青藏高原(简称高原)切变线通常指500 hPa等压面上温度梯度小，3个测站风向对吹或2个测站风向对吹且长度大于5个经(纬)距的辐合线(李山山等，2017a)，是在特殊地形条件下形成的一类高原天气系统，其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(郁淑华等, 1997, 2007；徐建芬等，2000；高文良等，2007；屠妮妮等，2010；李山山等，2017b)。关于高空急流的研究，Tao等(1987)指出，200 hPa高空西风急流是影响东亚天气、气候的重要系统。高空急流及其附近的散度场和与高空急流相伴随的次级环流对上升运动、低层气旋、暴雨以及强对流等均有重要影响(Brill，et al，1985；Prezerakos，et al，2006；Whitney，2009；廖移山等，2011；程正泉等，2012)。林毅等(2006)通过模拟高空急流在一次大暴雨过程中的作用，指出高、低空急流在适宜的配置下，高空急流南侧的辐散场和低空急流右侧的辐合场耦合形成强烈的上升运动，并且高层的强辐散场有利于低层的辐合，有助于低层切变线的维持。周兵等(2003)开展了高空西风急流强度对长江中下游暴雨影响的数值试验，研究表明，高空急流的强度减弱对低空急流的变化也有重要影响，高空急流的减弱有利于低层偏西气流的减弱。师锐等(2011)指出，在对流层200 hPa层上，相对较强的高空急流有利于高原切变线的东移，无论是在移出高原切变线的生成时，还是在移出高原主体时，高原切变线都位于高空急流入口区的南侧，而急流南侧所产生的高空辐散有利于500 hPa高原切变线的发展和移出高原。由此可见，高空急流对低层系统有着重要的影响。

目前关于高原切变线及其伴随的高原涡、西南涡等高原低值系统相互作用的研究已取得一定成果(姚秀萍等，2014)，但对高空急流和高原切变线这两个高、低层系统关系的研究还不多见。所以，本研究以高原切变线为主要对象，对一次发生在高空急流入口区南侧的高原切变线个例进行数值模拟，然后开展高空西风急流强度变化对高原切变线影响的数值试验，通过对比分析敏感性试验与对照试验的差异，并结合ω方程的诊断计算，以探寻高空西风急流对低层高原切变线的影响和作用。

所用资料有NCEP/FNL(National Centers for Environment Prediction Final Analyses)分析资料(逐6 h，水平分辨率1°×1°)，中国自动气象站与CMORPH(Climate Prediction Center Morphing Technique)融合的水平分辨率为0.1°×0.1°逐时降水数据。

2014年6月29日至7月1日出现了一次高原切变线天气过程，从500 hPa天气图(图略)可知，此次高原切变线过程发生于稳定的大尺度环流背景下，欧亚大陆高纬度地区呈“两槽一脊”的环流形势，中亚为脊区，乌拉尔山以东的西西伯利亚和亚洲东岸为低槽，西太平洋副热带高压(副高)588 dagpm线逐步西伸，呈东西向的带状分布；200 hPa上高空西风急流稳定维持，并且此次高原切变线位于急流入口区南侧。6月29日00时(世界时，下同)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。30日00时高原切变线北侧风速增大，切变线开始向西南方向移动；7月1日00时副高的西脊点达到105°E，副高脊线位于25°N附近，西伸的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。受此次高原切变线过程的影响，西藏、四川部分地区发生大于25 mm的降水，降水中心位于西藏林芝，48 h累计降水量达75.5 mm。

利用WRF模式V3.7.1对上述高原切变线过程进行数值模拟。模拟区域为两重双向嵌套的网格，采用兰勃特投影，模拟区域中心为(31°N，95°E)，两个模拟区域的格距分别为30、10 km，格点数分别为221×152、313×196，模式垂直方向为不等距28层，顶层气压为50 hPa，初始场和侧边界条件均采用NCEP/FNL 1°×1°逐6 h的分析资料。两重网格均采用WSM6微物理方案、Noah陆面方案、YSU边界层方案、KF积云对流参数化方案、RRTM长波辐射方案和Dudhia短波辐射方案。模拟时间步长为180 s，逐时输出一次数据，积分时间从2014年6月29日00时到7月1日06时，共54 h，涵盖了此次高原切变线生成、发展、减弱和消失的全过程。

