词条 | 大气波动 |
释义 | daqi bodong 大气波动(卷名:大气科学 海洋科学 水文科学) atmospheric waves 地球大气在重力、惯性力、科里奥利力或层结等因素作用下所发生的各种振荡(见大气中的作用力、大气静力稳定度)。主要包括声波、重力波、惯性重力波、声重力波(见大气次声波)、行星波、开尔文波和罗斯比-重力混合波(见热带平流层波动)。 实际大气中所观测到的波动,往往是由各种不同振幅和不同波速(或频率)的单色波叠加而成的所谓波群。波群和单波的传播速度往往不同:波群传播的速度称为群速度cg,单波传播的速度称为相速度c。 ![]() ![]() 如果c和k无关,dc/dk=0,则Cg=c,说明在波的传播过程中,能量始终聚集在波内而不被分散;反之,如果c和k有关,dc/dk≠0,则cg≠c,说明能量随波的传播而被分散,这种现象称为能量频散,并称这种波为频散波(色散波)。 声波 在可压缩的大气中,声源的振动,使邻近空气产生压缩和膨胀,形成了具有弹性振荡性质的大气波动,称为声波(见大气声学)。它属于纵波,可以沿任一方向传播。在绝热的可压缩的空气中,其波速为 ![]() 重力波 在具有一定层结(空气密度或气温具有一定的铅直分布)的大气中,空气在重力和铅直惯性力作用下,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,它属于横波。 重力波在大气中分为外波和内波两种: 重力外波 发生于大气上下边界或理想自由面上的波动。它可以沿任一水平方向传播而强度不减,其波速为 ![]() ![]() 重力内波 发生于稳定层结大气中的波动。在这种大气中,起始位于气压为P0高度的气块(图1)受扰动之后,铅直向上移动到气压为PA的高度时,气块温度因干绝热膨胀而下降到TA,它低于环境温度T′A。这时,产生的净阿基米德浮力,使该气块不能继续上升。气块在重力作用下,又开始返回,到达起始位置Po,这时因为惯性的缘故,它越过Po继续下移,在下移的过程中,它因干绝热压缩而增温,到PB的高度时具有气温TB,因为TB高于环境空气的温度T′B,气块又将在净阿基米德浮力作用下重新向上运动。如此,气块将围绕平衡位置(P0所在的高度)振荡,就形成了重力内波。它可以同时在水平方向和铅直方向传播,其波速为其中 ![]() ![]() 重力内波是大气小尺度运动(水平尺度l的量级约为10公里)过程中的主要波动,许多小尺度的天气现象(见中小尺度天气系统),都和重力内波的活动密切相关。 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形成的波动。它和重力波一样,也可分为惯性重力外波和惯性重力内波两种。它们的波速分别为 ![]() ![]() 惯性重力内波是大气中尺度运动(水平尺度l的量级约为102公里)过程中的主要波动,许多中尺度的天气现象都和惯性重力内波的活动密切相关。 长波 当西风带气流有南北扰动时,由于科里奥利参数f随纬度变化而产生的大气波动。因为地球大气中的这种波动最早是由瑞典气象学家 C.-G.罗斯比研究的,所以又称为罗斯比波。这种波的水平尺度与地球半径相当, 所以又称行星波。 揭示行星波特征的主要参数为 ![]() ![]() 长波的移动 在正压无辐散的大气中,如果纬向西风的平均速度ū 为常数,则长波的波速可表为 ![]() 长波的波长愈大,移动速动愈慢。静止或驻定的长波(CR=0),其波长为 ![]() ![]() 长波的能量频散 长波是频散波,其群速度为 ![]() 长波是大尺度运动中的主要波动,是近代动力气象学中最重要的发现之一。长波理论的建立,为近代数值天气预报奠定了物理基础。 参考书目 J. Pedlosky , Geophysical Fluid Dynamics ,Springer-Verlag,New York,1979. G.J.哈廷纳著,北京大学地球物理系气象专业译:《数值天气预报》,科学出版社,北京,1975。G.J.Haltiner,NumericalWeather Prediction,John Wiley & Sons,New York,1971. 郭晓岚讲授,朱伯承整理:《大气动力学》,江苏科学技术出版社,南京,1981。 |
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