低空急流

低空急流常來自於熱帶洋麪上，起着向低空大氣輸送熱量、水汽和動量的作用，當低空急流將暖濕空氣向北輸送到較幹較冷空氣的下方時，就形成了對流性不穩定結構，產生很強的上升運動，容易產生暴雨、冰雹等對流性降水，風力大時，可達到8級（20米/秒）以上，相當於熱帶風暴的近中心風力，有時甚至出現龍捲風天氣。 ^[3] 

對流層600hPa以下，常有強而窄的氣流帶，與中尺度對流天氣系統密切相關，因此，將600hPa以下出現的強而窄的氣流稱為低空急流。低空急流與高空急流都有強烈的非地轉特徵，急流兩側產生氣旋性和反氣旋渦度，因此對天氣系統發展有重要作用。

低空急流在華南地區一般為西南或偏南氣流，多出現在副熱帶高壓的西側或北側邊緣。每年4月到6月，“副熱帶高氣壓帶”第一次北跳前，在其西側往往有較強的暖平流，在一定的天氣條件配合下，低空容易出現類似於漩渦的天氣系統，如果再與南支槽配合，往往會造成華南地區暴雨甚至特大暴雨。 ^[3] 

低空急流出現在對流層低層，在850hpa和700hpa高度上最明顯，最大風速可達15~20m/s。低空急流是一種動量、熱量和水汽高度集中帶，這種低空的高速氣流具有一些特徵：

（1）很強的超地轉風，夏季，對流層中氣壓梯度和温度梯度都很小，這種温壓場結構下造成的熱成風不足以維持急流軸以下很強的風垂直切變。一般情形下，實際風速超過地轉風20%以上。

（2）具有明顯的日變化，一般情況下，底層風速在日落時開始增大，日出前達到最大值，此時風的垂直切變也是最大。

（3）小的Ri值分佈。在低空急流區內，Ri值往往很小，有時甚至是負值，使之成為一支不穩定的急流，這種情況有利於對流或中尺度天氣的發展。

（4）強風速中心的傳播。沿低空急流軸傳播的中尺度風速脈動或風速最大值甚至比低空急流本身更為重要，這種情況類似於高空急流中心的急流帶。觀察表明，在一次暴雨過程中，可以觀測到幾個風速最大值中心沿急流軸向下遊傳播，風速最大值前部為上升運動，後部為下沉運動。熱量和水汽的中尺度最大值伴隨風速最大值也沿急流軸傳播。

根據低空急流的特徵和生成原因，大致可分為三大類。

（1）大尺度低空急流或強風速帶

這種急流多出現於夏季和冬季，有明顯的日變化，一般夜間加強，並伴有逆温層出現，存在時間長，且有準穩態的特徵。這種低空急流的出現常與夜間逆温層的生成有關，具體原因尚不明確，可能與大尺度地形的動力作用及地球對行星邊界層的阻力振盪有關。東南亞地區也存在與西南季風或東南季風聯繫的大尺度低空急流影響中國天氣。

（2）與中緯度氣壓系統（如鋒面、氣旋、低渦、高空急流中心等）有關的低空急流。

主要出現在冷鋒前或低壓中心南側，有時在暖鋒前。觀測結果表明，冷鋒前暖區常出現一支暖濕的氣流帶，氣流帶將來自較低緯度或副熱帶高壓的暖濕空氣向北輸送，在暖區中通過邊界層中小尺度混合變得越來越暖濕。這種氣流帶的風速有時可以達到很高的速度而成為低空急流。

（3）中尺度急流。

主要出現在900600hPa，與激烈對流活動或暴雨有關。急流一般出現在暴雨帶南側通過，常表現為大尺度急流帶中的強風速中心，日變化不明顯。

急流中心有一強烈的垂直切變，急流重心上空的深厚對流層的風速十分均勻。

低空急流有以下三個方面的作用：

（1）通過底層暖濕平流的輸送產生位勢不穩定層結；

（2）在急流最大風速中心的前方有明顯的水汽輻合和質量輻合或強的上升運動，有利於強對流活動連續發展；

（3）急流軸左前方是正切變渦度區，有利於對流活動發生 ^[2]  。

對暴雨的作用：

（1）輸送水汽和暖濕氣流，使大氣產生不穩定層結，產生強的上升運動，有利於暴雨形成；

（2）暴雨產生於低空急流的左前方；

（3）暴雨和強暴雨出現前期經常有低空急流發展。