5第五形態(tài)和動力學(xué)

1、 1. 地球上大氣和海水運動受的力 2. 大氣和海水的運動方程 3. 大氣環(huán)流和大洋環(huán)流 4. 渦旋運動 5. 波動 6. 垂直運動和對流 7. 湍流 8. 潮汐運動 本章部分內(nèi)容由鄭建秋老師提供，特此感謝！ 都包含著各種不同的運動系統(tǒng)都包含著各種不同的運動系統(tǒng) 各種運動系統(tǒng)的空間范圍（各種運動系統(tǒng)的空間范圍（空間尺度空間尺度）和生命期（和生命期（時間尺度時間尺度）有很大的差別）有很大的差別 大氣和海洋都是高度的大氣和海洋都是高度的非線性系統(tǒng)非線性系統(tǒng)，不，不同尺度的運動系統(tǒng)之間存在著相互作用同尺度的運動系統(tǒng)之間存在著相互作用，互相影響又互相制約。，互相影響又互相制約。 環(huán)流；渦旋；波動；環(huán)流

2、；渦旋；波動； 對流；湍流；潮汐。對流；湍流；潮汐。 它們與天氣變化或海洋狀況變化有一定的它們與天氣變化或海洋狀況變化有一定的關(guān)系。關(guān)系。 它們是由于大氣和海水在不同的力的作用它們是由于大氣和海水在不同的力的作用下運動而形成的。下運動而形成的。 重力重力 壓強梯度力壓強梯度力 摩擦力摩擦力 科里奧利力（科氏力）科里奧利力（科氏力） 引潮力引潮力全導(dǎo)與偏導(dǎo)全導(dǎo)與偏導(dǎo)dAAVAdtt TdTVTtdtVTVT 舉例 項為溫度平流，是由于空氣運動引起的溫度局地變化，風(fēng)由冷區(qū)吹向暖區(qū)，為負(fù)（冷平流）。溫度的局地變化率等于運動中的氣塊的溫度變化率（個別氣塊的增熱或冷卻率）加上溫度的平流變化率全導(dǎo)數(shù)：拉格

3、朗日觀點，指某質(zhì)點參量隨時間的變化率全導(dǎo)數(shù)：拉格朗日觀點，指某質(zhì)點參量隨時間的變化率偏導(dǎo)數(shù)：歐拉觀點，指空間某固定點參量隨時間的變化率偏導(dǎo)數(shù)：歐拉觀點，指空間某固定點參量隨時間的變化率 為了給出上述各種作用力的表達(dá)為了給出上述各種作用力的表達(dá)式和空氣（或海水）微團運動所遵循式和空氣（或海水）微團運動所遵循的方程，有必要選擇適當(dāng)?shù)淖鴺?biāo)系。的方程，有必要選擇適當(dāng)?shù)淖鴺?biāo)系。常用的有常用的有球坐標(biāo)系球坐標(biāo)系和和局地坐標(biāo)系局地坐標(biāo)系。這里所說的球坐標(biāo)系和局地坐標(biāo)系是這里所說的球坐標(biāo)系和局地坐標(biāo)系是隨地球旋轉(zhuǎn)的。隨地球旋轉(zhuǎn)的。r,kji,球坐標(biāo)系的三個坐標(biāo)球坐標(biāo)系的三個坐標(biāo)分別是空氣（或海水）分別是空氣（

4、或海水）微團所在位置（微團所在位置（P點）的點）的經(jīng)度、緯度和由地心到經(jīng)度、緯度和由地心到P點的距離。圖中點的距離。圖中分別表示與緯圈相切指分別表示與緯圈相切指向東，與經(jīng)圈相切指向向東，與經(jīng)圈相切指向北和指向天頂?shù)膯挝幌虮焙椭赶蛱祉數(shù)膯挝幌蛄俊Ａ?。在球坐?biāo)中 kji, 的方向隨地球面上的位置不同而變化，也就是說在空氣（或海水）運動過程中，kji, 隨時間是變化的。因此球坐標(biāo)系中的加速度矢量表示為 dtkdwdtjdvdtidukdtdwjdtdvidtdudtVd所以在球坐標(biāo)系中加速度向量的表達(dá)式相當(dāng)復(fù)雜。g*-地心引力地心引力2R慣性離心力慣性離心力g重力重力重力示意圖重力示意圖重力加速度隨

