成都信息工程学院：《动力气象学》课程教学资源（电子教案）动力气象名词130.pdf_大学文库

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 1 动力气象名词 130 注：序号右上角有星号的为核心名词。 1、有效辐射：即地面有效辐射，指地面长波辐射与地面所吸收的大气长波逆辐射的差额。 2、辐射平衡：地面吸收的总辐射能与发射的总辐射能的差额。 3、太阳常数：在日地平均距离处，大气上界与太阳光线垂直的平面上所接受到的太阳辐射能，通常取其值 S0＝1.97 卡·厘米－1 ·分－1＝1367 瓦·米－2 。 4、凝结高度：多指抬升凝结高度（不同于对流凝结高度），即未饱和气块绝热上升至其水汽达到饱和时的高度，亦即云开始形成的高度，也是干绝热线与通过地面露点等饱和比湿线相交的高度。 5、自由对流高度：状态曲线与层结曲线初次相交的高度，对流依靠不稳定能量的释放而自由发展的高度。 6、多元大气：气温随高度呈线性变化的大气，即 0 d ( .) 0, , , T T T z const z g R γ γ γ γ γγ ∂ = − =− = ∂ →→ → → → → 。若多元大气等温大气；若多元大气均质大气；若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）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：气压为 p，温度为 T 的干气块，干绝热膨胀或压缩到 1000 百帕时所具有的温度， 1000 ( ) p 0 p R C T d dt θ θ = → 即＝如果干绝热。 10、假相当位温：气块沿干绝热线上升到凝结高度后，再沿湿绝热上升，直到所含水汽全

版权所有:成都信息工程学院大气科学系李国平(教授)2005年8月部凝结脱落后,再沿干绝热线下降到1000百帕时所具有的温度,记为θ 如果a=0.则为湿绝热、假湿绝热。 11、假湿绝热过程:饱和湿空气上升过程中发生凝结,并将其凝结物全部降落,则上升时为湿绝热过程,下降时为干绝热过程。假湿绝热过程中θ和θ。(假湿球位温)守恒。 12、不稳定能量:大气中所储存的、在一定条件下可转化为上升气块动能的那一部分能量 3、条件不稳定:若γn<y<%,则这种空气对未饱和湿空气层结是稳定的,对饱和湿空气是不稳定的。条件不稳定的判据:S+〉S-,称真潜在不稳定;S+S+,称假潜在不稳定;S← =0,称为条件稳定。其中S代表不稳定能量面积 14、位势不稳定:也称对流不稳定。指稳定、未饱和气层经整层抬升至适当高度而变成不稳定、饱和气层。一个气层可能是对流不稳定,但却可能是条件稳定的。对流不稳定判据: a6∠0。 15、挟卷过程:气流在上升过程中不断地由侧向卷入一些外部空气与之混合或空气自上升气流中流出,这种非封闭系统的空气混合过程称为挟卷过程 16、动力锋生:通过某些大气动力过程(如气流汇合)建立起具有强温度梯度特征的锋区的机制。 17、湿静能:湿空气的内能、压力能、位能及潜热能之和,即湿静能=Cr+2+g=+lg。也称蒙哥马利位势。 18、有效位能:简称APE,闭合系统中全位能与温度场按绝热过程重新调整后所具有的最小全位能的差,是全位能中能够转化为动能的最大可能值。也可理解为稳定层结中空气垂直向上位移克服净的阿基米德浮力所作的功 19、拟能:又称准地转位涡能,其值是相对准地转位涡平方的1/2。 20、负粘性输送:又称反串级耗散,指大尺度运动从小尺度运动吸取能量的一种反常能量转换现象。 1、有效重力:地球引力与惯性离心力的矢量和(合力)。 22、薄层近似:由于地球大气的有效厚度远小于地球半径r,故当r处于系数地位时可用地球平均半径a代替r,也称浅薄大气近似。 3、曲率项力:球坐标系中,由地球球面性和空气运动共同引起的一种虚拟力,其特征为

