2018, Vol. 37
2. 中国气象局气象干部培训学院, 北京 100081
高原切变线是青藏高原(下称高原)边界层内特有的系统, 常指500 hPa等压面上反映在高原上, 温度梯度小、三站风向对吹或两站风向对吹的长度大于5个经(纬)距的辐合线(彭广等, 2011)。20世纪60年代初, 罗四维(1963)就对冬季高原东侧切变线形成原因进行了分析。1972年第一次高原大气科学试验后, 青藏高原气象科学研究拉萨会战组(1981)分析了夏半年高原500 hPa切变线的发生频率、活动位置、云系特征、形成因素等, 得到高原切变线的气候特征认识。根据高原切变线的走向, 可分为准东西向的横切变线和准南北向的竖切变线。横切变线常位于32. 5°N附近, 横贯整个高原, 高频中心在西藏那曲附近。竖切变线常位于高原东侧陡坡地区, 呈南(西南)—北(东北)走向。根据高原切变线热力特征, 可分为暖性、斜压性和冷性三类, 分别与无风带、西风带和东风带相对应(鲍玉章, 1990)。针对高原切变线的环境场特征、结构特征及其对高原及下游地区天气的影响等已有不少研究成果, 这为进一步开展高原切变线的研究奠定了基础。
高原切变线的结构特征研究, 已有工作多集中在切变线附近的气象要素和物理量分布的揭示上。叶笃正等(1977)指出高原切变线多数场合有南暖北冷的弱斜压性, 同时南湿北干, 其轴线向北倾, 在卫星云图上, 沿切变线为一条积云带。徐国昌(1988)发现高原切变线大致是东亚季风环流圈的北界, 表明它不是一个单纯的热低压。在垂直方向上, 切变线位于深厚暖性热低压上空, 500 hPa附近切变明显, 切变线所在气层为辐合层, 再向上变为暖性高压, 是辐散层(朱乾根等, 2000; 姚秀萍等, 2017)。郁淑华(1994)利用Q矢量诊断分析了一次高空槽在青藏高原上诱发切变线的过程, 结果表明宽广的上升运动的存在和加强, 是产生和维持切变线的重要机制。郁淑华等(1993)还对比分析了低槽和高原切变线活动过程的动能收支, 表明这两种过程动能的主要来源都是由有效位能转换为动能。近年来, 何光碧等(2009, 2011)诊断了不同类型切变线的动力、热力特征, 表明多年平均的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; 合成的平均竖切变位于狭窄、浅薄的辐合与正涡度带上, 切变线上升运动特征与湿特征非常明显。还有学者对比分析了移出与未移出高原的切变线环流背景、总结了高原天气的云图特征以及高原独特的地形作用(李山山等, 2017; 李玉兰, 1978; Wang et al, 1993; Li et al, 2008)。随着高原切变线研究的深入, 近几年对高原切变线的研究与基础性分析得到加强。
关于高原切变线对高原地区及其下游天气的影响研究, Zhang et al(2016)基于客观判据研究了夏半年高原地区横切变线的气候特征及其与高原暴雨的关系, 指出夏半年有超过50%的横切变线可给高原上带来暴雨, 高原上40%的暴雨由横切变线引发。不仅如此, 高原切变线还可加深为高原低涡, 移下高原与西南涡耦合甚至东移影响长江中下游地区、东北上影响中国北方地区。李国平(2002)指出高原竖切变线对高原影响的时间短, 常能东移出高原, 引导冷空气南下、形成冷锋云带并与西风槽结合。因此, 高原切变线本身即是一种重要的灾害性天气系统, 同时又是下游灾害性天气系统的一类重要扰动涡源。所以, 深入理解高原切变线的发生发展对于高原和下游地区均具有重要意义。姚秀萍等(2014)从高原切变线的定义、分类、结构、移动特征、成因、形成发展维持机理、所造成的灾害天气以及与其他高原低值系统的作用等方面进行了回顾, 指出高原切变线与周边天气系统之间的相互作用有待进一步研究。尽管高原切变和与其伴随的高原低涡、西南涡等高原低值系统相互作用的研究, 已经取得一定成果(李国平, 2002; Takahashi et al, 2003), 但是涉及到高原切变线和周围不同尺度天气系统的相互关系时, 高原切变线往往并不是主要的研究对象, 只是作为其中一个因子进行研究。所以, 有必要以高原切变线为核心, 研究伊朗高压、西太平洋副热带高压(下称西太副高)和西风槽等天气系统对其影响。同时, 对高原切变线中的竖切变线的结构特征, 形成维持机制研究也相对较少(何光碧, 2013)。本文选取盛夏季节“鞍”型背景场下高原切变线个例, 结合其由竖切变线转为横切变线的形态演变过程, 重点研究其结构演变特征及成因。
