成信工动力气象学讲义

动力气象学学科简史

人类生活在地球大气层的底层，人类社会的所有活动无不受其影响。气象科学（简称气象学）

的英文单词meteorology源于希腊文meteoros和logos,意为“上空的”和“推理”。因此，传统

意义上气象学主要是研究大气中各种天气现象发生、发展规律的科学。

气象学经历了一个漫长的发展历史。从古代的神话迷信到千百年来的感性知识，直到1851年英

国格莱舍首先用电报传送的气象观测资料绘制出第一张地面天气图，气象学才开始了近代科学探索

的历史。在18、19世纪，气象学附属于地理学，是作为其一个分支而存在的。到20世纪初，气象

学从地理学分出，逐渐发展成为地球科学中的一个大分支。20世纪20年代，地面气象观测网的建

立，以及30~40年代高空气象观测网的发展，增进了人类对大气的认识，加速了气象科学的发展。

60年代以来，电子计算机、卫星、雷达等的应用，使气象科学呈蓬勃发展之势，研究内涵日渐丰富，

外延也不断拓展。20世纪90年代以后，随着现代科学知识和高新技术在气象学中的大量应用，“气

象学”或“气象科学”的概念已逐渐被“大气科学”的概念所取代，其研究内容也大大超出了传统

气象学的范畴。

纵观大气科学的发展历史，大体上可划分为四个发展时期：（1）气象经验、知识的积累时期（自

人类文明开始至16世纪）：这五、六千年为古代气象知识的积累时期。其源流主要有两个：一个在

亚洲，以中国和印度为主；另一个在地中海东部，即欧亚非三大洲的交汇地带，这里是埃及文化、

巴比伦文化和希腊文化的发祥地。（2）大气科学开始建立的时期（17世纪~19世纪初）：17~18世

纪是科学革命的时代。随着14~16世纪文艺复兴、资本主义生产方式的出现，以及航海业的兴起，

天文学和物理学出现了重大突破。测量仪器的陆续发明，观测和实验的大量开展，以及在观测和实

验基础上进行的理论研究，是大气科学这一时期发展的重要标志。（3）大气科学主要分支学科的形

成时期（19世纪初~20世纪40年代）：在气象仪器发明、观测网建立以及流体动力学理论发展的基

础上，大气科学的主要分支学科相继形成，例如天气学、动力气象学和大气物理学等。大气科学著

名的两大理论学派也在这一时期先后创立，这就是以皮耶克尼斯为首的挪威卑尔根学派和以罗斯贝

为首的美国芝加哥学派。（4）大气科学迅速发展的时期（20世纪50年代以来）：第二次世界大战后，

以遥感技术和计算机技术为代表的新技术迅速发展。从50年代开始，这些新技术逐渐应用于大气科

学。从此大气科学在探测手段、通信方式、试验手段，以及天气预报、气候变化、人工影响天气、

大气化学等分支学科发展和国际合作等方面，都有了突飞猛进的发展。由此可见，大气科学的发展

史是人类探索大气的奥秘，逐步认识大气及其演变规律、预测其变化趋势，从而趋利避害为人类的

生产和生活服务的历史。它的发展同人类社会生产力的发展、科学技术的进步和人类日益增长的需

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要是分不开的。

现在大气科学已成为一门拥有众多分支学科的综合性科学，其分支学科主要有大气探测学、大

气物理学、天气学、动力气象学、中小尺度气象学、数值天气预报、数值模式模拟、气候学、大气

化学、大气环境学、应用气象学、人工影响天气等。其中动力气象学是大气科学的基础性理论学科，

它是一门应用物理学、流体力学定律及数学方法，研究大气运动的动力和热力过程及其相互关系的

学科。动力气象学的发展对更深刻地认识大气运动的机理、掌握天气和气候的变化规律具有十分重

要的意义。传统意义上的动力气象学的内容包括大气热力学、大气动力学、大气环流、大气湍流、

数值天气预报和数值模拟等，但随着大气科学学科的不断细分，现在动力气象学的内容一般主要指

大气动力学。20世纪90年代以后，“动力气象学”这一名称也多为“大气动力学”所取代。

下面我们简要回顾一下动力气象学的发展历史和取得的重要成果，并对动力气象学未来的发展

趋势予以展望。

17世纪~19世纪初，流体概念、牛顿力学三大定律和微积分学的提出，为动力气象学的产生奠

定了理论基础。1743年法国数学家达朗贝尔把数学方法引入气象学的研究中，这对用数学方程式来

表示大气运动具有启发作用。1752年瑞士数学家和物理学家欧拉提出表示质量守恒的连续方程，

1755年又提出理想流体动力学方程组，初步建立了流体力学方程组。以后大气静力学方程、科里奥

利力和热力学第一定律的发现并被引入流体力学方程组中，更为大气动力方程组的完备性奠定了基

础。1857年荷兰白贝罗提出风与气压的关系。1861年美国费雷尔在研究大气运动时引入科里奥利力。

