视示力：
科氏力和惯性离心力 真实力：
地转偏向力，气压梯度力，地球引力
尺度分析法：
依据物理量的特征值，估计各项量级的大小 P37。
y Rossby 数：
R 0 =水平惯性力尺度/水平科氏力尺度=U/(f 0 L)=
ζ/f 水平惯性力与水平科氏力的尺度之比 p56 R 0 <<1:地转的 R 0 >>1:非地转的
静力平衡：
静止大气，重力和铅直气压梯度力相等 P59 尺度分析的目的、P P 坐标系的建立的物理基础、
P P 。
坐标系的优缺点。
简化方程，明确各物理量
气压 P P 随高度 z z 单调递减，大中尺度具有静力平衡性质。P P 73
P P 坐标的主要优缺点是 什么
优点：
在这个坐标系中，可以直接用等压面上分析的资料进行计算；其基本方程组中减少了一个因变量，即密度的影响隐含在等压面位势变化之中；连续方程具有较简单的形式；由于引进了静力平衡近似，方程组中已滤去了对天气变化不起什么作用的沿铅直方向传播的声波。
缺点：
这个坐标系中，下边界条件很复杂，不能严格给出下边界条件，很难考虑地形的影响。
由于小尺度运动不满足静力平衡条件，故不能用 p 坐标系来描写它们的运动规律。
浅薄系统
深厚系统
地转风
等压线为一族平行的直线（曲率为零）时的平衡流场称为地转风场，或地 转运动。
地转偏向力和水平气压梯度力平衡时，背风而立，右手高压，风沿等压线吹
地转运动必须满足以下条件：
1.气流方向无外力分量；
2.运动是水平的、定常的；
3.水平气压梯度力与科里奥利力严格相平衡
地球不旋转——梯度流，使气压场趋于均匀；
地球旋转——地转流，使非均匀气压场得以维持。
地转适应理论
对于中纬度大尺度运动，罗斯贝数 Ro<1，水平气压梯度力与科氏力基本上相平衡，实际风场接近地转风场，即风场与气压场基本上处于地转平衡状态 对于一个严格的 地转风来说，必须 满足以下条件 ：
(1) 气压场是定常，(2) 等压线是平行直线，且与纬线相平行，(3) 正压均质大气。
地转偏差
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。
地转偏差对大气运动的演变有极为重要的作用。地转偏差使空气微团穿越等压线引起质量的重新分布，造成风压场的变化，是天气系统演变的一个动力因子。
准地转运动的特点：
中纬度大尺度运动是准水平、准地转平衡、准静力平衡、准水平无辐散、缓慢变化的涡旋运动。
梯度风：
地转偏向力、水平气压梯度力、惯性平衡离心力相平衡。北半球：低压 → 气旋、高压 → 反气旋。
大气运动不定常
何谓热成风？如何判断 冷暖平流？
热成风 斜压大气中地转风随高度的改变 或 高层地转风与底层地转风的矢量差 p94
背风而立，右手高温，右手低温，风沿等温线吹。
判断暖平流 地转风随高度顺转
判断冷平流 地转风随高度逆转
正压大气与斜压大气
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 。
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 。
如何判断正压大气与斜压大气 1 正压大气等压面、等容面等密度面、等温面重合，斜压大气中等压面与等密度面、等温面是交割的。
2 等压面上温度分布是均匀的，没有温度梯度
3 斜压大气是地转风随高度改变的充要条件，也就是正压大气中不存在热成风。
4 力管项为 0 是正压大气，力管项不为 0 是斜压大气。
有效位能 ：
大气处于某一状态时，可用于转换为动能的一小部分全位能 或 闭合系统中，大气的全位能与温度场按绝热过程重新调整后，系统所具有的最小全位能的差。P142 有较位能的性质
1 大气做绝热运动时，全球大气的有效位能与动能之和不会改变； 2 有效位能完全决定于初始状态的质量分布； 3 等压面、等温面呈水平分布状态且层结稳定时，有效位能等于零。
4 大气为斜压状态时，有效位能总是正值。
动能和位能的转换的必要条件 垂直运动 暖空气上升，冷空气下沉，则位能转化为动能。
冷空气上升，暖空气下沉，则动能转化为位能。
全位能 P P= = 位能+ + 内能
太阳辐射能→加热大气→增加内能→大气膨胀→重心抬高→位能增加
斜压能→有较位能（ cape ）
涡度：单位面积上的环流
简化涡度方程
相对涡度平流 项- - 牵连涡度平流 项- - 水平散度 项
正的相对涡度平流
⇔
槽前脊后
负相对涡度平流
脊前槽后
β=df/dy, 地转参数随纬度的变化率 β 效应：
牵连涡度平流-βv 又称南北运动项或 β 项，
在北半球 β＞0 ，向北运动 v＞0 , , 局地相对涡度减小；向南运动 v＜0 , , 局地相对涡度减小
水平散度项：气旋收缩 （辐合）
涡度加强 ，辐散
涡度减小
贴地层：
黏性应力很大，湍流黏性应力较小、其厚度在 2m 以内。
近地面层：
