动力气象-第五章(平衡运动2)
动力气象课后习题标准答案doc
动力气象课后习题标准答案.doc 动力气象课后习题标准答案1. 什么是动力气象学？动力气象学是研究大气运动和气象现象的科学。
它主要涉及大气力学、热力学和动力学等方面的知识，通过数学模型和物理规律来描述和预测大气中的各种运动和现象。
2. 什么是大气力学？大气力学是研究大气运动的科学。
它主要研究大气中的气体运动、气压分布、风场形成和演变等现象，以及它们与天气和气候的关系。
3. 什么是热力学？热力学是研究能量转化和热力传递的科学。
在动力气象学中，热力学主要研究大气中的能量转化和热力传递过程，包括辐射、传导和对流等，以及它们对大气运动和气象现象的影响。
4. 什么是动力学？动力学是研究物体运动的科学。
在动力气象学中，动力学主要研究大气中的运动方程和运动规律，包括质量、动量和能量守恒定律等，以及它们对大气运动和气象现象的影响。
5. 什么是大气稳定度？大气稳定度是指大气中的气块上升或下沉时，受到的抵抗力和推动力之间的平衡状态。
当气块受到的抵抗力大于推动力时，大气稳定，气块下沉；当推动力大于抵抗力时，大气不稳定，气块上升。
6. 什么是大气边界层？大气边界层是指大气中与地表直接接触并受地表摩擦影响的一层大气。
它的高度一般在几百米到几千米之间，对大气中的能量和物质交换具有重要影响。
7. 什么是风？风是指大气中的气体运动。
它的产生和变化与大气压力差、地转偏向力和摩擦力等因素有关，是大气环流和气象现象的重要组成部分。
8. 什么是气压场？气压场是指大气中不同地点的气压分布。
它是由大气中的气块运动和密度变化等因素引起的，对大气运动和天气变化具有重要影响。
9. 什么是风场？风场是指大气中不同地点的风速和风向分布。
它是由大气压力差和地转偏向力等因素引起的，是描述大气运动和气象现象的重要参数。
10. 什么是气象现象？气象现象是指大气中的各种现象，如降水、云层、气温和湿度等的变化。
它们是由大气运动和能量交换等因素引起的，对天气和气候的形成和演变具有重要影响。
动力气象学第五章.hlw
大气中四类基本波动： 大气长波，声波，重力波，惯性波
（∵没有电磁学方程，∴不能不包含电磁波、光波）
各种波动的形成机制、性质及对天气产生的影响有所不同， 因此，在进行大气波动学分析时，不可能把所有波动类型都考 虑进去。
大气声波波速约330 m/s，所产生的气压扰动的振幅只有约0.1hPa，声波对天气 几乎没有影响；旋转大气中的重力内波主要与中尺度飑线、山地背风波、晴空 湍流等有关，对地转平衡的建立和维持做贡献；大气长波传播速度10 m/s左右， 气压扰动可达20 hPa以上，大气长波（Rossby波）与大范围天气的演变有关。
在数值预报中滤波很重要：
u f (t) 差分 u f (t)
t
t
utt ut f (t) t
即用有限元(t)代替无限元(t 0), u u t t
时间步长t 0时,误差 0,由于计算机资源限制，
t不能取太小
u
u
t
t
∆t
∆t
如果取时间步长为10分钟，对于时间尺度为105s的天 气尺度波动来说，误差较小。而对于像声波等快波 来说，误差就很大(随机的），且是累积的。
大气运动＝纬向平均运动＋涡旋运动 ＝大气环流＋天气系统
2011年 7月15日 500 hPa北半球位势高度场及其纬向偏 差（单位：10gpm）
水面波
以直观的天气学和物理学图像作为基础，在气 象学中引入“波动”概念，并用数学方式进行理论 探讨和完善→大气波动理论→大气波动学
（感性认识→理论完善）
波动学的优点： 1、可以利用成熟的波动学理论对天气系统形
若质点振动方向与波的传播方向垂直，此种波 动称为横波。
动力气象学第五章
①
V u v w x y z
相对涡度的平流变化（相对涡度水平分布不 均匀和由于大气的水平运动所引起的涡度局 地变化）和铅直输送项（相对涡度垂直分布 不均匀和由于大气的垂直运动所引起的涡度 局地变化） 。
② ( f ) V f V
（2） “环流”的定义：
任取定一有向物质环线 l ，定义：
C＝V dl
l
（1）
（速度矢量沿一闭合路径 l 的线积分）
1）“任取定”——L氏观点：任意选取一物质 环线，此环线上的质点是确定的，环线的形状位 置是变化的。 2）物质环线是闭合的，有方向的，规定逆时针 方向为环线的正向。 3）“环流” 表示流体随闭合环线运动的趋势， 描述了涡旋的强度, 是积分量(总体量—宏观量)。 4）C>0时为正环流（也称气旋式环流），表示 空气有沿环线正方向运动的倾向；C<0时为反环 流（也称反气旋式环流），表示空气有沿环线反 方向运动的倾向。
