(地转偏差)
《动力气象学》学习资料：第四章 平衡流场
地转平衡关系的重要性：
揭示了风场与气压场之间最简单， 最基本的联系。
大尺度运动处于准地转平衡状态， 这是大尺度运动一个重要性质。
2、热成风 — 由热力作用引起的(Thermal Wind)
地转风随高度的变化产生热成风。
地转风可能随高度发生变化吗？
Байду номын сангаас
1
1
g
Vg f k hP f k f k p z
正压大气中等压面、等密度面、等温面重合； 斜压大气中等压面与等温面、等密度面相交。
表征项：
B P
斜压矢量
力管项：
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
由 图
力管项 0时，即（T )P 0， 大气具有正压流体的性质；
第四章 自由大气中的平衡运动
(Balance Flow)
由尺度分析可知，大尺度运动中铅直速 度远小于水平速度，运动是准水平的，并且 对于中纬度大尺度运动而言，运动是准定常 的，在水平方向上作用于大气的力基本上相 平衡。
讨论在一些力的平衡下的大气水平运动， 即所谓大气平衡运动。这些平衡运动有：地转 风、梯度风、旋转风等，这些平衡运动反映了 大气运动的基本特征。
等压面坡度。
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
－－两等压面没有坡度变 化—地转风不随高度变 化—热成风为0
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
动力气象-复习题周顺武
动力气象学习题集一、名词解释1.地转平衡：对于中纬度大尺度运动，水平气压梯度力和水平科氏力（地转偏向力）接近平衡，这时的空气作水平直线运动，称为地转平衡。
2.f平面近似：又称为f参数常数近似。
在中高纬地区，对于大尺度运动，y/a<<1，则f=f0=2Ωsinϕ0=const。
3.地转偏差：实际风与地转风之差。
4.尺度分析法：依据表征某类大气运动系统各变量的特征值来估计大气运动方程中各项量级的大小，判别各个因子的相对重要性，然后舍去次要因子而保留主要因子，使得物理特征突出，从而达到简化方程的一种方法。
5.梯度风：水平科氏力、惯性离心力和水平气压梯度力三力达到平衡，此时空气微团运动称为梯度风。
6.地转风：对于中纬度天气尺度的扰动，水平科氏力与水平气压梯度力接近平衡，这时空气微团作直线运动，称为地转风。
7.正压大气：大气密度的空间分布仅依赖于气压(p)的大气，即：ρ=ρ(p)，正压大气中地转风不随高度变化，没有热成风。
8.斜压大气：大气密度的空间分布依赖于气压(p)和温度(T)的大气，即：ρ=ρ (p, T)。
实际大气都是斜压大气，和正压大气不同，斜压大气中等压面、等比容面（或等密度面）和等温面是彼此相交的。
9.大气行星边界层：接近地球表面的厚度约为1－1.5km的一层大气称为大气行星边界层。
边界层大气直接受到下垫面的热力作用和动力作用，具有强烈的湍流运动特征和不同于自由大气的运动规律。
10.旋转减弱：在旋转大气中，由埃克曼层摩擦辐合强迫造成的二级环流大大加强了行星边界层与自由大气之间的动量交换，使得自由大气中的涡旋系统强度快速减弱，这种现象称为旋转减弱。
11.埃克曼抽吸：由于湍流摩擦作用，埃克曼层中风有指向低压一侧的分量，在低压上空产生辐合上升运动，同理在高压上空产生辐散下沉运动，这种上升下沉运动在边界层顶达到最强，这种现象称为称为埃克曼抽吸。
12.波包迹：在实际大气中，一个瞬变扰动可以看成是由许多不同振幅、不同频率的简谐波叠加而成的，这种合成波称为波群或波包。
动力气象-复习题20
动力气象学习题集一、名词解释1. 地转平衡：2. f 平面近似：3. 地转偏差：4. 尺度分析法：5. 梯度风：6. 地转风：7. 正压大气：8. 斜压大气：9. 大气行星边界层：10. 旋转减弱：11. 埃克曼抽吸：12. 波包迹：13. 环流：14. 环流定理：15. 埃克曼螺线：16. 梯度风高度：17. 非频散波：18. 微扰法（小扰动法）19. 声波：20. 重力外波：21. Boussinesq 近似：22. 正压不稳定：23. 斜压不稳定：二、判断题1. 中纬度地转运动准水平的原因之一是重力场的作用使大气质量向靠近地球固定边界一薄层中堆积，从而制约了铅直气压梯度，限制了大气运动的铅直尺度。
2. 等压面图上，闭合高值等高线区域，等压面是下凹的，在闭合低值等高线区域，等压面是上凸的。
3. 小尺度运动不满足静力平衡条件，但仍然可以用p 坐标系运动方程组描述他们的运动规律。
