重力波与不同背景风场之间的非线性相互作用.pdf
重力基本相互作用PPP文档(最全版)
思考：要表示力的作用效果，需要考虑力的哪些特征？
4、力的三要素：
（1）力的大小,用弹簧测力计测量 。 单位：牛顿，符号：N。
（2）力的方向。 （3）力的作用点。
（1）力的图示 精确表示（大小、方向、作用点）
注意
力的图示和力的 示意图的区别
（2）力的示意图
粗略表示（方向、作用点） （即表示这个物体在这个方向上受到了力）
你能根据图片总结出力的定义吗？
一、力和力的图示
1、定义：力是物体间的相互作用。 2、作用效果：
(1) 使物体发生形变 (2) 改变物体的运动状态。 实践体会：用手拍桌面，脚踢足球等。
你能从力的定义总结出力的性质吗？ 3、力的性质：
（1）物质性：不能离开物体而存在 。 （2）相互性：不能离开施力物体和受力物体而单独存 在，施力物体和受力物体总是同时存在。
足球的速度为什么发生了变化？
（2）质量分布不均匀的物体，重心跟其质量分布和几何形状都有关系。 一个物体各部分都受到重力的作用，从效果上看，我们可以认为各部分的重力作用集中于一点，这一点叫物体的重心。 B．用线悬挂的物体静止时，细线方向一定通过重心 然后，从力的作用点向右画一根带箭头的线段，线段的长度是标度的5倍，表示100N，箭头表示力的方向。 （2）质量分布不均匀的物体，重心跟其质量分布和几何形状都有关系。 知识小结：力的概念，力的单位，力的三要素； 同一物体在同一地点，不论其运动状态如何，它所受 一个同学在回家的路上,只顾回头看路边的一只小狗在玩耍，结果他一头撞在了路边的树干上，很快头上起了一个包，并感觉很痛。 （1）质量分布均匀、形状规则的物体，重心在其几何中心。 关于物体的重心，以下说法中正确的是（ ） （距离增大到2倍，万有引力减小到原来的1/4） (3)仅仅存在于原子核内部来粘结质子，外部无任何表现。 （ ·宁波高一检测）关于力的说法，正确的是( ) 5、重力的测量：弹簧测力计 关于物体所受的重力，以下说法中正确的是（ ）
三维多层流过山产生的山地重力波研究
三维多层流过山产生的山地重力波研究第25卷第4期2006年8月高原气象PIATEAUMETEOROLOGYV ol|25No.4August,2006文章编号:1000—0534(2006)04—0593—08三维多层流过山产生的山地重力波研究李子良(1.北京大学物理学院大气科学系,北京100871;2.中国海洋大学物理海洋试验室,海洋气象系,山东青岛266003)摘要:为了研究了三维多层气流过山产生的三维山地重力波和大气船波动力学理论,在本文中,改进了一个多层流过山的三维山地重力波的线性理论计算模式,分析了三维多层流过孤立山地产生的三维山地重力波和大气船舶波的物理机制及其表现特征.揭示了多层流过孤立地形产生发散模态和横波两种模态拦截背风波的气象条件,增强了人们对山地重力波动力学的理解和对山脉重力波及其相联系的山脉天气的预测能力.关键词:山脉重力波;大气船波;发散模态;拦截模态中图分类号:P425.83文献标识码:A1引言气流过山及其所产生的山脉重力波的研究最早开始于Queney_1和Scorer_2二维流过长山脊的开创性研究工作.此后气流过山的研究基本上可以分为二维流过长山脊和三维流过孤立山脉两方面的工作,人们提出了许多不同的机制来解释气流过长山脊或孤立山脉所产生的山脉重力波和下坡风的发展和演变,如线性共振理论,水跃假设和临界层的波破碎等.SmithE扎,DurranE引,BainesE.和wu卜tele等对气流过长山脊或孤立山脉所产生的山脉重力波动力学进行了深入的研究和评论.如Wur—telej,CrapperL9'lo3和Janowitz["最早进行了三维非静力条件下的单一层气流过孤立障碍物的线性理论分析,与此同时Smith【1和Phillips~ts~则最早进行了三维静力条件下的一层气流过孤立障碍物的线性理论分析.同时SmithE],Smolarkiewicz等,Queney¨1和Hoinka[强调了山脉对天气尺度和中尺度大气流动的影响.而Crapperl1,Shar—man等,Gjevik等201,Grubigi6等舶则强调了环境风速和稳定度的垂直变化效应等.