第五章 涡旋动力学
(Circulation and Vorticity)
观测表明，大气运动具有明显的涡旋运 动的特征。例如：气旋，反气旋，台风，海 陆风环流等等。这些都是很重要的涡旋运动 系统。为了描述大气中的涡旋运动及其变化 规律，要对大气基本方程组做一些处理，并 引入新的物理量。
一、大气涡旋运动的描述
1
a ln
称为位涡
2.位涡方程的推导
d 1 从 ( a ln ) 看： dt 左边包含三项： d 连续方程 dt d 位温方程 热力学方程 dt d a 涡度方程 运动方程 dt
位涡是一个热力学与动力学量组合的物理量。
d ( a ) (＋f ) 0 dt dt 均质大气（绝热过程）情形下，位涡 守恒可以化为涡度方程（纯动力过 程）。 d
动力气象 第五章平衡运动1讲解
2
2
RT ? ?n
VG
?
?
RT 2
f ? RT 2
f 2 ? 4 ?P
RT ? ?n
根号前取正号，VG>0，合理
根号前取负号，VG<0，不合理
?P ? ?n
0, VG ?
0;
? ?P ? ?n
? , VG ?
?
气旋式环流：
VG气旋
?
?
RT 2
f
?
RT 2
f 2 ? 4 ?P
RT ? ?n
气旋性环流——风速和气压梯度可无限增大
第五章 自由大气中的平衡流场
一．自然坐标系及其运动方程 二．平衡流场的基本型式和性质 ★ 三．地转风随高度的变化以及热成风★ 基本要求
①掌握自然坐标系的的运动方程； ②掌握地转风、梯度风、旋衡风、惯性风、热成
风和地转偏差的概念和性质
通过尺度分析，对大尺度运动方程进行简化，
表中明纬中度纬度地地区区大大尺尺度度运动运具动有 准定常、准水 平准、定准常地转；、准准静水力平平；衡 准和准地水转平；无辐准散静的力特
?
1
?
?p ?n
?
VG 2 RT
0 ? 科氏力 (Co) ? 气压梯度力 (P) ? 惯性离心力 (Ca)
VG 2 RT
?
fVG
?
1
?
?p ?n
?
0?
VG 2 ?
fRTVG ?
RT
?
?p ?n
?
0
(x2 ? bx ? c ? 0 ? x ? ? b ?
b2 ? c)
24
?
VG
?
?
fRT 2
动力气象学第五章-2
z
,V
u
g
综合1，2 z ,V Vg
3、上部摩擦层中湍流粘性力随高度的变化
x、y向的湍流粘性力：
K
d 2u dz 2
;K
d 2v dz 2
复湍流粘性力：
K d 2u iK d 2v K d 2W~ K d 2W~
dz 2
dz 2
dz 2
dz 2
d 2W~ dz 2
i
f K
W~
0
K
d 2W~ dz 2
d 2u dz 2
f K
v
0
d 2u dz 2
i
i
f K
v
0
(1)
d
2
v
dz 2
f K
(u
ug
)
0
i
d 2v dz 2
i
f K
(u
ug
)
0
(2)
d 2W~ dz 2
i
z 0,W~
f (W~ K 0
ug
)
0
z ,W~ ug
令： W~ W~ ug W~ W~g 复地转偏差
d 2W~g
1 fKt
g g0e H 2
e折时间尺度
g g0e1
1 fK 1 H 2
H2
fK
H ~ 104 m; K ~ 10m2s1; f ~ 104 s1
~ 4.5105 S 4天
与天气系统实际消亡时间尺度相近。
表明：这种机制是引起天气系统消 亡的最主要机制。
考察“自由大气” 本身的粘性耗散 对大气旋转减弱的作用
d 2W~ 0
d 2W~
dz 2
dz 2 dz 2
动力气象学第五章
d
Cp dt
T
Q
1
h
0
由湍流运动引起净位焓输出，
从而导致平均位焓下降。
5、水汽方程：
q
V
q
s
水汽的源
而不同。
——各层上的动力学特征不同
V 0
按“湍流粘性力的重要性”，在垂 直方向上对大气进行分层：
1、贴地层：高度为几个厘米
附着在地表，风速 V 0 ，无湍流。
湍流粘性力＝0，分子粘性力最重要。
2、近地面层：高度为80－100m
湍流运动非常剧烈， 主要以湍流粘性力为主。
3、上部摩擦层（Ekman层）： 高度为1－1.5km
4、上部摩擦层中，满足“三力平衡”：
1
p
fk V Fk
0
三力平衡示意图： 风穿越等压线指向低压一侧
从能量平衡角度看：
V (eq.)