湍流应力不随高度变化，风速随高度呈对数分布，厚约 10 米。湍流对动量、热量、水汽的铅直输送通量不随高度改变——常值通量层。
n Ekman 层：
三力平衡 、 准定常， Ekman 螺线。P P 151
水平气压梯度力
地转偏向力
湍流黏性 应 力
运动具有准定常性
若将埃克曼层中各高度的风矢量投影在水平面上 ，则风的矢端迹线为等角螺线
位置：
1~1.5km
风有指向低压一侧的分量，风向斜穿等压线，由高压指向低压。
辐合使气旋加强，反气旋减弱。
辐期使反气旋加强，气旋减弱。
n Ekman 抽吸：
在边界层中，三力平衡下，风要穿越等压线，从高压指向低压，则气旋区产生辐合上升，反气旋区产生辐散下沉。这种边界层顶的垂直运动称为 Ekman 抽吸。
湍流成因：下垫面非均匀增温
热力 ⇔ 层结稳定度
动力 ⇔ 风的垂直切变
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。
因为二级环流是由行星边界层摩擦所驱动的，所以产生这种二级环流的机制成为 埃克曼抽吸。
行星边界层的湍流摩擦通过二级环流可直接影响自由大气中的运动，可是准地转涡旋强度减弱，这种作用称之为 旋转衰减作用。
二级环流的作用：
使边界层与自由大气发生物理量交换。
（1）从角动量的角度看：
边界层中角动量小的空气，输送到自由大气； 自由大气中角动量大的空气，输送到边界层。
结果：由自由大气向边界层输送角动量。
自由大气角动量减少，大气旋转减弱。边界层角动量增加，以补偿耗散。
（ （2 ）从涡度角度看。
1 1 、层结的作用：
大气密度随高度变化 ——层结大气。
分稳定、不稳定、中性层结
第九章
大气中的基本波动
波动：
质点受力的作用围绕某平衡位置振动，振动在空间的传播形成波动。
波动是振动的传播形式；波动是能量传播的一种基本形式。
简谐波 ：
简谐振动（线性振动）稳定地传播所形成的波动
表达 式：
：y=Acos(kx- ωt+α) 振幅 A A ：
离开平衡位置的最大位移 波动圆频率 ω
波长 L=(2π)/ k=cT 波数 k=(2π)/ k 波动周期 T=(2π)/L 位相 θ ≡k kx x- - ω t+ α
等位相 面 θ=常数的点构成的面 初位相 α
相速 c c ：
c=ω ω/k 等相位面沿 x 方向移动的速度。
或 波群中具有相同相位点移动的速度，表示波形移动的速度，表示波形移动的速度。
波群 ：
根据傅立叶原理，实际波动可以看成是许多单个简谐叠加组成的。
波包：
由许多不同振幅、不同频率的简谐波叠加而成的波列的包络线。
群速度 ：
波群的传播速度。即波包的移动速度， 即 群波中具有相同振幅点移动的速度。
相速度和群速度垂直
相速度和群速度 水平同向，垂直反向。
在可压缩大气中， 弹性振动形成声波， 其传播速度主要受大气平均温度的控制；稳定层结中， 浮力振荡 产生重力内波， 传播速度受静力稳定度控制；旋转大气中， 惯性振荡形成惯性内波 ，传播速度受科氏参数控制； 在β因子作用下形成 y Rossby 波。
这是旋转层结大气中最基本的波。
声波 对天气没有影响 ；重力内波 主要与飑线、山地背风波、晴空湍流等有关，还对地转平衡的建立和维持做贡献；大范围天气的演变与 罗斯贝波 有关。
非静力平衡大气中，稳定层结条件下形成 重力内波 ，既可以沿水平方向传播，也可以沿垂直方向传播。
、 声波、重力内波、惯性重力外波、 Rossb by y 波生成的必要条件？
声波：空气的可压缩性 重力内波：大气层结稳定 惯性重力外波：地球旋转 Rossby 波：地转参数随纬度的变化
重力惯性内波和重力惯性外波一样， 相对应的流场都是非地转运动， 水平辐合辐散（位势运动）是重要的。
①正压大气中罗斯贝波是由绝对涡度守恒控制的一种大尺度涡旋性波动， β效应是它得以传播的最主要机制。
②罗斯贝波相对于基本气流向西传播。对于典型的中纬度天气尺度波动，若取波长Lx=6000km，波宽 Ly= 3000km，则罗斯贝波相对于纬向基本气流的传播速度为 cpx–ū≈–6m/s，所以罗斯贝波传播速度很缓慢，是大尺度涡旋性慢波。
③罗斯贝波相速与波数有关，是频散波。罗斯贝波对能量的频散，对于天气尺度系统的演变是十分重要的，以后还要讨论这个问题。
④罗斯贝波是大尺度波动，具有准地转性，这是与重力惯性波的重要区别之一。
重力外波：是指大气上、下界面附近的气块，受到扰动而偏离平衡位置在重力作用下产生的波动。
重力内波：
稳定层结中，垂直受到扰动，就会在与位移相反的净浮力作用下，形成浮力振荡，通过水平的辐合辐散传播的波动。
1、大气是中性层结 2、大气是纯水平运动或扰动与 z 无关 3、大气是水平无辐散的 4、大气是准地转的。
惯性波：
1、不考虑地球的旋转，即不计科氏力的作用 2、大气是纯水平运动或扰动与 z 无关 3、大气是水平无辐散的 4、大气是准地转的。