图 1为模式积分18、24、36、54 h与FNL分析资料的500 hPa风场的对比，可知模拟的风场与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，只是风速偏大。需要指出的是，模式积分18和54 h切变线西段的“对吹”特征与FNL分析资料相比不明显，其表现为风向的切变，但是整体上看模式较成功地模拟出了此次切变线过程。由图 2可知，模式积分18(图 2a、b)和24 h(图 2c、d)，模拟的200 hPa风场与FNL分析资料基本吻合，但是急流中心的风速偏大，随着积分时间的延长(图 2e-h)，模拟的200 hPa风场与FNL分析资料基本一致，并且高空急流位置和强度对应也较好。

图 1 FNL分析资料(a、c、e、g)与模拟(b、d、f、h)的500 hPa风场 (a、b.6月29日18时，c、d. 30日00时，e、f.30日12时，g、h.7月1日06时；其中，黑色实线为高原切变线) Figure 1 Wind fields at 500 hPa from the FNL analysis data (a, c, e, g) and simulation (b, d, f, h) (a, b. 18:00 UTC 29 June; c, d. 00:00 UTC 30 June; e, f. 12:00 UTC 30 June; g, h. 06:00 UTC 1 July; The black solid line represents the Tibetan Plateau shear line)

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图 2 FNL分析资料(a、c、e、g)与模拟(b、d、f、h)的200 hPa风场(矢线)和高空急流(色阶，单位：m/s) (a、b.6月29日18时，c、d.30日00时，e、f.30日12时，g、h.7月1日06时) Figure 2 Wind fields (vectors) and upper level jet stream (shaded, unit: m/s) at 200 hPa from the FNL analysis data (a, c, e, g) and simulation (b, d, f, h) (a, b. 18:00 UTC 29 June; c, d. 00:00 UTC 30 June; e, f. 12:00 UTC 30 June; g, h. 06:00 UTC 1 July)

图选项

通过对比模式细网格和CMORPH融合降水资料的24 h累计降水量可知，6月29日(图 3a)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44.81 mm。从雨量模拟结果可见(图 3c)，在高原中东部也有一条准东西走向的雨带，中心雨量为41.45 mm，比融合降水资料略小；而与林芝地区相对应的高原南部的中心降水值为52.57 mm，比融合降水量偏大。6月30日CMORPH融合降水中心在(30°N，94.3°E)，中心降水值为49.89 mm(图 3b)，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，中心雨量为67.05 mm(图 3d)，模拟结果偏大。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；但积分24 h后模拟的降水量略偏大。江志红等(2013)研究表明，中国区域平均的融合降水资料的时、空精度远高于CMORPH和TRMM卫星降水资料，但是在青藏高原地区相对较差，这是由于西部地区观测资料缺测较多，难以捕捉到小尺度强降水过程的结果，并且网格内站点稀疏，导致该地区融合降水资料主要取决于卫星降水资料。这可能是降水模拟结果比融合资料偏大的一个原因。此外，模拟的风速偏大也有可能是引起降水偏大的一个原因，考虑到高原降雨的复杂性，可认为WRF模式较为成功地模拟了此次高原切变线引起的降雨过程。总体来看，WRF模式较为成功地再现了此次高原切变线过程，可利用开展下一步敏感性试验。

图 3 2014年6月29-30日CMORPH融合降水(a、b)与模拟(c、d)的高原区域降水量分布(单位：mm) (a、c.6月29日00时-30日00时，b、d.6月30日00时-7月1日00时) Figure 3 Distributions of precipitation in the Tibetan Plateau region based on the CMORPH (a, b) and simulation (c, d) from 29 June to 30 June in 2014 (unit: mm) (a, c. from 00:00 UTC 29 June to 00:00 UTC 30 June; b, d. from 00:00 UTC 30 June to 00:00 UTC 1 July)