2 资料和方法使用逐6 h 1°×1°的NCEP/NCAR FNL资料、中国气象局国家级地面站降水实况资料和青藏高原低涡切变线年鉴-2010(彭广等, 2011)图集资料。根据高原低涡切变线年鉴-2010记录: 2010年7月16-17日的S1019高原切变线过程是整个2010年造成降水最强的一次高原切变线过程, 有超过20个测站出现大暴雨, 个别地方出现特大暴雨, 如乐山的过程降雨量达到315 mm, 造成山洪暴发和严重的地质灾害。参考青藏高原低涡切变线年鉴-2010年中S1019高原切变线路径图, 结合NCEP/NCAR FNL资料, 定义7月16日20:00(北京时, 下同)至17日14:00为S1019高原切变线的生成发展期, 对应着其从高原上移出并保持着竖切变线形态的阶段; 定义7月17日20:00至18日02:00为S1019高原切变线的减弱消亡期, 对应着其从高原东侧又上高原, 由竖切变转为横切变阶段。下文利用单时刻、时间平均及区域平均的方法综合分析S1019高原切变线形态演变过程中的结构特征及其演变。
视热源Q1和视水汽汇Q2的计算采用Yanai et al(1973)的计算方案:
| $ \begin{array}{l} {Q_1} = \frac{{\partial \bar s}}{{\partial t}} + \overline {\nabla \cdot sV} + \frac{{\partial \bar s\bar \omega }}{{\partial p}} = \\ {Q_R} + L\left({c - e} \right) - \frac{\partial }{{\partial p}}\overline {s'\omega '}, \end{array} $ | (1) |
| $ \begin{array}{l} {Q_2} = - L\left({\frac{{\partial \bar q}}{{\partial t}} + \overline {\nabla \cdot qV} + \frac{{\partial \bar q\bar \omega }}{{\partial t}}} \right)\\ = L\left({c - e} \right) - L\frac{\partial }{{\partial p}}\overline {q'\omega '}, \end{array} $ | (2) |
式中: s=CpT+gz是干静力能; q为比湿; V为水平风速; p为气压; ω为垂直速度; L是凝结潜热; QR是辐射加热率; c是凝结率; e是液态水的蒸发率; 符号上划线表示水平区域平均; 上撇表示对水平区域平均的偏差。视热源Q1由三项组成:辐射冷却、净的水汽凝结释放和感热垂直涡动输送的垂直辐合。视热源Q1表征干静力能的变化, 当空气温度升高, 产生上升运动, 使干静力能增加, 视热源为正。Q1的空间分布可视为大气非绝热总加热率的空间变化。视水汽汇Q2由两项组成:净的水汽的净凝结和水汽垂直涡动输送的垂直辐散。视水汽汇Q2表征空气中水汽的变化造成可能的潜热释放。当水汽因凝结或凝华而减少, 潜热释放, 视水汽汇为正。
3 高原切变线的形态演变及环流特征根据高原低涡切变线年鉴-2010记录(彭广等, 2011), 并结合FNL风场资料可知: 7月16日20:00[图 1(a)], S1019高原切变线呈南北走向, 位于102°E附近, 为典型的竖切变线。之后向东南移动, 17日08:00[图 1(b)], S1019高原切变线移出高原并发展加强, 总体呈东北西南走向, 此时仍可认为是竖切变线。之后S1019高原切变线总体又向西北方向摆动, 其东北端向南移动, 而西南端向北推进, 并移上高原, 到17日20:00[图 1(c)], S1019高原切变线总体上已经呈东西走向, 由竖切变线转为横切变线。到18日02:00[图 1(d)], S1019高原切变线总体位于高原上, 呈东西走向, 为典型的横切变线, 强度明显减弱。据此定义16日20:00至17日14:00为S1019高原切变线的生成发展期, 17日20:00至18日02:00为其减弱消亡期。本个例具有一定特殊性, 其生成发展期对应着竖切变线阶段, 减弱消亡期对应着横切变线阶段。所以, 对比不同发展阶段的结构特征也即对比其不同形态(竖切变线和横切变线)阶段的结构特征。