1
V
(
p
fk
V
Fk
)
0
1、V
Fk
0
摩擦耗散动能；
32、、VV
只有统计量才有规律 如：大数平均量。
“流点” ： 宏观充分小； 微观足够大 包含大量分子 稳定的确定的统计值
流点的速度 ——流点内所有分子的平均运动速度 流点的温度 ——体现流点内所有分子运动的平均动能
地面上自动温度仪记录的温度 日变化曲线：
如果作大数平均——每隔 作一次平均
——单位质量的流团受到的湍流粘 性力在X方向的分量
进一步
《新编动力气象学》习题答案
=
2p f
u02
+
v02
cos(
ft
+
tan -1
u0 v0
)
8
15
(1) u = u0 cos ft + v0 sin ft, v = v0 cos ft - u0 sin ft (2) V = u2 + v2 (3) (x - a)2 + ( y - b)2 = u02 + v02
f (4) r = u02 + v02 = 68568(m)
10
(1) u = -2x, v = 2 y , w = 2zt 1+t 1+t
(2) 不是 (3)ìíîzx=y1=1
ìx = e-2t (4)ïí y = (1+ t)2
ïîz = e2t (1+ t)-2
11
3
(1) 不存在势函数，存在流函数y＝ 1 y2 - y + tx 2
ì ïx ï
ur
ur ur
(2) Ñ ´V a = Ñ ´V + 2W
10 d ( rv ) = 0 dt rd
11
(1) w0 = 0.2(m × s-1) , 爬坡 (2) ¶p = 0.0501(N × m-2 × s-1) = 5.5(hPa / 3hr)
¶t (3) w = -0.731´10-2 (m × s-1),下坡
¶t
+
u
¶v ¶x
+
v
¶v ¶y
=
-
1 r
¶p ¶y
ï ï-(u î
¶w ¶x
+
v
¶w ) ¶y
动力气象学总复习
动力气象学总复习第一章绪论掌握动力气象学的性质，研究对象，研究内容以及基本假定动力气象学（性质）是由流体力学中分离出来（分支），是大气科学中一个独立的分支学科。
动力气象学定义：是应用物理学定律研究大气运动的动力过程、热力过程，以及它们之间的相互关系，从理论上探讨大气环流、天气系统演变和其它大气运动过程学科。
动力气象学研究对象：发生在旋转地球上并且密度随高度递减的空气流体运动的特殊规律。
动力气象学研究内容：根据地球大气的特点研究地球大气中各种运动的基本原理以及主要热力学和动力学过程。
主要研究内容有大气运动的基本方程、风场、气压坐标、环流与涡度、风与气压场的关系、大气中的波动、大气边界层、大气不稳定等等。
一、基本假设：大气视为“连续流体”，表征大气运动状态和热力状态的各种物理量(U, V, P, T, et al.) 看成是随时间和空间变化的连续函数；大气宏观运动时，可视为“理想气体”，气压、密度和温度之间满足理想其他的状态方程，大气是可“压缩流体”，动力过程和热力过程相互影响和相互制约；二、地球大气的动力学和热力学特性大气是“旋转流体”：90%的大气质量集中在10km以下的对流层；水平U, V远大于w（满足静力平衡）；Ω =7.29⨯10-5rad/s，中纬度大尺度满足地转平衡（科氏力与水平气压梯度力相当）。
大气是“层结流体”：大气密度随高度变化，阿基米德净力使不稳定层结大气中积云对流发展；阿基米德净力使稳定层结大气中产生重力内波。
大气中含有水份：水份的相变过程使大气得到（失去）热量。
大气下垫面的不均匀性：海陆分布和大地形的影响。
大气运动的多尺度性：（见尺度分析）第二章大气运动方程组控制大气运动的基本规律有质量守恒、动量守恒、能量守恒等等。
支配其运动状态和热力学状态的基本定律有：牛顿第二定律、质量守恒定律、热力学第一定律和状态方程等等。