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为了进一步探讨高空急流的强度变化对高原切变线的影响，以对照试验(Ctrl)为基础设计了高空急流增强试验(S-Jet)和高空急流减弱试验(W-Jet)，具体方案为：将粗、细网格中模式大气上层(19-23 eta层，相当于265-143 hPa)高空急流所在区域(32°-40°N，90°-112°E)的风速强迫增大(减小)0.5倍，但不改变风向，其余同对照试验。需要指出的是，在大尺度条件下，大气风场是向气压场适应的，若试验中只改变模式风场的初值，模式大气积分会较快失去对初始风场扰动的记忆，高空急流强度只在模式积分开始后较短时间内有变化，并且在试验过程中随着模式积分时间的延长，由于模式的调整和适应作用，风场会重新调整到与对照试验几乎相同的状态。因此，为了保证试验结果的合理性，先修改前处理系统中由metgrid程序得到的各时刻插值数据的风场，然后再执行模式的主程序过程，这样不仅使风场具有初始扰动，而且又能通过更新侧边界条件使模式上层的风场每隔6 h强迫增强或减弱。

高守亭等(1984)认为，叠加在由高、低空质量调整引起的地转风上的变压风能引起低空急流的发展。斯公望(1989)指出，高层急流入口右侧的辐散引起的变压风与低空急流的形成有关。由此可见，高空急流和低层风场存在一定联系，结合图 4、5可知，高空急流强度的改变会直接导致高、低空的风场发生改变。模式积分18 h(图 4a)，S-Jet试验的200 hPa急流中心的风速以增强为主，并且最大增强了10 m/s；在W-Jet试验中(图 4b)，高空急流中心风速最大减弱了12 m/s，除了试验区域风速有变化外，其他区域的风速也会有一定变化，并且风速的变化方向不是单一的。模式积分54 h后(图 4c、d)，200 hPa的风场也发生了类似的改变，但是随着积分时间的延长，由于模式的调整和适应作用，高空急流区风速的变化幅度有所减小。林毅等(2006)指出，高空急流在一定程度上制约着低层切变线的位置和辐合强度。从6月29日18时各组试验500 hPa的风场(图 5a-c)可以看出，高原切变线的位置和走向基本一致，但其长度和两侧的风速有明显差异，增强高空急流后，切变线西段的风切变区相对对照试验向南略有偏移，使得切变线长度变长，并且切变线南侧的西南风也有一定增强；而W-Jet试验与对照试验相比，切变线东段的风切变明显减弱，导致切变线的长度变短。在切变线减弱阶段(图 5d-f)，S-Jet试验中切变线的长度也要长于对照试验，虽然在W-Jet试验中切变线长度与对照试验相差不大，但是风切变和西南风均明显减弱。

图 4 各试验与对照试验200 hPa的风速差值分布(单位：m/s) (a、b.6月29日18时，c、d.7月1日06时) Figure 4 Distributions of wind speed differences at 200 hPa between control experiment and other experiments (unit: m/s) (a, b. 18:00 UTC 29 June; c, d. 06:00 UTC 1 July)

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图 5 各试验500 hPa风场 (a、b、c.6月29日18时，d、e、f.7月1日06时；黑色实线为高原切变线) Figure 5 Wind fields at 500 hPa from all experiments (a, b, c. 18:00 UTC 29 June; d, e, f. 06:00 UTC 1 July; The black solid line represents the Tibetan Plateau shear line)

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郁淑华等(2003)研究表明，切变线水汽带的变化对高原切变线活动有指示意义。切变线水汽带范围变宽时，高原切变线稳定维持；切变线水汽带减弱时，则高原切变线会向东南移。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(何光碧等，2014)；可见水汽辐合是高原切变线的一个重要特征。从500 hPa的水汽通量演变(图略)可知，维持此次高原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，另一支是来自中国南海沿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。结合图 6可见，高空急流的强度变化对低层水汽含量有一定影响，急流强度增强，低层的水汽含量也相应增加，这可能是由于切变线南侧的西南风增强从而更有利于水汽的输送。图 7为各试验高原切变线上水汽通量散度的垂直剖面。由图可见，6月29日18时(图 7a-c)，从地面到400 hPa左右沿切变线有明显的水汽辐合，其中S-Jet试验切变线上水汽通量散度中心最强为-1.4×10^-6 g/(s·cm²· hPa)，其强度和范围要大于对照试验。而在W-Jet试验中，水汽通量散度中心最强为-0.2×10^-6 g/(s·cm²·hPa)，相比对照试验明显减小。在切变线减弱阶段，水汽的辐合明显减弱，从图 7d-f可以看到，S-Jet试验中在对流层低层高原切变线东段水汽辐合的强度要明显强于对照试验，而W-Jet试验中，高原切变线上水汽的辐合相对较弱。