上述许多学者利用线性理论分析和数值模拟研究了三维单一层流动过山所产生的山脉重力波和大气船波,虽然他们考虑了风速随高度连续变化对三维山脉背风波的产生和演变的作用,但是山脉背风波,特别是大振幅的水跃背风波等显然与分层大气流动相联系.收稿日期:2005—10—08;改回日期:2006—03—14 山脉对大气的影响,一方面表现在山脉迎风坡气流绕山和越山爬升的动力和屏障作用,可以很好地解释山脉迎风坡多暴雨的气候事实;另一方面,山脉背风面也同样对天气系统的发生发展乃至大气环流有重要影响.山脉重力波可以发生在大气层的各个高度上,山脉重力波的不稳定破碎所产生的高空晴空湍流和低空转子环流及其相伴随的低层湍流严重影响航空飞行安全.二维二层模式气流过地形的研究早在人们发现山脉重力波时就已经开始, Klemp等应用线性扰动理论研究了二维多层大气条件下的线性静力波的共振特征,他们分析了二层,三层和四层大气结构条件下的山脉背风波和强烈下坡风特征.而对于三维分层模式山脉重力波动力学的研究,由于数学处理上的困难,三维分层流动过孤立山脉所产生的山脉重力波的研究工作却并不多见. Smithl4分析了三维三层模式下的大气层结气流过二维山脉地形所产生的山脉重力波的线性理论,研究了发散模态和横波模态两种拦截背风波模态产生的气象条件以及不同大气流动,不同大气层结条件和地形的相互作用.但是实际的气流是由多层具有不同物理属性的流体所组成,并且在流体界面发生复杂的相互作用,对山脉波动力学产生重要的影响,因而对于理解山脉重力波产生和演变的动力机制,多层模式动力学研究是人们认识事物发展的必由之路,因而我们有必要探索三维多层流动过山所594高原气象25卷产生的波动特征.为了研究三维流动过孤立山脉所产生的流动特征,在Klemp等和Smithc研究工作的基础上,发展了一个三维多层山脉重力波的线性理论计算模式,该模式可以进行不同大气层结气流对各种山脉地形响应所产生的山脉重力波的计算.计算结果表明,多层流动过地形产生发散模态和横波两种模态的拦截背风波.2三维多层模式大气内船舶波动力学理论对于绝热,无摩擦,不可压的定常态流动,三维线性内重力波传播的控制方程(Baines方程4.13.1～4.13.5)为在方向的动量方程是:aU+uOU+vOU+a~w一,(1a)在Y方向的动量方程是:av+uOV+vOV+a~zw一,(1b)在方向的动量方程是:aaw.UaaWaawv密度守恒方程是:一PDz一).P0'…ao'十uDp'+V op'~dap一.,(1d)连续方程是Ou~Ow一0.(1e)式中,(z,Y,),73(z,Y,),W(z,Y,),p(x,Y,),P(z,Y,)分别表示三个扰动速度分量,气压和密度场,z,Y,是水平坐标和平行于重力矢量的垂直坐标,对于小振幅扰动,动量和密度的非线性平流被看作为高阶小量而不予考虑.浮力频率定义为N.一(一g/P.)(dp/dz),式中P是参考状态密度.U(),V()和O(x,Y,)是基本状态的速度和密度分布,而且U(),V()只是高度z的函数,不考虑地球旋转效应.我们可以从方程(1)中消除",73,P,P,把方程(1)化为单一的垂直运动速度方程:(+u+V).(等+导+摹)叫+N.(蓦+导)叫一(+u+V)(+D旦y)叫一.●J一～—十一～一I々一fIf',,\d.a.d./'一u厶对于驻山脉重力波动问题,在准定常流动假设条件下,不考虑方程中的时间导数项,方程(2)变为(u出a+V)(+等十参)+N.(+未)叫一'(u未+V)(+)叫㈦'I十一u-方程(1)中的所有系数与z,Y无关,因而傅立叶变换方法有可能会提供简单的求解形式和结果. 我们对垂直速度进行傅立叶变换,得:∞()一j叫(z,Y,exp(一ikx—ily)dxdy.(4)将垂直速度从物理空间变换到傅立叶空间而得到傅立叶空间的垂直速度运动方程为口西+E(k.+z.)(N一口)一口口]西一0,(5)式中的口一是U+￡为固有频率,变换方程(5)是三维线性山脉重力波的控制方程,许多学者如ScorerE引,WurteleE引,Crapper等.进行了早期的研究工作,Smith做了比较详细的分析和研究.