4. 压高公式说明，气层厚度正比于平均温度，气压随高度按指数单调递减，且平均温度愈低，气压随高度递减愈慢，反之亦然。
5. 如果运动是绝热、无摩擦和定常运动，且周围无水汽交换，那么单位质量湿空气的显热能、位能、动能、潜热能之和守恒。
6. 有效位能是动能唯一的“源”，但不是唯一的“汇”。
7. 风随高度分布的对数定律是指在不稳定条件下，近地面层的风速分布特征。
8. 不规则湍涡运动会引起动量和其它物理量的输送，它的最小单位是分子。
9. 动力气象学是流体力学的一个分支。
10. 物理量的空间分布称为物理量场。
11. 气压梯度力反比于气压梯度。
12. 速度散度代表物质体积元的体积在运动中的相对膨胀率。
13. 笛卡尔坐标系中的三个基本方向在空间中是固定的，球坐标系中的三个基本方向随空间点是变化的。
14. 大气运动被分成大、中、小尺度是按照时间尺度划分的。
15. 当f处于系数地位不被微商时，取f=f o；当f处于对y求微商地位时，取df/dy=常数，此种处理方法称为B平面近似。
81-名词术语-风场与气压场的关系名词术语
1.5
地转风：水平气压梯度力与水平地转偏向力两力平衡，风沿等压线或等高线吹，背风而立，高气压在右（北半球）。
ϕh g K f
g v ∇⨯= 热成风：上、下两层地转风矢量差或地转风随高度变化称热成风。
热成风沿着等平均温度线或等厚度线吹，背热成风而立，高温在右（北半球）。
正压大气与斜压大气：
正压大气：空气密度ρ仅仅是气压变化决定，即)(P ρρ≡，引用状态方程)(,T RT P ρρρ≡=，即等压面，等密度面，等温面三者重合。
地转风随高度无变化：0=∂∂-=p
V V g T 。
斜压大气：空气密度ρ不仅仅是随气压P 变化而且随温度变化，即),(T P ρρ≡。
等密度面，等压面，等温面不重合，等压面与等温面，等密度面相交。
这样，等压面上有等温线分布。
地转风随高度有变化，0≠∂∂-=p
V V g T ，就有热成风。
地转偏差：实际风与地转风之差称为地转偏差。
切向地转偏差与法向地转偏差：空气作曲线运动（可以看作流线曲率）由于水平气压梯度力和水平地转偏向力两力不平衡所产生的法向加速度所对应的切向地转偏差称切向地转偏差又称纵向地转偏差（τ s
s fR V D 22-=）空气运动V 可以视为沿流线（)0=∂∂t
V 分布不均匀时沿流线方向上的平流加速度所对应的法向地转偏差称法向地转偏差又称横向地转偏差（n s v f v D n ∂∂=2）。
动力气象试题解答
动力气象试题解答一、名词解释1.科里奥利力科里奥利力是一种视示力，它只是在物体相对于地球有运动时才出现。
单位质量空气微2V3始终与和V3相垂直，团所受的科里奥利力为2V3。
而与赤道平面垂直，所以2V3必通过运动微团所在的纬圈平面内。
在北半球，科里奥利力指向速度的右方，科里奥利力对空气微团不作功，它不能改变空气微团的运动速度大小，只能改变其运动方向。
2．尺度分析法尺度分析法是一种对物理方程进行分析和简化的有效方法。
尺度分析法是依据表征某类运动系统的运动状态和热力状态各物理量的特征值，估计大气运动方程中各项量级大小的一种方法。
根据尺度分析的结果，结合物理上考虑，略去方程中量级较小的项，便可得到简化方程，并可分析运动系统的某些基本性质。
3．罗斯贝数罗斯贝数的定义式为R0Uf0L，它代表水平惯性力与水平科里奥利力的尺度之比。
罗斯贝数的大小主要决定于运动的水平尺度。
对于中纬大尺度运动，R01，科里奥利力不能忽略不计，对于小尺度运动，R01，科里奥利力可忽略不计。
4.Richardon数理查德孙（Richardon）数的定义式为RiNDU，它代表垂直惯性力与水平科里奥利力的尺度之比。
由于222glnzVz2N2Vz2N2D2~Ri，理查德孙数又是一个U2与大气层结稳定度和风的铅直切变有关的动力学参数。
层结愈不稳定，风的铅直切变愈强，则愈有利于湍流和对流运动的发展，所以Ri可用于判断对流或扰动发展的条件。
5．地转风等压线为一族平行的直线（|RT|）时的平衡流场称为地转风场，或称为地转运动。
在地转运动中，水平气压梯度力与科里奥利力相平衡。
地转风的方向与等压线相平行，在北半球（f＞0），高压在速度方向右侧，低压在速度方向左侧；地转风大小与水平气压梯度成正比，与密率和纬度的正弦成反比。
地转风关系的重要性在于揭示了大尺度运动中风场和水平气压场之间的基本关系。
6.梯度风最一般的平衡流场称为梯度风场。
在梯度风运动中，水平气压梯度力、科里奥利力、惯性离心力相平衡。
《动力气象名词130》更新版
影响程度。
51、雷诺（Reynolds）数：水平惯性力与水平分子粘性力之比，即 Re