5、緯度變化重力加速度隨緯度變化壓強梯度力 在 x, y, z 三個方向上的分量: xPGx1 yPGy1 zPGz1 與水平壓強梯度力相比， 垂直方向上的壓強梯度力 zP1 大得多，但由于它與重力相抵消，凈浮力很小，所以垂直方向上的加速度很小。 內(nèi)摩擦力是在相鄰氣層（或水層）有相對運動時，由于分子間或空氣塊（或水塊）之間相互作用所產(chǎn)生的。由于空氣（或水）分子的熱運動或湍流運動使得空氣（或海水）分子或空氣（或海水）微團可以從某一層跑到另一層，把它們的動量從一層帶到另一層。動量輸送的結(jié)果使得速度大的層流速減小，而速度小的層流速加快，最后使相鄰兩層流體速度趨于一致。這就是內(nèi)摩擦的作用實驗表明，當(dāng)幾層流

6、體沿著同一方向以不同速度運動時，相鄰流體層之間會產(chǎn)生切應(yīng)力，它可表示為 zVz其中 V是風(fēng)速矢量，z 為在垂直方向上流速不均時上層流體對與其相鄰的下層流體的切應(yīng)力，而下層流體對上層流體的切應(yīng)力大小與 z 相等，方向相反。 單位質(zhì)量流體所受的垂直方向上的內(nèi)摩擦力為 221zVzFzI 對于由湍流引起的內(nèi)摩擦力，寫成 22zVKFzI它有三個分量。其中 Kz為垂直湍流粘滯系數(shù)。 貼近地面運動的空氣（或海水）微團除受內(nèi)摩擦作用外，還受到地表面（或海底）對它的阻力，稱為外摩擦力， 用 RF 來表示，實驗表明 RF 的大小與空氣（或海水）運動速度成正比，其方向與空氣（或海水）運動方向相反。外摩擦力的數(shù)學(xué)

7、表達(dá)式為： VKFR其中 K 為外摩擦系數(shù)。其大小與地表面性質(zhì)有關(guān)，地面越粗糙，K 值越大。平均說來， 在海面上 K0.6510-4s-1， 在陸地上 K1.910-4s-1。 圖 8.3 的分量圖在局地坐標(biāo)系中， 科氏力可表示為: kujuiwvwvukjiVFccos2sin2)cos2sin2(sincos022 其中為地理緯度。 分為太陰（月亮）引潮力和太陽引潮力。分為太陰（月亮）引潮力和太陽引潮力。 引潮力的形成：引潮力的形成： 以地以地- -月系統(tǒng)為例：地球受到兩個力的作用月系統(tǒng)為例：地球受到兩個力的作用，一是月球?qū)Φ厍虻囊Γ堑厍蚺c月，一是月球?qū)Φ厍虻囊?，二是地球與月球繞它

8、們的公共質(zhì)心運動所產(chǎn)生的慣性離球繞它們的公共質(zhì)心運動所產(chǎn)生的慣性離心力。在地心，這兩個力大小相等，方向心力。在地心，這兩個力大小相等，方向相反，是平衡的。但在地心以外，這兩個相反，是平衡的。但在地心以外，這兩個力不平衡。這兩個力的合力稱為太陰引潮力不平衡。這兩個力的合力稱為太陰引潮力。同樣太陽對地球也會產(chǎn)生引潮力，但力。同樣太陽對地球也會產(chǎn)生引潮力，但比太陰引潮力小。比太陰引潮力小。大氣和海水運動也遵循牛頓第二定律大氣和海水運動也遵循牛頓第二定律其中其中 是作用于空氣（或海水）微團是作用于空氣（或海水）微團上的各力的合力，上的各力的合力， 是空氣（或海是空氣（或海水）微團的加速度，水）微團的加