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 2 部凝结脱落后，再沿干绝热线下降到 1000 百帕时所具有的温度，记为θ se 。 0, se d dt θ 如果则为湿绝热、假湿绝热。 = 11、假湿绝热过程：饱和湿空气上升过程中发生凝结，并将其凝结物全部降落，则上升时为湿绝热过程，下降时为干绝热过程。假湿绝热过程中θ se 和θ sw （假湿球位温）守恒。 12、不稳定能量：大气中所储存的、在一定条件下可转化为上升气块动能的那一部分能量。 13、条件不稳定：若 m d γ S－,称真潜在不稳定；S＋－S＋,称假潜在不稳定；S＋＝0，称为条件稳定。其中 S 代表不稳定能量面积。 14、位势不稳定：也称对流不稳定。指稳定、未饱和气层经整层抬升至适当高度而变成不稳定、饱和气层。一个气层可能是对流不稳定，但却可能是条件稳定的。对流不稳定判据： < 0 ∂ ∂ z θ se 。 15、挟卷过程：气流在上升过程中不断地由侧向卷入一些外部空气与之混合或空气自上升气流中流出，这种非封闭系统的空气混合过程称为挟卷过程。 16、动力锋生：通过某些大气动力过程（如气流汇合）建立起具有强温度梯度特征的锋区的机制。 17、湿静能：湿空气的内能、压力能、位能及潜热能之和，即湿静能= gz Lq P CV T + + + ρ 。也称蒙哥马利位势。 18* 、有效位能：简称 APE，闭合系统中全位能与温度场按绝热过程重新调整后所具有的最小全位能的差，是全位能中能够转化为动能的最大可能值。也可理解为稳定层结中空气垂直向上位移克服净的阿基米德浮力所作的功。 19、拟能：又称准地转位涡能，其值是相对准地转位涡平方的 1/2。 20、负粘性输送：又称反串级耗散，指大尺度运动从小尺度运动吸取能量的一种反常能量转换现象。 21、有效重力：地球引力与惯性离心力的矢量和（合力）。 22、薄层近似：由于地球大气的有效厚度远小于地球半径 r，故当 r 处于系数地位时可用地球平均半径 a 代替 r，也称浅薄大气近似。 23、曲率项力：球坐标系中，由地球球面性和空气运动共同引起的一种虚拟力，其特征为

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 3 两个空气速度分量乘积除以地球半径。 24、地转平衡：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： 1 V pk g f ρ = − ∇× G G 。 25、梯度风平衡：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 n P fV R V ∂ ∂ + = − ρ 1 2 。 26、惯性流：当气压水平分布均匀时，科氏力与惯性离心力相平衡时的空气流动，也称惯性风。 27、旋衡流：在小尺度运动中，水平气压梯度力与惯性离心力相平衡时的空气流动，又称旋衡风。 28* 、位势涡度：简称位涡度或位涡。绝热、无摩擦的旋转流体在运动过程中存在的一个动力学量与热力学量结合的守恒量，其本质为绝对涡度与涡旋有效厚度比值的一个度量。有以下几种表达形式：称 = 0 dt dϕ 的条件下的守恒量 ρ ω a ⋅∇ϕ G 为（厄特尔）位涡，其中 = + Ω G G G ω ξ 2 a 。如果绝热（ = 0 dt dθ ），ϕ →θ 则位涡为： const a = ⋅∇ ρ ω θ G ；如果流体均质不可压（ = 0 dt dρ ），ϕ → ρ 则位涡为： const a = ∇ ⋅ ρ ρ ω G ；对于具有自由面的均质不可压流体，则位涡为： const h f h az = + = ω ξ 。 29、准地转位涡：准地转模式中存在的一个守恒量，为绝对涡度（相对准地转位涡）与热力学变量构成的相当涡度之和，其守恒性是大尺度大气运动特征的综合体现。 30、奥布霍夫位涡：适应过程中存在的一个不随时间变化的量（相对涡度与扰动位势构成的相当涡度之和），它仅决定于初值。 31* 、f—平面近似：又称 f 参赛常数近似。中高纬地区，对中小尺度运动， y/a<<1，则 f = f = Ω = const 0 0 2 sinϕ 。 32* 、 β —平面近似：中高纬地区，对大尺度运动， y/a<1，则 f = f + βy 0 ，其中

