段: 6月29日00:00-04:00;维持发展阶段: 6月29日09:00-15:00;减弱阶段: 7月1日00:00-06:00, 各时段切变线的位置分别位于29°N, 92°E-100°E、30°N, 96°E-102°E、30°N, 96°E-102°E。下文将基于以上时段来分析高原切变线初生、维持发展和减弱阶段过程的水汽、热力以及动力的特征。

TBB资料对造成暴雨过程的强对流系统有很好的指示作用(王晖等, 2017), 利用高时空分辨率的TBB资料, 不仅可以观测到大范围的云系分布, 还可以观测到中尺度云系的发生、发展和消散演变的全过程(黄楚惠等, 2007)。青藏高原气象科学研究拉萨会战组(1981)研究表明云区主要分布在切变线附近, 其次是横切变线的南部或竖切变线的东部, 并且云区与降水区位置基本是一致的。图 5为2014年6月29日至7月1日不同时刻的TBB分布, 可以看出, 6月29日00:00[图 5(a)], 在高原切变线生成初期, 高原上已有对流云团出现, 切变线北侧有TBB < -20 ℃的对流中心, 从对应的6 h累计降水分布图上[图 6(a)]可见大部区域降水在5 mm以上, 降水中心的值为16. 08 mm。在高原切变线向东北方向移动的过程中, 高原切变线附近的对流云团范围扩大, 强度增强, 29日09:00-18:00[图 5(c)~(e)], 对流云团发展为东西—西南向的云带, 其上有多个TBB < -60 ℃的强对流中心, 对应时间段的降水也明显增强[图 6(b), (c)], 6 h累计降水最大值达到了25 mm。6月29日21:00开始, 云带西南部的对流云团的TBB值增大强度减弱[图 5(f), (h)], 在此期间的降水也减弱[图 6(e)]。在高原切变线向西南方向移动的过程中, 对流云团再度发展, 6月30日12:00切变线附近有TBB < -50 ℃的对流中心[图 5(i), (j)], 降水也再次增强[图 6(g)]。在切变线减弱阶段[图 5(l), 图 6(i)], 随着对流活动减弱, TBB值增大, 切变线影响的区域TBB>-20 ℃, 降水过程基本结束。

图 5(Figure 5)

图 5 2014年6月29日至7月1日(a~l) FY-2F TBB的空间分布(单位: ℃) 黑色实线为高原切变线 Figure 5 The space distribution of FY-2F TBB from 29 June to 1 July 2014 (a~l). Unit: ℃. The black soild line represents the plateau shear line

图 6(Figure 6)

图 6 2014年6月29日00:00至7月1日06:00(a~i)模拟的逐6 h累计降水量分布(单位: mm) Figure 6 The distribution of 6 h simulated cumulative precipitation from 00:00 on 29 June to 06:00 on 1 July 2014 (a~i). Unit: mm

综上所述, 在高原切变线初生阶段, 高原上有对流活动较弱的云团, TBB值较高, 在切变线维持发展期间, TBB值降低, 对流云团呈带状分布, 通常对应着TBB < -20 ℃的云区, 并且在该区域内有多个TBB < -60 ℃的对流活动旺盛中心, 对应主要降水期; 在切变线减弱阶段, TBB值再度升高, 降水趋于结束。这一结果与何光碧等(2014)之前研究的盛夏切变线的降水特征基本吻合, 但本文更加详细地给出了高原切变线各个阶段对流云团的演变与降水分布的特征。