9、速度，mm為空氣（或為空氣（或海水）微團的質(zhì)量。海水）微團的質(zhì)量。 amFFa在局地坐標(biāo)系中，運動方程的分量形式為： rxFwfvxPdtducos21 ryFfuyPdtdv1 rzFugzPdtdwcos21對于尺度比較大的運動，在第三個運動方程中，對于尺度比較大的運動，在第三個運動方程中， 項比重力和垂直壓強梯度項比重力和垂直壓強梯度力小得很多，在第一個運動方程中，力小得很多，在第一個運動方程中， 項比其他項也小得多。項比其他項也小得多。所以在討論尺度比較大的運動時常常將所以在討論尺度比較大的運動時常常將這些項略去，對運動方程進(jìn)行簡化。這些項略去，對運動方程進(jìn)行簡化。rzFudtdw,c

10、os2,2cosw 本節(jié)討論的環(huán)流，包括 全球性的平均環(huán)流全球性的平均環(huán)流 局地性的熱力環(huán)流局地性的熱力環(huán)流 平均地面風(fēng)帶平均地面風(fēng)帶 圖 7.1 全球平均地面風(fēng)帶和地面氣壓場 與平均地面風(fēng)帶類與平均地面風(fēng)帶類似，但隨著高度的增加似，但隨著高度的增加，風(fēng)向更平行于等壓線，風(fēng)向更平行于等壓線。平均高空風(fēng)帶平均高空風(fēng)帶描述地轉(zhuǎn)運動的方程為描述地轉(zhuǎn)運動的方程為tan:gVgf海面的傾斜角 白貝羅定律（風(fēng)壓定律） 地轉(zhuǎn)風(fēng)與水平壓強梯度、空氣（海水）密度、地轉(zhuǎn)參數(shù)關(guān)系 赤道附近，地轉(zhuǎn)關(guān)系不成立 地轉(zhuǎn)流近地面層的風(fēng)和力的平衡關(guān)近地面層的風(fēng)和力的平衡關(guān)系系 不考慮摩擦不考慮摩擦考慮摩擦考慮摩擦Hadley

11、環(huán)環(huán)流流Ferrel 環(huán)流環(huán)流極地環(huán)流極地環(huán)流 哈得來環(huán)流圈是直接熱力環(huán)流，通過它，哈得來環(huán)流圈是直接熱力環(huán)流，通過它，大氣由低緯區(qū)向較高緯區(qū)輸送熱量，可以大氣由低緯區(qū)向較高緯區(qū)輸送熱量，可以部分地抵消高緯地區(qū)輻射能的虧損。部分地抵消高緯地區(qū)輻射能的虧損。 由此可見，由此可見，哈得來環(huán)流和信風(fēng)帶的強弱及哈得來環(huán)流和信風(fēng)帶的強弱及其變化，對地球上氣候的形成和變異有密其變化，對地球上氣候的形成和變異有密切關(guān)系。切關(guān)系。 哈得來環(huán)流哈得來環(huán)流 沃克環(huán)流圈的位置和強弱發(fā)生較大變化，就會造成某些地區(qū)的氣候異常。 海溫分布海溫分布 白天，白天，由于太陽輻射，陸地上比由于太陽輻射，陸地上比海上暖，陸地上暖空