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 4 const a cons f const = Ω = Ω = = 0 0 0 2 2 sin , ϕ ϕ β 。具体做法： f 不被微分时，令 f = f = const 0 。 f 在平流项中被微分时，令 const y f = = ∂ ∂ β 。实质：利用ϕ 0 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），只考虑地球球面性最主要的影响—科氏参数 f 随纬度的变化。 33* 、赤道 β 平面近似：在低纬或赤道地区，取 y a f y Ω = = 2 β 。 34、力管：由等压面和等比容面相交所构成的管子。力管项： ∫ ∫ ∫ − = − = − L p L L adp R TdInp C InθdT 。如果大气中无力管，则 = 0 dt dCa ，即为开尔文环流守恒定理。 35、力管效应：即力管可产生新环流或使原有环流加强或者减弱的动力作用。 36* 、正压大气：大气密度的空间分布仅依赖于气压的大气，即 ρ = ρ( p)。如：均质大气、等温大气和绝热大气。正压大气中， = 0 ∂ ∂ p Vg G （地转风不随高度改变，即没有热成风）。 37* 、斜压大气：大气密度的空间分布依赖于温度和气压的大气，即 ρ = ρ(P,T)。 38、斜压矢量：表征大气斜压性的物理量，即： * *( ) 1 *( ) * 2 s = ∇α −∇p = −∇α ∇p = ∇ρ ∇p = ∇ −α∇p ρ G 0, 0, 0, 0, 0, 0, ss ss ss hz hz hz == ≠= ≠≠ GG G 为正压大气；为相当正压大气；为斜压大气。 39、自动正压大气：大气在运动过程中，原来的正压状态不随时间变化，如均质大气和绝热大气。 40、相当正压大气：等压面上的等高线和等温线完全平行，因而热成风和地转风在所有高度上同向，地转风随高度只有大小的变化，没有方向的改变。 41、唯压性：又称定压性。空气微团在运动过程中，其密度仅决定于其压力，即 ρ ρ = ( p,t) 42、流线：处处与瞬时风速平行的线，即流线上任意一点的切线方向与该点风向一致. 43、轨迹：也称轨线，指空气质点在有限时间内走过的路径。 44、蒙哥马利流函数：也称干静能，指显热能与重力位能之和，即： c T gz M p ψ = +

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 5 45、布伦特-魏萨拉频率：也称浮力频率，气块由于浮力作用而产生垂直振荡的圆频率，即 z g z N g ∂ ∂ = ∂ ∂ = − − θ θ ρ ρ 1 。 46、变压风：由变压的水平梯度引起的地转偏差，即： 2 1 h p V t f ρ ∂ =− ∇ ∂ JG 。 47、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大小，从而简化方程的一种方法。 48* 、罗斯贝（Rossby）数：水平惯性力与水平科氏力之比，即： L U f R 0 0 = ，表示大气运动的准地转程度，也可用来判别大气运动的类型和特性（线性或非线性）。 