根据SmithE的研究,定义垂直运动速度w(x,Y,)===UT/+VT/,在三维问题中引入垂直位移)7(z,Y,),并对其进行傅立叶变换,得:r/(k,,2)一)7(z,Y,)exp(--ikx～ily)dkd1.(6)因而在傅立叶空间垂直运动速度可以写为西(是,z,)一i口?(是,z,),就可以得到三维中的山脉波的垂直位移控制方程为(口.)+(是.+z.)(N.～口.)一0.(7)假设大气具有P层分布(户一1,2,…,Q),层与层之间的界面高度为,对于每一层内,风速U,V和固有频率(一是Uq+z)看作是常数,而对于各层之间具有不同的风速和稳定度,则方程(7)的解为p(是,z,)一Aexp(impz)+Bexp(～im2),(8)式中2一(是.+z.)(N;一口2)/口;,假设垂直波数m4期李子良:三维多层流过山产生的山地重力波研究595 的符号由sign(a)确定,m的符号和sign(a)的符号是相同的.当II《N,垂直波数几乎与无关(特别是当z一0时),波动是非频散的;当II～N时,波动是频散的;当II>N,垂直波数是虚数,波动解是随高度指数衰减的无穷小的衰减波.A和B分别是上行和下行波动的振幅系数,可由上,下边界条件和内边界条件确定.流体界面的动力学内边界条件分别为f一,运动连续条件1;尝一訾,气压连续'利用内边界条件(9)式代人到山脉波方程(8)式有:A一÷(+)expcc升～m)zpA+专(一)expc—c升+mp)zp)B1,(10a)B一号(一)exc+z+专(+筹)expc—c一p)p)BP一1,2,…,Q一1,(10b)上边界条件要求波动向上是衰减的或为辐射边界条件.刚有.一号(+象)exc～1)ZQ-1)A0.(11)B一专(一)expcc巩.+m1)1)AQ线性下界条件为T/(x,,0):h(z,),式中h(z,)为山脉地形分布函数,如果对此山脉地形进行傅立叶变换,则:一1)exp(一ikz—ly)dkdl,就可以把山脉地形从物理空间变换到傅立叶空间, 则下边界条件变为A1+B1一h(志,Z),如果在下边界条件中引入反射系数P来描述下行波的局部吸收机制,上式变为Al—h(志,z)一l,(12)即上行波的振幅是由地形产生的波动和下行波的向上的反射波动两部分组成,其中0<q<1是对下边界层湍流和下边界临界层吸收造成的下行波动耗散的参数化.利用界面内边界条件(10)式及上下边界条件(11)式和(12)式,我们很容易得到方程(8)的解(志,z,z),并将其从傅立叶空间变换回物理空间,有:(,y,z)一II(志,z,z)edkdl,(13)(13)式描述了三维多层模式线性山脉重力波解.如果我们选取z,(13)式就可以化为二维二层模式下的Scorer方程或变成一维的I.yra和Queney]的研究工作.如果我们选取Q,从(8),(10)～(12)式很容易得到Smith]的三维三层山脉背风波模式. 3三维多层模式波动场的数值计算我们编写了一个三维多层山脉波重力波模式数值求解(13)式,模式采用快速傅立叶变换技术,利用该线性模式,可以进行具有不同风场和稳定度多层分布的大气层结流体对不同山脉地形的响应所产生的山脉重力波场的数值计算.如果我们选取外层计算域的水平格点数1024×1024,内层计算域的水平格点数1000×1000,其水平格距为1km,在大小计算域之间设置一个衰减缓冲区,山脉地形位于计算区域的中心位置,同时在下边界引入反射系数因子P以描述下行波动的局部吸收特征,上边界条件则采用辐射上边界条件.模式计算中参数的选取必须满足三维流动中的Scorer山脉背风波条件.由方程(8),流体界面内边界条件(9)式及其均匀的下边界条件(zZ--0)一A+B一0,对于三维中的二层模式分布,可用超越函数描述山脉背风波的共振条件(文献[4],方程(40)～(42)式)为Contangent(lZI)一一lr/1f\O'11一,(14)式中:一(志z+zz)f一11>0,\盯1,;一(是z十fz)f1～1>o,高原气象垂直波数m和m.分别满足mf>O和m;>0,为三维流动中的Scorer山脉背风波条件,它要求Scorer 参数随高度减少.三维山脉波有发散模态和横波模态两种类型的背风波,发散波自下游中心线向外展开,是三维流动中最常见的山脉波模态,而横波模态越过下游中心线几乎与流动方向正交.