1888年德国亥姆霍兹提出流体切变动力不稳定的概念。18世纪末以前，在学科分类上动力气象学一

直包含在流体力学中。到1897年，挪威皮耶克尼斯将流体力学和热力学应用于大气和海洋的大尺度

运动的研究中，提出了著名的环流理论。从此动力气象学便逐步由流体力学中分离出来，成为大气

科学中一个独立的分支学科。

20世纪20、30年代，以皮耶克尼斯父子为首的挪威学派也称卑尔根学派，无论在天气学理论

方面，还是在天气分析和天气预报的方法上，都作出了卓越的贡献。20世纪20年代前后，他们在

挪威沿海等地组建了稠密的地面气象观测网，并仔细分析了由稠密站网所提供的资料绘制而成的天

气图，总结了大量天气变化现象，在1917~1918年间发现了暖锋，提出了锋面和气旋的立体模型，

概括出反映气旋生命史的极锋学说以及气旋是极锋上发展起来的不稳定波动的理论，并把上述模式、

理论和学说用于日常的天气分析和天气预报，创立了著名的挪威卑尔根学派。该学派用天气图分析

来推测天气的演变被认为是具体地把皮耶克尼斯所提出的、当时无法得到解析解的流体动力学方程

应用到大气中。现代天气学理论、天气分析和天气预报方法，基本上是由V.皮耶克尼斯、J.皮耶克

尼斯、索尔贝格和伯格斯等人在这十年间建立起来的，迄今还广泛应用于天气分析和天气预报中，

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被认为是20世纪大气科学一个重要的理论成就。

大尺度大气动力学研究发展史上最重要的成果应是20世纪30~40年代以罗斯贝为首的美国芝

加哥学派所创立的大气长波理论。这个重要理论的创立，不仅有观测事实的基础，而且也有理论基

础。苏联莫尔恰诺夫在1928年发明了无线探空仪以后，高空大气观测逐渐增多，高层气流的观测事

实日渐清楚。美国籍瑞典人罗斯贝1939年在高空天气图上发现并从理论上得到了控制天气和大气环

流变化的大气长波。他从二维无辐散的涡度方程出发导出了长波公式，求得了与实际吻合的长波移

速和发展率，指出这种长波是与地面天气图所看到的高、低压相对应的。在这之后，他的学生（如

郭晓岚、叶笃正）和合作者相继提出了斜压不稳定理论、正压不稳定理论以及大气长波的频散理论，

对大气长波产生机制进行了深入研究，很好地说明了大气环流的演变。40年代，罗斯贝、帕尔门等

确认了高空西风急流和长波的结构和变化，以及它们与地面气旋波的关系。这些理论形成了在大气

科学理论中占有重要位置的芝加哥学派。该学派的工作一方面增强了天气学与热力学和动力学的联

系，充实了天气分析和预报的物理基础；另一方面也为研究大型大气运动提供了理论依据，而且使

后来的数值天气预报和大气环流数值试验成为可能，奠定了现代大气环流与大气动力学的基础。这

个理论使得人们对大气环流的看法有了一个根本性改变。芝加哥学派提出：大气环流是复杂的，是

非对称的，它的变化是基本气流与扰动相互作用的结果，扰动通过角动量和热量输送滋养着基本气

流，而基本气流又为扰动发展提供能量。这种看法比20世纪以前所提出的轴对称大气环流的看法不

仅更符合实际，而且更辩证、更科学.此外，芝加哥学派在研究方法方面引入了小扰动理论，使得

控制大气环流的非线性方程有办法得以求解，这为动力学理的论进一步发展提供了一种有效的研究

方法。因此，芝加哥学派在动力气象学发展史上占有非常重要的地位，所建立的大气波及大尺度运

动的动力学理论体系是20世纪大气科学发展的核心部分，它带动了大气科学其它分支学科的发展。

20世纪50年代起，人们对大气环流形成机理进行了不少。从大气运动的能量平衡来解释大气

环流的演变，特别是提出了有效位能的概念，以及提出大气温度在空间分布的不均匀性是引起大气

运动的根本原因，这使得人们对大气环流演变的物理本质有了更深刻的认识。通过大量观测事实分

析，发现哈德莱环流对全球角动量平衡的重要作用法。50年代，我国在大气环流变化和地转适应理

论方面也作出了许多国际领先的研究。我国学者通过分析大量的东亚大气环流演变的事实，提出了

东亚大气环流季节转换是突变的观点，这比80年代国际上提出的大气环流的非线性突变要早20多

年。另外，我国学者指出地转适应过程存在一个运动尺度问题，并证明：对于大尺度运动，应是风

场向气压场调整，而对于中、小尺度运动，应是气压场向风场调整。我国学者还发展了半地转适应、

球面大气适应和有源的地转适应等理论，使国际上40年代提出的大气运动的准地转理论在50年代

得到完善和发展。

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20世纪60年代起，随着热带大气观测资料的增多，热带大气环流与波动的研究掀起热潮。在