图 7为2014年6月29日00:00, 09:00和7月1日00:00 500 hPa假相当位温和风场, 其中, 黑色实线代表高原切变线。从图 7可见, 在高原切变线的初生阶段、发展维持阶段和减弱阶段, 高原切变线所在的区域为高原上的相对暖湿区, 其中在发展维持阶段假相当位温的最大值达到了366 K。在整个过程中, 西南气流带来的暖湿空气使切变线南侧为暖湿区, 高原切变线北侧的偏东气流和偏北气流带来的冷空气使切变线北侧为相对冷区, 从而形成了“南暖北冷”的热力结构, 而高原切变线处于暖湿区中。假相当位温的垂直分布能够反映大气的稳定程度(张雅斌等, 2016), 图 8为高原切变线各个阶段假相当位温与ω(垂直运动)-u(纬向风)合成的纬向-垂直剖面。在高原切变线初生阶段[图 8(a), 6月29日00:00沿29°N], 切变线主体假相当位温由地面到高层是逐渐增大的, 表明切变线上空的大气是基本稳定的, 但在切变线的西端由地面到550 hPa的假相当位温随高度减小, 表明此处存在对流不稳定能量; 切变线上伴随有上升运动, 可到200 hPa。在切变线发展维持阶段[图 8(b), 6月29日09:00沿30°N], 呈现明显的低层不稳定、高层稳定的分布形式, 具体表现为近地层是高能、高湿区, 并且从地面到300 hPa假相当位温随高度减小, 层结为对流不稳定。在300 hPa以上为稳定层结, 上升运动也明显增强, 最强可达200 hPa以上; 在切变线减弱阶段[图 8(c), 7月1日06:00沿30°N], 近地层假相当位温值相较于发展阶段明显减小, 切变线上空的不稳定层结逐渐转变为稳定层结, 上升运动减弱消失, 并开始出现下沉气流。通过上述各阶段的对比分析得出在高原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。

图 7(Figure 7)

图 7 2014年6月29日00:00(a), 09:00(b)和7月1日00:00(c) 500 hPa假相当位温(填色, 单位: K)和风场(矢量, 单位: m·s-1)分布 Figure 7 The potential pseudo-equivalent temperature (the shaded, unit: K) and wind field (vector, unit: m·s-1) at 500 hPa at 00:00 (a) and 09:00 (b) on 29 June and at 00:00 on 1 July (c) 2014

图 8(Figure 8)

图 8 高原切变线不同阶段(a~c)假相当位温(阴影, 单位: K)的纬向-垂直剖面 矢量表示u×(-50ω), 单位: m·s-1 Figure 8 The zonal-vertical cross section of potential pseudo-equivalent temperature(the shaded, unit: K) at different stages (a~c) for the Plateau shear line. Vector represents u×(-50ω), unit: m·s-1

林厚博等(2016)研究表明影响夏季青藏高原及其邻近地区降水的水汽通道主要有4条:西风带、阿拉伯海、孟加拉湾北部及南海。从500 hPa的水汽通量演变(图略)可知, 维持此次高原横切变线的水汽来源主要有两支:一支是来自孟加拉湾的西南水汽输送, 另一支是来自南海沿西太副高西侧的东南水汽输送, 这两支水汽在高原东侧汇合后形成较强的水汽区。在高原切变线发展的旺盛阶段, 水汽通量的最大值达到了13 g·s^-1·cm^-1·hPa^-1, 为此次高原切变线的维持提供了水汽供应。后期随着水汽带向东北方向的移动, 高原切变线也减弱。

何光碧等(2014)研究表明500 hPa切变线是水汽聚集带, 切变线附近上空的水汽和不稳定能量聚集是切变线引发强降水的重要机制。李山山等(2017)研究也表明水平风的辐合带也是水汽的辐合带, 说明切变线上风场的分布对水汽的辐合辐散有重要作用。以上结果表明高原切变线与水汽之间存在重要联系。为进一步揭示水汽变化在高原切变线演变各阶段的作用, 通过500 hPa切变线各阶段的水汽通量散度的纬向-时间剖面和纬向-垂直剖面(图 9)可以看出, 在高原切变线的初生阶段, 切变线上有水汽辐合, 并且在6月29日00:00, 29°N、96°E存在一个-0. 6×10^-6 g·s^-1·cm^-2·hPa^-1的水汽辐合中心, 表明在高原切变线的初生时刻切变线上有较强的水汽汇聚。从地面到400 hPa高原切变线上以水汽辐合为主, 并且存在水汽辐合中心。在高原切变线的发展维持阶段, 29日09:00沿切变线仍有水汽辐合区, 水汽通量散度的值为-0. 4×10^-6 g·s^-1·cm^-2·hPa^-1; 随后水汽辐合增强, 在10:00-12:00水汽辐合中心值增强为-0. 8×10^-6 g·s^-1·cm^-2·hPa^-1, 其强度较初生阶段明显增强。从地面到550 hPa沿切变线有水汽集聚, 中心最大值达-0. 8×10^-6 g·s^-1·cm^-2·hPa^-1; 在400~200 hPa的高层, 沿切变线存在水汽通量散度的正值中心, 表明水汽以辐散为主。因此在高原切变线的发展阶段, 低层有强的水汽辐合, 高层与之对应是强水汽辐散。在高原切变线减弱阶段, 低层水汽辐合中心的强度明显减弱, 从7月1日01:00开始, 在92°E-94°E范围内低层水汽通量散度为正值, 此时切变线伴随水汽辐散; 在切变线减弱阶段, 沿切变线水汽通量散度基本为正值, 原来低层的水汽辐合演变为水汽辐散。