=
UL υ
，可用来判别
大气运动形式（层流或湍流）。
52、Ekman 数：水平方向上由于动量垂直输送引起的湍流摩擦力与水平科氏力之比，即
E = L ，表示湍流摩擦力对大气运动的影响程度。 k f0H 2 53*、Richardson 数：空气运动因克服重力场作功消耗的脉动动能与雷诺应力转变来的脉动
T
= T0
−γ z
(γ
= − ∂T ∂z
= const.)。
若γ
→
0,多元大气
→ 等温大气；若γ
→
g R
,多元大气
→ 均质大气；若γ
→ γ d ,多元大气 →
等位温大气（绝热大气）。
7*、温室效应：大气中有许多成分（如水汽、CO2，称为温室气体）可以很好地透过太阳短 波辐射，又能够有效地吸收地表发射的长波辐射。大气吸收长波辐射后使自身温度升高， 并向各方向重新发射长波辐射，而大气向下发射的长波（逆）辐射将补充地表损失的长波 辐射而使地表升温。 8、大气窗：大气对地面的长波辐射的吸收具有选择性，在 8.5～12 微米的波长范围内吸收 很弱，而地面辐射在这段波长范围内的放射能力较强，可透过大气进入宇宙空间。 9*、位温：也称位势温度。气压为 p，温度为 T 的干气块，干绝热膨胀或压缩到 1000 百帕
3
版权所有：成都信息工程学院 大气科学系 李国平（教授） 2008 年 9 月
f0
= 2Ω sin ϕ0
= const, β
=
2Ωconsϕ 0 a
= const 。
具体做法：
f
不被微分时，令
地转偏差对大气运动和天气变化的意义
地转偏差对大气运动和天气变化的意义示例文章篇一：哎呀呀，你们知道地转偏差吗？这东西可神奇啦！对大气运动和天气变化有着超级重要的意义呢！就比如说有一天，我和我的小伙伴们在操场上玩耍。
那天的风一会儿往东吹，一会儿往西吹，把我们的头发都吹得乱七八糟的。
这时候，老师走过来跟我们说，这就是大气在运动呢，而地转偏差在其中可起着不小的作用。
我就特别好奇，地转偏差到底是个啥？后来我才知道，它就像是一个调皮的小精灵，在大气运动中捣乱。
本来大气应该按照一种规律来运动的，可这个小精灵一出现，就把这规律给打乱啦！想象一下，大气就像一条大河，本来河水是平稳地流淌着。
地转偏差呢，就像是河里突然出现的大石头，让水流改变了方向，变得不再那么平静。
那地转偏差对天气变化又有啥影响呢？有一次，天气预报说第二天会下雨，结果真的下了。
我就想，这会不会和地转偏差有关系呢？原来呀，地转偏差能让冷暖空气不再乖乖待在自己的地方，它们会跑过来跑过去，一相遇，就会带来降雨、降雪这些天气变化。
这就好比两个小朋友，本来在自己的房间里玩得好好的，突然其中一个跑到另一个房间去捣乱，结果就闹得不可开交。
还有啊，地转偏差还会影响台风的路径呢！台风就像一个调皮的孩子，到处乱跑。
而地转偏差呢，就像是在后面推了它一把，让它改变了方向，说不定就跑到我们这边来啦！你们说，地转偏差是不是很神奇？它就像一个隐藏在大气中的魔术师，悄悄地改变着我们的天气。
所以呀，我们可得好好研究地转偏差，这样就能更准确地预测天气，提前做好准备，不怕被突然变化的天气弄得措手不及啦！示例文章篇二：《地转偏差对大气运动和天气变化的意义》嘿，同学们！你们知道吗？在我们头顶上的那片天空中，有一个神奇的东西叫做地转偏差，它可对大气运动和天气变化有着超级重要的意义呢！有一次，在科学课上，老师给我们讲起了地转偏差。
我当时就想，这到底是个啥呀？后来我才慢慢明白，它就像是一个隐藏在天空中的神秘力量。
你看，大气就像一个巨大的游乐场，里面的空气分子们不停地跑来跑去。
动力气象学期末考试题基本概念复习题(最新整理)
一、名词解释范围（共计20分）（1）冷暖平流：由温度的个别变化与局地变化的关系：或 33dT T V T dt t ∂=+⋅∇∂ dT T T V T w dt t t∂∂=+⋅∇+∂∂ 移项后，有：T dT T V T w t dt t∂∂=-⋅∇-∂∂ 设，则有0,0dT w dt == （ s 方向即水平速度的方向。
空气微团做水平运动T T V T V t s∂∂=-⋅∇=-∂∂ 时，即使为微团本身的温度保持不变，也会引起温度场的局地变化。
） 当，即沿着水平速度方向温度是升高的，风由冷区吹向暖区，这时0T s∂>∂0T V s ∂-<∂（即），会引起局地温度降低，我们便说有冷平流。
0T t∂<∂ 当，即沿着水平速度方向温度是降低的，风由暖区吹向冷区，这时0T s ∂<∂0T V s ∂->∂（即），会引起局地温度升高，我们便说有暖平流。
0T t ∂>∂总之温度平流是通过水平气流引起温度的重新分布而使局地温度发生变化的。
