背風槽

如果氣流沒有水平切變，大氣層結是穩定的，且運動近於幹絕熱過程，則這種運動可視為垂直位渦守恆，位渦守恆對於大尺度運動有重要的約束作用。 ^[4] 

氣流在爬越山脈時，迎風坡有地形強迫產生的上升運動，氣柱厚度減小，則相對渦度應隨之減小。因為初始時相對渦度為零，所以在這時應有相對渦度應小於零，因此氣流便產生反氣旋式曲率，則空氣將轉向南運動；下山時，氣柱厚度增大，相對渦度也增大，即上山時具有的反氣旋式曲率減小。若山脈是對稱的，則上山過程的作用被下山的相反作用所抵消，則在背風坡山腳，相對渦度恢復為零。但是，因為氣流過山的全過程是反氣旋式路徑，因此到達山腳時，氣流已位於初始緯度的南邊，阻力比初始時小，所以相對渦度必須比原來大（即下山時相對渦度增加的幅度＞上山時相對渦度減小的幅度），則在山腳變為正渦度，氣流軌跡應為氣旋式彎曲，即向北運動。當氣流返回到初始緯度時，相對渦度應恢復到初始狀態，即相對渦度為零。但由於慣性作用（位渦守恆為絕對渦度守恆），氣流將繼續向北運動一阻力增大一相對渦度減小一反氣旋式彎曲，到達一定緯度，氣流又轉向南運動等（重複上述過程）。這樣，在山脈背風坡形成一系列的槽脊，但由於摩擦作用，只有第一個槽在天氣圖上最清楚，稱為背風槽。

由於背風槽是氣流爬越山脈時為保持位渦守恆而形成的槽（不是上游移來的槽），也稱為地形羅斯貝波。但東風氣流過山時，卻不能形成背風槽。 ^[4] 

背風槽也稱之為動力槽，是指在對風幾乎起垂直障礙作用的山脈的背風坡或下風方所形成的一種低壓槽。例如，南北山脈對於西風就起這種作用。 ^[3] 

實際大氣中，氣流越過長條形山脈時，往往在山的背風側出現背風槽，槽內有中尺度低壓。在強風的條件下，背風槽可以維持一天，槽內中尺度低壓隨氣流移向下游，槽內又代之以新的中低壓。迎風側有中高壓產生。 ^[5] 

靜止在背風面的低層背風槽總產生渦旋，當高空槽鄰近時，高空輻散區又趕上了低壓槽，結果導致背風氣旋的迅速發展。 ^[1] 

背風波可以導致氣旋式渦度生成，因而也容易產生降水天氣，當對流風暴的長軸平行於風向時更有利於發展。因為在背風坡一側，由於下沉運動向上減小，引起垂直方向上氣柱被拉長，造成水平方向空氣輻合，從而又引起氣旋性渦度加強，反氣旋性渦度減弱。在一定的天氣背景情況下（如天氣系統為高空槽和地面氣旋時），當氣流越過山脈後，易在背風坡形成背風槽，從而在背風坡形成降水。而當高空脊和地面反氣旋移近大山脈時，則容易在山後減弱。中尺度地形不僅在迎風坡能造成氣旋性輻合，在背風坡處也有第二個輻閤中心。 ^[6] 

①四川盆地東部暴雨（或伴有雷雨大風、冰雹大風等）多發生在6～9月，川東北和渝東北是單站暴雨的高發區，重慶西部是大範圍暴雨的多發區；引發四川盆地東部（宜賓、南充和重慶西部）暴雨的主要天氣系統是西南低渦。對2007-2010年6次西南低渦暴雨過程進行了合成分析，分析表明，西南低渦熱力結構特徵具有200hPa存在明顯增暖現象，對流層中低層則由暖轉冷；西南低渦初期大氣對流性不穩定明顯；西南低渦動力結構特徵具有200hPa西風急流在36°N附近，500hPa低槽東移，槽前正渦度加強，從對流層底垂直伸展到300hPa以上，正渦度中心隨高度向西傾斜，850～500hPa平均正渦度大值區與低渦中心對應，對流層中低層北風大值區與南風大值區在低渦中心附近形成強水平風切變，同時低渦中心附近的垂直風切變也較明顯。促使西南低渦發展的水汽主要來自南海，低空急流由南向北輸送水汽，將對流層低層到大氣邊界層內的水汽輸送到低渦中心附近。西南低渦發生、發展過程中在紅外衞星雲圖上具有MCC等中-α尺度特徵，發展強盛的西南低渦在多普勒天氣雷達回波上有"列車效應"和中氣旋特徵。 ^[7] 

②用重慶市1979年以來的地面降水資料，歐亞常規高空觀測資料，分析重慶市大範圍暴雨的氣候特徵及主要天氣影響系統，分析表明，重慶大範圍暴雨發生的年分佈很不均勻；月分佈表明，重慶大範圍暴雨主要發生在5至9月，集中在6到7月，9月次之。天氣系統分析表明，在重慶大範圍暴雨中有近87%與西南低渦相關。只有西南低渦發展、移動才有可能產生重慶大範圍暴雨。在伴隨暴雨的西南低渦中，近2/3的個例是與背風槽有關。 ^[8]