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图 1 2010年7月16-18日500 hPa位势高度场(等值线, 单位: dagpm)、风场(风羽, 单位: m·s-1)和地面6 h累积降水量(阴影, 单位: mm) 粗实线表示切变线 Figure 1 Height field (contour, unit: dagpm) and wind vector (barb, unit: m·s-1) at 500 hPa and observed 6 hours accumulated rainfall (the shaded, unit: mm) from 16 to 18 July 2010. The thick solid line represents the shear line |
分析S1019高原切变线的大尺度环境场[图 1(a)]可见, 7月16日20:00 500 hPa中高纬有西风槽活动, 西太副高西伸脊点位于贵州境内, 高原上空为伊朗高压所控制, 四川以及高原东部地区处于伊朗高压和西太副高之间的切变辐合区, 同时盆地内有西南涡活动, 1002号台风“康森”在我国南海活动(图略), S1019高原切变线在高原东部的“鞍”型场中生成。西风槽与赤道对流辐合带扰动为切变线形成提供了较好的辐合切变流场。17日08:00[图 1(b)], 随着西风槽东移, 伊朗高压东扩, 盆地内西南涡发展加强, 高原切变线缓慢东移, 从高原东部移出高原并发展加强, 其东侧发生区域性强降水。17日20:00[图 1(c)], 高原切变线总体上呈东西向, 由竖切变线转为横切变线, 强度有所减弱, 其东侧降水明显减弱。18日02:00[图 1(d)], 切变线以北西风槽向东北方向移动, 低层西南涡在其引导下也向东北移动, 高原切变线的活动范围明显减小。
4 高原切变线的动力结构特征考虑到高空流场的变化相对缓慢, 为节省篇幅, 将高原切变线生成发展期(16日20:00至17日14:00)的4个时刻16日20:00, 17日02:00, 08:00和14:00作时间平均来表征其生成发展期的高空环流结构特征[图 2(a)], 将高原切变线减弱消亡期(17日20:00至18日02:00)的2个时刻17日20:00和18日02:00作时间平均来表征减弱消亡期的高空环流结构特征[图 2(b)]。在南亚高压的控制范围内, 用纬向风u=0 m·s-1的等值线(图 2中虚线)来定量表征南亚高压脊线所在位置。
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图 2 2010年7月高原切变线生成发展期(a, 16日20:00至17日14:00)和减弱消亡期(b, 17日20:00至18日02:00) 200 hPa平均位势高度场(等值线, 单位: dagpm)、纬向风u=0 m·s-1等值线(虚线, 单位: m·s-1)和散度场(阴影, 单位: ×10-5 s-1)分布 粗实线表示切变线 Figure 2 The distribution of average height field (contour, unit: dagpm) and u=0 m·s-1 contour (dashed line, unit: m·s-1) and divergent field (the shaded, unit: ×10-5 s-1) at 200 hPa in the developing period (a) from 20:00 on 16 to 14:00 on 17 and weakening period (b) from 14:00 on 17 to 02:00 on 18 July 2010. The thick solid line represents the shear line |
由高原切变线生成发展期[图 2(a)]可见, 在高原切变线的生成发展期, 高空处于南亚高压的东段脊线附近, 切变线附近为强辐散区, 中心数值大于5×10-5 s-1; 在高原切变线的减弱消亡期[图 2(b)], 南亚高压西退, 控制范围有所减小, 与图 2(a)中相应的强辐散区明显减弱, 中心数值大于2×10-5 s-1。分析200 hPa等温线发现(图略), 在整个高原切变线活动期间, 其活动区域附近偏冷。
通过500 hPa流场和相对涡度场叠加图表征高原切变线的中低层动力结构(图 3)可以看出, 在高原切变线生成初期[图 3(a)], 在切变线后部的高原东部甘孜地区存在一个相对涡度大值区, 中心最大值超过8×10-5 s-1, 在切变线的前部也存在一个相对涡度大值区, 中心数值仅为2×10-5 s-1。随着切变线的进一步东移发展[图 3(b), (c)], 甘孜地区的相对涡度大值区缓慢东移, 强度有所减弱, 而切变线前部的相对涡度大值区强度增强。总体而言, 切变线附近的相对涡度正值区范围增大, 强度增强。当高原切变线主体移出高原[图 3(d)], 其附近的相对涡度迅速发展, 并在南北两端各出现一个相对涡度大值区, 中心最大涡度均超过8×10-5 s-1。