（2）罗斯贝数：水平惯性力与水平科氏力之比，即：，表示大气运动的准地转程00U R f L=度，也可用来判别大气运动的类型（大、中、小尺度）和特性（线性或非线性）。
（3）梯度风：水平科氏力、离心力和水平气压梯度力三力达成的平衡。
此时的空气运动称为梯度风，即。
21V p fV R nρ∂+=-∂（4）地转风：对于中纬度天气尺度的扰动，水平科氏力与水平气压梯度力接近平衡。
这时的空气作水平直线运动，称为地转风，表达式为： 。
1g V p k f ρ=-∇⨯ （5）平面近似：中高纬地区，对大尺度运动，，则，其中β/1y a <0f f y β=+002cos 2sin ,f const const aϕϕβ=Ω===具体做法：不被微分时，令。
在平流项中被微分时，令f 0f f const ==f 。
f const yβ∂==∂实质：利用纬度处某点的切平面代替该点附近的地球球面（即取局地切平面近似），0ϕ只考虑地球球面性最主要的影响—科氏参数随纬度的变化。
第6章大气中的准地转运动
横辐散风）。
V2
1/
f
VhVh
/ sn
1/
f
VhVg
/ sn
横辐散偏差风
当地转风沿流线方向增大时，则由此引起的地转偏差风 指向地转风的左侧（左图）；当地转风沿流线方向减小时 ，则由此引起的地转偏差风指向地转风的右侧（右图）
（2）纵辐散风
V
Vh2
s
f rs
槽前脊后的区域是地转偏差风 的纵辐散区，而在脊前槽后区 域则是地转偏差风的纵辐合区。
§6.2 地转适应理论概要
1、适应过程和演变过程的基本概念：
演变过程
由动力平衡向动力不平衡过渡的
准 （发展过程） 过程，属于平衡中的运动过程。
地
转
过
适应过程
由动力不平衡向新的动力平衡过渡
程 （调整过程） 的过程，属于运动中的平衡过程。
2、适应过程与演变过程的可分性
1）时间尺度上的可分性
P坐标系大尺度水平运动方程一级简化可写为：
纵辐散辐合偏差风
（3）风的对流变化引起的地转偏差－－热成偏差风
V
k
Vh
f p
k
Vg
f p
f
R 2p
hT
热成偏差 风与大气的斜压性和垂直运动有关：当有上升运 动时，V 与 hT 方向相反；当有下沉运动时， V 与 hT 方 向相同，如出现暖（冷）中心区，则偏差风矢量由四周（ 中心）指向中心（四周）。
V
V
V
h
(
H t
)
h
(
H t
)
V
V
负变高中心
V
正变高中心
(2) 横辐散和纵辐散风：
1 f
k
天气学原理名词解释
天气学原理名词解释1、地转风：地转风是自由大气中水平气压梯度力和地转偏向力相平衡时的空气的水平运动。
风沿等压线（等高线、等位势线）吹，背风而立低压在左高压在右2、梯度风：水平气压梯度力、水平地转偏向力、惯性离心力平衡时，有效分力为零，风沿等压曲线作惯性等速曲线运动，这就是梯度风。
3、热成风：地转风随高度的改变量4、地转偏差：实际风与地转风之差称为地转偏差5、气团：指气象要素（主要指温度和湿度）水平分布比较均匀的大范围的空气团。
水平尺度可达几千千米，垂直范围可达几千米到十几千米。
6、锋面：锋为密度不同的两个气团之间的过渡区。
在近地面层中过渡带宽约数十公里，在高层可达200-400公里。
宽度与其水平长度相比(长达数百-数千公里)是很小的。
在天气图上由于比例尺小，可把它近似地看成一个面，即锋面。
7、锋生：指密度不连续性形成的一种过程或指已经有的一条锋面，其温度或位温水平梯度加大的过程。
锋消：指与锋生过程相反的过程。
8、气旋：是占有三度空间，在同一高度上中心气压低于四周的大尺度涡旋。
在北半球，气旋范围内气流作逆时针旋转，南半球相反。
9、反气旋：是占有三度空间，在同一高度上中心气压高于四周的大尺度涡旋。
在北半球，反气旋范围内气流作顺时针旋转，南半球相反。
10、锋面气旋：气旋中有锋面的气旋叫锋面气旋，其温压场是不对称的，移动性较大，而且是带来云和降水的主要天气系统。
11、大气环流：是指在全球范围内，水平尺度横跨数千公里，垂直尺度延伸数十公里以上，时间尺度在1-2日以上的平均运动。
是各种不同尺度的天气系统发生发展和移动的背景条件。
12、经圈环流：是指风的经向分量和空气的垂直运动在子午面上组成的环流圈。
13、三风四带：如果不计经向风速分量，平均而言，近地面层的纬向风带可分为三个：极地东风带、中纬度西风带和低纬度信风带。
与这三个风带相应的地面气压带是四个：极地高压带、副极地低压带、副热带高压带和赤道低压带。
通常称为“三风四带”。
第一章07 地转偏差
0
1
P fk V F
G
F
V D Vg
x轴
A