60年代中后期，从理论和观测上发现了罗斯贝一重力混合波和开尔文波，并应用这两种波动很好地

解释了赤道平流层纬向风存在着的准两年周期振荡（QB0）现象。从70年代起，人们逐渐认识到热

带强盛的积云对流活动对于热带及全球大气运动的重要性，提出了热带大气运动第二类条件不稳定

（CISK）机制，从动力学上描述了积云对流与大尺度运动相互作用的过程。与此同时，郭晓岚等人

先后提出不同的积云对流参数化方案，不仅可以更好地解释热带大气环流的许多事实，对于热带大

气动力学的研究起了重要的推动作用，而且使热带天气数值预报与大气环流数值模拟也有了很大改

进。70年代初，从观测事实发现热带太平洋纬向风变化存在着30~60天周期的低频振荡，后来又

证实了全球热带大气都存在着强度不同的这种振荡。80年代，用CISK-开尔文波和CISK-罗斯贝波

从理论上说明了热带低频振荡的物理机制。

20世纪80年代，发现了全球大气环流异常存在着“遥相关”现象，北半球冬季大气环流异常

存在太平洋/北美型（PNA）和欧亚型（EU型）等遥相关型，夏季大气环流异常存在着东亚/太平洋

型（EAP型）遥相关。这些遥相关型对于季度气候变化预测有重要作用。如何从机理上说明这些观

测事实，带动了行星波动力学研究的新发展。关于行星波的研究应追溯到20世纪50年代关于大气

环流准定常扰动形成的研究。从50年代起人们就研究了大气环流中平均槽脊即准定常行星波形成的

原因，有学者强调地形强迫在形成准定常行星波中的作用，又有学者强调非绝热加热是形成准定常

行星波的原因之一，而我国学者指出地形与非绝热加热都是形成准定常行星波的根本原因。为了要

解释大气环流异常的二维和三维遥相关的成因，许多学者研究了行星波在垂直切变基流中的垂直传

播和在球面大气中的传播，把芝加哥学派得到的波的平面频散规律推广到球面大气的二维传播中，

从而很好地解释了大气环流异常的遥相关现象。我国学者也利用波在暖变介质的传播特性与球面三

维大气行星波的广义能量守恒，提出行星波在实际基本气流中的三维传播存在着两支波导的理论，

解释了大气环流三维遥相关的物理机制。随着行星波动力学研究的深入，波一流相互作用的研究在

70年代末和80年代初掀起热潮，英国学者引入波作用量概念，证明了大气环流中一个新的基本原

理一波作用量守恒原理，提出广义Eliassen-Palm通量（简称E-P通量），这是一个用于诊断分析波

动在基本气流中传播及其与基本气流相互作用的新物理量。按照罗斯贝学派经典的大气环流观点，

波动是大气环流中不可缺少的，由于波输送热量与角动量，才会造成大气环流的分布与演变。然而，

在一定条件下波与基本环流也可以不发生相互作用，这称为无加速原理，该原理在80年代应用E-P

通量得到证明，这无疑是对古典大气环流一个新的认识。此外，我国学者利用波包概念研究了非均

匀基流下瞬变波的演变规律，揭示了大气环流的三维演变特性。

20世纪60年代，继大气环流和大尺度大气动力学的发展之后，中小尺度气象学也有了很大发

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展，其中一个突出的研究进展是根据观测和试验提出了关于超级雷暴单体、多雷暴单体、感线、中