12、氣上升，海海上暖，陸地上暖空氣上升，海上較涼的空氣下沉，形成上較涼的空氣下沉，形成海風(fēng)海風(fēng)。晚上晚上由于紅外輻射，地面降溫比由于紅外輻射，地面降溫比海面多，使海上暖，陸地上較涼，海面多，使海上暖，陸地上較涼，空氣運動方向與白天相反，形成空氣運動方向與白天相反，形成陸風(fēng)陸風(fēng)。夏季陸地比海上熱得多，形成強的大陸熱低壓（季風(fēng)低壓） 夏夏季季風(fēng)風(fēng)由由海海洋洋吹吹向向陸陸地地 冬冬季季陸地比海上冷得多，形成強的大陸冷高壓，冬冬季季風(fēng)風(fēng)由由陸陸地地吹吹向向海海洋洋 由由于于地地球球自自轉(zhuǎn)轉(zhuǎn)的的作作用用風(fēng)風(fēng)向向向向右右偏偏。 大洋上的風(fēng)場和海流場比較大洋上的風(fēng)場和海流場比較 赤道流系赤道流系 西風(fēng)漂流西風(fēng)漂

13、流 西部邊界流西部邊界流 東東部部邊界流邊界流 北印度洋季風(fēng)流北印度洋季風(fēng)流 包括南赤道流 北赤道流 赤道逆流 赤道流的平均流速：赤道流的平均流速： 赤道逆流區(qū)赤道逆流區(qū)北半球各大洋的西風(fēng)漂流 北太平洋流和北大西洋流。北太平洋流和北大西洋流。 南半球的西風(fēng)漂流 環(huán)繞南極大陸的南極繞極流環(huán)繞南極大陸的南極繞極流。 在大洋西部沿著大陸坡的狹窄地帶向北或向南的海流。 西部邊界流主要有： 太平洋中的黑潮和東澳大利亞海流， 大西洋中的灣流和巴西海流， 印度洋中的厄加勒斯海流。 灣流灣流 黑潮黑潮 黑潮黑潮親潮親潮包括： 太平洋的加利福尼亞海流 和秘魯海流 大西洋的加那利海流和本格拉海流 印度洋的西澳大利

14、亞海流。 東部邊界流的特點： 流幅寬廣，影響深度較淺，流速小。 沿岸幾乎都有上升流發(fā)生。 海水有低溫的特性，營養(yǎng)鹽豐富，生物產(chǎn)量高。 水色和透明度低 冬季東北季風(fēng)流 夏季西南季風(fēng)流。 設(shè)想把表層海水分成許多薄層。當(dāng)?shù)谝粚雍Ｋ陲L(fēng)的作用下開始運動時，它將通過摩擦作用將動量傳遞給第二層，帶動第二層海水一起運動。第二層的運動方向應(yīng)當(dāng)偏向第一層之右。類似地，第三層海水也將在第二層的作用下運動，并偏向第二層之右。這樣，動量層層向下傳遞，流向?qū)訉酉蛴移D(zhuǎn)。由于動量愈向下傳遞愈小，所以流速也隨深度減小，最后在某一深度上消失。這就是風(fēng)生海流的形成。海水在風(fēng)的作用下的流動海水在風(fēng)的作用下的流動無限深海的風(fēng)海流無

15、限深海的風(fēng)海流漂流漂流 艾克曼，1905 年發(fā)表 艾克曼的假設(shè)：艾克曼的假設(shè)：Ekman方程方程北半球取北半球取“ “+”號號南半球取南半球取“ “-”號號0000cos()4sin()42,EEzDEzDEmzEzmEuVz eDvVz eDKDVffKDEkmanVEkman 其中海表風(fēng)應(yīng)力層深度海表流的流速00cos45sin45uVvV E-(1)海表面處 z=0(2)z=-D 深處流速為表面的0.04（e ）倍流向與表面流向相反 飄流理論解的含義： 表面流速表面流速與風(fēng)應(yīng)力、垂直湍流擴散 系數(shù)以及所在緯度有關(guān)。 表面流向表面流向偏于風(fēng)向之右 45(南半 球向左偏 45)。 這一結(jié)論與

