低空急流

存在于对流层下部距地面1000～4000米的一支低空的强风带。 在北半球风向偏南。 中心风速一般大于12米/秒,最大可达30米/秒。20世纪50年代初,在北美落基山东侧首次发现，以后在东亚及西欧等地又陆续观测到。其中以落基山的低空急流最为强大而稳定。由于低空急流同暴雨、冰雹、龙卷等强对流天气有密切关系，因而日益受到重视。

低空急流

Low level Jet，缩写为LLJ

在对流层下部（600hpa层面以下）的强而窄的气流带称之。与暴雨、飑线、龙卷、雷暴等剧烈天气有密切关系。为了与对流层上部（400hpa层面以上）的（高空）急流区分，因此用低空急流与之相对。

日常天气分析中，常用700及850hpa等压层面代表对流层中低层面。在这两个层面上，极大风速≥25kt（在国内的定义则是12m/s）的强风速带，可以认为是低空急流。

由于低空急流的门限是25kt，在国外的高空天气图中，风杆有两根半的风矢即达标；在国内（中国大陆）的高空天气图中，风杆有三根的风矢才达标。另外，所处层面应是700hpa或850hpa。

低空急流

是对流层下部离地面1000?4000米层中的一支强风带，中心风速一般在12米/秒，最大可达30米/秒。

高空急流，超低空急流

低空急流的流程长短不一，长的可达数千公里,短的仅有数百公里,北半球的低空急流一般为偏南或西南气流，出现在副热带高压的西侧或北侧边缘。当有台风在副热带高压西南侧发生和发展时，也可出现东南向的低空急流。低空急流的风速，有明显的超地转特征，即实际风速大于地转风速，一般超过20％，在强风速中心附近往往超过一倍以上。低空急流区域水平温度分布比较均匀。低空急流的左侧为主要上升运动区，右侧为下沉运动区，在急流附近构成一铅直环流。落基山低空急流的强度还具有明显的日变化，清晨最强，下午最弱。

一般认为，落基山低空急流的形成和地形有关。从大西洋上副热带高压南侧吹来的低空偏东气流，受墨西哥高原的阻挡而折向,沿落基山东侧向北运动,再因科里奥利力（见大气中的作用力）随纬度的变化，遂形成落基山低压急流。索马里低空急流的形成与此类似，是越赤道气流受东非高原及科里奥利力的共同作用使气流偏转而成的。东亚低空急流则常是在副热带高压西侧或北侧有低压槽、切变线或低涡逼近时形成的。当产生暴雨后，急流左侧水汽凝结释放潜热，对低空急流也有加强作用。此外，在暴雨区由于对流使高空气流的动量下传，也能形成尺度较小的低空急流。

低空急流的气流多来自热带洋面上，因此它往往起着输送低空大气的热量、水汽和动量的作用。当它将暖湿空气向北输送到较干较冷空气的下方时，就形成了对流性不稳定的层结，在低空急流左侧上升运动的触发下，容易产生暴雨、冰雹等对流性降水，甚至出现龙卷天气。在中国，有人发现台风登陆后出现的持续性暴雨，也多和东南风低空急流不断输送水汽有关。中国和日本的暴雨大都出现在低空急流轴线左侧 200公里之内（见图）。低空急流的下方及右侧暴雨极少。北美中西部的夜雷雨、冰雹都和低空急流有关系。在60年代末期发现的北非东岸的越赤道气流，也是低空急流的一种，它同印度季风的强弱有密切的关系。低空急流除和夏季强降水有关外，和冬季的强降水也有密切的关联。 形成 　一般认为，落基山低空急流的形成和地形有关。从大西洋上副热带高压南侧吹来的低空偏东气流，受墨西哥高原的阻挡而折向,沿落基山东侧向北运动,再因科里奥利力（见大气中的作用力）随纬度的变化，遂形成落基山低压急流。索马里低空急流的形成与此类似，是越赤道气流受东非高原及科里奥利力的共同作用使气流偏转而成的。东亚低空急流则常是在副热带高压西侧或北侧有低压槽、切变线或低涡逼近时形成的。当产生暴雨后，急流左侧水汽凝结释放潜热，对低空急流也有加强作用。此外，在暴雨区由于对流使高空气流的动量下传，也能形成尺度较小的低空急流。

低空急流

A.具有日变化的、距地面数百米高度内的低空急流，与暴雨的关系不大。

B.存在于600-900hpa高度上的低空急流，与暴雨等剧烈天气密切相关。

低空急流是大尺度的系统，尺度在1000km以上，其上叠加有极大风速。极大风速中心和暴雨中心及低涡相配置，与低涡的尺度（数百km）相当，可认为是中间尺度（介于天气尺度和中尺度之间）的系统。