尺度对流复合体(MCC)等不同类型的中尺度强风暴概念模型，并且从风切变、重力波、中尺度运动

的稳定性以及中尺度系统与环境场相互作用等方面提出了中尺度天气系统的演变过程和机理。目前，

中小尺度大气动力学已成为动力气象学发展的一个重要方向。

平流层与中间层大气并不像对流层那样本身可以产生各种波动，因此若单独存在平流层与中间

层大气，则其中的大气环流只能是轴对称纬向环流。但是，许多观测资料表明，冬季平流层与中间

层大气却存在着振幅很大的行星波。60年代初以来许多研究表明：平流层准定常行星波的产生主要

是由于对流层强迫产生的行星波向平流层传播的结果。80年代初，我国学者的研究也表明：冬季准

定常行星波通过两支波导分别传播到高纬平流层和低纬对流层上层。因此，对流层大气中由于受地

形与热源强迫所产生的行星波向平流层及中间层传播，从而形成了平流层及中间层大气的行星波与

准定常扰动。在中层大气中除了有准定常行星波外，还有瞬变行星波，这些波动可能与中层大气的

正压不稳定和斜压不稳定有关。中间层顶温度在南北方向呈现出冬半球高于夏半球的反常分布，对

这一问题的物理解释大大促进了中层大气重力波的研究，从而发现上传重力波与大气潮汐波在中间

层的不稳定可以平衡反常温度分布所要求的经圈环流而产生的地转偏向力。因此，中层大气重力波

的产生机理以及传播特性等问题的研究在70年代后期得到很大发展。平流层大气环流变化有两个重

要特征，一是热带平流层下层纬向平均气流(东西风)呈现周期性交替变化，这种现象称为平流层

准两年周期振荡(QBO),这种现象的机理在通过上传罗斯贝一重力混合波、开尔文波与平流层基本

气流的相互作用得到解释。另一个是1952年德国科学家发现的冬季平流层大气温度在几天之内急剧

上升的所谓爆发性增温(SSW),1971年日本松野从动力学观点解释了这一现象的物理机制。近年来，

利用变形欧拉平均运动方程来解释爆发性增温机制的研究也比较多，指出中高纬度平流层基本气流

由西风变成东风，为爆发性增温创造了前提条件。因此，在平流层与中间层直到热层下部，波与基

本气流的相互作用是中层大气环流产生演变的主要动力过程。

20世纪60年代初，洛伦茨对于非线性动力学的发展作出了重大贡献。他提出了在大气非线性

运动方程组的解中存在着分叉、混沌及怪吸引子等现象，他的混沌理论引起自然科学界的很大轰动，

不仅推动了非线性大气动力学的发展，而且使数学、物理学，甚至生物学、工程技术、社会科学也

得到非常大的发展，这一突破性的理论有“科学的第三次革命”之称。在洛伦茨提出非线性理论系

统之前，解决科学问题要么是确定论，要么是随机论，然而洛伦茨提出确定论与随机论不能截然分

开，它们之间是有联系的，这无疑是科学认识的一次重大突破。气象学家把非线性动力学系统的概

念应用到大气环流的研究中，利用截谱模式研究了非线性大气环流的演变，提出了大气运动存在着

多平衡态，即在一定外界条件下大气可能出现高指数环流，在另外一些外界条件下，大气可能出现

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低指数环流，而状态的跃迁产生突变，多平衡态理论为中长期天气动力过程的研究开辟了道路。另

外，由于大气环流的扰动是振幅较大的波动，已不能当作线性波理论中的小扰动，而有限振幅扰动

理论在大气波动和大气环流稳定性研究中的应用，可以得出一系列与与线性波动理论不同的结论，

这从理论体系上刷新了大气动力学，使得以前建立在线性体系下的大气动力学逐渐向非线性大气动

力学发展。

20世纪70年代后期，大气科学研究在观念上取得了一个突破性进展。人们认识到气候变化不

仅是由于发生在大气内部的动力、热力过程所造成，更重要是受海洋、冰雪圈（包括冰川、海冰和

大陆上冰雪覆盖）、岩石圈（主要是山脉、陆面、土壤）、生物圈和人类活动的共同影响，这些圈组

成了一个极为复杂的气候系统。这些各不相同的“圈”之间的相互作用可以形成月、季度、年际、

年代际以及100年以上时间尺度的气候变化。要了解不同时空特征气候变化的成因，就必须搞清楚

气候系统中各“圈”相互作用的热力、动力过程，特别是大气动力、热力驱动的气候子系统、陆一

气耦合的气候子系统、海一气耦合的气候子系统等对气候变化的作用。在20世纪80~90年代，人

们对厄尔尼诺一南方涛动（简称ENS0）循环的动力机制有了较深入的认识，揭示了西太平洋暖池的

热力和上空大气环流异常以及赤道波动在ENS0循环的重要作用。目前，气候系统动力学的研究正成

为大气科学的一个热门的前沿问题，被认为是20世纪大气科学所取得的一个重大进展，也是动力气

象学的另一个发展方向。

数值天气预报的发展是20世纪大气科学又一个重要进展，这也是动力气象学一个重要的应用成

就。1922年英国理查逊第一个对大气运动方程用差分法求解，尝试制作数值天气预报。虽然由于观

测站网的密度和资料的精确度不够，用的又是完全的原始方程组，加之所取的时间和空间的间距不

合适，使计算出现不稳定，导致预报试验失败，但它却为后来开展数值预报积累了经验。1946年发

展起来的电子计算机，使得通过数值求解大气动力方程开展数值天气预报成为可能。随着长波理论

的发展，为了预报长波的变化情况，提出了尺度分析理论，从而建立了大气运动的准地转模型。1950

年，美国查尼、挪威菲约托夫特和美籍匈牙利人诺伊曼用准地转正压模式，在一台最早的电子计算

机（ENIVAC）上成功地作出了北美地区500百帕等压面高度场的24小时预报，这是世界上第一张数

值天气预报图，标志着天气预报能够从经验估计变成客观的、定量的预报，使天气预报真正变成了

一门科学。20世纪70年代以后，由于大气环流和气候数值模拟的迅速发展，使得大气科学有可能

像物理学、化学、生物学在实验室作试验一样，可以在高速超大型计算机上进行大气环流演变以及

大气科学其它分支学科的各种数值试验。与此同时，原来作为动力气象学应用部分的数值预报及数

值试验，逐渐从动力气象学分离出来发展成了大气科学中重要的独立分支。

人类生产和社会的发展，将不断提出新的问题和要求，推动大气科学新理论和新分支的发展。

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大气科学的发展，又将不断提高它为生产和生活服务的能力，为开发利用气象资源和制定经济政策