对于垂直波数m.>0的区域,其波动是垂直传播的.如果m.随高度减少,到达某一高度后变为m.<0,在此高度之上的波动是衰减的,这个高度称为拦截高度.在给定的大气条件下,短波可能在低层被拦截,长波可能在高层被拦截或不被拦截.我们具体计算了三维多层模式流动过孤立山脉,无限长山脊及非对称山脉的特征.山脉地形取常用的钟形山脉,得:.,,h,,(z,Y)一F而'.式中的a和b为z和Y水平方向的山脉半宽度,h 6oo要5o\500450为山脉高度,对于圆形山脉h取2km,对于非圆形山脉h取1km.我们可以利用该三维多层模式计算三维多层流动过地形所产生的三维山脉重力波解,探求不同流动条件对山脉地形的特征及其所产生的山脉重力波特征.4三维多层模式波动场的计算结果分析对于单一层流过山脉地形所产生的垂直传播重力波,波能和波应力主要集中在抛物线z一(u/ Naz)y.区域(见文献[12],方程(33)),抛物线宽度随高度z增加而加宽.因为山脉是波动源,波能和波应力必须是水平辐射并垂直远离山脉,波能的辐射导致位移场的加宽.如图1和图2所示,波动的能量主要集中在山脉下游的抛物线区域,在低层2km高度上的抛物线宽度较狭窄,而高层5km高度上的抛物线宽度则较宽.而且高低层之间的位相是■■■■—圈=====二].2O.15.10.50510图1低层2km高度上的垂直传播波,波动的能量主要集中在山脉下游的抛物线区域N】N2一N3=0.012/s,Ul=U2一U3:2Om/s,V0,^m一1km,a:2km,"一2km,q一0.93,z:2kmFig.1V erticalPropagatingwaveat一2kmhighs600550要\500450500550600650700x/km■■■—■-16.13-10.7-4-1258图2高层5km高度上的垂直传播波与低层之问的位相是相反的,且抛物线宽度加宽z一5km,其它参数同图1Fig.2V erticalpropagatingwaveat一5kmhighswiththesameparametersasFig.14期李子良:三维多层流过山产生的山地重力波研究相反的,与低层波动相比,最大上升运动区移到了背风坡,而其下游的波动与低层相比没有明显的差别,只是楔形角有所增大.在低层2km高度的波动强度较强,在高层5km高度的波动强度较弱,但这并不是由于衰减而是扰动随高度周期变化的结果.因此,如果上层大气结构没有明显的变化,没有出现分层流动结构,则单一层大气中的垂直传播的山脉重力波可以在对流层和平流层等中上层大气中传播.在单一层大气中,地形引起垂直传播的重力波的能量可以传输到很高的高度,山脉波向上的波能的传输必然伴随向下游的动量的传输而对大气运动产生阻力,对于图1和图2的情形,低层2km的山脉波动阻力是0.99kg?m/s,而在高层5km的山脉波阻是一6.25kg?m/s,因而山脉波动引起的能量输送在大气环流的动量平衡中起着重要的作用,山脉重力波阻的参数化对改进数值天气预报模式和大气环流模式,减少西风带急流强度模拟所产450500550600650700x/kra■■■甲翠一5O一4O3O2O.100102O3O生的系统偏差是必要的.气流和地形的相互作用决定了大气船波的特征,要得到拦截背风波,大气层结参数和风速随高度的变化就必须满足三维流动中的Scorer山脉背风波条件.如对于三层模式的计算,我们选取每一层的风速分别为U一18m/s,U一32m/s和U一22m/s;每一层稳定度参数分别为N一0.012/s,N一0.006/s和N.一0.008/s.这样不但满足Scorer参数随高度减少的条件,而且选取中层具有较上下二层更小的Scorer参数,使得山脉波的短波分量的垂直向上传播会被发射而形成向下游水平传播的拦截背风波,而山脉波中的长波分量可以向上传播到第二个模式界面层,短波再次被拦截,而更长波长的波动可以传播到上层大气,它们可以引发地表和大气之间的能量交换.对于气流过孤立地形的情况,特别是圆形山脉,发散模态和横波模态常常并存出现.