摩擦力使实际风小于地转风，而实际风的风速是 与地转偏向力成正比的，所以地转偏向力就减小， 小于与地转风成正比的气压梯度力，于是风向气压 梯度力的方向偏离，形成固定的地转偏差（如图） 。摩擦力的方向在风的反方向上，地转偏向力在风 的右侧垂直方向，于是形成三力的平衡。
讨论
（1）地转偏差与摩擦力垂直并指向摩擦力右侧。
（2）摩擦力的作用使实际风速减小，风向向低压 一侧偏转。 可以从实际风和地转风的夹角看摩擦力的大小，夹
角越大，摩擦力越大。
统计结果 陆地 35—45% 海上 60—70%
风向偏角 35—45度 15—20度
③在北半球的摩擦层中， 低压气流成气旋式辐合（上升运动，云雨天气）
D
D
G
G
由于近地面有固定的指向低压方向的地转偏差， 所以地面低压有大气的水平辐合，辐合后上升、冷 却，水汽饱和、凝结成云致雨，所以是阴雨天气。 反之，地面高压，风偏向低压，形成高压内辐散， 高层大气下沉来补充，下沉增温，所以是晴好天气 。这是最早的天气预报思路。
地面低压不是直接辐合的，而是逆时针旋转的辐合系统 ，地面高压就是顺时针辐散的系统。
Department of Atmospheric Sciences Yunnan University
1、摩擦层中的地转偏差 摩擦层中的摩擦力与其它力是同量级的大项，所以不 能忽略。有摩擦力的介入，力的平衡就发生很大的变化。 假定摩擦力是恒定的，摩擦层的风也是匀速的，这时摩擦 力与气压梯度力、地转偏向力实现了三力的平衡，大气是 平衡运动。
2、自由大气中的地转偏差 2.自由大气中的地转偏差 气压梯度力与地转偏向力不平衡，必然产生加速 度，引起地转偏差。 1 p du 由一级简化运动方程 fv
天气学原理重点考点概述
b) 垂直运动作用
① 稳定大气（一般状态下）
当
时，
，锋生；
当
时，
，锋消。
说明：
ω ＞ 0，下沉； ω ＜ 0，上升。
三、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。
Vg2
Vg1
讨论： 1. 热成风与等平均温度线平行，背热成风而立， 低温在左，高温在右。
2. 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。
3. 热成风与冷暖平流
自下而上地转风随高度逆转时——气层中有冷平流 自下而上地转风随高度顺转时——气层中有暖平流
补充：天气图上判断冷暖平流
a) 24小时变温(△T24)： <0 >0
冷平流 暖平流
b) 水平温度平流：
c) 等高线与等温线有交角处，有温度平流 等高线与等温线平行处，无温度平流
4. 中纬度系统的温压结构 a) 中纬度对流层中，温度分布南暖北冷， 所以高层为西风气流，且高度越高，西风越大。
b) 地面闭合高压和低压系统 在高空转变为西风气流的波状槽脊。
⑶ 温度槽脊超前于高度槽脊
∴温度平流对槽脊发展起主要作用
任意槽脊
温度槽脊落后于高度槽脊
温度槽脊超前于高度槽脊
④ 非绝热加热随高度的变化项
>0，非绝热加热随高度增加，
等压面位势高度降低。
<0，非绝热加热随高度减小，
等压面位势高度升高。
二、ω方程
动力气象考试题
一、 名词解释1.地转平衡: 地转平衡是指非粘性流体运动场在气压梯度力恰好与科里奥利力平衡时的状态。
2.地转偏差:g v v v-='、实际风与地转风的矢量差定义为地转偏差3. f －平面近似：在中纬度读取，若运动的经向水平尺度远小于地球半径时（L/a 1<<）,可以取f ≈0f 把f 作为常数处理，这种近似称为f －平面近似4.β－平面近似:取0f 近似相当于完全没有考虑地球球面性所引起的f 随纬度的变化。
高一级近似是所谓的β平面近似(1)当f 处于系数地位不被微商时，取f ≈0f (2)当f 处于对y 求微商地位时，取β=dydf =常数 5.全位能:静力平衡大气的内能和位能之和。
6.有效位能：大气处于某一状态时，可用于转换为动能的能量只是全位能的一小部分，这部分能量称为有效位能，余下的称为非有效位能。
7.Ekman 抽吸：因为二级环流是由行星边界层摩擦所驱动的，所以产生此二级环流的机制称为埃克曼抽吸8.二级环流：在准地转涡旋流场中，由于湍流摩擦效应将会在埃克曼层中造成强迫的铅直环流，它叠加在准地转水平环流之上，称之为二级环流。
9.相速度： k c /ω=表示等位相面沿x 方向移动的速度10.群速度：k c g ∂∂=/ω 群速指波群传播的速度11.波的频散：无论g c < c 还是g c >c 波群的宽度最终总是加宽的，这表明扰动量将逐渐被分散，扰动能量相对于合成波列的传输现象为波的频散12.正压大气：密度的空间分布只依赖于气压，即ρ=ρ(p)，这种大气状态称作正压大气。
正压大气中等压面、等密度面和等温面重合在一起。