提供更加可靠的科学依据，其经济效益和社会效益将不可估量。随着大气科学的发展，动力气象学

也出现了一些新的发展趋势，天气学和动力气象学相互渗透形成了天气动力学，而动力气象学的应

用学科数值天气预报也发展成了独立的分支。随着对海洋和大气相互关系的研究，气候学与动力气

象学相结合形成了动力气候学或气候系统动力学，它从动力学角度来研究地-气系统的辐射收支和能

量转换，探讨气候形成及变化的原因，现在已扩展到同时考虑大气圈、水圈、冰雪圈、岩石圈和生

物圈的气候系统动力学研究，正向着更加广泛、更为综合的方向发展。大气动力学未来研究的主要

方向有：以海洋-大气-陆地相互作用理论为代表的气候系统动力学；强烈天气系统（HighImpact

Weather,如台风、暴雨、陆龙卷、沙尘暴等）的发生、发展机制的动力学；中高纬度气候系统动力

学及其年际与年代际变化；亚洲季风环境系统耦合的动力学理论及演化规律；平流层与对流层相互

作用、多尺度耦合的中高层大气动力学等。

动力气象学大事记

1735年英国哈德莱解释了北半球东北信风和南半球东南信风，创立经圈环流理论。

1755年瑞士数学家欧拉提出理想流体动力学方程组。

1805年法国拉普拉斯导出气压测高公式。

1835年法国科里奥利提出地转偏向力（也称科里奥利力）概念。

1856年美国费雷尔将科里奥利力引入大气运动的研究中，并提出中纬度存在经向反环流圈。

1857年荷兰白贝罗指出风与气压关系的经验规律（也称白贝罗定律）。

1888年德国赫姆霍兹提出流体切变动力不稳定概念。

1895年英国雷诺提出湍流运动方程组和湍流粘性力的概念。

1897年挪威皮耶克尼斯提出大气环流理论。

1904年挪威皮耶克尼斯建立大气运动方程组。

1905年瑞典埃克曼提出埃克曼螺线。

1906年奥地利马古列斯提出位能转换为动能的能量转换原理，并导出锋面坡度公式。

1918年皮耶克尼斯父子以及索尔伯格、伯格斯和伯杰龙等提出概括温带气旋生命史的锋面学

说，形成卑尔根学派也称挪威学派。通过天气图分析的方式把当时还无法得到解析解

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的流体动力学方程应用于大气。锋面学说至今还在广泛应用于天气分析和天气预报中，

被认为是20世纪大气科学一个重要的理论成就。

1922年英国理查逊第一次用差分法求解大气运动方程，进行数值天气预报的尝试。

1936年美籍瑞典人罗斯贝提出气压场和风场相互调整的地转适应问题。

1937年挪威皮耶克尼斯和芬兰帕尔门用探空记录阐明气旋波的结构。

1939年美国罗斯贝从观测和理论上发现了控制天气和大气环流变化的大气长波，导出长波公

式。

1930-40年代苏联莫宁、奥布霍夫提出大气边界层相似理论。

1942年德国埃特尔提出位势涡度守恒定律。

1945年美国里尔总结出东风波模型。

1946年中国赵九章提出行星波不稳定性的概念。

1947年美国查尼提出行星波斜压大气不稳定性理论。

1948年美籍华人郭晓岚提出正压大气不稳定判据

1948年美国华莱士提出大气遥相关概念。

1949年中国叶笃正提出长波的能量频散理论。

美国伊迪提出大气平均经圈环流的热力与动力学理论。

1940-50年代形成了以罗斯贝为首、在大气科学理论中占有重要地位的芝加哥学派。芝加哥学派所

建立的大气波动的理论体系是20世纪大气科学最重要的理论研究成就，不仅为天气

预报提供了理论依据，而且使数值天气预报和大气环流数值试验成为可能，奠定了现

代大气环流和大气动力学的基础。

1950年美国罗斯贝、苏联基别尔提出尺度分析理论。

1950年美国查尼、挪威菲约托夫特和美籍匈牙利人诺伊曼首次在ENIVAC计算机上通过数值

积分正压涡度方程所反映的准地转大气模型，成功作出第一张数值天气预报图。

1951年芬兰帕尔门指出长波的结构和变化及其与极锋和气旋波的关系。

美国富尔茨进行转盘模型实验。

1955年美国洛伦茨提出有效位能概念。

1956年美国菲利普斯用两层准地转模式第一次成功地模拟了大气环流。

1957年中国叶笃正、顾震潮从热力和动力的角度研究青藏高原对大气环流的作用。

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1959年中国叶笃正等提出东亚大气环流季节转换中存在突变的观点。