图 6 在高原切变线活动范围内(29°-32°N，92°-104.5°E)各试验500 hPa比湿(单位：g/kg)区域平均的时间廓线 Figure 6 Temporal evolutions of regionally averaged specific humidity (unit: g/kg) at 500 hPa from all experiments over the area (29°-32°N, 92°- 104.5°E) covered by the Tibetan Plateau shear line

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图 7 各试验沿高原切变线位置(30°-32°N)平均的水汽通量散度(单位：10-6 g/(s·cm2·hPa))的纬向-垂直剖面 (a、b、c.6月29日18时，d、e、f.7月1日06时) Figure 7 Zonal-vertical cross sections of water vapor flux divergence (unit: 10-6 g/(s·cm2·hPa) from all experiments averaged between 30° and 32°N along the Tibetan Plateau shear line (a, b, c. 18:00 UTC 29 June; d, e, f. 06:00 UTC 1 July)

图选项

上述分析表明，高空急流强度增强有利于高原切变线上水汽的辐合，反之急流减弱会使切变线上的水汽辐合减弱。李山山等(2017b)研究指出，水平风辐合带也是水汽辐合带，切变线上风场的分布对水汽的辐合、辐散以及切变线的维持有重要作用。因此，高空急流强度的变化会引起低层高原切变线风场发生相应变化，从而改变高原切变线附近的水汽特征。

何光碧等(2011, 2014)指出，平均的500 hPa横切变线上为正涡度与辐合上升运动；在切变线活动期间有正涡度、辐合上升运动与切变线配合。由图 8a-c可见，6月29日18时，在高空急流右侧(此次高原切变线南北活动的主要范围为29°-32°N)为明显的低层辐合、高层辐散。在S-Jet试验中，低层辐合中心强度达-7×10^-5 s^-1，对照试验中低层辐合中心强度为-5×10^-5 s^-1；而在W-Jet试验中，低层辐合中心强度减小为-4×10^-5 s^-1。从涡度的经向垂直剖面(图 9a-c)可知，在辐合区有正涡度柱与之对应，最强可伸展到300 hPa以上。并且当高空急流增强时，正涡度中心强度也相应增大，反之则会减弱。结合图 10a-c可以看出，高空急流的右侧有明显的次级环流圈，下沉支较弱，上升气流较强并与切变线上的辐合上升区重叠，造成在切变线上出现强的上升运动。在S-Jet试验中，上升区的垂直速度最大可达-0.6 Pa/s，强于对照试验的-0.4 Pa/s；而在W-Jet试验中，上升区中心的垂直速度减小为-0.2 Pa/s。由于风切变增强有利于垂直速度的增大和维持(郑淋淋等，2016)，而前述的研究结果表明高空急流增强会使切变线上的风切变增强，这可能是切变线上垂直上升运动增强的一个原因。模式积分54 h后，即在高原切变线的减弱消亡阶段，对照试验中低层的辐合中心(图 8e)、正涡度柱(图 9e)以及所对应的上升运动(图 10e)均明显减弱，并且从S-Jet试验(图 8d、9d、10d)和W-Jet试验(图 8f、9f、10f)的结果可见，随着高空急流强度的改变，切变线上动力特征量的强度也随之改变。

图 8 各试验沿高原切变线位置(90°-105°E)平均的散度(单位：10-5 s-1)经向-垂直剖面 (a、b、c.6月29日18时，d、e、f.7月1日06时) Figure 8 Meridional-vertical cross sections of divergence (unit: 10-5 s-1) from all experiments averaged between 90° and 105°E along the Tibetan Plateau shear line (a, b, c. 18:00 UTC 29 June; d, e, f. 06:00 UTC 1 July)

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图 9 各试验沿高原切变线位置(90°-105°E)平均的涡度(单位：10-5 s-1)经向-垂直剖面 (a、b、c.6月29日18时，d、e、f.7月1日06时) Figure 9 Meridional-vertical cross sections of vorticity from all experiments averaged between 90° and 105°E along the Tibetan Plateau shear line (unit: 10-5 s-1) (a, b, c. 18:00 UTC 29 June; d, e, f. 06:00 UTC 1 July)