本章要点：旋转坐标系；惯性离心力和科氏力；全导数和局地导数；预报和诊断方程；运动方程、连续方程；状态方程、热力学方程及其讨论；局地直角坐标系。
《动力气象学》课程笔记
《动力气象学》课程笔记绪论1. 动力气象学发展史1.1 重大理论发现动力气象学的早期发展主要基于对大气运动的观测和理论推测。
19世纪，科学家们开始系统地研究大气运动，并逐渐揭示了影响大气运动的一些关键因素。
这些因素包括：- 科里奥利力：由法国物理学家加斯帕尔·科里奥利首次提出，它解释了地球自转导致的风的偏转现象。
- 地转偏向力：由于地球自转，大气中的气流会相对于地面产生偏转，这个力就是地转偏向力。
- 大气压力和密度变化：大气压力和密度的变化会影响大气运动，这些变化与温度、湿度等因素有关。
1.2 数值天气预报20世纪中叶，随着计算机技术的发展，动力气象学进入了一个新的时代。
科学家们开始利用计算机来求解大气运动方程组，这种方法被称为数值天气预报。
数值天气预报的出现极大地提高了天气预报的准确性，使得气象学成为了一门更加精确的科学。
1.3 动力气象学发展新阶段近年来，动力气象学在气候变化研究中的应用变得越来越重要。
科学家们通过研究大气运动、能量转换和波动等现象，揭示了气候变化的原因和规律。
此外，动力气象学在防灾减灾、水资源管理等领域也发挥着重要作用。
2. 动力气象学的基本概念2.1 大气运动方程组大气运动方程组是描述大气运动的物理方程，包括连续性方程、动量方程和能量方程。
这些方程组基于质量守恒、牛顿第二定律和能量守恒等物理定律，为我们提供了研究大气运动的基本工具。
2.2 涡旋运动大气中的涡旋运动是天气系统和气候变化的重要因素。
涡旋运动包括环流、涡度和螺旋度等概念。
了解涡旋运动有助于我们预测天气变化和气候趋势。
2.3 准地转运动准地转运动是指大气中接近地转平衡状态的运动。
在这种状态下，大气运动主要受到地转偏向力和压力梯度力的作用。
准地转运动为我们提供了一个简化的大气运动模型，便于研究和预测天气。
2.4 大气波动大气波动是大气运动中的周期性变化，包括重力波、惯性重力波和Rossby 波等。
这些波动在天气系统和气候变化中起着关键作用，了解它们有助于我们预测天气和气候。
《动力气象学》课程辅导资料
《动⼒⽓象学》课程辅导资料《动⼒⽓象学》课程辅导资料知识点归纳总结第⼀章绪论1. 研究地球⼤⽓运动时的基本假设连续介质假设：研究⼤⽓的宏观运动时，不考虑离散分⼦的结构，把⼤⽓视为连续流体。
从⽽，表征⼤⽓运动状态和热⼒状态的各种物理量，例如⼤⽓运动的速度、⽓压、密度和温度等可认为是空间和时间的连续函数，并且经常假设这些场变量的各阶微商也是空间和事件的连续函数。
是研究⼤⽓运动的基本出发点。
理想⽓体假设：⽓压、密度、温度之间的关系满⾜理想⽓体状态⽅程。
2. 地球⼤⽓的运动学和热⼒学特性有哪些？⼤⽓是重⼒场中的旋转流体：⼤⽓运动⼀定是准⽔平的；静⼒平衡是⼤⽓运动的重要性质之⼀。
科⾥奥利⼒的作⽤：⼤尺度运动中科⾥奥利⼒作⽤很重要；中纬度⼤尺度运动中，科⾥奥利⼒与⽔平⽓压梯度⼒基本上相平衡——地转平衡；地球旋转⾓速度随纬度的变化，与每⽇天⽓图上的西风带中的波动有关；起稳定性作⽤——位能、动能的转换——锋⾯。
⼤⽓是层结流体：⼤⽓的密度随⾼度是改变的——层结稳定度；不稳定层结⼤⽓中积云对流；稳定层结⼤⽓中重⼒内波。
⼤⽓中含有⽔份：相变潜热——低纬度扰动和台风的发展。
⼤⽓的下边界是不均匀的：湍流性；海陆分布和⼤⽓环流。
3. ⼤⽓运动的多尺度性⼤⽓运动⽆论在时间尺度还是在⽔平尺度上都具有很宽的尺度谱，不同尺度系统在性质上有很⼤差异，对天⽓的影响也不同，不同尺度运动系统之间还存在相互作⽤。