13.斜压大气:密度的空间分布不仅依赖于气压而且依赖于温度，即ρ=ρ(p,T)，这种状态称作斜压大气。
斜压大气中等压面与等密度面、等温面是交割的。
二、简述题1、利用公式和示意图说明散度对涡度变化的影响；117页 ))(()(x u y f p x p u y t ∂∂+∂∂+-∂∂∂∂-∂∂∂∂=∂∂υςυωως散度项：))((x u y f ∂∂+∂∂+-υς 中高纬天气尺度运动中涡度~10因此，当有水平辐散时，绝对涡度要减小，有水平辐合时，绝对涡度要增加，，水平辐合辐散引起的绝对涡度变化，是由于涡管强度守恒所要求的，水平辐合辐散引起涡度变化的机制，对于天气尺度扰动的发展是头等重要的。
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。
《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。
天气学原理 慕课
天气学原理
天气学原理是研究大气中天气变化规律的科学。
以下是一些天气学原理的详细讲解：
- 地转偏差：
- 摩擦层中的地转偏差指向摩擦力方向的右侧，且与其垂直。
- 自由大气中，地转偏差垂直于加速度方向，并指向加速度方向的左侧。
- D1为气压的局地变化，造成风的局地变化所引起的地转偏差，为变压风。
常用等三小时变压表示。
- D2等高线的辐合辐散或者等高线的弯曲所造成的平流加速度引起的地转偏差，分为法向地转偏差和切向地转偏差。
法向地转偏差又称为横向地转偏差，用等高线的辐合辐散来表示；切向地转偏差又称为纵向地转偏差，用等高线的曲率来表示。
- D3是由对流加速度引起的地转偏差。
上升运动时，指向温度梯度的方向；下沉运动时，指向温度升度的方向。
第4章 地转适应过程
⎪ ⎪
∂t
−
fv
=
−
∂φ ∂x
⎪ ∂v
⎨ ⎪
∂t
+
fu
=0
⎪ ∂φ ⎪⎩ ∂t
+
C02
∂u ∂x
=
0
∂(24) 1 ∂t
，利用 (24)2
和 ∂(24) 3 ∂x
可得：
∂2u ∂t 2
= C02
∂2u ∂x2
−
f
2u
6
（4.24） （4.25）
《动力气象学》电子教案 －编著、主讲：成都信息工程学院大气科学系 李国平教授 制作：林蟒、李国平
3） p 系连续方程
∂u + ∂v + ∂ω = 0 → D + ∂ω = 0
∂x ∂y ∂p
∂p
（4.17）
无量纲化形式：
∵D
=
Dg
+
D' ∴U L
'⎛ ⎜ ⎝
∂u
' 1
∂x
+
∂v1' ∂y
⎞ ⎟
+
⎠
O(ω ) ∆zP
∂ω1 ∂p1
=
0
（4.18）
U' L
=
O(ω )
∆zP
→ O (ω )
=
U' L
+
∂vg ∂y
⎞ ⎟
dp
−
⎠
p p0
⎛ ⎜ ⎝
∂u' ∂x
+
∂v' ∂y
⎞ ⎟ dp ⎠
=
−
p p0
⎛ ⎜ ⎝
∂u ' ∂x
天气学原理问答题汇编2
问题：为什么在气旋性环流中风速和气压梯度都可以无限增大？而反气旋性环流中风速和气压梯度都较小，且有一个极限值？1）在气旋环流中其三个力的平衡如书中图1.22（a ）所示。
地转偏向力和惯性离心力指向相同方向，其合力与气压梯度力相平衡。
若环流中风速增大，则地转偏向力和惯性离心力也增大，此时只要气压梯度力也增大，这三个力还是可以保持平衡。
如台风中风速可以很大，与其相伴台风中心气压很低，气压梯度很大。
2）在反气旋环流中,其三个力的平衡如书中图1.23所示.气压梯度力和惯性离心力指向相同方向,其合力与地转偏向力相平衡.若环流中风速增大,则地转偏向力和惯性离心力也增大,但是地转偏向力只是以与风速一次方成比例增大,而惯性离心力是以与风速平方成比例增大,所以当风速增大到超过某一个极限值(书中 1.92式)时,地转偏向力就不可能与气压梯度力和惯性离心力的合力相平衡.所以在反气旋环流中不可能出现很大的风速和很大的气压梯度.实际天气中我们经常看到:在反气旋高压中,风速很小,可以用这个理论来解释。
根据上面讨论，在分析天气图时，在高压中心附近，等压线应分析得稀疏些，在低压中心附近，等压线可以分析得密集些。
但是，在冬季，当冷高压中心位于高原地区如蒙古西部，由于海平面气压订正有较大的误差，在高压中心附近可出现较密集的等压线，应该理解为是虚假的。
解（1.88）式得到梯度风速率为： npR 4f2R f 2R V T 2T Tf ∂∂-±-=ρ （1.89）现讨论这个解的物理意义 1）在气旋环流中根据自然坐标的定义，f V 必定为正值，T R ＞0，n p 〈∂∂，此时(1.88)式中根号前只可能取正号。
风速f V 和气压梯度都可以无限地增大。