49、热力学罗斯贝数：由南北温差特征值∆T 和科氏参数 f 构成的无量纲量，即： f L gH T R T 2 0 0 ∆ = 50* 、弗罗德（Froude）数：水平惯性力与重力之比，即 gL U Fr 2 = ，表示重力对运动的影响程度。 51、雷诺（Reynolds）数：水平惯性力与水平分子粘性力之比，即 U Re υ = L ，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 2 f 0H L Ek = ，表示湍流摩擦力对大气运动的影响程度。 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动能之比，即： 2 2 2 2 ( ) ( ) ( )( ) d i h h h g g T z N z z z R V V V θ γ θ γ ∂ − ∂ = == ∂ ∂ ∂ ∂ ∂ ∂ JJJG JG JG 。Ri 可用来判断湍流或对流运动是否发展，即 , , RR RR R i ic i ic ic 对流发展；对流抑制,其中为临界值。也可用来判断大气（特别是近地层大气）层结稳定度，即 0, , R RR i i > 层结稳定；＝0 层结中性； <0，层结不稳定。 i 54、基别尔数：局地惯性力与水平科氏力之比或惯性特征时间尺度与运动时间尺度之比

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 6 即 0 0 1 1 ( i i f f τ ε τ τ τ == = 为惯性运动周期），可用来判别大气运动的定常性和快慢性。 55、涡度方程的准地转近似：简化涡度方程时，涡度和涡度平流的风采用地转风近似，但其水平散度项只能用实际风计算。准地转涡度方程为 2 0 0 0 ( ) , ( ), , g g gg gg g g k V f fV V f V t t p ff ς ς ω φ φ ς ςς ∂ ∂ ∂ ×∇ ∇ = − ⋅∇ + − ∇⋅ = − ⋅∇ + = = ∂ ∂∂ G JJG JG JJG JJG 或＋其中。 56、第一类准地转运动：出现的条件： 2 o oi S R RR < 或～1，即为中纬度大尺度运动或水平尺度小于地球半径的大气长波，运动具有显著的涡旋性质。 57、第二类准地转运动：出现的条件：Ro < S～1 2 或 <1，即为中纬度行星尺度运动或伯 Ro i R 格近似下的超长波运动，运动具有准定常性质。 58、半地转近似：又称地转动量近似（GM 近似），即平流项中被平流的量采用地转风近似，而平流的风场是非地转风。 59、泰勒柱：在均匀、无辐散的正压大气中，作缓慢的定常运动的空气柱其运动特点是二维（准水平）的。 60、微扰法：又称小扰动法。是一种将非线性方程组线性化，从而可求得线性波动解的方法。 61* 、正交模方法：应用标准的数学方法寻求线性化方程组的波动特解的方法，又称标准波型法或单波解方法。 62、非弹性近似：又称滞弹性近似。即在连续方程中忽略 ' t ∂ρ ∂ 项，则连续方程类似于不可压形式；在垂直运动方程中保留与 g 有关的 ' ρ ，则考虑浮力的作用。 63* 、Boussinesq 近似：在大气运动方程组中，对不同方程中与密度有关的项采取不同处理的作法，即在运动的垂直尺度与对流层大气标高相比较小的条件下，在连续方程中略去 ' w t z ∂ ∂ ρ ρ ∂ ∂ 和项，则与不可压流体的连续方程完全相同；在垂直运动方程中，流体密度的变化只考虑与 g 有关的项，即考虑浮力的作用；热力学方程中忽略 ' p t ∂ ∂ 项，保留 w 项和 ' t ∂ρ ∂ 项。 64、表面重力波：又称浅水波，国内多称重力外波。指处于大气上、下界面附近的气块