⽽根据流体⼒学和热⼒学原理建⽴起来的⼤⽓运动⽅程组，表征了⼤⽓运动普遍规律，从物理上讲，它⼏乎描述了各种尺度运动和它们之间的相互作⽤，⽅程组是⾼度⾮线性的，难以求解。
因此，在动⼒⽓象中，常对各种运动系统进⾏尺度分类，利⽤尺度分析法分析各类运动系统的⼀般性质，建⽴各类运动系统的物理模型（第三章）。
第⼆章描写⼤⽓运动的基本⽅程组1. 作⽤于⼤⽓的⼒，哪些是真实⼒，哪些是视⽰⼒？真实⼒：⽓压梯度⼒、地球引⼒、摩擦⼒，既改变⽓流的运动⽅向，也改变速度的⼤⼩视⽰⼒：科⾥奥利⼒、惯性离⼼⼒，只改变⽓流的运动⽅向，不改变速度的⼤⼩2. 描述⼤⽓运动的基本⽅程组和各⾃遵守的物理原理⽜顿第⼆定律——运动⽅程质量守恒定律——连续⽅程理想⽓体实验定律——状态⽅程能量守恒定律——热⼒学能量⽅程⽔⽓质量守恒——⽔汽质量守恒⽅程3. 分析流体运动的两种基本⽅法拉格朗⽇⽅法：着眼于微团，研究其空间位置及其他物理属性随时间变化的规律，推⼴到整个流体运动。
动力气象学 大气中的波动(5.3)--习题答案
D ≈ 10km
可得
kmax
1.34 ×10−6 m−1 .
此时的波长 L = 2π 4700km kmax
在北纬 45 度处，纬圈长度为 28000km
则沿北纬 45 度附近纬圈约有：
28000km / 4700km 6 个长波
将U * 代入急流正压不稳定的必要条件中
可得：
dζ
* a
= β * + sec hy*(2 sec h2 y*
− 1)
dy*
= 令 f ( y*) sec hy*(2 sec h2 y* −1)
求得 f ( y*) 的极大和极小值
其中
f ( y* )极大 =2
f
(
y*
)极小
=-
2 3
要使得
dζ
* a
L = ND / f0 为 Rossby 变形半径，λ 为切变常数。对典型中纬度大气，可取 D ≈ 10km ，
N ≈ 1.2 ×10−2 s−1 ， f0 ≈ 1.0 ×10−4 s−1 ， λ ≈ 2.5×10−3 s−1 。
（1） 试依据此估算中纬度大气最大斜压不稳定增长率，以及扰动 e 指数倍增长所需 时间（e 折倍时间尺度）。
北纬 45 度，此处 β0 ≈ 1.61×10−11m−1s−1 。问此带状波扰动是否稳定？
解：由题可知，判断正压不稳定的条件为：
β-
∂2u ∂y 2
|y= yc
=
yc∈( y1 , y2 )
0
其中 y1, y2 之间为急流的宽度，若在 y1, y2 之间存在一点 yc ，使得判断条件
为零，则有可能出现扰动不稳定。
解：设= ∇2ψ B cos k(x −Ut)
《动力气象》课件
动力气象的应用案例
航空航天
动力气象在航空航天领域的天 气预报和飞行安全中发挥着重 要作用。
能源
动力气象用于可再生能源的规 划、风能、太阳能等的资源评 估和利用。
气候研究
动力气象帮助科学家了解和预 测气候变化，为应对气候变化 提供依据。
动力气象的基本原理
1 气象要素与动力学关系
了解气象要素与动力过程的基本概念，掌握气象要素对动力过程的影响。
常用的动力气象指标
1 风场和涡度指标
通过分析风场和涡度数 据，可以了解大气的运 动和湍流现象。
2 温度和湿度指标
温度和湿度是描述大气 状态的重要指标，对动 力气象有着重要影响。
3 大气层结指标
大气层结的变化对于气 象现象的发生和发展具 有重要意义。
动力气象预报技术
1
数值模式和动力模拟
运用数值模式和动力模拟进行天气的预测和模拟，提高预报准确性。
2
数据分析和观测技术
通过数据分析和观测技术获取气象数据，为预报提供可靠的基础。
3
预报系统的评估和改进
对预报系统进行评估和改进，不断提高预报技术和准确性。
《动力气象》PPT课件