2）在反气旋环流中 此时，T R ＜0，n p 〈∂∂，此时(1.88)式中根号前可能取正号，也可能取负号。
⑴如果根号前取负号。
就会出现这样情形，即当0np →∂∂时，风速fR V T f -→，而且，T R 的绝对值越大，风速f V 越大。
自由大气中地转偏差的物理意义
自由大气中地转偏差的物理意义在自由大气中，地转偏差这个概念可真是个“神奇的魔法”，想想看，咱们在地球上自由自在地生活，没想到在大气中，风的走向和我们的日常生活竟然有着密不可分的联系。
地转偏差其实就是因为地球在转，风一吹，方向就跑了偏，这就像你跟朋友约好在公园见面，结果他误以为是在另一条街上。
地球自转的速度不一样，赤道那边飞快，北极那边慢得像蜗牛，风在这种环境下就得调整自己的路线，结果就是它偏了，偏了，真是让人哭笑不得。
想象一下，你在海滩上，正享受着阳光，突然海风轻轻吹来，你是不是会感到一阵清凉？可这风不是随便来的，它的方向可受地转偏差的影响。
比如说，北半球的风会偏向右边，南半球的风则偏向左边。
听上去是不是像个小魔法？这样一来，气候变化就变得复杂了，风暴、气旋等天气现象都与这个偏差有关系。
难怪气象学家总是忙得不可开交，真是“风云变幻，变化无常”啊。
这个现象不仅仅在海洋中显现，陆地上的风也难逃这个“魔咒”。
你在城市里兜风，感觉到风的方向变化，心里可能会想：“今天的风真奇怪。
”这就是地转偏差在作怪。
气候科学家们常常会说，这个偏差影响着我们全球的天气模式，甚至决定了一个地方的降雨量。
让人想起了“细水长流”，风的流向不止影响当天的天气，长期来看还会影响整个地区的生态。
更有趣的是，地转偏差不仅影响风，还影响海洋的洋流。
想象一下，海洋中的水流就像是一场舞蹈，风是舞者，而地转偏差则是伴舞的节拍，指引着它们的动作。
这样一来，洋流的流向也受到影响，形成了复杂的洋流系统。
就像把水搅拌得乱七八糟，搞得海洋生物的生存环境也随之改变，仿佛给它们的生活加了一个大大的“变数”。
地转偏差还有个更大的“终极”目标，那就是影响气候变化。
你说这玩意儿真是个“总指挥”，全球的气候模式都在它的掌控之中。
随着全球气温的变化，风和洋流的变化又会影响到生态环境，真是让人不得不感叹：“天道循环，冤冤相报。
”有些地方会因为地转偏差而变得干旱，有些地方则可能变得湿润，根本无法预测接下来会发生什么。
地转偏差的物理意义
地转偏差的物理意义哎呀呀，“地转偏差”这四个字对我这个小学生来说，一开始可真是像一团乱麻，让人摸不着头脑呢！那啥是地转偏差呢？就好像我们在操场上跑步，本来想直直地跑，可是突然有一股风使劲儿地把我们往旁边吹，让我们跑的路线歪了。
这地转偏差就像那股捣乱的风一样！有一天，在课堂上，老师给我们讲起了地转偏差。
我瞪大眼睛，竖起耳朵，生怕错过一个字。
老师说：“同学们，想象一下大气在流动，就像河流一样。
如果没有任何干扰，它会按照一种规律流动。
但是呢，这地转偏差一出现，就把这个规律打乱啦！”我心里想：“这可真神奇，难道大气也会迷路吗？”老师接着说：“地转偏差会影响天气的变化。
比如说，本来要下一场小雨的地方，因为地转偏差，可能雨就下得更大，或者干脆跑到别的地方去了。
”同学们都交头接耳起来，“哇，这么厉害！”“那它到底是怎么做到的呀？”我同桌小明挠挠头说：“这也太难懂了，感觉像变魔术一样。
”我也跟着点头：“就是就是，怎么这么复杂呀！”老师笑了笑，继续解释：“大家想想看，如果没有地转偏差，那风就只会从高压吹向低压，直直的。
但是有了地转偏差，风就会拐弯啦，就像我们在玩弹珠，弹珠碰到东西会改变方向一样。
” 我恍然大悟：“原来是这样啊！”回到家，我迫不及待地跟爸爸妈妈说起这个神奇的地转偏差。
爸爸笑着说：“这就像我们开车在路上，本来想一直直走，可是路况变化，不得不改变方向。
”妈妈也在一旁说：“对呀，生活中很多事情都是这样，计划赶不上变化。
”经过老师的讲解，还有和爸爸妈妈的讨论，我对地转偏差算是有了一点点了解。
我觉得它就像是大自然的一个小调皮鬼，总是在不经意间打乱大气的“步伐”，让天气变得变幻莫测。
你们说，这地转偏差是不是特别有趣又神秘呢？我觉得呀，大自然还有好多好多像这样神奇的现象等着我们去探索呢！。
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若干年来，天气学原理教学，具有争议的内容当属地转偏差部分： 思考！尚不成熟！
关于如何在天气图上定性分析（判断）空气运动的加速度和地转偏差。
书中用地转风近似（即实际上用地转偏差近似为零）来讨论地转偏差大小，这在逻辑上是不妥的，书中讨论这个问题时，有多处说法及书中图1.36图1.37都有质疑之处，结论似乎是牵强附会的。
