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大气波动
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、）。主要包括声波、重力波、惯性重力波、声重力波（见）、行星波、开尔文波和罗斯比-重力混合波（见）。
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C，单波传播的速度称为相速度C。
[68-01]式中ω表示波的圆频率， =2π／λ（λ为波长）为圆波数。由此可得：
[68-02]
如果c 和 无关，dc/d＝0，则C＝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 有关,dc/d≠0，则C≠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）。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
[68-03]式中≡c/为空气定压比热c和定容比热之比,R为干空气气体常数，(K)为平均气温。大气中的声速约为320米/秒。一般在研究大气运动时，特别是大尺度运动，不考虑声波。
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
[69-01]式中 为重力加速度,[69-02]为大气标高（均质大气高度）。重力外波相当于一般流体中的浅水波，是一种快波。其波速接近于300米/秒，波长远大于流体的深度。
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P高度的气块（图1[ 稳定层结大气产生重力内波示意图]）受扰动之后，铅直向上移动到气压为P的高度时，气块温度因干绝热膨胀而下降到T，它低于环境温度T。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P，这时因为惯性的缘故，它越过P继续下移，在下移的过程中，它因干绝热压缩而增温，到P的高度时具有气温T，因为T高于环境空气的温度T，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（P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 [69-03]z 为高度，为环境空气的平均位温，N 为布伦特-维赛拉(Brunt-Visl)频率。
重力内波是大气小尺度运动（水平尺度 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），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
[69-04] 为科里奥利参数。惯性重力外波和惯性重力内波都是频散波，它们的群速度分别为
[69-05]
惯性重力内波是大气中尺度运动（水平尺度 的量级约为10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 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 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[69-06],称为罗斯比参数，它表征科里奥利参数 随纬度的变化(R为地球平均半径,ω为地球自转角速度,为纬度)。行星波主要是在β的作用下产生的:根据绝对涡度守恒(见)原理,对起始位于O
点的气块(图2[长波形成过程示意图]),设其初始铅直涡度为零，气块运动速度的南北分量为。在它受扰动之后，略为向北(>0)移动而达到A点的过程中,(=2ωsin)增大；但因绝对涡度守恒, 将从0变成负值，使气块的轨迹形成式的弯曲气块再向北移动,到达B点时,反气旋式涡度达最大值，这时 =0,气块不能继续向北,转而向南运动( 减少，但因绝对涡度守恒，使铅直涡度逐步增加。当它到达和O 点纬度相同的C 点时， 重新变为零；随后再向南移， 继续减小， 又变为正量，使气块的轨迹形成式的弯曲。它到达D 点时，气旋式涡度达最大值, =0,该气块又转而向北运动。如此不断地进行，就形成了长波，并向东（或西）传播。
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
[69-07]这就是著名的罗斯比长波公式，其中=2π/λ（λ为波长）为纬向圆波数。在中纬地区，长波的波速和基本西风气流速度的量级相当。
长波的波长愈大，移动速动愈慢。静止或驻定的长波(C=0)，其波长为
[70-01]λ可视为长波的临界波长,此时其波速可表达为
[70-02]由此可见，当λ＜λ时,长波向东移动,而当λ＞λ时，长波向西移动。
长波的能量频散 长波是频散波，其群速度为
[70-03]因此 C＞C所以,在长波中存在能量频散的作用。如果C＞C＞0,上游波的能量将先于该波传到下游，促使下游有新的波动产生，或使下游原有的波动得到加强，这就是中的上游效应。
长波是大尺度运动中的主要波动，是近代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，Numerical Weather 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。
刘式适
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