动力气象是研究大气运动和天气现象相互关系的跨学科领域。本课件将深入 探讨动力气象的概念、原理、指标、预报技术与应用案例，帮助您全面了解 这一重要领域。
主题背景介绍
概念与重要性
动力气象研究大气运动和天气现象之间的关 系，对于天气预报、气候变化等具有重要意 义。
应用领域
动力气象在航空航天、能源、气候研究等领 域有广泛应用，对社会经济发展具有重要影 响。
动力气象-第五章(平衡运动2)
地转偏差的作用：
辐合
低压
上升运动 恶劣天气
辐散 高压 下沉运动 好天气
地转偏差和水平加速度方向垂直，在北半球指 向水平加速度的左侧。地转偏差的大小与水平
加速度成正比，与纬度的正弦成反比。
地转运动：V 0 dV 0 dt
天气系统不变
dV V 0 0 dt
地转偏差是天气系统变化的重要原因 。
准地转理论被广泛应用于大尺度大气运动
热成风与冷暖平流
自上而下地转风随高度逆转时——气层中有冷平流 自上而下地转风随高度顺转时——气层中有暖平流
热成风与冷暖平流
单站高空风图
讨论：
①热成风与温度和气压有关，温度差愈大，等压面越倾 斜，水平气压梯度力愈大，空气运动的速度也就愈快。
②热成风的风压定律：在北半球，背热成风而立，高温
在右，低温在左，热成风与等温线是平行的。
③只要温度场不变，热成风的大小、方向就不变。 热成
风风速大小与平均温度梯度成正比，与纬度成反比， 等温线越密集热成风越大。
讨论：
V V g V V
dV 1 h P fk V dt fk Vg fk V fk V
第五章 自由大气中的平衡流场
一．自然坐标系及其运动方程
二．平衡流场的基本型式和性质 ★ 三．地转风随高度的变化以及热成风★
基本要求
掌握热成风和地转偏差的概念和性质
三 地转风随高度的变化以及热成风
地转风随高度的变化 ——由热力作用引起的 （1）正压大气和斜压大气 “流体力学”中正压流体和斜压流体
f P) 正压流体：密度仅仅是气压的函数，＝（ 斜压流体：＝f ( P, T ）
动力气象-第五章(平衡运动1)讲解
3. 750～500hPa间气层的平均温度向东每100km降 低3℃，如果750hPa地转风为东南风20m/s，求 500hPa上的地转风风速和风向，以及750～ 500hPa气层内的平均地转温度平流的大小？
fVG 0 ：n轴 负方向
1
p n
0, 正 p 0 中心为高压 n
0,由于离心力在大尺度中很小，不合理。
北半球四种类型的梯度风平衡
(a)正常低压；(b)正常高压；(c)异常低压；(d)异常高压
2. 梯度风速
1
P n
fVG
VG2 RT
0
1
P n
fVG
VG2 RT
地转风： 0
1
P n
fVg
两式联立得到： Vg 1 VG
VG
fRT
讨论：
Vg 1 VG
VG
fRT
⑴ 气旋式运动，梯度风速小于地转风速
RT 0
Vg 1 VG
即VG Vg
⑵ 反气旋式运动，梯度风速＞地转风速
RT 0
点。因此研究静力平衡条件下大气平衡流场的
平衡；准水平无辐散
性质，对理解实际水平流场的特征有重要意义。
主要针对：
① 准水平； ② 无摩擦（自由大气）。
一 自然坐标系下的运动方程
自然坐标系：
一 自然坐标系下的运动方程
自然坐标系
曲率
曲线的弯曲程度 与切线的转角有关 与曲线的弧长有关
动力气象复习资料(名词解释和简答)
一、各章节重点内容第一章：地球大气的基本特征？第二章：描述大气运动的基本方程组包括哪些？根据P23（2.52）推导位温公式。
根据球坐标运动方程组P28（2.78），证明绝对角动量守恒P29（2.82）式。
绝对坐标系、旋转坐标系、球坐标系和局地直角坐标系的区别，作图说明。
第三章：掌握尺度分析的方法，能对简单的方程进行尺度分析。