16、大洋中的觀測結(jié)果大致相符。 渦旋運動渦旋運動高低壓中心。高低壓中心。 在壓強梯度力作用下，空氣或海水 由高壓向低壓運動并在科氏力作用下發(fā)生旋轉(zhuǎn)。 在北半球， 在低壓中心附近，沿反時針方向旋轉(zhuǎn)，稱為氣旋。 在高壓中心附近， 沿順時針方向旋轉(zhuǎn)， 稱為反氣旋。 在南半球旋轉(zhuǎn)方向相反。 1) 梯度風(fēng)梯度風(fēng)： 在大氣中，如果運動的曲率較大，空氣運動時除受氣壓梯度力和科氏力作用外，還受到離心力作用。在這三個力平衡時空氣的運動稱為梯度風(fēng)， 圖 8.5(a) 北半球高、低壓區(qū)中力的平衡 在低氣壓區(qū)（氣旋），空氣微團會由外向內(nèi)運動，在北半球科氏力使它向右偏轉(zhuǎn)。于是產(chǎn)生反時針旋轉(zhuǎn)的流動。 高壓區(qū)（反氣旋）的情況則

17、相反，產(chǎn)生順時針旋轉(zhuǎn)的流動。 南半球的情況則完全相反。圖 8.5(b) 北半球高、低壓區(qū)風(fēng)的分布梯度風(fēng)的表達(dá)式： rPfVrVcc12 （在氣旋區(qū)） AAfVrPrV12 （在反氣旋區(qū)） 其中其中cV 和和 AV 分別為氣旋區(qū)和反氣旋區(qū)中的梯度風(fēng)分別為氣旋區(qū)和反氣旋區(qū)中的梯度風(fēng)速，速，r r 為曲率半徑為曲率半徑 當(dāng)曲率半徑趨于無窮時 梯度風(fēng)就變成地轉(zhuǎn)風(fēng)。 所以地轉(zhuǎn)風(fēng)是梯度風(fēng)的一個特例。 在赤道附近，科氏力很小，或者在赤道附近，科氏力很小，或者小范圍的渦旋，因為半徑很小，空小范圍的渦旋，因為半徑很小，空氣旋轉(zhuǎn)運動時離心力很大，在這兩氣旋轉(zhuǎn)運動時離心力很大，在這兩種情況下科氏力相對于離心力可以種

18、情況下科氏力相對于離心力可以忽略不計，這時主要為忽略不計，這時主要為氣壓梯度力氣壓梯度力和離心力平衡和離心力平衡，這種運動稱為旋衡，這種運動稱為旋衡風(fēng)（或旋轉(zhuǎn)風(fēng)）。風(fēng)（或旋轉(zhuǎn)風(fēng)）。 旋衡風(fēng)的例子： 范圍很小而很強烈的熱帶風(fēng)暴 和臺風(fēng) 由于局地加熱不均勻形成的旋 風(fēng)（包括龍卷風(fēng)） 旋衡風(fēng)也是梯度風(fēng)的一個特例。 旋衡風(fēng)的風(fēng)速與氣壓梯度力的關(guān)系 012rVrP 臺風(fēng)中心地面最大平均風(fēng)速臺風(fēng)中心海平面最低氣壓。 近中心風(fēng)速愈大，中心氣壓愈低，則臺風(fēng)愈強。 1958年27號臺風(fēng)是一次非常強的臺風(fēng)，臺風(fēng)中心附近最大平均風(fēng)速達(dá)110米秒，中心氣壓為877毫巴。 臺風(fēng)大風(fēng)區(qū)-臺風(fēng)外圈 風(fēng)力可達(dá)風(fēng)力可達(dá)1515