但对于孤图3气流过孤立山脉所产生的背风波,其波动能帚自下游中心线向外辐射展开Nl0,O12/s,N2—0.006/s,N3=0.008/s,Ul=18m/s,U2—32m/s,U3—22m/s,一0.h一1km n一2km,ay一2km,q一0,90,2—2kmFig.3ThetrappedleeW~tvesgeneratedhyflowoveranisolatedmountain 450500550600650700x/krn■■■■晖军=====]一8O一6O.4O2O02O4O6O8O1OO图4气流过长山脊产生的背风波,具有二维山脉背风波的特征,只有横波模态出现"=25km,其它参数同3Fig.4Thetrappedleewavesgeneratedbyflowoveralongridge,withthesameparameterasFig .3枷姗螂高原气象500450600550互\500450500550600650700x/km.40.2002040图5低层气流过孤立山脉所产生的拦截模态和发散模态并存的三维山脉背风波N1—0.012/s,Ne一0.005/s,N3—0.009/s,N4—0.012/s,U1—18m/s,U2—32m/s,U3—22m/s,U4=22m/s,:0,q一0.90,h:1km,nz:2km,n:2km,=2kmFig.5Theleewavesgeneratedbythefour-layerflowoveranisolatedmountainat—2km图6高层气流过孤立山脉所产生的发散波,其波动能量自下游中心线向外辐射展开一5km,其它参数同图5Fig.6Theleewavesgeneratedbyfourlayerflowoveranisolatedmountainat一5km,with thesameparametedasFig.5立山脉,如果增加流动速度,只有发散模态存在,而在山脉下游中心线上无横波模态出现,流动过孤立山脉的响应所产生的发散波,其波动能量自下游中心线向外辐射展开(图3).增加流动速度,相当于减少无量纲山脉高度和增加Froude数.随着流速的增加,就没有横波模态出现,如果没有横波模态也就无背风波出现.流动对小波数长山脊的响应,具有二维的山脉背风波的特征,无发散背风波模态出现,只有横波模态出现(图4),长山脊因侧面频散缓慢衰减而产生强横波.同样对于四层模式的计算,我们选取每一层的风速分别为Ul一18m/s,U2—32m/s,U.一22m/S和U一22m/s;每一层稳定度参数分别为N一0.012/s,N2—0.005/s,N3—0.009/s和N4—0.012/s.计算结果表明,三维四层流动过山产生的山脉波动具有与单一层流动过山所产生的垂直传播波完全不同的波动特征,在低层2km高度上的辐射宽度较狭窄,辐射强度和范围较小,楔形角度明显减少(图5).而在高层5km高度上的能量辐射宽度较大,范围较宽,但是能量减弱,主要为发散模态(图6).但同垂直传播的非拦截波相同的是它们在高低层之间的位相是相反的,背风坡的下沉气流传播到高层后变成上升气流,背风坡的上升气流传播到高层后变成下沉气流,分层上升气流和下沉气流交替出现向山脉下游辐射展开并远离山脉.流动对左右非对称山脉的响应表现出第二横波模态,,如果把长山脊顺时针旋转45.,则山脉背风波场含有两个横波背风波列(图7).由于波长较长的和波长较短的两个波动的群速的传播方位的差异,两个横波各自在下游传播而不互相干扰,具有4期李子良:三维多层流过山产生的山地重力波研究6o0550500\4504O0350450500550600650700x/km.200204060图7气流过不对称山脉所产生的山脉背风波,具有两个背风波列把长山脊顺时针旋转45.,即rot=45.,其它参数同图3Thetwoleewavetraingeneratedbyflowoveranasymmetrymountain(rot一45.), withthesameparameterasFig.3350400450500550600x/kin.60.4020020图8东北气流过孤立山脉在山脉下游的西南区域所产生的背风波ul一一18m/s,U2一一32m/s,u3一一22m/s,VI一一18m/s,Vz一一32m/s,V3一一22m/s,其它参数图3Fig.8Theleewavesgeneratedbynortheastflowoveranisolatedmountain. withthesameparameterasFig.3较长波长的高阶模态通常具有相对于基本模态较小的传播速度.