版权所有:成都信息工程学院大气科学系李国平(教授)2005年8月受垂直扰动而偏离平衡位置在重力作用下产生的波动,其波速为c=±√8H,是快波、非频散波。海洋表面上移动非常快的长波可视为其典型实例。 65、重力内波:分为层结重力内波和切变重力内波两类,前者又称浮力波。在大气内部由于层结作用或在大气内波的不连续分界面上,气块受垂直扰动而偏离平衡位置,在重力作用下产生的波动。层结重力内波的波速与层结稳定参数有关,是中速波、频散波,可在水平和垂直两个方向同时传播。由浮力产生的小尺度对流运动与重力内波有密切关系 66、罗斯贝波:又称大气长波,可代表大尺度运动。可分为正压罗斯贝波和斜压罗斯贝波两大类,前者又分水平无辐散罗斯贝波(经典罗斯贝长波)和水平有辐合辐散(叶笃正长波)两种,后者又分层结罗斯贝波和层结一垂直切变混合型罗斯贝波两种。对于水平无辐散的正压大气,大尺度水平扰动在罗斯贝参数B的作用下保持绝对涡度守恒而产生的波动,其波速为c=n-B,是慢波,频散波。对流层中上层位势高度场和流场呈现的波动状分布可认为是罗斯贝波的反映。对于具有水平辐合辐散的正压大气,大尺度水平扰动在罗斯贝参数和水平散度共同作用下保持位涡涡度守恒而产生的波动,称为有水平辐合辐散的罗斯贝波 67、地形罗斯贝波:气流爬越山脉时受地形影响产生的扰动,在β效应和地形效应共同作用下形成的大气长波,其位涡保持守恒。天气学上称为背风槽或地形槽 68、定常罗斯贝波:中高纬度西风带中,由于地形作用而在一定地理区域上形成的定常的平均槽脊,又称永恒性波解。 69、 Poincare波:又称 Sverdrup波,国内多称惯性一重力外波。自由面的垂直扰动在重力及水平科氏力共同作用下形成的波动,其波速c=l±8H+()2,是快波、频散波,对于正压大气的地转适应过程有重要作用。 70、惯性一重力内波:在非弹性近似下,考虑层结作用,大气内部的垂直扰动在重力及科氏力共同作用下形成的波动,是频散波,可代表中尺度大气运动,在斜压大气的地转适应过程中起重要作用。 71、Lamb波:又称惯性一水平声波。在中性层结下,空气水平扰动在大气可压缩性及科氏力共同作用下形成的一种特殊形式的声波,其满足静力平衡且只沿水平方向传播。 72、波包:由许多不同振幅、不同频率的简谐波叠加而成的波列振幅的包络线,即载波的

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 7 受垂直扰动而偏离平衡位置在重力作用下产生的波动，其波速为c u gH = ± ，是快波、非频散波。海洋表面上移动非常快的长波可视为其典型实例。 65* 、重力内波：分为层结重力内波和切变重力内波两类，前者又称浮力波。在大气内部由于层结作用或在大气内波的不连续分界面上，气块受垂直扰动而偏离平衡位置，在重力作用下产生的波动。层结重力内波的波速与层结稳定参数有关，是中速波、频散波，可在水平和垂直两个方向同时传播。由浮力产生的小尺度对流运动与重力内波有密切关系。 66* 、罗斯贝波：又称大气长波，可代表大尺度运动。可分为正压罗斯贝波和斜压罗斯贝波两大类，前者又分水平无辐散罗斯贝波（经典罗斯贝长波）和水平有辐合辐散（叶笃正长波）两种，后者又分层结罗斯贝波和层结－垂直切变混合型罗斯贝波两种。对于水平无辐散的正压大气，大尺度水平扰动在罗斯贝参数 β 的作用下保持绝对涡度守恒而产生的波动，其波速为 2 c u k β = − ，是慢波，频散波。对流层中上层位势高度场和流场呈现的波动状分布可认为是罗斯贝波的反映。对于具有水平辐合辐散的正压大气，大尺度水平扰动在罗斯贝参数 β 和水平散度共同作用下保持位涡涡度守恒而产生的波动，称为有水平辐合辐散的罗斯贝波。 67、地形罗斯贝波：气流爬越山脉时受地形影响产生的扰动，在 β 效应和地形效应共同作用下形成的大气长波，其位涡保持守恒。天气学上称为背风槽或地形槽。 68、定常罗斯贝波：中高纬度西风带中，由于地形作用而在一定地理区域上形成的定常的平均槽脊，又称永恒性波解。 69、Poincare 波：又称 Sverdrup 波，国内多称惯性－重力外波。