1962年中国巢纪平建立中小尺度系统的动力学方程组。

1963年美国洛伦茨发表著名的“确定性的非周期流”一文，用方程计算模拟出非周期现象，

由此发展出的混沌理论在自然科学和社会科学领域得到广泛应用，也使大气科学在物

理学至整个科学界的地位大为提高。

1965年中国叶笃正、李麦村提出地转适应的尺度理论，完善和发展了大气运动的地转适应理

论。

1966年日本柳井和松野从观测和理论上发现了罗斯贝-重力混合波。

1969年皮耶克尼斯指出沃克环流的存在。

1970年代美国查尼提出热带大气运动的第二类条件不稳定(CISK)理论。

1971年日本松野用行星波瞬变过程首先解释平流层爆发性增温(SSW)现象。

1977年中国谢义炳提出湿斜压大气概念。

1976年英国安德鲁斯和麦克因泰尔(McIntyre)引入波作用量概念，证明大气环流中的波作

用量守恒，提出广义Eliassen-Palm通量(简称E-P通量)，用于诊断波动在基本气

流中的传播及其与基本气流相互作用。

1979年美国查尼等利用截谱模式研究了非线性大气环流的演变，提出了大气运动存在着多平

衡态，为中长期天气动力过程的研究开辟了道路。

1981年美国查尼等提出在一定条件下波与基本环流不发生相互作用的无加速原理。

1981年英国豪思肯斯(Hoskins)证明了球面上二维罗斯贝波的存在，并将波的能量频散规

律推广到球面大气，用于解释大气环流异常的遥相关现象。

1982年中国曾庆存提出球面大气的旋转适应概念。

1982年中国黄荣辉提出行星波在实际基本气流中的三维传播中存在着两支波导，用于解释大

气环流三维遥相关的物理机制。

1983年中国曾庆存提出用波包概念研究非均匀基流下瞬变波的演变。

1990年代有限振幅扰动理论在大气波动研究中得到应用，使以前建立在线性体系的大气动力学

逐渐向非线性大气动力学发展。

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《动力弓象学》电子讲义

第一章大气边界层

§1大守界层及其特征

§2边界层中风随高度的变化规律

§3二级环流、Ekman抽吸和旋转减弱

§4Ekman数和Richardson数

重点：边界层中风随高度的变化规律，Ekman抽吸和旋转减弱。

§1大气边界层及其特征

1大气的动力分层

1.1大气边界层的定义：与地表直接接触，厚度约为11.5km、具有湍流特性的大气层

(PBL,PlanetaryBoundaryLayer)o

1.2PBL具体分层

如图1.1,分为三层:

由大气

2M

EkxnanS

LO

图1.1大气边界层分层示意图

自由大气

17.摩博

后Jcman质

500米・

100米，

常僮通・屋

图1.2大气动力分层

各层常见的、不同的名称：

大气边界层：行星边界层，边界层，摩擦层

贴地层：表面层

近地层：接地层，地面边界层，常通量层，SL(SurfaceLayer)

埃克曼(Ekman)层：上部边界层，上部摩擦层

2贴地层的主要特点

分子粘性力起主要作用；主要运动形式：分子扩散。

3近地层的主要特点

1).湍流摩擦力和气压梯度力起主要作用，科氏力可省略。

2).风向几乎不随高度变化，但风速随之增加。二写V同向。

?z

3).物理量通量的垂直输送几乎不随高度改变(常值通量层)。

4).物理量垂直梯度＞＞物理量的水平梯度，2Q»20,2c

?z?x?y

5).湍流运动明显，地气相互作用强烈，调整较快，呈准定常。

4Ekman层的主要特点

2

1).湍流摩擦力，气压梯度力和科氏力同等重要(Ekman平衡).

2).物理量垂直梯度>>水平梯度。

3).下垫面对自由大气的影响通过该层向上输送。

4).风向、风速随高度按一定规律(Ekman螺线)变化。

5自由大气层的主要特点

1).湍流摩擦力可忽略，水平气压梯度力和科氏力起主要作用(地转平衡)。

2).受行星边界层顶垂直运动的影响，其下边界条件即为大气边界层的上边界条件，即下边界条件为:

01=0(1)

Iz=he(初

§2边界层中风随高度的变化规律

1近地层中风随高度的变化规律

常通量层中，物理量的垂直输送不随高度变化。则湍流动量输送(雷诺应力，

八=4=常矢量(1.D

图1.3L.Prandtl(1875-1953),德国边界层及湍流学家

其中Zo称为地面粗糙度，定义为风速为零的高度，风洞实验确定其值为覆盖下界面粗糙物平均高度的1/30。

3

Tropopause

・…Senn-'____________*

ISmoothsurface工位、

'roughnoss«loments________

e4盛刀懒-。〒

不同下垫面的粗糙度

由普朗特(Prandtl)混合长理论：

_-。尸

Tz=7ik.~(1.2)