进一步分析发现, 此时切变线北端基本与西风槽同位相, 两者在南北方向上打通增强, 而切变线南端的高值中心与盆地低层发展的西南涡相联系。随着西风槽主体东移, 切变线附近相对涡度趋于减弱[图 3(e), (f)]。值得说明的是, 尽管此时重庆西北部仍然存在的相对涡度大值区, 但结合风场分析, 此时切变线的范围明显减小, 长度明显缩短, 切变线逐渐减弱, 此时的相对涡度大值区主要是低层发展的西南涡涡度垂直伸展所致。因此, S1019高原切变线在高原东部山区形成, 当其东移到四川盆地, 同时其北段与西风槽在南北向上打通后, 其强度迅速增强发展, 对应着附近的相对涡度大值区在范围和强度上均迅速发展。当西风槽继续东北移, 两者在南北方向上断裂, 高原切变线减弱。
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图 3 2010年7月16-8日(a~f) 500 hPa风场(风羽, 单位: m·s-1)和涡度场(阴影, 单位: ×10-5 s-1)分布 粗实线表示高原切变线 Figure 3 The distribution of wind field (barb, unit: m·s-1) and vorticity field (the shaded, unit: ×10-5 s-1) at 500 hPa from 16 to 18 July 2010 (a~f). The thick solid line represents the shear line |
因此, 为进一步了解S1019高原切变线的垂直动力结构特征, 作过28°N-35°N的区域平均相对涡度垂直剖面(图 4)来分析。对照图 3(a)可以看出, 在高原切变线生成发展初期[图 4(a)], 高原东部存在正的相对涡度大值区, 甘孜地区的正涡度大值区向上伸展到300 hPa附近, 其最大值位于500 hPa附近, 同时注意到四川盆地低层800 hPa附近也存在相对涡度大值区, 说明盆地内本身已有正涡度发展, 这正是低层的西南涡。随着高原切变线的东移[图 4(b)]并移出高原[图 4(c)], 相对涡度迅速增大, 向上伸展达到200 hPa, 图 4(a)~(c)清楚地捕捉到了高原切变线与低层西南涡的垂直耦合过程, 最终促使两者都增强发展[图 4(c)]。当高原切变线进一步东移, 垂直方向上正涡度柱高度有所降低, 但是低层的西南涡强度更强[图 4(d)]。当高原切变线在垂直方向上与盆地内的西南涡逐渐远离, 高原切变线自身所携带的涡度也相应减小, 西南涡的涡度也有所减小[图 4(e), (f)]。由此可见, 切变线从高原上移出, 其自身的相对涡度增大, 相应增强发展。进而, 当其再与盆地内低层的西南涡在垂直方向上耦合, 其自身的相对涡度进一步增大, 使其达到最强。当其移出盆地, 便逐渐减弱并消失。
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图 4 1 000~100 hPa高度沿28°N-35°N平均相对涡度(等值线, 单位: ×10-5 s-1)的纬向垂直剖面 阴影表示地形, ★表示与切变线相关的物理量极值中心 Figure 4 Longitude vertical cross section of average relative vorticity (contour, unit: ×10-5 s-1) from 1 000 hPa to 100 hPa along 28°N-35°N. The shaded denotes topography, ★ represents extreme centers associated with shear line |
概括而言, 在S1019高原切变线生成发展期, 总体呈竖切变线形态, 高层受南亚高压控制, 与西风槽在南北方向上打通使其中层相对涡度迅速发展, 与西南涡在垂直方向上耦合使其低层相对涡度迅速发展; 在S1019高原切变线减弱消亡期, 中低层相对涡度大值区发生断裂, 大值区主体随西风槽和西南涡逐渐移出高原地区, 其逐渐转为横切变线。
