1) CISK inertia-gravitational wave
CISK惯性重力波
2) inertia-gravity
重力惯性波
1.
But there are only a few researches on the relationship between the movement of Meiyu rain-band and inertia-gravity wave.
由1991年7月5—6日一次梅雨期暴雨过程的中尺度扰动场分析,发现高低层重力惯性波的发展与传播和雨带、低涡的发展与传播有密切的联系,高低层重力惯性波有明显不同的传播形式。
3) Inertial gravity wave
惯性重力波
1.
A set of the interaction equations of inertial gravity waves in a dissipative atmosphere on the basis of the weak nonlinear theory is derived.
根据这组方程，考察了惯性重力波的参量激发。
4) source of IGWs
惯性重力波波源
5) inertial gravitational wave
惯性重力内波
1.
Nonlinear inertial gravitational wave forced by heating source and its applications;
热源强迫的非线性惯性重力内波及其应用
6) mixed vortex Rossby inertial-gravity waves
混合涡旋Rossby重力惯性波
补充资料：重力波
不可压缩流体中一种以重力为恢复力的波。它通常存在于两种不同流体（例如气体和液体）的分界面（即密度的跃变面）上，以表面波形式出现：沿表面传播而沿与表面垂直的方向衰减（所谓不均匀波）。透入表面的深度不超过一个波长,由于这一深度依赖于波长,便导致波的频散。但在流体深度h 远小于波长的"长波"极限情况下,波压在整个截面上近似为均匀的,波就是"非频散"的了。
不可压缩流体中的速度势Φ 满足拉普拉斯方程
与自由表面上的边界条件
结合起来,便可很好地近似描述重力波的行为。式中g是重力加速度。
重力波的波速 с和其波数 k之间的频散关系可写成
式中σ为表面张力系数,ρ为密度。其中第二项仅当波长极短(数量级为几厘米)时方须考虑。在长波极限(k h1)和深水极限(k h1)下，分别化为
由此可见,重力波速度一般都远小于声速сS,仅当h≈200千米时才接近于声速。
重力波的衰减主要由三方面引起：流体与基底的摩擦（当h很大时可忽略）；流体内部的粘滞效应;表面损耗。表面损耗的机制与表面张力偏离其平衡态值有关,它在流体表面有一层薄膜杂质（例如水面上的油污）时特别重要。
除了上述的表面重力波以外，还存在一种内重力波(简称内波)。它不是存在于两种不同媒质的分界面上,而是存在于内部密度的连续分层变化的同一种媒质中，这种情况的一个典型是处于重力场的连续媒质（如大气）。
大气密度随高度z指数性地减小：
其中H称为匀质大气高度,一般为z的函数,量级约为10千米。当稳定大气受到某种扰动，使其上层较轻的空气被压向下层较重的空气中去时，这部分空气将受到浮力的作用返回其原来水平面。由此可见，密度的分层不均匀性在弹性恢复力之外提供了另一种恢复力──浮力。对于波长H 的声波和高频段的次声波来说,这种恢复力实际上不起作用，完全可以忽略。当λ≈H 时,由于波动运动的加速度与重力加速度g同数量级,就必须在考虑弹性恢复力的同时也考虑浮力,这就是声重力波的情形。当频率低到λH 时，重力就起主要作用,而弹性恢复力反而可以忽略，也就是说可把媒质看成不可压缩的，而重力和浮力所作的功之差值作为媒质运动元的势能储存起来，这就是内重力波的情形。由于作为恢复力的重力总是指向一个特定方向，所以内重力波是显著地各向异性的。
空气粒子在浮力作用下以韦伊塞莱-布伦特(Vis-l-Brunt)频率（V.B.频率）
振荡。典型的N值约在0.02赫附近。内重力波的频率一般都远低于N，其振动方向接近于水平的,但对水平的倾斜又使重力给空气粒子提供恢复力。
内重力波的一个重要特性是：能流方向一般说来并不沿着波矢方向，其相速度（小于声速сS）向下，而群速度向上。这种波大抵是在地面附近由于风的作用被激发，例如风遇到山等障碍物时所产生的"背风波"。其能流向上传递直达电离层。由于密度随高度减小，根据能流的连续性，波的振幅势必随高度增加。在60千米以上的高空，风的剖面几乎完全由这种大振幅、长周期的波动所支配；在低层大气中，内重力波虽然也存在，但振幅太小，因而无法接受到。