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图 10 各试验沿高原切变线位置(90°-105°E)平均的垂直速度经向-垂直剖面 (a、b、c.6月29日18时，d、e、f.7月1日06时；矢量表示v×(-100ω), 水平风速单位为m/s, 垂直速度ω单位为Pa/s) Figure 10 Meridional-vertical cross sections of vertical velocity from all experiments averaged between 90° and 105°E along the Tibetan Plateau shear line (a, b, c. 18:00 UTC 29 June; d, e, f. 06:00 UTC 1 July; vectors represent v×(-100ω), the unit of v is m/s, and the unit of ω is Pa/s)

图选项

为了进一步探讨影响前述垂直上升运动的因子及贡献，采用不考虑非绝热加热项的准地转ω方程(朱乾根等，2000；李国平，2014)

(1)

式中，σ为层结稳定参数，f为地转参数，V_g为地转风，ζ_g为相对涡度，ϕ为位势高度。方程右边第1项为差动涡度平流项(简称涡度平流项)，第2项为温度平流的拉普拉斯项(简称温度平流项)。当涡度平流随气压降低(高度升高)而增强，或者在暖平流的中心区，均有利于形成上升运动。除了上述简单的定性分析以外，还可以通过对比式(1)涡度平流强迫项和温度平流强迫项的大小，分析两者对上升运动的贡献，从而分析不同影响因子在天气过程中的作用，揭示天气过程的发生、发展机制。

图 11和12分别给出了涡度平流项和温度平流项的经向-垂直剖面，6月29日18时，从对照试验中(图 11b)可见，在上升运动的主要区域(29°-32°N)由地面至200 hPa涡度平流项基本上随高度增强，但是在32°N左侧从地面至400 hPa温度平流项却随高度减弱。S-Jet试验中上升区的涡度平流项随高度的变化和对照试验基本一致，在30°N附近从低层至高层负涡度平流项转换为正涡度平流项，有利于上升运动的产生。在W-Jet试验中29°-32°N涡度平流项随高度增强，但低层的正涡度平流项却明显小于对照试验。结合图 12a-c可以看出，各组试验在上升运动区伴有暖平流，并且随着高空急流强度的变化，低层暖平流中心的范围和强度也相应改变。在S-Jet试验中暖平流中心值可达12×10^-5 K/s，虽然对照试验和W-Jet试验暖平流中心的最大值均为9×10^-5 K/s，但对照试验中暖平流中心的范围明显大于W-Jet试验。温度平流从高原地面向上随高度减弱反映了温度平流在垂直方向上的变化，而这种“上冷下暖”的温度平流垂直差异会导致气温直减率增大，使大气层结趋于不稳定(朱禾等，2016)。积分54 h后，由于高原切变线进入减弱消亡阶段，上升运动开始减弱，从图 11d-f可见，各组试验涡度平流项随高度增强的趋势变得不明显，甚至开始出现随高度减弱，但暖平流项仍然存在(图 12d-f)。

图 11 各试验沿高原切变线位置(90°-105°E)平均的涡度平流(单位：10-9 s-2)的经向-垂直剖面 (a、b、c.6月29日18时，d、e、f.7月1日06时) Figure 11 Meridional-vertical cross sections of vorticity advection (unit: 10-9 s-2) from all experiments averaged between 90° and 105°E along the Tibetan Plateau shear line (a, b, c. 18:00 UTC 29 June; d, e, f. 06:00 UTC 1 July)

图选项

图 12 各试验沿高原切变线位置(90°-105°E)平均的温度平流(单位：10-5 K/s)的经向-垂直剖面 (a、b、c.6月29日18时，d、e、f.7月1日06时) Figure 12 Meridional-vertical cross sections of temperature advection (unit: 10-5 K/s) from all experiments averaged between 90° and 105°E along the Tibetan Plateau shear line (a, b, c. 18:00 UTC 29 June; d, e, f. 06:00 UTC 1 July)