自由面的垂直扰动在重力及水平科氏力共同作用下形成的波动，其波速 2 ( ) f c u gH k =± + ，是快波、频散波，对于正压大气的地转适应过程有重要作用。 70、惯性－重力内波：在非弹性近似下，考虑层结作用，大气内部的垂直扰动在重力及科氏力共同作用下形成的波动，是频散波，可代表中尺度大气运动，在斜压大气的地转适应过程中起重要作用。 71、Lamb 波：又称惯性－水平声波。在中性层结下，空气水平扰动在大气可压缩性及科氏力共同作用下形成的一种特殊形式的声波，其满足静力平衡且只沿水平方向传播。 72、波包：由许多不同振幅、不同频率的简谐波叠加而成的波列振幅的包络线，即载波的

版权所有:成都信息工程学院大气科学系李国平(教授)2005年8月包络线。 73、相速度和群速度:相速度是载波移动的速度,即群波中具有相同位相点的移动速度, 表示波形移动的速度。群速度是波包移动的速度,即群波中具有相同振幅点移动的速度, 表示波列(或波群)能量传播的速度。c d dkC+k 74、波的频散:波动的相速(或圆频率)与波长(或波数)有依赖关系。则波动频散时, 群波的速度通常与个别谐波的平均速度不同,个别谐波可穿过群波。由于群波一般是逐渐变宽的,即能量被频散,使原有波动逐渐减弱、消失。 75、地转偏差:实际风与地转风的矢量差。 76、地转适应过程:又称地转调整过程。地球大气运动在气压梯度力和科氏力的作用下处于准平衡状态,即使某时刻某地的风场、气压场明显偏离地转平衡关系,则大气运动内部就包含有不断调整到准地转平衡的动力过程,使得地转偏差减弱,原来的地转平衡得以重建,这种动力调整过程就称为地转适应过程 77、罗斯贝变形半径:风场与气压场相互调整保持地转平衡时的一个临界水平尺度。对于正压大气,其相当于重力外波在惯性特征时间内传播的距离。根据其与扰动水平特征尺度的相对大小可判断地转适应的方向。正压大气中,罗斯贝变形半径Ln=S√8H 78、地转适应时间:初始非地转扰源的水平尺度与非地转能量频散速度的比值 79、时间边界层:以时间f为厚度,小于此特征时间的过程为地转适应过程(不平衡的快速变化过程),大于此特征时间的过程为准地转演变过程(准平衡态的缓慢演变过程) 80、热成风适应过程:大气内部存在的一种物理机制,可使遭到破坏的热成风平衡关系迅速得以重建,从而使大尺度运动保持准静力平衡和准地转平衡。 81、旋转适应过程:可压缩流体中由于涡旋和波动的相互作用,在一定条件下,非带状扰动和惯性重力波的能量最终能够全部被纬圈环流所吸收,使得大气运动向地转旋转状态适应,最终趋向于轴对称的平衡状态 82、上、下游效应:当c>c>0或cO时,上游扰动的能量先于扰源到达下游,使下游产生新扰动或加强原有的扰动,即上游系统对下游系统产生影响,称为上游效应而当c>0,c1时,下游扰动的能量向上游传播,使上游产生新扰动或加强原有的扰动,即下游系统对上游系统产生影响,称为下游效应。两者合称上、下

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 8 包络线。 73* 、相速度和群速度：相速度是载波移动的速度，即群波中具有相同位相点的移动速度，表示波形移动的速度。群速度是波包移动的速度，即群波中具有相同振幅点移动的速度，表示波列（或波群）能量传播的速度。 g d dc c ck dk dk ω = =+ 。 74* 、波的频散：波动的相速（或圆频率）与波长（或波数）有依赖关系。则波动频散时，群波的速度通常与个别谐波的平均速度不同，个别谐波可穿过群波。由于群波一般是逐渐变宽的，即能量被频散，使原有波动逐渐减弱、消失。 75、地转偏差：实际风与地转风的矢量差。 76* 、地转适应过程：又称地转调整过程。地球大气运动在气压梯度力和科氏力的作用下处于准平衡状态，即使某时刻某地的风场、气压场明显偏离地转平衡关系，则大气运动内部就包含有不断调整到准地转平衡的动力过程，使得地转偏差减弱，原来的地转平衡得以重建，这种动力调整过程就称为地转适应过程。 