名詞定義
中文名稱：急流
英文名稱：jet stream;supercritical flow
定義1：出現在大氣中的窄而強的風速帶, 其上下和兩側分別具有強烈的垂直和水平切變。
所屬學科： 大氣科學(一級學科) ；動力氣象學(二級學科)
定義2：流速大於干擾微波傳播速度、水深小於臨界水深的水流。
所屬學科： 電力(一級學科) ；通論(二級學科)
定義3：流速大於干擾微波傳播速度，水深小於臨界水深的水流。
所屬學科： 水利科技(一級學科) ；水力學、河流動力學、海岸動力學(二級學科) ；水力學（水利）(三級學科)
釋義
指湍急的水流
三國 魏 曹植 《雜詩》之五：“ 江 介多悲風， 淮 泗 馳急流。” 南朝 宋 鮑照 《還都道中》詩之一：“急流騰飛沫，迴風起 江 濆。”指水流疾速流動
唐 許渾 《謝亭送別》詩：“勞歌一曲解行舟，紅葉青山水急流。”
比喻官場中複雜的鬥爭
宋 孫光憲 《北夢瑣言》卷三：“﹝ 劉瞻 ﹞孤貧有藝，雖登科第，不預急流。” 元 楊暹《劉行首》第四折：“恁莫痴，爭似 張良 會歸，急流中身先退。” 清 杜濬 《肥水先生忽有居》詩：“急流未必從君退，且喜歸懷有定蹤。”參見“ 急流勇退 ”。
指大氣中一股強而窄的氣流帶
急流的水平長度達上萬公里，寬數百公里，厚幾公里。急流中心的長軸稱為急流軸，它近於水平分布。急流中心最大風速在對流層的上部必須大於或等於30米/秒，它的風速水平切變量級為每100公里5米/秒，垂直量級為每公里5?10米/秒。按急流出現的高度不同，一般可分為高空急流 和低空急流。
急流(jet streams)
位於對流層上層或平流層中的強而窄的氣流。一般長几千公里，寬幾百公里，厚幾公里。急流中心的長軸稱為急流軸，它近於水平。在急流軸線附近，風速的切變很強，鉛直切變約為每
急流公里5～10米/秒，水平切變約達每百公里5米/秒。按世界氣象組織的規定，急流軸線上的風速下限為30米/秒。急流迂迴曲折,環繞整個半球，急流軸線上的風速並不均勻，有一個或多個風速極大值中心。在風速小於30米/秒處中斷。一般情況下,急流的中心風速為50～80米/秒，有時可達100～150米/秒，在冬季偶爾可達 150～180米/秒。急流軸線在有的地區出現分支，有的地區兩支急流匯合。從對流層頂附近的等壓面（如200百帕）和平均緯向風速分布圖上(見大氣環流),可看出急流的分布和結構。由於急流同大氣熱量和角動量的輸送有關，是全球大氣環流的重要環節。急流又往往同鋒區相聯繫，因此和天氣系統的發生、發展有著密切的關係。急流是天氣學中重要的研究課題之一。
第二次世界大戰末期，美國飛行員在日本上空的對流層頂附近向西飛行時，遇到了一股高速氣流，難於航行，後經氣象學家研究，發現這就是高空西風急流。隨著高空探測網的建立，又在其他地區上空發現了高空急流的存在。但以東亞沿岸和日本上空的西風急流最為強大，由於急流的風速有時很大，而且其鉛直和水平切變很強，當飛機在急流區附近沿著急流飛行或處於強風速切變區時,容易造成飛行事故(見航空氣象學)。因此,常要求及時提供準確的急流位置和強度的情報和預報。根據急流的形成區域和結構不同可分為極鋒急流、副熱帶急流、熱帶東風急流和極夜急流。關於對流層下部的低空急流則是另一種性質的急流。
急流分類
極鋒急流
又稱溫帶急流。它是和極鋒相聯繫的西風急流(圖1)。按熱成風原理（見大氣運動的平衡狀態），在極鋒附近的強水平溫度梯度的位置上（600百帕極鋒鋒區附近）,西風速度隨高度迅速增加，至對流層頂附近時，溫度梯度消失，西風速度不再增加，再向上，溫度梯度方向改變，西風速度隨高度而減弱。因此,極鋒急流大約出現在600百帕極鋒鋒區上空對流層頂附近，中心強度和位置變化很大。它和高層極鋒鋒區一起，呈波狀環繞半球。波鋒波谷一般同對流層上部的長波波峰波谷相對應，波輻略比長波大。軸上強風速中心一般自西向東移動，在長波發展過程中通常由長波槽後移到槽前，移速快於長波系統。極鋒急流有明顯的分支和匯合現象,在其分支區(又稱為出口區)的左側,即急流中心的左前方存在著溫帶氣鏇發展的動力條件(高空輻散)，氣鏇常在此處發生、發展。並且，氣鏇有沿急流軸移動的趨勢。所以急流活動區多風暴天氣。