同时为了更加接近实际情况,我们计算了当流动速度具有南北方向的分量时气流对山脉地形的响应,当东北气流(图8)过山脉时在山脉下游的西南区域产生山脉背风波,而当西南气流过山脉地形时在山脉下游的东北区域产生山脉背风波.5结语我们编写的三维多层山脉重力波的线性理论模式能够计算不同大气层结条件下的流过各种不同理想地形及实际地形所产生的山脉重力波场,模拟计算了一系列的流过山所引起的流动特征和波动特征,得到了较为理想的流场特征和山脉背风面的波动的传播特征,可以系统而全面地理解和分析二维和三维山脉波动系统和研究流过山的物理问题.简单的计算结果表明,单一层流过山脉将产生垂直传播波,而分层流过地形则产生发散模态和横波两种模态的拦截背风波.对于表面摩擦和表面加热等表面物理过程,逆温层效应,以及水汽和潜热释放效应对流过山和山脉波动系统的影响还将在今后的工作中在模式里进行合理的考虑和分析研究.致谢:感谢导师谭本馗教授的指导,同时感谢RonaldBSmith教授提供的帮助.参考文献[1]QueneyP.Theproblemofairflowovermountains:ASUF~1 maryoftheoreticalstudies~J].BullAmerMeteorSoc,1948, 29:16—26[2]ScorerRS.Theoryofwavesintheleeofmountains[J]. 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中尺度气象学第三章
与强降水相联系的重力波一般是振幅较大， 存在时间较长的重力波。
（3）观测方法 微压计（10μbar以下） 卫星 雷达 气象飞机 声学探测法
典型的对流层中尺度 重力波包括大振幅的 不规则型和振幅较小 的较规则型。
重力波产生的天气条件
逆温层或稳定层存在 明显的风速垂直切变 Ri<0.5（ 有时Ri<0.25） ，Ri越小 重力波振幅越大。
V f t D 0 t V p t p
fD t D 2 f t 2 C 2 t p p
发展即重力波振幅将时垂直扰动就会继续的能量大于为克服稳定假如由平均运动转换来重力所作功的值因此上升空气微团克服易发生重力波稳定中性风的垂直切变大成立条件当垂直风切变较小时即里查森数较大时小扰动不随时间指数增长即基本气流对小扰动是稳定的其能量转换过程与基本气流为常数时的情况是一样的
第三章 自由大气非对流性中尺度环流
Gaussian-shaped ridge, wiridge, width 100 km
From Carmen J. Nappo, Atmospheric Gravity Waves, Academic Press
Propagating gravity waves
Ro
小,接近地转, 大,非地转 是地转调整产生重力波的动力条件 可能出现大振幅中尺度重力波
Ro 0.5
Ro=2p / fT
产生重力波的条件是Ri<1/4.
假设z→z+Δz层为静力稳定层，有风随高度的变化
Z+△z U+△U
z:U z z : U U
重力基本相互作用 (3)ppt课件
影响重心位置的因素 质量分布均匀，形状规则的物体重心位 置在几何中心
物体的重心除了跟物体的形状 有关外，还跟物体内质量的分 布有关
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29
3、重心 ：重力的作用点（等效作用点） ①影响重心的因素：质量分布和形状 ②重心的位置可以在物体上也可以在物体外 ③有时候可以将物体看作质量集中于重心的质点
(1)物质性 (2)相互性 (3)矢量性 (4)作用效果
6
• 下列说法正确的是：(
)
D
• A、子弹从枪口射出，能打到很远的距离，是因为子弹离开枪口后受到一个推力的 作用。
• B、甲用力把乙推倒，说明只是甲对乙有作用，乙对甲没有力的作用