?z

幺为垂直湍流系数。SL中风向不随Z变化，贝IJ

出/<=71=常数

(13)

C-°

但幺随Z而变化，假定

一弟江

Z3-(1.4)

1二1二

/为普朗特混合长。则

71/圜“%

(15)

(1.6)

在近地层中，摩擦速度V*=常数，/,常数，且与高度Z和大气层结稳定度等有关。

1.1中性层结下的对数分布规律

4

中性层结中，湍流仅决定与下垫面的动力作用。离下垫面越近，/就越小。Prandtl假定/是z的线性

函数1=kz，%是卡曼(VonKarman)常数(0.35%.42,一般取0.4)

图1.5T.vonKarman(1881-1963),美国著名的力学及流体动力学家

:kZ------=V.(1.7)

S"

?VdVV.]

一.一.——(1.8)

?zdzkz

利用下边界条件：

VZ=Zb=0

:V=-L〃一(4)共z共(1.9)

——自然对数分布规律

链接2D函数绘图软件Graphmatica演示:直角坐标系和对数坐标系中风的对数分布律

5

图1.6直角坐标系和对数坐标系中风的对数分布律

作业1：P.141一习题九第2题

1.2非中性层结下的指数分布规律

苏联边界层气象学家Laixtman假定:

1=0,一，(1.10)

B为待定参数，工为层结参数，不稳定层结：—l<r<0,中性层结：广=0,稳定层结：

(1.11)

?V二匕

(1.12)

?Z0zr

设z=z0时仍满足对数分布规律：弓；|片跖=不又:

(1.14)

?zkz

（4不z不力）

幕指数分布规律

6

链接2D函数绘图软件Graphmatica演示:直角坐标系中近地层非中性层结下风随高度的分布

图1.7近地层平均风随高度的变化

（1：稳定层结2：中性层结3：不稳定层结）

对于（1.16）式，若层结趋于中性，即£）0,有

幕指数分布规律（1.16）———L）自然对数分布规律（1.9）

近地层中热量（位温）、水汽输送（比湿）随z的变化规律与动量输送（风速）类似。

已学:近地层中风向不随高度改变，风速随高度的变化呈现对数（中性层结）或指数规律（非中性层结）

■:Ekman层中风向是否随高度改变？风速随高度的变化呈何规律？

7

图1.8V.W.Ekman(1874-1954),瑞典海洋学家，海洋飘流和梯度流理论的奠基人

2Ekman层中风随高度的变化规律

2.1Ekman螺线解(Ekmanspiral)

由前可知，Ekman层中大气运动满足“Ekman平衡”，利用前述的Ekman层的主要特点1、2,再

假定：运动定常、平流惯性力(非线性项)相对于科氏力可忽略、水平气压梯度力不随高度改变，则有

Ekman层(大气运动)方程组

(1.18)

fu=(1.19)

又设：兀=常数，上=常数，住常数，并引入地转风公式：」-上，贝11(1.18)、

/p^r"ar

(1.19)式可改写为

k'-"+Xv-=°(1.20)

cr

4)0(1.21)

叱

取边界条件：下边界，z=0,w)0,v)0；上边界，z)w,〃)4,u)为(在数学上不

8

够严格、而物理上合理，可理解为在离开地表面足够高的高度上，实际风变成了地转风）

采用复速度法（令V'="+iv,优越性：方程不用升阶、一次性解出U和V。气象上的应用：Ekman

螺线解、质点的惯性振荡解、…）求解，（1.20）+i（1.21）可得

后土（"+zv）-if（u+zv）=+以）（122）

为求解方便，取X轴平行等压线，则匕=（）,%=0（即此时地转风只有东西向分量），有

匕零-H二讽（S3）

(1.23)

方程的性质：一元二次非齐次常微分方程

求解方法：非齐次通解=齐次通解（有三种形式？）+非齐次特解（观察法、试解法）

作业：请同学们课后自己练习求解方程（1.23）’的具体过程。

解方程（1.23）'可得

V-u+iv=Aexp(1.24)

因为M।:,并由边界条件可定出系数:

A=0,B--4

：V=u+iv=-诙0-'0+小+us(1.25)

其中”())po利用复数中的欧拉(Euler)公式：*=cos9-/sin9,可得

u=勺(1-e'f2cos；/z)