5 切变线的热力结构特征天气系统的发展演变是动力作用和热力作用共同作用的结果, 为全面了解S1019高原切变线形态演变过程中所伴随的结构演变特征, 以下从热力方面分析S1019高原切变线的结构特征。由500 hPa等温线、588 dagpm等位势高度线和相对湿度场(图 5)可见, 高原切变线一直处于伊朗高压和西太副高的两高切变辐合区之中。在高原切变线生成发展初期[图 5(a)], 切变线附近存在着相对湿度大值区(RH>70%), 并且在其后存在明显的冷温槽。当其继续东移发展[图 5(b)~(d)], 其前后部的相对湿度界限逐渐明显, 前部的相对湿度大值区范围越来越大, 中心数值越来越强, 整体呈一条东北—西南向的高湿度带, 切变线后部的相对湿度则明显要小。同时切变线后部的冷温槽仍然存在, 等温线与切变线的交角较大, 这有利于冷平流的输送, 从而使切变线获得斜压能量而发展。当切变线逐渐由南北向转为东西向时[图 5(e), (f)], 其前部的相对湿度大值区明显减弱, 与等温线的夹角减小, 切变线趋于减弱。总之, 高原切变线前部是明显的暖湿空气带, 后部有冷温槽发展。当其保持南北向时, 有利于冷暖空气的相互作用, 从而使其不断增强发展。当其逐渐转为东西向时, 其后冷平流逐渐减小, 切变线附近的相对湿度也趋于均匀, 高原切变线停止发展, 并趋于减弱。
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图 5 2010年7月16-18日500 hPa等温线(虚线, 单位: ℃)、588 dagpm等位势高度线(实线, 单位: dagpm)和相对湿度场(阴影, 单位: %)分布 粗实线表示高原切变线 Figure 5 The distribution of temperature field (dash contour line, unit: ℃), 588 dagpm line (solid contour line, unit: dagpm) and relative humidity (the shaded, unit: %) at 500 hPa from 16 to 18 July 2010. The thick solid line represents the shear line |
图 5给出了S1019高原切变线的低层基本热力特征, 为进一步研究其热力结构随高度的变化特征, 利用偏差场垂直剖面图(图 6)做进一步分析, 将温度偏差定义为各层温度场减去高原切变线活动范围内(28°N-35°N, 95°E-109°E)相同层次温度场的区域平均值, 相对湿度偏差的计算方法相同。同时考虑到高原地形复杂, 风场受局地地形影响较大, 为增加可比性, 根据切变线整个生命史的活动范围, 选取固定范围做区域平均。在高原切变线生成发展初期[图 6(a), 17日02:00], 在200 hPa以下, 100°E附近为正的相对湿度偏差, 中心最大值为25%, 出现在300 hPa附近。分析同时刻的温度偏差, 同样在100°E附近为正的温度偏差, 中心最大值超过1. 2 ℃, 出现在350 hPa附近。但是在200~100 hPa, 两者都变为负值, 这种干冷分布与高层环境场的南亚高压相联系。由此可见, 在高原切变线生成发展初期, 垂直方向上呈暖湿结构特征。随着高原切变线的进一步发展[图 6(b), 17日08:00], 发现相对湿度偏差大值区整体向东移动, 垂直方向上贯穿了整个对流层, 最大值仍然出现在300 hPa附近, 并向东推进到105°E以东, 同时暖心高度有所抬升, 最大值位于300~200 hPa, 暖区前端一直伸展到四川盆地。所以, 随着高原切变线的进一步发展, 在对流层高层300 hPa附近, 会出现明显的“暖心”和“湿心”。在对流层中低层500 hPa以下, 则出现干湿相间、冷暖相间的斜压结构特征。当高原切变线处于减弱消亡期[图 6(c), 17日20:00], 对流层高层“湿心”结构消失, 对流层低层的干区也东移出盆地, 取而代之的是较为均匀的大范围湿区。同时高层“暖心”结构也趋于消失, 低层则完全被冷空气所控制。
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图 6 2010年7月17日高原切变线不同活动时期(a~c)在1 000~100 hPa高度沿30°N的相对湿度偏差(左, 单位: %)和温度偏差(右, 单位: K)的纬向垂直剖面 阴影表示地形, ★表示与切变线相关的物理量极值中心 Figure 6 Longitude vertical cross section of temperature bias (left, unit: %) and relative humidity bias (right, unit: K)from 1 000 hPa to 100 hPa along 30°N at different period of shear line (a~c) on 17 July 2010. The shaded denotes topography, ★ represents extreme centers associated with shear line |