• C、只有有生命或有动力的物体才会施力，无生命或无动力的物体只会受力不会施 力。
线段的长度—大小 箭头的方向—方向 起点(终点)—作用点
15N 作图步骤：
1、选定合适的标度；
2、从作用点开始沿力 的方向画一线段，线段的长度由力的大小和所选标度确定；
F=30N
3、画上箭头（表示力的方向）。 力的示意图：
只要画出力的作用点和方向
F=30N
11
巩固训练： • 物体A对B的压力是20N，如图所示，试画出这个力的图示。
（ BCD ）
8
影响力的作用效果的因素： ——力的三要素：
力的大小、方向和作用点 问题： 我们如何形象、直观地表示力的作用效果呢？
9
3、力的图示： 用一条有向线段来表示力的三要素 示例 ：一个箱子受到30N水平向右的推力，画出箱子所受推力的图示。
10
3、力的图示： 用一条有向线段来表示力的三要素
3
思考3：用手拉动弹簧，弹簧会有什么变化？
弹簧伸长，发生了形变！ 是手拉力对弹簧作用的结果。
动力学阿尔文波的非线性波-波相互作用及其在日地空间等离子体中的应用
天 文 学 报
ＡＣＴＡ ＴＲｏＮｏＭ Ｉ ＡＳ ＣＡ Ｉ ＣＡ Ｓ ＮＩ
Ｖｏ ＿３ ｌ Ｎｏ ５ ５ ． Ｓ ｐ． ２ １ ｅ ， ０２
博士 学位 论文 摘要 选登
动 力学 阿 尔 文 波 的 非 线 性 波 一波 相 互 作 用 及其在 日地 空 间等离 子体 中的应 用
论文最后讨论了动力学阿尔文波与高频哨声波及哨声波之间的波 一波耦合．结果表明： （） １ 哨声
波 可 以 通过 “ 个 哨声 波 衰变 为 一个 动 力 学 阿 尔文 波和 另一 个 哨 声 波”的 参 量 不 稳定 性 有 效 激发 动力 学 一
阿尔文波，所激发 的动力学阿尔文波传播方 向可与泵波方向相同，也可与泵 波方 向相反，而且这两种情 形下的增长率近似相等； （） ２ 在哨声波之间的波 一 波耦 合过程主要是作为泵波的长波 长的哨声波衰变 为短波长哨声波 ，其中反向传播的衰变过程占主导地位． 本论文结果在解释极 区反 向电子 束流 的激发 、太阳大气 中动力学阿尔文波的激发及行 星际空间 中 朝 向太阳传播的哨声波 的激发机制上具有重要作 用．
ＺＨ ＡＯ ｉ —ｏ Ｊ ｎ ｓ ｎｇ
（ｕｐ ｕｔｎＯｓｒａ ｒ Ｃｉ ｓＡａｅｙｏＳｉ ｃ ， ａｊｇ２００） ＰｒｌＭｏｎａ ｂ ｖｔｙ ｈ ｅｅ ｃ ｍ ｃｎｅ Ｎ ｎｎ １０８ ｅ ｉ ｅ ｏ， ｎ ｄ ｆ ｅ ｓ ｉ Ｋｉｅｉ Ａｆ６ ａｅ ＫＡ ） ｒ ｉ ｅｓ ｅＡｆ６ ａｅ ｉ ｅｐｎ ｉ ｌｒｗ ｖ— ｎｔ ｌ ｎｗ ｖｓ（ Ｗｓ ａｅｄｓ ｒｉ ｌ ｎｗ ｖｓｗｔ ｐｒｅｄｃ ａ ａｅ ｃ ｖ ｐ ｖ ｖ ｈ ｕ
ｔ ｖ ｈ ｒ ｃ ｅ ｓ ｆ ｒ ｔ ｅ Ｋ ＡＷ ｓ ｉ ａ ｉ ｕｓ ａ ｔ ｏ ｙ ｉａ ｎｄ ｓ ｃ ｌ ｓ ａ ｖ ｂ ｅ ｈｅ ｗａ ｅ ｃ ａ ａ ｔ ｒ ｏ ｈ ｎ ｖ ｒｏ ｓｒ ｐｈ ｓｃ ｌａ ｐａ ｅ ｐ ａ ｍ ｓ ｈａ ｅ ｅ ｎ
重力基本相互作用 ppt课件
施力物体。
重力基本相互作用
一人用细绳拉着一个重物在地面上前进，
则
（ BCD ）
A、施力物体是人，受力物体是重物
B、如研究细绳对重物的拉力，则施
力物体是绳子，受力物体是重物
C、如研究重物对细绳的拉力，则施
力物体是重物，受力物体是绳子
第三章 相互作用 3.1重力 基本相互作用
重力基本相互作用
重力基本相互作用
精品资料
足球运动状态的变化
运 动
足 球
角球脚 踢从静止到运动状态
运动中 扑 住由运动到静止均发
因为运 动员对
生 球作用 运动中 头 顶运动方向发生改改的变结果。
变
拓展：
1.物体的运动状态用速度来描述；
2.一个物体的速度变化了（不管是大小还
重力基本相互作用
ห้องสมุดไป่ตู้
3、力的图示：
线段的长度—大小
用一条有向线段来 箭头的方向—方向
表示力的三要素 起点(终点)—作用点
作图步骤：
15N
1、选定合适的标度；
F=30N
2、从作用点开始沿力
的方向画一线段，线段的长度
由力的大小和所选标度确定；
3、画上箭头（表示力的方向）。
力的示意图：
F=30N