与暴雨相关的低空急流，往往存在于西北太平洋高压的西、北侧的西南气流中，高度大约在900-600hpa（1000-4000m）之间，在高原地区可达500hpa高度（5500m）以上。

急流的左侧，常有切变线和低涡活动，伴有大片的降水区，并在雨带中有暴雨中心生成，是辐合上升运动区。

急流的右侧，为副高内部，通常天气晴朗，没有成片的降水发生，是辐散下沉运动区。

在低空急流附近，上下层等温线平直，无锋区配合，但有指向南的假相当位温梯度（因左侧暴雨区湿度较大）。

低空急流的左侧，与高空急流的右侧均为上升运动区，并有上升运动中心；低空急流位于上升运动区的边缘，在这里上升速度较小。

低空急流的一个显著特点是，实际风速常常大于地转风速，即为超地转风；但也并非任何时刻都是超地转的。

另外，在副高西侧或南侧，与台风、热带辐合带、东风波等之间也有偏东或东南风的低空急流存在。

低空急流的高空，往往是高空西风急流入口区的右侧，或者南亚高压的东部脊线附近。

西北太平洋副高西北边缘的西南气流中，在低层右侧为副高辐散区，左侧常为切变线或低涡的辐合区。这种散度场的布局，促使空气由高压区流向低压区，产生地转偏差。若在切变线和低涡上有暴雨产生，则暴雨低层的强烈辐合，使由高压流向低压的气流加速运动；另一方面，暴雨区中有大量潜热释放，使空气柱增暖而低层减压，造成暴雨与副高之间的气压梯度加大，促成西南低空急流形成。

两者是相互促进的正反馈的关系。低空急流的存在，有利于暴雨的发生；暴雨的发生又促进了急流的形成和维持。

低空急流

低空急流为暴雨区提供水汽的水平输送。另外，在急流左侧湿舌（因上次暴雨所形成）的前部，上空有较大的湿度平流，使这里低空湿度迅速增加，造成大气层上干下湿，形成对流不稳定。又由于暴雨区上空潜热释放增温，前方产生温度梯度，从而产生暖平流的上升运动，使对流不稳定的气层抬升。不稳定能量的释放，产生了更强烈的上升运动和低层的辐合。这样一来，新的暴雨区在上次暴雨区的前方生成，并在新的暴雨区中形成新的湿度中心和低层辐合中心。低层辐合所对应的地转偏差，又促使了低空急流的加强和维持；低空急流的维持又促使更新的暴雨区在新的暴雨区前生成，如此正反馈，直到暴雨发生的条件消失时（如有大范围下沉运动出现，或水汽来源被切断），暴雨消失，低空急流随之减弱消失。

暴雨产生于低空急流的左前方。

A.槽前脊后的急流轴，有向右移动的趋势；槽后脊前的急流轴，有向左移动的趋势。

B.在极大风速中心之前，急流轴有向右移动的趋势；在极大风速中心之后，急流轴有向左移动的趋势。

因而，当槽与极大风速中心叠置时，槽前急流轴右移，槽后急流轴左移；当脊与极大风速中心叠置时，急流轴位置稳定不动。

低空急流

在华南的低空急流一般为西南或偏南气流，多出现在副高的西侧或北侧边缘。但有时在热带气旋移近副高西南侧，或在变性高压出海的同时，在西南地区有低槽强烈发展时，也出现东南低空急流。

东南低空急流在冬季和早春的暴雨中起着决定性的作用。根据过往的统计，75%的暴雨在出现前一天有低空急流，20%的暴雨与低空急流同时出现，只有5%的暴雨无低空急流配合。

在华南，低空急流的形成主要有两大类：

1.副高增强及其西侧低值系统发展。其主要特点是，副高稳定维持，甚至稍有加强西进。在其西侧的我国西南地区有热低压、低槽或切变线发展或移近华南地区。4-6月，副高第一次北跳前，在其西侧往往有较强的暖平流。当西南地区处于高空槽前时，在暖平流和正涡度平流的作用下，低空容易出现低涡或低槽等低值系统，使气压梯度加大，风速加大，从而形成低空急流。进而，低空急流与逼近的南支槽配合，往往造成华南的暴雨甚至特大暴雨天气。

2.西南夏季风加强。在南海季风或热带季风爆发之后，华南上空低空急流的强弱常常与夏季风的变化有关。在季风加强时，强风中心会向北推进影响华南。