如何在天气图上定性分析（判断）空气运动的加速度和地转偏差？
应该从分析气压梯度力和风场（地转偏向力）的平衡随时间和空间的变化特征来判断。
以下讨论从变压场特征来分析判断空气运动的加速度和地转偏差特征。
假定初始时刻t=0，经过△t 时间后，由于气压的局地变化，出现变压梯度场时，它是叠加在t=0时刻气压场上，由变压梯度产生的气压梯度力， 即t=△t 时，气压梯度力为
t
t h t h t t h t t p p p ∆→==∆=⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∆∂∂∇-⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∇-=⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∇-00111ρρρ （1） 式中t t h t t p ∆→=⎪
⎪⎭⎫
⎝⎛∆∂∂∇-01ρ 是经过△t 时间后，由变压梯度产生的气压梯度力（简称变压梯度力），用符号G ' 表示之。
此时，风的表达式为
()
()
t
t h t h
t
t h
t dt V d V V ∆→==∆=⎪
⎪⎭⎫
⎝⎛∆+=00
（2） 式中t
t h t dt V d ∆→=⎪⎪⎭⎫
⎝⎛∆0 是经过△t 时间后，由加速度所产生的风的变化量。
而此时的水平运动方程（不考虑摩擦力）为 t t h t t h t
t h V k f p dt V d ∆=∆=∆=⨯-⎪⎪⎭⎫
⎝⎛∇-=⎪
⎪⎭⎫ ⎝⎛)(1
ρ
t
t h h t h t h t dt V d k f t t p
V k f p ∆→===⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∆⨯+∆∂∂∇-⨯-⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∇-=0001)(1
ρρ （3）
现假定初始（t=0）时刻,气压梯度力与地转偏向力平衡，则有
t t h h t t h t dt V d k f t t p
dt V d ∆→=∆=⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∆⨯+∆∂∂∇-=⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛01
ρ （4） 式中t
t h t dt V d k f ∆→=⎪
⎪⎭⎫
⎝⎛∆⨯-0 是经过△t 后，由风的改变量所产生的地转偏向力，用符号A '
表示之。
上述（4）式可写为
A G a '+'=
（5）
式中 t
t h
dt V d a ∆=⎪⎪⎭⎫ ⎝
⎛=
是t=△t 时刻的加速度，与△t 期间的加速度 t
t h
dt V
d ∆→=⎪
⎪⎭⎫ ⎝
⎛0 是有些差别。
若变压梯度力在△t 内是不变的，且△t 又不大，则可以认为两者是相等，即
t
t h t t h dt V d dt V d ∆→=∆=⎪⎪⎭⎫
⎝⎛=⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛0 则从（4）式知：A ' 的方向是与加速度a 成垂直，并偏向于加速度a 的右侧。
此时，由（4）式也可知
t f A a
∆='
当1
-=∆f t （在中纬度地区大约3小时）时，A a '=。
当1
-〉∆f t ）时，A a '〉。
当1
-〈∆f
t ）时，A a '〈。
由（5）式矢量相加规则可知：它们可能的图像是
它的物理过程图像是：当出现变压梯度力G ' 时，空气块在G ' 的作用下，向G ' 的
方向做加速度a 移动，而在这样移动同时地转偏向力A ' 就同时出现，使加速度a
运动向右偏，使a
与G ' 及A ' 三者呈现出如上图所示那样特征。
至于地转偏差D 的
方向，书中（1.100）式已证明：它总是垂直于加速度a
方向的左方，上图显示D
也是偏向于负变压梯度一侧。
书中图1.36按上述讨论方法，正确的示意图像应该如下图所示。
G
'A '
D a
注意书中的图1.36（a ）中加速度a
是指向等变压线，怎么解释这个现象？与变压梯度相垂直，按牛顿力学定律，即变压梯度力对加速度不起作用，而地转偏差与加速度有书中（1.100）式所表达的固定关系，这样不是变压梯度力也对地转偏差不起作用了吗？这样与讨论的目的相矛盾了，所以书中这个图是值得质疑，其根本原因是用了地转近似所致。
留存进一步研究 2006 秋。