只要画出力的作用重力基点本相互和作用 方向
三
g就是自由落体加速度
要 素
（重力加速度）
2.重力的方向: 竖直向下
应用：重锤线
3.重力的作用点:？
重力基本相互作用
演示： • 拿一根铅笔，请同学们思考：
该铅笔受到的重力作用点在 哪里？如何判断？
中尺度天气学课后习题答案
中尺度天气学课后习题答案中尺度气象学（第二版）课后习题第一章中尺度天气系统的特征1. 什么是“中尺度”？Ligda，Emanuel，Orlanski和Pielke等怎样定义“中尺度”？目前，“中尺度”一般被描述性地定义为时间尺度和水平空间尺度比常规探空网的时空密度小，但比积云单体的生命期及空气尺度大得多的一种尺度。
Ligda（1951）最早提出“中尺度（mesoscale）”这一概念。
他根据对降水系统进行雷达探测所积累的经验指出，有些降水系统，太大以致不能由单站观测全，但又太小以致即使在区域天气图上也不能显现，他建议把具有这种尺度的系统称为“中尺度系统”。
Emanuel把具有状态比L/D=Uz/f和时间尺度T=f-1的运动定义为“中尺度”运动（L水平尺度，D垂直尺度亦即不稳定层厚度，Uz纬向风垂直切变尺度，f科氏参数）。
Orlanski（1975）根据观测和理论的总和分析结果，提出了一个比较细致的尺度划分方案，即：天气系统可粗分为大、中、小尺度三类，其中大尺度系统可再分为α、β两类，中尺度和小1/ 30尺度系统则可分别分为α、β、γ三类，相邻两类的空间尺度相差1个数量级。
按照这种划分，中尺度成了一个范围很宽的尺度，即2～2000km。
小至某些通常称为小尺度的系统如雷暴单体等，大至某些通常称为大尺度的系统如锋、台风或飓风等都可以包括在中尺度的范围内。
但其核心则为20～200km的系统，即β中尺度系统。
β中尺度系统具有典型的中尺度特性，而α和γ中尺度系统则分别兼有大尺度和小尺度的特性。
Pielke（1984）提出，典型的中尺度也可以定义为符合以下判据的一种特殊尺度：①其水平尺度足够大，以至于可以适用静力平衡关系；②其水平尺度足够小，以致地转偏向力项相对于平流项和气压梯度力项时小项。
2. α、β、γ中尺度系统在性质和对强天气形成的作用方面有什么不同？按Orlanski的划分标准，中尺度系统的水平尺度在2×100～2×103km之间，时间尺度在几十分钟至几天之间。
空间物理学
ｂ ｃ ｇ ｏ ｎ ｔ ｅ ｔ ｄ ｌ ｓ ｇ ｅｉ ａ ｋ ｒ ｕ ｄ ｗｉ ｎ ｓｅ ｃｏ ｅ ｍａ ｎ ｔ ｈ ｃ ｓ ｕ ｔ ｒｓｏ ｈ ｅｐ ｏ ｅｔ ｓｏ ＣＭＥ ｉｉ ａｅ ｌ ｃｕ ｅ ｎｔ ｒ ｒｐ ｒｅ ｆ ｉ ｎ ｔ ｔｄ ｉ
３ ７ ３５ ３～ ４
ｆ ｍ ｉ ｏｔｍ ［ ， 中 ］ 叶 占 银 （ 国 ｒ ｓ ｔ ｏ ｔｂ ｏ 刊 ／ 中 科学 院空 间科学与应用研究 中心 ，北京 １０ ８ ） ０ ０ ０，魏奉 思，王赤 ，冯学尚，钟鼎 坤 ，空 间 科 学 学 报 ． ２ ０ ， ２ （） ， 一 ０ ６ ６６． 一
ＯＯｏ７ ７９ ７ ７ １ ０ ・２ ７ ５
采 用水平方 向的显式算法与垂直方 向的 隐式算法相 结合 的时间分裂法 ，建立 了 二维可压缩大气 中重 力波非线性传播 的 数值模式 ．用该模式对 小振幅重力波传 播过程 的模拟结果与线性 重力 波理论预 测 的结果吻合很好 ，从而验证 了该模式 的正确性 ．用该模式模拟 了有 限振 幅重 力波 在非 线 性传 播 过程 中的饱 和 与破 碎， 结果表 明， １翻转出现在饱和之前， （） 但 向破碎演 化仍 需要一段时 间，由于非 线 性波． 波和波 ． 流相 互作用使得 非线性 数 值模拟 的饱和 高度（ 出现 时 间） 早） 高（ 于线性饱和理论预测 的结果 ；（） ２重力波 在不稳定之前 已经有 能量 向背景场 中转 移 ，破碎直接导致非线 性波． 相互作用 ， 造成能量向小尺度短波上 转移 ；（） ３背景 风场的加速方 向，形成射流 的方向与重 力波的水平传播 方 向一致 ，表 明重力波 与背景流的非线 性相互作用加剧 了背景 风剪切和不稳定性 的发展 ．图 ７参 ２ ７ 关 键 词 ： 时 间分 裂 法 ； 重 力 波 ；翻 转 ； 破碎