第四章：z坐标转化到p坐标所需要的数学物理条件，P坐标的优缺点？第五章：自由大气中根据力的平衡存在哪几种平衡？平衡的关系式是什么？正压大气与斜压大气的概念。
推导热成风方程（p94-p95），并利用热成风判断冷暖平流。
第六章：自然坐标系中，推导涡度的表达式，并分析各项的意义P111。
根据z坐标系中的水平动量方程推导涡度方程，并简要解释各项的意义。
根据位涡守恒原理解释形成过山槽的原因。
第七章：有效位能的概念。
内能、重力位能、动能、潜热能的表达式。
第八章：大气中行星边界层的主要特征，公式推导及解释埃克曼抽吸？公式推导及解释旋转衰减作用？第九章：利用微扰动法和标准波型法分析大气波动特征，如重力外波、重力惯性外波？或者，根据布西内斯克近似方程组分析，重力内波或惯性内波？第十章：描述地转演变过程？地转适应过程和演变过程在哪些方面体现了区分？第十一章：通过无量纲化方程组，利用摄动法推导第一类正压大气零级和一级方程组（P255-P257）。
利用P260（11.45）推导位势倾向方程并说明位势倾向方程中各项物理意义，或推导ω方程及解释各项物理意义。
第十二章：几个概念：惯性不稳定、正压不稳定、斜压不稳定、对称不稳定第十四章：CISK，热带大气动力学的基本特征名词解释（20分左右）简述题（20分左右）简单计算（10分左右）简单推导（10分左右）复杂推导、证明、解释等题（40分左右）二、名词解释要求（1）冷暖平流，（2）罗斯贝数，（3）梯度风，（4）地转风，（5） 平面近似，（6）Ekman抽吸，（7）旋转减弱，（8）惯性不稳定，（9）斜压不稳定，（10）CISK，（11）正压不稳定，（13）尺度，（14）基别尔数，（15）里查森数，（16）热成风，（17）地转偏差，（18）速度环流，（19）涡度，（20）有效位能，（21）摄动法，（22）惯性稳定，（23）中尺度对称不稳定，（24）条件不稳定，（25）气压梯度力，（26）重力，（27）平衡流场，（28）Q矢量，（29）位势倾向，（30）质量守恒数学表达三、理解物理过程要求1．地转偏差及其作用？2．有效位能及其性质？3．尺度，尺度分析法，尺度分析法的不确定性？4．为什么说等压面图上等高线愈密集的地区水平气压梯度力愈大？5．p坐标建立的条件是什么？p坐标的优缺点是什么？6．简述大气长波的形成机制？7．什么是微扰动法？8. 斜压不稳定波的结构有哪些特点？9．简述科里奥利力随纬度的变化？10．大气中考虑哪几种能量？简述净力平衡大气中全球能量平衡过程？11．薄层近似？12．局地直角坐标系？与一般直角坐标系的区别？13．热力学变量尺度及其特征？14．什么是σ坐标系？15．位势涡度守衡及其过山槽的形成？16．标准波形法？17．重力惯性外波生成的物理机制是什么？为什么说当地转平衡遭到破坏后，就会激发出重力惯性外波？而在地转平衡条件下，不存在或者说滤去了重力惯性外波？18．什么是Boussinesq近似？什么是滞（非）弹性近似？采用Boussinesq近似或滞弹性近似为什么可以滤去声波？从物理上说明静力平衡近似可以滤去沿垂直方向传播的声波，但不能滤去沿水平方向传播的Lamb波。
自由大气
观测方法
重力波是因静力稳定大气受到扰动而产生的惯性振荡的传播。当气块受到扰动离开平衡高度向上移动时绝热 冷却，重力使其回复到平衡位置。而当气块继续向下运动时，气块绝热增温，浮力使其回复到平衡位置去。这种 振动向外传播便形成波动，由于引起气块上下移动的力是重力或浮力，因此这种波叫重力波或浮力波。
重力波是一种垂直横波。这类波动水平传播时，空气质点上、下移动。与之相对照，纵波或压缩波传播时， 质点运动是平行于波的传播方向的。而水平横波纬向传播时，质点是作经向移动的。背风波也是一种重力波，是 一种有与地形有关的固定发生源的重力波。