图 9(Figure 9)

图 9 高原切变线在不同阶段沿切变线位置的500 hPa水汽通量散度的纬向-时间剖面(上)与纬向-垂直剖面(下) (单位: ×10-6g·s-1·cm-2·hPa-1) Figure 9 The zonal-temporal cross section (up) and zonal-vertical cross section (down) of water vapor flux divergence at 500 hPa along the position of Plateau shear line at different stages. Unit: ×10-6g·s-1·cm-2·hPa-1

上述分析表明, 高原切变线处于高原上的相对暖湿区, 在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; 高原切变线也是水汽聚集带, 其中在高原切变线的维持发展阶段水汽辐合最强, 并且在呈现低层水汽辐合、高层水汽辐散的垂直结构, 水汽通量散度的转变对高原切变线的发展有较好指示意义。

图 10为500 hPa涡度、散度以及风场的演变, 其中黑色实线为高原切变线。由图 10可知, 在高原切变线初生阶段, 沿切变线有呈东西向的正涡度带和散度负值所表征的辐合带, 并且二者基本重合; 在切变线发展维持阶段, 正涡度带与辐合带向东西向伸展, 切变线附近有多个发展较强的正涡度中心与辐合中心, 并且伴有正涡度的向东输送; 在切变线减弱阶段, 切变线附近正涡度带和辐合带均开始减弱, 但辐合带减弱的程度较为明显。

图 10(Figure 10)

图 10 2014年6月29日00:00(a, b), 12:00(c, d)和7月1日06:00(e, f) 500 hPa涡度(左, 彩色区, 单位: ×10-5 s-1)、散度(右, 彩色区, 单位: ×10-5 s-1)以及风场(矢量, 单位: m·s-1)的演变 Figure 10 The vorticity (left, color area, unit: ×10-5 s-1), divergence (right, color area, unit: ×10-5 s-1) and wind field (vector, unit: m·s-1) at 500 hPa at 00:00 (a, b) and 12:00 (c, d) on 29 June, and at 06:00 on 1 July(e, f) 2014

相对涡度可分解切变涡度和曲率涡度两部分, 切变涡度为正, 表明有气旋式切变, 可产生气旋性涡度; 反之产生反气旋性涡度。对于所选的高原横切变线这一个例, 主要考虑切变涡度(∂v/∂x)分量, 并结合相对涡度和位涡来综合分析高原切变线对应的涡度场垂直结构特征。