v=sinyz仇三z三〃）（126）

------Ekman层风随高度的分布解

链接2D函数绘图软件ian层风的u（黄线）

9

Ekmanu,v

链接2D参数型函数绘图软件Mathgv演示：Ekman螺线

10

图1.9Ekman层风随高度的变化

图1.10三种Ekman螺线（虚线：经典值点划线：修正值实线：观测值）

2.2Ekman层及Ekman螺线的主要特点

Ekman螺线：Ekman层中风速矢端的迹线或Ekman层中不同高度的风速矢端的连线。

1）Ekman高度

Z=〃,=工时，“v=0:此高度上风沿等压线吹，风速略大于地转风（超,

地转）；当z＞，时，“=u=0（变为地转风）。

链接Matlab科学技术语言计算:L；0.0432

11

称乙为Ekman高度（梯度风高度）：风向与等压线第一次重合的高度，既风向与地转风方向相同的

1

高度，而称'为Ekman标高。

2）Ekman平衡

Ekman层三力平衡下，风有指向低压一侧分量（G）D）。存在由高压指向低压的物理量输送（如

动量），此时气压梯度力作正功，抵消摩擦耗损。这不但是能量平衡而且也是力的平衡的要求（如图1.11

所示）。

气压梯度力

4

______1_______p-25p

--------------------------------------------------------------P-5p

湍流摩瘵力X

_______________________科氏力____________P

图1.11Ekman层中三力平衡下的空气运动

3）地面风与等压线的夹角

地面（下边界处），风与等压线的夹角达到（最大值）45°o

lim/gn=lim—=lim--stn=1（1.27）

-nU-Aa-»*

n「pi

:a=：(r>=o,—)

4）螺线过原点

Z=（）时，M=V=0,所以螺线经过u-v平面的原点。

5）Ekman螺线为一等角螺线

?v

螺线的切线方向（水平风的垂直切变一）与地转风和实际风的矢量差的夹角在各个高度一样，都

?z

12

等于45°。

学科交叉、相互促进举例：

Ekman层理论：海洋）大气

Rossby长波波动理论：大气）海洋

Lorenz混沌（Chaos）理论：大气（确定性非周期流））自然、经济、社会、…

作业2：P.142一习题九第7题

§3Ekman抽吸，二级环流和旋转减弱

1.Ekman抽吸

前设兀二常数（均质不可压大气），即

d7T

~=0(1.28)

dt

则连续方程为

?u?v?Wk

—十于十方-=0(1.29)

?x?y?z

：=二二4（1—e—kcosyz）］=（1一°一二cosyz庐

ex

=（LL"）笈一嫣））1

=一91一%4巨刖

=0

?w?v

•，MM---(130)

,?z~?y

•hNr,

|%，dz--e—dz(131)

J（-JQE

下边界处，z=0,w=0,所以

龙］

w&）=­

13

=-\(〃/一'二sinyz)龙］

必一“‘"二(e、必().0432)(132)

“dy

.?y?〃?u

匕=~-E=—#

,g?x?），?y

1

k.f/2,

:岫尸'七=|井））1匕g（1.33）

------Ekman抽吸公式

物理意义：

1）可作为Ekman层上边界条件或自由大气下边界条件。

2）是PBL与自由大气的联系。PBL顶的垂直速度与自由大气中的涡度成正比，自由大气存在涡旋

（仆丰0）并且边界层有湍流摩擦作用时（幺丰0）,PBL顶必有以4）丰0o

3）一般称为Ekman抽吸公式（或Ekman抽吸速度公式）。

।

fA-2

对于vv（/?J=:））1匕g,取幺=10m2.「，f=10-尸，匕g=10-5.?-1,h=103m,则

12/e

MA）=4q=i.6〉

2.二级环流和旋转减弱

2.1二级环流（Secondarycirculation）

1）定义：由自由大气中涡旋环流和边界层湍流摩擦作用而产生的迭加在涡旋环流上并受其制约,

的垂直环流圈。

2）形成：自由大气中气旋、反气旋环流对应的自由大气和边界层间的上升和下沉运动（二级环流

的垂直分支），加之由于质量补偿作用产生的水平辐合或辐散气流（二级环流的水平分

支）构成。

14

3）意义：揭示了边界层与自由大气之间物理量交换的主要途径。湍流输送（扩散）：慢过程，物

理量垂直交换的次要途径；二级环流：快过程，效率高，物理量垂直交换的主要途径。

图1.12正压大气中的二级环流

2.2Ekman抽吸（Ekmanpumping）

通过二级环流，自由大气与边界层可进行质量和其它物理量（如热量、水分）的交换，自由

大气中动量大的空气通过w（也）＜0被吸入边界层；另一方面，边界层中动量小的则被抽入自由

大气。把这种由边界层湍流摩擦作用产生的垂直运动称为Ekman抽吸（二级环流的垂直分支），

同时称以儿）为Ekman抽吸速度。

2.3旋转减弱（Spin-down）

1）定义：通过Ekman抽吸，边界层与自由大气产生质量和动量交换，使自由大气运动减弱，相应

的涡旋强度匕（准地转涡度）减小称为旋转减弱；另一方面，边界层似乎产生旋转加强，但由于

湍流摩擦作用使预期的旋转加强被抵消。

2）旋转减弱公式

设大气均质不可压（夕=常数），连续方程为：

?M?V?VV

TT于第二°心）

由天气尺度（大尺度）涡旋满足的简化后的涡度方程：

叱也―（匕+力除+制如「J守勺）尸室.

15

又设匕如

:4估.44（1.36）