、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 尖系：
dT T V33T
或
DT T
dt
移项后，有：
⑴
VTWdt 11
T
TdT tdt
设0,w 0 ，则有
VTw
T t
dt
r\
-V — S方向即水平速度的方向。空气微团做水平运动
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T。，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s （即To ），会引起局地温度降低，我们便说有冷平流。
t
当T。，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s
（即To ），会引起局地温度升高，我们便说有暖平流。
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：
Ro u，表示大气运动的准地转程
ofoL
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 fV1P O
Rn
（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
Vg 1 Pk 0
的空气作水平直线运动，称为地转风，表达式为：
（5） 平面近似：中高纬地区，对大尺度运动，y/a 1，则f fo f 2 si no const,2cos 0 c onst
y，其中
具体做法：f不被微分时，令f fo const。f在平流项中被微分时，令
const。
实质：利用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一科氏参数f随纬度的变化。
(6) Ekman抽吸：湍流摩擦作用一方面通过二级环流直接输送到自由大气，另一方面通过二级环流使自 由大气
与边界层进行质量和动量等物理量的垂直交换。则自由大气中质量大的空气通过被吸入边界层，而 边界层中动量小的空气被抽入自由大气。这种由湍流摩擦诱导二级环流生成的垂直交换过程称为埃克曼抽 吸，其实质上是穿越边界层顶的二级环流的垂直分支。埃克曼抽吸强度(速度)与自由大气的地转风涡度成 正比。
(7) 旋转减弱：又称旋转衰减或指数衰减。埃克曼抽吸使边界层与自由大气间产生质量和动量的交换，自 由大气
中动量大的空气被吸入边界层，边界层中动量小的空气被抽入自由大气，从而使自由大气的运动减 弱，相应的准地转涡旋环流(一级环流)的涡度也会随时间呈指数式减小，称为旋转减弱。
(8) 惯性不稳定：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：af Oa7
(9) 斜压不稳定：由基本气流的垂直切变所引起的罗斯贝波(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。
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斜压罗斯贝波不稳定的充分和必要条件是：
UTUC和k?2 2(或L Lc )淇中Lc
是临界波长，uc为临界垂直切变，
Z2 ca)
(流场)槽，垂直结构为：
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
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。
(10) CISK :条件不稳定大气中积云对流和天气尺度扰动二者之间看成是相互协调的。天气尺度扰动造成
的湿空气的强烈辐合使积云得到发展，而有组织积云对流释放潜热为天气尺度扰动发展提供能量。当积云 尺度和天气尺度扰动之间的这种相互作用，导致天气尺度扰动不稳定增长时，这一国工程称为第二类条件不 稳定，常用缩写词
由积云对流和天气尺度扰动两者相互作用所产生的不稳定性，
CISK表示。
被称作第二类条件不稳定
(Conditional Instability of Second Kind，缩写为CISK )，之所以如此称呼，是因为它与能产 生小尺 度积云
对流的条件不稳定有着较为明显的区别。
在热带条件不稳定的大气中，当地层具有天气尺度的扰动时，不稳定能量就会释放，转变为台风发 展的动能。在具体过程方面，许多的理论研究都证明，首先是条件不稳定性最适合产生积云对流，而平常的 条件不稳定性就不能解释天气尺度有规律的运动。观测又表明，平均热带天气甚至在行星边界层中也并不饱 和。因此气块在获得正浮力之前，必须先受
到相当强的强迫抬升。这样的强迫抬升只有在低空幅合区才有。因此必须把积云对流和大尺度运动看作是相 互作用的。积云对流提供驱动大尺度扰动所需的热能，二大尺度扰动又产生发生积云对流所需的湿空气幅 合。积云对流释放凝结潜热使对流层中、上层不断增暖，并使得高层气压升高，产生幅散。高层幅散又促使 低层扰动中心的气压降低，产生幅合。这种大尺度的低层幅合，又提供了积云对流发展的水汽。如此循环从 而导致扰动不断发展形成台风。这就是CISK作用的机制。
CISK机制是根据尺度相互作用得到的第二类条件不稳定目前认为是描述台风发展的一种重要机制。
这是通过边界层辐合或水汽向上输送的作用使得扰动增幅的理论：水汽凝结使得潜热释放，高空增暖和质量 流出，地面气压下降，地面辐合增强，如此循环，很好解释了台风维持和发展的机制。
1 1)上游效应：(长波的频散效应)
当Cg C 0或C 0,但Cg 0日寸，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。
(12) 尺度：表征某类大气运动系统各变量的特征值。
(13) 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'
1
f0T
^1_ V
1 为惯性运动周期） lfo
1
，可用来判别大气运动的定常性和快慢性。
14)里查森数：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
g
i Vh2（hfZ
（h）2（h）2
TZ
N2
Vh2 Vh2
Ri可用来判断湍流或对流运动是否
zz
发展，即Ri Rs对流发展；Ri Rs对流抑制，其中Fk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Ri 0层结稳定；Ri 0层结中性；Ri 0层结不稳定。
(15)热成风：铅直方向上两等压面上地转风的矢量差。(16)地转偏差：实际风与地转风的矢量差。 (17 )速度环流：流场中某一有向闭合物质曲线上的速度切向分量分量沿该闭合物质曲线的线积分，简称
环流。以C代表环流，则，C
是V3与d s之间的夹角。
V3ds V3COS ds，其中ds是和环线L
方向一致的有向弧元，
1 8 )涡度：速度场的旋度。以 表示。3 V3
(29 )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到稳定层结后所具有的最小 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。
(20 )摄动法：摄动法：又称小参数展开法或 WKB (J)方法。选择一个能反映物理特征的无
量纲小参数作为摄动量，并设方程非线性解可按此小参数展成幕级数，代入方程确定出级数的系数从而得 到原方程渐近解的一种方法。也有人认为WKBJ方法是应用多尺度方法求解非线性波动的一种作法。
(21)惯性稳定:
(22 )中尺度对称不稳定：是指在具有风速切变的基本气流中，即使在铅直方向和水平方向分别是对流 稳定和惯性
稳定的，但是当空气作倾斜上升运动时，在浮力和旋转地共同作用下，仍然可能出现的一种不 稳定现象一一对称不稳定。因其具有中尺度特征，以及它在导致中尺度扰动不稳定增长中的重要作用，所 以又称为中尺度对流不稳定。
动力气象学期末考试题基本概念复习题