为进一步研究高原切变线生成发展过程中, 伴随着降水发生发展的非绝热加热释放特征, 沿30°N作视热源Q1和视水汽汇Q2的纬向垂直剖面图(图 7)。在高原切变线生成发展期[图 7(a)~(d)], 切变线附近的降水开始出现并加强[见图 1(a)~(c)], 切变线附近从低层到高层有视热源柱和视水汽汇柱出现, 且视热源Q1[图 7(a), (c)]和视水汽汇Q2[图 7(b), (d)]在垂直方向上伴随加强, 视热源Q1的大值中心从400 hPa[图 7(a)]抬升至300 hPa[图 7(c)], 视水汽汇Q2的大值中心从300 hPa[图 7(b)]下降至600 hPa[图 7(d)], 这也从另一个角度揭示了高原切变线在生成发展期的“暖心”特征; 在高原切变线的减弱消亡期[图 7(e), (f)], 切变线附近的降水趋于结束[见图 1(d)], 视热源Q1和视水汽汇Q2在垂直方向上均迅速减弱。
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图 7 2010年7月17日在1 000~100 hPa高度沿30°N的视热源Q1(左)和视水汽汇Q2(右)纬向垂直剖面(单位: ×10-5 K·s-1) 阴影表示地形, ★表示与切变线相关的物理量极值中心 Figure 7 Longitude vertical cross section of apparent heat source Q1 (left) and moisture sink Q2 (right) from 1 000 hPa to 100 hPa along 30°N on 17 July 2010. Unit: ×10-5 K·s-1. The shaded denote topography, ★ represents extreme centers associated with shear line |
总之, 在S1019高原切变线生成发展期, 其东南侧为暖湿空气带, 西北侧有冷温槽发展, 高层300 hPa附近呈明显的“暖心”和“湿心”结构特征, 垂直方向上呈“干湿相间、冷暖相间”的斜压结构特征, 伴随着降水的发生发展, 视热源Q1和视水汽汇Q2在垂直方向上均加强; 在其减弱消亡期, 高层总体偏湿偏冷, 相对湿度也趋于均匀, 当降水趋于结束, 视热源Q1和视水汽汇Q2均迅速减弱。
6 结论与讨论(1) S1019高原切变线发生在西风槽、伊朗高压、西太副高和台风“康森”共同构成的大尺度“鞍”型背景场中, 伊朗高压与西太平洋副热带高原对峙, 西风槽与赤道对流辐合带扰动为切变线形成提供了很好的辐合切变流场。以上“鞍”型场四成员的配置调控着S1019高原切变线的发展及其结构演变。
(2) S1019高原切变线前部是明显的暖湿空气带, 后部有冷温槽发展。当其呈南北走向时, 有利于冷暖空气的交绥, 使其不断增强发展。当其逐渐转为东西向时, 其后冷平流逐渐趋于零, 切变线附近的相对湿度也趋于均匀, 切变线逐渐减弱。当S1019高原切变线从高原上移出, 其相对涡度增大, 相应增强发展。当其与西南涡在垂直方向上耦合, 相对涡度进一步增大, 使其整个生命史达到最强。
(3) S1019高原切变线生成发展期, 200 hPa附近受南亚高压控制, 切变线所在位置垂直方向上对应着南亚高压脊线附近的强辐散区, 300 hPa附近会出现明显的“暖心”和“湿心”结构。视热源Q1和视水汽汇Q2在垂直方向上伴随加强, Q1的大值中心抬升而Q2的大值中心下降。中低层相对涡度大值区的范围、强度迅速发展。
(4) S1019高原切变线减弱消亡期, 垂直方向上所对应的200 hPa高度南亚高压脊线附近的辐散区明显减弱, 高层总体偏湿偏冷。Q1和Q2在垂直方向上迅速减弱。中低层相对涡度大值区发生断裂, 主体随西风槽和西南涡逐渐移出高原地区, 低层完全被偏冷偏湿空气控制。
需要指出的是, 文中分析涉及地形作用较少, 特别是本个例由典型的竖切变线转为横切变线后, 高原东侧陡坡的地形作用值得深入研究。同时由于每例切变线所处的环境场不尽相同, 其动力、热力特征必然存在差异, 以上结论仅是通过一个个例分析得出, 是否具有普遍性需要作具体分析和更广泛的研究。
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2. China Meteorological Administration Training Centre, Beijing 100081, China