副熱帶急流
又稱副熱帶西風急流。它出現在熱帶對流層頂和中緯度對流層頂的過渡地帶，在副熱帶鋒上空約 200百帕高度處。對流層的上部，風速水平切變最強,中下部較弱，在500百帕等壓面上急流幾乎消失，難以辨認。急流軸上風速強弱的差別很大，在日本南部上空最強。從逐日天氣圖上可以看出，副熱帶急流的位置及其風向都比較穩定，這同極鋒急流不同。但副熱帶急流有明顯的季節差異，特別是在北半球，冬季強而穩定，夏季弱，甚至失去環繞半球的特徵；冬季位置偏南，夏季偏北，過渡季節南北變化很大，並具有一定的突變性。
在北半球冬季，副熱帶急流常以三波形勢環繞半球：波脊分別在日本南部、北美洲東部和地中海東部，波谷分別在青藏高原南麓、東北太平洋和東北大西洋上。這種三波結構常與極鋒急流之間構成分支和匯合（圖2），匯合之處多在副熱帶急流三波結構的波脊處。分支、匯合現象以東亞最清楚，在青藏高原上空的分支，在日本南部匯合，到太平洋上又分支。日本南部上空急流之所以最強與這兩支急流在那裡匯合有關。
極鋒急流和副熱帶急流的成因
可以用大氣角動量平衡加以說明。單位質量空氣相對於地軸運動的絕對角動量為L＝ω R娮cos2E+uREcos嗘，式中ω為地球自轉角速度，u為東西向風速，φ為緯度，RE為地球半徑。由於哈得來環流的作用，低緯度暖空氣上升至高空後再向北輸送，在高空沒有外力矩的作用下，向北輸送的空氣塊要保持絕對角動量守恆。因此,西風(u>0)隨著氣塊所處的緯度 (φ)增加而加強。西風因緯度增加而增強的數值是可觀的，以致在副熱帶緯度帶上空產生了副熱帶急流。在急流形成的同時，急流軸的南側向極區行進的空氣在該處堆積而下沉，形成了對流層中部和下部副熱帶高壓帶。至於極鋒急流，主要是靠大氣中大尺度渦鏇輸送能量來維持的。中緯度對流層中、上部的大氣經常處於擾動狀態，出現各種長波系統。這些擾動在把熱量向極地淨輸送的同時，又把副熱帶上空的大角動量往極地方向輸送，把中、高緯的小角動量往低緯輸送，造成角動量向中、高緯的淨輸送。因此，角動量在中緯度集中，就形成了極鋒急流。
熱帶東風急流
主要是指出現在北半球夏季亞洲和非洲熱帶對流層頂附近的一支東風急流。它從南海上空向西延伸,經印度到達非洲北部上空。急流軸線位於100～150百帕等壓面上,強中心在阿拉伯海上空，東風風速平均為35米/秒，風向穩定，平均位置在北緯15°，呈準靜止狀態。這支東風急流的形成，同夏季在青藏高原和北非上空對流層上部出現強而穩定的暖性反氣鏇有關係，在這種反氣鏇的南側,出現了很強的氣壓梯度,往南流的空氣在科里奧利力作用下，形成了強大的東風急流。此急流的強度和位置的逐年變化，同印度季風和北非的旱澇有很大關係。
平流層極夜西風急流
簡稱極夜急流。在冬半球的平流層里，由於極地長期處於黑夜，大氣因輻射而冷卻，但在中、低緯度地區平流層中的臭氧，卻直接吸收太陽的紫外輻射而增溫，形成了很強的溫度梯度，產生了直接經圈環流。在科里奧利力作用下，向極地流動的氣流逐漸向右偏，在極地區域50～60公里上空，形成了一支西風急流，它向下可延伸到20～30公里高度處，因此在50百帕等壓面的圖上，就可見到這支急流。
極夜急流環繞著極區，有明顯的季節性變化：每逢秋後逐漸建立，冬季一直維持，直到春季平流層出現最後一次爆發性增溫時，才開始崩潰（見平流層和中層大氣環流）。它是冬季平流層環流很重要的一種特徵。有的年份，平流層在隆冬也會出現爆發性增溫，導致極夜急流崩潰，但因仍在冬季，急流仍可恢復。在極夜急流崩潰時期，中緯度盛行下沉運動，並將高層臭氧往下傳輸。極夜急流上的波動同對流層環流和天氣等因素的關係，非常複雜，仍有待進一步研究。