一般当风自暖空气吹向冷空气时（暖平流），风向将随高度作反气旋式旋转；当风自冷空气吹向暖空气时 （冷平流），风向将随高度作气旋式旋转。
地转风是地转偏向力与气压梯度力严格平衡时的运动，这时空气质点的速率和方向是不改变的，也就是说等 压线是直的。因此，在等压线曲率较大的地区，或者沿气流方典等压线分布的疏密很不均匀的条件下，地转风近 似就比较差。在空气质点运动时，如果其轨迹的曲率甚大，则向心加速度很显著而切向加速度却很小。这种情况 下，地转偏向力、气压梯度力和离心力相平衡，我们称这种平衡运动为梯度风。
地转风随高度的变化，如果在某气层中平均气温是均匀分布的，则两气压层间的垂直厚度也是均匀的。在这 种情况下，气压场在垂直万向上没有改变，等压面在垂直方间的坡度也不改变，地转风不随高度变化，各等压面 上最低高度的位置正好在同一垂直线上。如果气层中平均温度分布不均匀，右侧比左侧暖，这时最低气压的轴线 愈往高处则愈偏于冷空气一侧。
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热成风与冷暖平流
自上而下地转风随高度逆转时——气层中有冷平流 自上而下地转风随高度顺转时——气层中有暖平流
热成风与冷暖平流
单站高空风图
讨论：
①热成风与温度和气压有关，温度差愈大，等压面越倾 斜，水平气压梯度力愈大，空气运动的速度也就愈快。
②热成风的风压定律：在北半球，背热成风而立，高温
在右，低温在左，热成风与等温线是平行的。
地转偏差的作用：
辐合
低压
上升运动 恶劣天气
辐散 高压 下沉运动 好天气力管项： Nhomakorabea P
正压流体： 等压面平行于等容面， 力管项为0 斜压流体： 等压面与等容面相交， 力管项不为0
P f ( P, T ) 实际大气 P RT , RT 大气一般是斜压的
T ) P 0时，力管项＝0， 当 （
大气具有正压流体的性质； （ T ) P 0时，力管项 0， 大气具有斜压流体的性质。
第五章 自由大气中的平衡流场
一．自然坐标系及其运动方程
二．平衡流场的基本型式和性质 ★ 三．地转风随高度的变化以及热成风★
基本要求
掌握热成风和地转偏差的概念和性质
三 地转风随高度的变化以及热成风
地转风随高度的变化 ——由热力作用引起的 （1）正压大气和斜压大气 “流体力学”中正压流体和斜压流体
f P) 正压流体：密度仅仅是气压的函数，＝（ 斜压流体：＝f ( P, T ）
等压面上温度分布不均匀
——斜压大气情形，暖区密度减少，气柱
膨胀。 P+与P-之间二个气柱重量
相同，密度暖区小于冷区
——高度h1>h2 —— P+与P-不平行
——热成风不为0
讨论：
正压大气，等压面上温度分布均 匀，热成风为0，上下运动一致。
斜压大气，等压面上温度分布不均 匀，热成风不为0，上下运动不一致。
③只要温度场不变，热成风的大小、方向就不变。 热成
风风速大小与平均温度梯度成正比，与纬度成反比， 等温线越密集热成风越大。
讨论：
V V g V V
dV 1 h P fk V dt fk Vg fk V fk V
地转偏差和水平加速度方向垂直，在北半球指 向水平加速度的左侧。地转偏差的大小与水平
加速度成正比，与纬度的正弦成反比。
地转运动：V 0 dV 0 dt
天气系统不变
dV V 0 0 dt
地转偏差是天气系统变化的重要原因 。
准地转理论被广泛应用于大尺度大气运动
热成风——地转风随高度的变化
热成风
定义热成风：
热成风：地转风随高度的改变量称热成风，
即上下两层地转风之差。
z坐标系和p坐标系下的水平运动方程
等压面上温度分布均匀
——正压大气情形，密度仅仅和气压有关 P+与P-之间二个气柱 重量相同，密度相同
——高度也相同
—— P+与P-平行 ——热成风为0