（3）开尔文波：它实际上是大气中当不存在经向风速而只有纬向风切变时，在赤道附近存在的一种向东传播的大尺度重力波，其波长约为20000－40000公里，相速约为25m/s，周期为15天的扰动。
（4）惯性重力波：具有一定层结的大气在重力和科里奥利力的作用下产生的波动，是中尺度大气运动的主要波动。
（5）Rossby-重力混合波：在中纬度，惯性重力波的位相速度比Rossby波的位相速度大得多，因此在中高纬两种波容易区别出来。然而在低纬度地区
较小，特别在赤道上
，但是
仍有一定的值，两种波很难区别，这两种不同性质的波动在一定条件下交错在一起，这种由重力和效应共同作用下形成的混合波为Rossby-重力混合波。
（6）重力波：在具有一定层结（空气密度或气温具有一定垂直分布）的大气中，空气在重力和垂直惯性力的作用下，围绕某一平衡位置将产生振荡现象，这种振荡向四周传播形成波动，称为重力波，是一种横波。分为重力外波和重力内波两类，其中重力内波是小尺度大气运动的主要波动。
（7）传统罗斯贝波：是大气水平扰动在Rossby参数
作用下，对相对涡度变化起的调节作用进而产生的一种波动，实际大气对流的中层和上层，气压场和流场呈现的波型就认为是Rossby波。波长达几千公里，沿纬圈的数目在3－5个，波速接近于风速大小。它又被称为大气长波或行星波。
十六．高空急流
高 空急流不是一种围绕地球的均匀气流。一般它的很强的风速是集中在一些急流风速最大中心或急流带中，急流带之间风速很弱。这些急流带沿急流轴一个个地向下游 传播，由于急流带前进速度比风速要小得多，因而当空气穿过急流带时，在上风方速度就会增大，在下风方速度会减小。不计粘性项，du/dt的运动方程为：
，式中
是地转风的经向分量。在高空急流入口区，du/dt为正，因而有
或
这 表明所有在入口区运动的气块会得到向左偏（面向急流下流）的非地转风分量。结果在急流北侧产生高空辐合，急流南侧产生高空辐散。进而北侧出现下沉气流，南 侧出现上升气流。低层大气会随之发生质量调整，产生与高层相反的辐散辐合区和北风，从而形成垂直环流。在即在急流入口区存在一直接力管环流。在急流内，风 向量的方向与等风速线方向一致，du/dt近于零，
或
近于为零，气块的运动不再发生偏转。在急流出口区，du/dt为负值，则有
或
，即空气块的运动向右偏转，这导致在急流的出口区产生一间接环流。因而通过急流带移动的空气是按某种形式的惯性圆运动的。
进一步从质量和动量相互调整的观点来分析上述垂直环流的产生，并由此推论高低空急流及其垂直环流之间的关联。在急流带高度，气压梯度力和风的水平 变化达最大值，平流惯性项比变压风项大，在高层可产生横向的非地转风分量。在高空急流入口区，汇合的流线和地转风向下游增加，通过上述平流惯性过程，可产 生横越急流带、指向气旋性一侧的非地转风。在出口区，疏散的流线和地转风向下游减速，产生指向反气旋一侧的非地转风。由上述横向分量产生的对流层上部的横 向质量输送可强迫低层变压风的产生，这实际上是横向环流在低层的回流支。由于在低层速度很小，并且地转风向下游的加速度或减速现象也减小，变压风在加速低 层气块产生非地转风上成为主要的因子。在高空急流带入口区下方，对流层上部的质量输送，可减小对流层下部等熵面的坡度（因为左侧
面下降，气压增加，右侧面上升，气压下降）和减小
（蒙哥马利流函数）的梯度，则可产生一指向气流右侧的非地转风分量。在出口区下方上部对流层的质量输送可增加等熵面坡度和梯度，引起非地转风指向气流之左侧。这些上下对流层的非地转风分量代表前述的直接和间接环流的横向分量。
上述垂直环流可解释低空急流的形成。在急流出口区，由于上述的上下层质量调整在间接环流的回流支，气压梯度力增加，结果变压风增加。这支偏南的变压风基本说明了实际观测到的经向非地转风向量的加剧，是低空急流的重要组成部分。另一方面又可强迫
有相应的加速。因为
由于气压梯度力加大而增加，故