19、米米/ /秒，向內(nèi)風(fēng)速急增秒，向內(nèi)風(fēng)速急增。 臺風(fēng)渦旋區(qū)-臺風(fēng)中圈 圍繞臺風(fēng)眼的一條最大風(fēng)速帶。圍繞臺風(fēng)眼的一條最大風(fēng)速帶。 最強烈的對流和降水區(qū)最強烈的對流和降水區(qū) 臺風(fēng)破壞力最大、最集中的區(qū)域。臺風(fēng)破壞力最大、最集中的區(qū)域。 臺風(fēng)眼區(qū)-臺風(fēng)內(nèi)圈 其直徑約其直徑約10601060公里，呈圓形或橢圓形。公里，呈圓形或橢圓形。 在此圈內(nèi)風(fēng)速迅速減小或靜風(fēng)。在此圈內(nèi)風(fēng)速迅速減小或靜風(fēng)。臺風(fēng)眼臺風(fēng)眼臺風(fēng)眼墻臺風(fēng)眼墻螺旋雨帶螺旋雨帶無雨區(qū)無雨區(qū)臺風(fēng)臺風(fēng) 泰利和彩蝶（泰利和彩蝶（ 2005.08.31 at 1125Z.） 北半球五個: 北太平洋西部、北太平洋東部、 北大西洋西部、 孟加拉灣、阿拉伯海。

20、 南半球三個： 南太平洋西部、 南印度洋東部、南印度洋西部。臺風(fēng)路徑（臺風(fēng)路徑（19852005） 西太平洋臺風(fēng)的源地西太平洋臺風(fēng)的源地 菲律賓以東的洋面 關(guān)島附近洋面 南海中部。 在南海形成的臺風(fēng)， 對我國華南一帶影響重大 在菲律賓以東的洋面生成的臺風(fēng) 向西或西北方向移動 有時在我國華南或華東地區(qū)登陸，有時北上影響到我國東北、朝鮮半島或日本。 臺風(fēng)發(fā)生的季節(jié)性: 一般在生成地區(qū)太陽高度角達(dá)到最大以后的三、四個月中發(fā)生最多，而在其他月份則顯著減少。 在北半球臺風(fēng)集中在 710 月份, 以 8、9 月份為最多。 (2) (2) 溫帶氣旋和反氣旋溫帶氣旋和反氣旋水平尺度: 氣旋的直徑平均 1000

21、 公里， 大的可達(dá) 3000 公里, 小的只有 200 公里或更小些。 溫帶氣旋與反氣旋的強度的比較 平均情況而言， 冬季都比夏季要強。 海上的溫帶氣旋要比陸地上的強，海上的溫帶反氣旋則比陸地上的要弱。 。 我國常見的溫帶氣旋： 華北氣旋，東北低壓(或東北冷渦)， 江淮氣旋，西南低渦等等。 當(dāng)它們經(jīng)過某地時， 常常帶來大風(fēng)和降水等天氣過程. 反氣旋有冷性和暖性之分。反氣旋有冷性和暖性之分。 冷性反氣旋-冷高壓： 活動于中高緯度大陸近地面層 當(dāng)冷高壓主體從北方移到南方時，常常引起降溫。 在冬季，強大的冷高壓南下時，可造成 24 小時降溫超過 10的寒潮天氣。 暖性反氣旋-副熱帶高壓: 北半球的副

22、熱帶高壓有太平洋高壓和大西洋高壓 他們的位置隨季節(jié)會發(fā)生在南北方向的移動和在東西方向上的進(jìn)退。 渦度渦度速度旋量為： kyuxvjxwzuizvywV 渦度與氣旋反氣旋的關(guān)系渦度與氣旋反氣旋的關(guān)系 3. 3. 海洋中的渦旋運動海洋中的渦旋運動 灣流和黑潮的彎曲現(xiàn)象發(fā)展到一定程度時，有的彎曲部分與主體斷離，形成獨立的渦旋。 在一些海底地形復(fù)雜的地方也有渦旋。百慕大群島附近的強大的渦旋運動可能是造成很多失事的原因。 5 5波動波動 大氣和海水都是連續(xù)介質(zhì)。若在其上給一擾動，這種擾動會引起空氣質(zhì)點和水質(zhì)點在平衡位置附近振動，由于質(zhì)點之間相互聯(lián)系和相互影響，它又會引起另一部分質(zhì)點的振動，依此下去，振動