77、罗斯贝变形半径：风场与气压场相互调整保持地转平衡时的一个临界水平尺度。对于正压大气，其相当于重力外波在惯性特征时间内传播的距离。根据其与扰动水平特征尺度的相对大小可判断地转适应的方向。正压大气中，罗斯贝变形半径 0 0 c gH L f f = = 。 78、地转适应时间：初始非地转扰源的水平尺度与非地转能量频散速度的比值。 79、时间边界层：以时间 1 0f − 为厚度，小于此特征时间的过程为地转适应过程（不平衡的快速变化过程），大于此特征时间的过程为准地转演变过程（准平衡态的缓慢演变过程）。 80、热成风适应过程：大气内部存在的一种物理机制，可使遭到破坏的热成风平衡关系迅速得以重建，从而使大尺度运动保持准静力平衡和准地转平衡。 81、旋转适应过程：可压缩流体中由于涡旋和波动的相互作用，在一定条件下，非带状扰动和惯性重力波的能量最终能够全部被纬圈环流所吸收，使得大气运动向地转旋转状态适应，最终趋向于轴对称的平衡状态。 82* 、上、下游效应： 0 0, 0 g g 当c 或但时， >> cc c 上游扰动的能量先于扰源到达下游，使下游产生新扰动或加强原有的扰动，即上游系统对下游系统产生影响，称为上游效应。 0 0 0, 0 g gg 而当，或，但时， c c cc cc > 下游扰动的能量向上游传播，使上游产生新扰动或加强原有的扰动，即下游系统对上游系统产生影响，称为下游效应。两者合称上、下

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 9 游效应。 83* 、伯格近似：对于超长波，涡度方程中 β 的作用与水平散度的作用相平衡，则涡度具有准定常性。 84、超长波：分移动型和准静止型两类。移动型超长波可认为是水平尺度更大的长波（罗斯贝波）。准静止型超长波主要是由于海陆分布相对应的冷热源以及地形强迫作用通过 β 效应而形成。超长波满足准静力、准地转平衡，其波速主要取决于 β 参数和层结稳定度参数。 85、气流的动力不稳定：在反气旋的梯度风中，气压梯度的约束条件为： 2 ( sin ) p r n ρ ϕ ∂ ≤ Ω ∂ 。若实际情形的反气旋流动中，气压梯度很大以至于大于上述约束条件的最大值，则称气流为动力不稳定。 86、惯性不稳定：南北移动的空气质点离开平衡位置而穿越正压、地转平衡的基本纬向气流，若基本气流对空气质点的位移起加速作用，则称惯性不稳定。惯性不稳定运动中，扰动发展的能源主要来自基本气流的动能。惯性不稳定的判据为： 0 a u f y ζ ∂ = − < ∂ 。 87* 、正压不稳定：正压大气中，由于平均纬向气流的水平切变引起的大气长波扰动发展的动力机制，称为正压不稳定。长波正压不稳定发展的能源来自于基本气流的动能。通常，正压不稳定必要条件为：平均气流的绝对涡度梯度（ 2 2 a u y y ζ β ∂ ∂ = − ∂ ∂ ）在区域中某些地方必须为零或 2 2 u y β ∂ − ∂ 存在改变符号的地方，即某些地方（ 1 2 y < y < y ）有 2 2 0 a u y y ζ β ∂ ∂ =− = ∂ ∂ 。正压不稳定可能是热带辐合带（ ITCZ ）中弱扰动发展的可能机制或是热带某些扰动发展的初期机制。进一步，正压不稳定的必要条件分： 1）第一必要条件（郭晓岚定理） 2 2 a u y y ζ β ∂ ∂ = − ∂ ∂ 在（ 1 2 y , y ）内必须改变符号； 2）第二必要条件 ( Fjortoft 定理)