和的 增加就造成了低空急流的形成，它指向东北方向，与高空急流带有明显的交角。因为质量调整产生了变压风，故高低空急流带是通过两层质量调整耦合在一起，而这 种质量调整又与急流中心的传播有关。这个过程强调了低空急流的产生是三维质量－动量调整过程的结果。另外，由质量－动量调整在高空急流出口区发展的低空急 流与某些夜间低空急流的成因不同，后者与边界层中的过程密切有关。
高 低空急流带的相互作用是有组织的强风暴系统在高空急流的出口区中发展的一个重要因子。低空急流的变压风分量正交于高空急流轴，它是低空急流所以与高空急流 成一明显交角的主要原因。但随着高度增加，在中上对流层，惯性平流项的作用不断增大，这造成风随高度的顺转及水汽和感热输送的差别，也即低空急流迅速地在 低层向北输送水汽和感热到风暴的初生区，而高空急流带的向下伸展，在对流层中部向东输送干冷空气，这种不同输送的结果是产生对流不稳定（地面－500hPa）、降低自由对流高度和抬高潜在不稳定层上方的平衡高度。所有这些都有利于深对流风暴的形成。这种通过由传播的急流带引起的互相质量－动量调整而造成有利于深对流条件的概念，可为强天气预报提供理论根据。
有 时，高低空强迫可以同时作用在同一地区，依它们垂直取向差异，会产生显著不同的次级环流。比如，考虑一个高空急流的出口区与地面冷锋相迭加的情况。由于地 面冷锋前缘有低空急流，当一冷锋和低空急流位于高空急流出口区前方时，高低空地转变形的相对位置使急流出口区的热力间接环流位于地面锋直接环流上方，但这 时急流环流的下沉支正好位于低层锋面上升支之上，这阻止在锋前方有深厚上升运动发展。另一方面，高空急流锋的对流稳定层结也阻止深对流的发展。随着高空急 流的东移，最后高空急流处于地面锋和低空急流上方，这种高低空急流相交的分布是一种启动对流和位势不稳定释放的典型形势。这时高空急流次级环流的上升支正 好与地面锋垂直环流的上升支上下重合，从而在地面锋前缘形成一深厚上升运动空气层。这是锋前位势不稳定层的一种启动机制，能产生深而强烈的对流活动。由急 流次级环流上升支触发的对流，一旦发展起来，通过凝结潜热释放产生的非绝热加热作用和垂直动量输送等可使急流加强及引起非地转偏差。
十七．西太平洋副热带高压
移动规律：
出 现在对流层中下层位于大洋上的暖性高压——副热带高压，其强度和范围冬夏季有很大不同，夏季强盛，位置最北，冬季减弱，位置最南。西太平洋副高脊线随着季 节北进、南撤现象是东亚大气环流季节转换的最显著特征。夏季副高的移动有缓慢移动和突然跳跃两种方式，从初夏到盛夏西太平洋副高有两次明显的季节性北跳， 平均而言，6月中旬前后，副高开始第一次北跳，东亚夏季风推进到长江流域，江淮流域入梅；7月中旬前后，副高第二次北跳，东亚夏季风推进到华北，江淮流域梅雨结束，华北雨季开始。初夏至盛夏西太平洋副高脊线北跳的位置对我国东部雨带的变化有直接影响。
西太平洋副高在随季节作南北移动的同时，还有较短时期的活动，即北进中可能有短暂的南退，南退中可能出现短暂的北进，且北移常与西进结合，南退常与东缩结合。西太平洋副高的这种进退，持续日数长短不一。如果将一个进退算作一个周期，长的可达10天以上，短的只有1－2天。
与我国长江流域与华北地区夏季旱涝天气的关系：
副 热带高压内部盛行下沉气流，故天气晴好，所以当副高长时间控制某一地区时，往往造成该地区干旱少雨。西太平洋副热带高压北侧是中纬度西风带，也是副热带锋 区之所在，副高西部的偏南气流可以从海面上带来充沛的水汽，并输送到锋区的低层，在副高的西到北部边缘形成一暖湿输送带，向副高北侧的锋区源源不断地输送 高温高湿的气流。当西风带有低槽或低涡移经锋区上空时，在系统性上升运动和不稳定能量释放所造成上升运动的共同作用下，使充沛的水汽凝结而产生大范围的降 水形成雨带，并通常伴有暴雨。根据统计，雨带位置一般在副高脊线之北6～10个纬距处，其走向大致与脊线平行。