23、就會從擾源逐漸向外傳播， 這種振動的傳播稱為波動。 波動表達(dá)式的指數(shù)形式： )()(tkxictxikAeAey 由于指數(shù)形式在數(shù)學(xué)上容易處理， 在討論波動問題時常常用。 大氣和海洋中的波動及其恢復(fù)力大氣和海洋中的波動及其恢復(fù)力重力波以重力為主要的恢復(fù)力 慣性波以科氏力為恢復(fù)力 羅斯貝波其恢復(fù)力既不是重力，也 不是科氏力，而是科氏力隨 緯度的變化。 1. 1. 重力波重力波 大氣和海洋中的重力波分為 重力外波重力外波 重力內(nèi)波重力內(nèi)波。 (1)(1)重力外波重力外波 在大氣或海洋的上下邊界附近， 空氣或海水微團受擾動時所產(chǎn)生的波動。 大氣中常見的重力外波大氣中常見的重力外波 大氣下邊界有起伏時

24、，山的背風(fēng)面觀測到氣流過山后形成的背風(fēng)波. 由于氣流的波狀起伏，在山的背風(fēng)面?？捎^測到波狀云。 海洋中最常見的重力外波海洋中最常見的重力外波 風(fēng)浪和涌浪風(fēng)浪和涌浪。 風(fēng)浪是海水在風(fēng)的直接作用下產(chǎn)生的重力外波，風(fēng)浪離開風(fēng)區(qū)向遠(yuǎn)處傳播便形成涌浪。 習(xí)慣上把風(fēng)浪和涌浪合稱為海浪。 其中其中 u為平均風(fēng)速或海水的流速，為平均風(fēng)速或海水的流速， g g 為重力加速度，為重力加速度， H H 為海洋深度或均質(zhì)大氣的高度為海洋深度或均質(zhì)大氣的高度( (即標(biāo)高即標(biāo)高) )，gRTgpH000 （大氣）（大氣） 所以在大氣中：所以在大氣中： 00RTuC 通常情況下，通常情況下，C C0 0280m280ms

25、s，略小于聲速，略小于聲速。 (2) (2) 重力內(nèi)波重力內(nèi)波 重力內(nèi)波是大氣和海洋中特有的一種波動，在大氣或海洋內(nèi)部密度垂直分布不均勻時才會產(chǎn)生。 重力內(nèi)波又分為界界面面內(nèi)內(nèi)波波和和密密度度連連續(xù)續(xù)變變化化的的大大氣氣和和海海水水中中的的重重力力內(nèi)內(nèi)波波 界面內(nèi)波：界面內(nèi)波： 發(fā)生發(fā)生在大氣或海水密度的不連續(xù)面上（如海洋的密度躍層或大氣的鋒面冷暖空氣的交界面） 與發(fā)生在海面上的波浪 （海水與空氣之間的界面波）在本質(zhì)上一樣。 發(fā)生在密度連續(xù)變化的大氣 和海水中的重力內(nèi)波： 它是在空氣或海水密度具有穩(wěn)定層結(jié)時，空氣或海水微困受擾動時形成的。 在密度連續(xù)變化的大氣或海水中的內(nèi)波與上述界面內(nèi)波具有極不相同的波動特性。 圖 717 內(nèi)波斷面中的等溫線圖海水中等溫線的擾動海水中等溫線的擾動在密度連續(xù)變化的大氣或海洋中 重力內(nèi)波在水平方向的傳播速度 22kmNuCI 在實際大氣中，重力內(nèi)波與某些天氣現(xiàn)象有密切聯(lián)系。 例如：雷暴、龍卷風(fēng)等均是重雷暴