图选项

为了进一步了解二者对于上升运动的定量贡献，图 13给出了此次高原切变线活动范围内(29.5°-32°N，92°-104.5°E)各组试验ω方程涡度平流强迫项和温度平流强迫项区域平均的垂直廓线。从图 13b可见，6月29日18时对照试验中500-250 hPa温度平流项廓线与两项之和的廓线基本重合，最大值出现在400 hPa(15.2×10^-15 hPa^-1·s^-3)，而涡度平流项基本处于0线附近，说明温度平流项在上升运动中起主导作用。在S-Jet试验中(图 13a)，400 hPa温度平流项的值为20.0×10^-15 hPa^-1·s^-3，其贡献比对照试验明显增大，并且500-250 hPa附近的涡度平流项廓线基本上为正值，由此可见涡度平流项的贡献要强于对照试验。在W-Jet试验中(图 13c)，500-400 hPa温度平流项要强于对照试验，而此时涡度平流项却为负值，但由于温度平流项的正值较大，所以二者之和仍为正值，仍然会有上升运动的产生；400-250 hPa各项垂直廓线与对照试验基本一致，只是两项之和要比对照试验小。

图 13 各试验高原切变线活动范围内(29°-32°N，92°-104.5°E) ω方程各项区域平均的垂直廓线 (a、b、c.6月29日18时，d、e、f.7月1日06时；单位：10-15 hPa-1·s-3；点线为涡度平流项，虚线为温度平流项，实线为两项之和) Figure 13 Vertical profiles of the terms in the ω equation for all experiments regionally averaged over the area (29°-32°N, 92°-104.5°E) covered by the Tibetan Plateau shear line (a, b, c. 18:00 UTC 29 June; d, e, f. 06:00 UTC 1 July; The unit is 10-15 hPa-1·s-3, the dotted line represents the term of vorticity advection, the dashed line represents the term of temperature advection, and the solid line represents the sum of the two components)

图选项

7月1日06时，高原切变线处于减弱阶段，从图 13d可知，对照试验中上升运动依然是温度平流项起主导作用，500-400 hPa涡度平流项与温度平流项之和变为负值，说明此时不利于低层的上升运动。在S-Jet试验中(图 13e)，500-400 hPa两项之和的负值减小；而在W-Jet试验中(图 13f)，两项之和的负值增大，说明高空急流强度的增强可在一定程度上减缓高原切变线减弱阶段垂直上升运动的衰减。

综上所述，ω方程中温度平流项对上升运动的贡献最大，暖平流中心有利于产生上升运动；高空急流强度的变化对涡度平流项的影响要大于温度平流项，高空急流强度增强会放大涡度平流项和温度平流项的贡献，有利于低层高原切变线对应的上升运动的加强、维持(图 14)。

图 14 高空急流强度对高原切变线影响机理示意 Figure 14 The schematic diagram of the impact of the upper-level jet stream intensity on the Tibetan Plateau shear line

图选项

利用WRF模式V3.7.1对一次发生在高空急流入口区右侧的高原横切变线过程进行了数值模拟，在模拟成功的基础上通过敏感性试验和ω方程的诊断计算研究了高空急流强度对高原切变线的影响，得到以下结果：

(1) 高空急流的强度对低层风场有重要影响，急流加强会使高原切变线上的风切变增强，切变线长度延长。

(2) 高空急流强度的增强有利于高原切变线上水汽的辐合，即高空急流可通过改变高原切变线周边水汽的分布对切变线产生影响。

(3) 高空急流可通过影响高层辐散、低层辐合的散度场垂直配置，对高原切变线上的正涡度柱与辐合上升运动产生作用。

(4) ω方程的动力诊断表明温度平流项对高原切变线上的垂直上升运动起主导作用，暖平流中心区有利于产生上升运动。高空急流强度增强会放大涡度平流项和温度平流项的贡献，从而更有利于上升运动的加强及高原切变线的维持。

本研究通过数值试验研究了高空急流强度变化对高原切变线的影响，这一工作对于认识二者的关系具有一定的意义，但所做研究仍是初步的，需要更多个例的数值试验来支持文中所揭示的现象及影响机理。此外，非绝热加热对于高原切变线的影响也不可忽视，由于高原上地面感热通量和潜热通量以及降水过程中释放的凝结潜热对于高原切变线的影响较为复杂，加之篇幅有限，文中对此暂不做讨论；还有诸如高空急流强度实际的气候变化差异与数值试验设计的差异对高原切变线的影响有何异同，以及高、低空急流耦合对高原切变线的作用等深层次问题，都值得在后续的工作中加以考虑和研究。