版权所有:成都信息工程学院大气科学系李国平(教授)2005年8月 n与在(y,y2)内正相关。其中第一必要条件是主要的,第二必要条件只是补充条件。当这两种条件同时满足时, 扰动一般就是正压不稳定的。 88、斜压不稳定:由基本气流的垂直切变所引起的罗斯波波(大气长波)不稳定,即由于基本场的南北向温度梯度所造成的长波不稳定。由斜压不稳定产生的斜压长波发展的能源主要来自基本气流的有效位能,也可部分来自基本气流的动能斜压不稳定是中纬度天气尺度波动发展的主要机制,温带气旋的生成、斜压罗斯贝波的发展即为斜压不稳定的典型现象斜压罗斯贝波不稳定的充分和必要条件是: l7>uc和k2L),其中L是临界波长,uc为临界垂直切变,2=()2。斜压不稳定罗斯贝波的水平结构为平均温度槽落后于平均气压(流场)槽,垂直结构为: 高层流场的振幅大于低层流场,且髙层流场位相落后与低层流场,槽脊线随高度的増加向西倾斜。在这种水平、垂直结构下,槽前的暖空气一边向北流且同时上升;而槽后的冷空气一边向南流且同时下沉,则平均有效位能转换为扰动有效位能再转换为扰动动能,使扰动得以发展 89、急流内不稳定:也称急流不稳定。n=u(y,P)时,不稳定不仅与。“有关,而且与。有关,是一种由正压和斜压组合的不稳定,其不稳定的必要条件为:。④=b3m 在区域的某个地方必须为零。夏季在非洲大陆上,大气低层经常发生的2000~3000Mm的扰动,据认为就是该地区以高度700mb为中心的东风急流的内不稳定性所引起的。 90、开尔文一赫姆霍兹不稳定:简称K一H不稳定。密度差和风的垂直切变可在两层流体的分界面上产生重力内波,称为开尔文一赫姆霍兹波(K一H波)。当波速的根号内部分为负值时,则产生所谓K一H不稳定。稳定层结下形成的波状云可认为是K一H不稳定引起的 91、锋面波:旋转大气中,密度和速度不连续的倾斜分界面上,产生的惯性重力内波。这种波动的发展称为锋面波不稳定

版权所有：成都信息工程学院大气科学系李国平（教授） 2005 年 8 月 10 u 与 y a ∂ ∂ξ 在（ 1 2 y , y ）内正相关。其中第一必要条件是主要的，第二必要条件只是补充条件。当这两种条件同时满足时，扰动一般就是正压不稳定的。 88* 、斜压不稳定：由基本气流的垂直切变所引起的罗斯波波（大气长波）不稳定，即由于基本场的南北向温度梯度所造成的长波不稳定。由斜压不稳定产生的斜压长波发展的能源主要来自基本气流的有效位能，也可部分来自基本气流的动能。斜压不稳定是中纬度天气尺度波动发展的主要机制，温带气旋的生成、斜压罗斯贝波的发展即为斜压不稳定的典型现象。斜压罗斯贝波不稳定的充分和必要条件是： 2 2 uT > u C 和 2 2 k LC ），其中 LC 是临界波长，u C 为临界垂直切变， 2 2 ( ) Ca f λ = 。斜压不稳定罗斯贝波的水平结构为平均温度槽落后于平均气压（流场）槽，垂直结构为：高层流场的振幅大于低层流场，且高层流场位相落后与低层流场，槽脊线随高度的增加向西倾斜。在这种水平、垂直结构下，槽前的暖空气一边向北流且同时上升；而槽后的冷空气一边向南流且同时下沉，则平均有效位能转换为扰动有效位能再转换为扰动动能，使扰动得以发展。 89、急流内不稳定：也称急流不稳定。u = u( y, p)时，不稳定不仅与 2 2 y u ∂ ∂ 有关，而且与 2 2 p u ∂ ∂ 有关，是一种由正压和斜压组合的不稳定，其不稳定的必要条件为： 2 2 2 0 2 2 p f u y u y q ∂ ∂ − ∂ ∂ = − ∂ ∂ σ β 在区域的某个地方必须为零。夏季在非洲大陆上，大气低层经常发生的 2000～3000 km 的扰动，据认为就是该地区以高度 700 mb 为中心的东风急流的内不稳定性所引起的。 90* 、开尔文—赫姆霍兹不稳定：简称 K — H 不稳定。密度差和风的垂直切变可在两层流体的分界面上产生重力内波，称为开尔文—赫姆霍兹波（ K — H 波）。当波速的根号内部分为负值时，则产生所谓 K — H 不稳定。稳定层结下形成的波状云可认为是 K — H 不稳定引起的。 91、锋面波：旋转大气中，密度和速度不连续的倾斜分界面上，产生的惯性重力内波。这种波动的发展称为锋面波不稳定