从沿29°N的500 hPa涡度和散度的时间演变[图 12(a), (b)]可见, 在高原切变线的初生阶段, 正涡度区与辐合区基本重合, 6月29日00:00切变线东西两侧为5×10^-5 s^-1的弱正涡度区, 在94°E-96°E有比两侧更强的正涡度, 其值为10×10^-5 s^-1, 并且与之对应有散度值为-15×10^-5 s^-1的辐合区。随后正涡度区逐渐增大, 在02:00切变线上的正涡度中心值可达30×10^-5 s^-1。位涡是一个既与大气的涡度(旋转性)有关, 又与大气的位势(厚度或高度)有关的物理量。涡度的大小和气柱的长度成正比, 即气柱拉长时涡度增大, 气柱缩短时涡度减小(寿绍文, 2010)。图 12(c)~(f)给出了29日00:00沿29°N各物理量的纬向-垂直剖面。由图 12(c)可知, 沿高原切变线从地面到高层几乎都由正位涡控制, 在对流层内400 hPa有一个正位涡中心, 其强度达到了4 PVU(1 PVU=10^-6 m²·K·s^-1·kg^-1); 从图 12(d)中可看出涡度的分布与位涡较为一致, 从地面到300 hPa为正涡度, 与正位涡中心对应着一个15×10^-5 s^-1的正涡度中心, 结合图 11(a)可见, 从地面到对流层顶都有切变涡度的正值带, 正切变涡度的中心值为10×10^-5 s^-1, 并且恰好对应正涡度中心的位置, 说明气旋式切变涡度有利于切变线上正涡度的发展; 从图 12(e)可见, 沿切变线由地面到对流层低层为浅薄的辐合区, 辐合中心位于500 hPa附近其强度为-15×10^-5 s^-1, 400 hPa以上以辐散为主, 在94°E-96°E范围内, 与辐合中心和正涡度中心相对应的区域有强度为-0. 6 Pa·s^-1的上升运动, 但是强度较弱。在高原切变线初生阶段, 低层的辐合中心与正涡度中心配合高层辐散的这种结构有利于高原切变线的发展。

图 11(Figure 11)

图 11 高原切变线在不同阶段切变涡度的纬向-垂直剖面(单位: ×10-5 s-1) Figure 11 The zonal-vertical cross section of shear vorticity at different stages for the plateau shear line. Unit: ×10-5 s-1

图 12(Figure 12)

图 12 高原切变线初生阶段500 hPa涡度(a, 单位: ×10-5 s-1)、散度(b, 单位: ×10-5 s-1)的纬向-时间剖面与2014年6月29日00:00沿29°N位涡(c, 单位: PVU), 涡度(d), 散度(e)和垂直速度(f, 单位: Pa·s-1)的纬向-垂直剖面 Figure 12 The zonal-temporal cross section of vorticity (a) and divergence (b) at 500 hPa, and the zonal-vertical cross section of potential vorticity (c, unit: PVU), vorticity (d, unit: ×10-5 s-1), divergence (e, unit: ×10-5 s-1) and vertical velocity (f, unit: Pa·s-1)at 00:00 on 29 June 2014 at the nascent stage of the Plateau shear line

何光碧等(2014)研究表明, 切变线发展维持阶段有正涡度东传, 高原东部是正涡度带和辐合带的重叠区。由图 13(a)和(b)可见, 在高原切变线维持发展阶段有多个发展旺盛的正涡度中心和辐合中心, 其最大强度值分别为35×10^-5 s^-1和-35×10^-5 s^-1, 并且随时间有正涡度东传; 由图 13(c)可知切变线上由地面到对流层顶基本被正位涡控制; 初生阶段的正位涡中心被拉长为正位涡柱, 在切变线西段, 从地面到300 hPa附近有一向东倾斜的正位涡柱, 中心值为6 PVU; 在100°E附近, 有一个从400 hPa延伸到250 hPa正位涡柱, 表明正位涡柱控制区域的正涡度发展增强, 结合图 13(d)和图 11(b)可知, 涡度在垂直方向上发展旺盛, 正涡度柱向上延伸到100 hPa, 并向东倾斜; 在300~200 hPa之间有一个20×10^-5 s^-1的正涡度中心, 与正位涡柱相对应, 而正切变涡度的中心最大值可达15×10^-5 s^-1, 相对于初生阶段明显增强, 并且气旋式切变涡度和正涡度的位置基本重合, 表明在切变线发展维持阶段, 强烈的气旋式切变有利于正涡度的发展。散度场上[图 13(e)]低层为辐合区, 在高原切变线东段100°E附近有较强的辐合, 散度值可达-30×10^-5 s^-1; 在垂直方向上有向东倾斜的负散度柱, 向上延伸到300 hPa, 在高层以辐散为主, 并且在200 hPa附近存在一个中心强度为20×10^-5 s^-1的强辐散区, 结合图 13(f)可见, 在99°E-100°E垂直速度最强, 可达-6 Pa·s^-1, 并向上延伸到300 hPa, 切变线上伴随着强度为-2~-1 Pa·s^-1上升运动, 比初生阶段明显增强, 说明低层辐合、高层辐散的结构有利于切变线上上升运动的加强。

图 13(Figure 13)

图 13 高原切变线发展维持阶段500 hPa涡度(a, 单位: ×10-5 s-1)、散度(b, 单位: ×10-5 s-1)的纬向-时间剖面与2014年6月29日09:00沿29°N位涡(c, 单位: PVU), 涡度(d), 散度(e)和垂直速度(f, 单位: Pa·s-1)的纬向-垂直剖面 Figure 13 The zonal-temporal cross section of vorticity (a, unit: ×10-5 s-1) and divergence (b, unit: ×10-5 s-1) at 500 hPa, and the zonal-vertical cross section of potential vorticity (c, unit: PVU), vorticity (d), divergence (e) and vertical velocity (f, unit: Pa·s-1)at 09:00 on 29 June 2014 at the maintaining stage of the Plateau shear line

在高原切变线减弱阶段, 从涡度和散度的时间演变上[图 14(a), (b)]可见, 7月1日00:00-02:00切变线上有强度为25×10^-5 s^-1的正涡度, 此后涡度随着时间减弱, 并出现负值; 切变线西段散度已转为正值, 变为辐散区, 正涡度带和辐合带明显减弱。从7月1日06:00各物理量的垂直剖面[图 14(c)~(f)]可知, 在切变线发展维持阶段的正位涡柱已减弱消失, 低层出现-2 PVU的位涡区[图 14(c)], 从图 14(d)和图 11(c)可见, 低层依然存在强度为5×10^-5 s^-1的浅薄正涡度区, 切变涡度明显减弱, 但在对流层低层依然存在正值区, 这可能是切变线减弱阶段依然有正涡度维持的原因。从图 14(e)可知, 切变线发展阶段的低层辐合区已明显消失, 这说明在切变线减弱阶段, 辐合区先于正涡度区减弱消失, 但此时切变线上依然存在弱的上升运动[图 14(f)]。

图 14(Figure 14)

图 14 高原切变线减弱阶段500 hPa涡度(a, 单位: ×10-5 s-1)、散度(b, 单位: ×10-5 s-1)的纬向-时间剖面与2014年7月1日06:00沿30°N位涡(c, 单位: PVU), 涡度(d), 散度(e), 垂直速度(f, 单位: Pa·s-1)的纬向-垂直剖面 Figure 14 The zonal-temporal cross section of vorticity (a, unit: ×10-5 s-1) and divergence (b, unit: ×10-5 s-1) at 500 hPa, and the zonal-vertical cross section of potential vorticity (c, unit: PVU), vorticity (d), divergence (e) and vertical velocity (f, unit: Pa·s-1)at 06:00 on 1 July 2014 at the weakening stage of the Plateau shear line

利用非静力中尺度模式WRF V3. 7. 1对2014年6月29日至7月1日的一次高原横切变线过程较为成功地进行了数值模拟并综合分析了其演变过程中的热力、水汽和动力特征。得到以下主要结论:

(1) 在高原切变线初生阶段, 高原上有弱的对流云团, TBB值较高; 在切变线维持发展期间, TBB值降低, 出现TBB < -20 ℃的带状分布的对流云团区并且在主降水期有多个TBB < -60 ℃的对流活动旺盛中心; 在切变线减弱阶段, TBB值升高。

(2) 高原横切变线位于高原上的相对暖湿区, 呈现“南暖北冷”的热力结构; 在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; 高原切变线上也是水汽的聚集带, 其中水汽辐合在高原切变线的维持发展阶段达到最强, 高低层水汽通量散度的转变对高原切变线的发展、衰减具有较好指示意义。

(3) 切变线初生阶段和维持发展阶段, 低层存在正涡度中心和辐合中心, 并具有低层正涡度和高位涡中心相耦合的动力结构; 低层辐合、高层辐散的散度场结构有利于切变线上出现垂直上升运动, 并使上升运动在切变线发展维持阶段达到最强; 切变线上辐合带先于正涡度带开始减弱是切变线减弱的一种特征信号。

(4) 在高原切变线的发展过程中, 气旋式切变有利于高原切变线上正涡度的维持与发展。