有关在海水中密度分层变化时出现的内波见海洋中的内波。
参考书目
Л.Д.朗道、Ε.М.栗弗席兹著，彭旭麟译：《连续介质力学》，第2册，高等教育出版社，北京，1960。
J. Lighthill, Waves in Fluids, Cambridge Univ. Press,Cambridge, 1978.
E.E.Gossard and W.H.Hooke,Waυes in the Atmosphere, Elsevier, Amsterdam, 1975.
不可压缩流体中的速度势Φ 满足拉普拉斯方程
与自由表面上的边界条件
结合起来,便可很好地近似描述重力波的行为。式中g是重力加速度。
重力波的波速 с和其波数 k之间的频散关系可写成
式中σ为表面张力系数,ρ为密度。其中第二项仅当波长极短(数量级为几厘米)时方须考虑。在长波极限(k h1)和深水极限(k h1)下，分别化为
由此可见,重力波速度一般都远小于声速сS,仅当h≈200千米时才接近于声速。
重力波的衰减主要由三方面引起：流体与基底的摩擦（当h很大时可忽略）；流体内部的粘滞效应;表面损耗。表面损耗的机制与表面张力偏离其平衡态值有关,它在流体表面有一层薄膜杂质（例如水面上的油污）时特别重要。
除了上述的表面重力波以外，还存在一种内重力波(简称内波)。它不是存在于两种不同媒质的分界面上,而是存在于内部密度的连续分层变化的同一种媒质中，这种情况的一个典型是处于重力场的连续媒质（如大气）。
大气密度随高度z指数性地减小：
其中H称为匀质大气高度,一般为z的函数,量级约为10千米。当稳定大气受到某种扰动，使其上层较轻的空气被压向下层较重的空气中去时，这部分空气将受到浮力的作用返回其原来水平面。由此可见，密度的分层不均匀性在弹性恢复力之外提供了另一种恢复力──浮力。对于波长H 的声波和高频段的次声波来说,这种恢复力实际上不起作用，完全可以忽略。当λ≈H 时,由于波动运动的加速度与重力加速度g同数量级,就必须在考虑弹性恢复力的同时也考虑浮力,这就是声重力波的情形。当频率低到λH 时，重力就起主要作用,而弹性恢复力反而可以忽略，也就是说可把媒质看成不可压缩的，而重力和浮力所作的功之差值作为媒质运动元的势能储存起来，这就是内重力波的情形。由于作为恢复力的重力总是指向一个特定方向，所以内重力波是显著地各向异性的。
空气粒子在浮力作用下以韦伊塞莱-布伦特(Vis-l-Brunt)频率（V.B.频率）
振荡。典型的N值约在0.02赫附近。内重力波的频率一般都远低于N，其振动方向接近于水平的,但对水平的倾斜又使重力给空气粒子提供恢复力。
内重力波的一个重要特性是：能流方向一般说来并不沿着波矢方向，其相速度（小于声速сS）向下，而群速度向上。这种波大抵是在地面附近由于风的作用被激发，例如风遇到山等障碍物时所产生的"背风波"。其能流向上传递直达电离层。由于密度随高度减小，根据能流的连续性，波的振幅势必随高度增加。在60千米以上的高空，风的剖面几乎完全由这种大振幅、长周期的波动所支配；在低层大气中，内重力波虽然也存在，但振幅太小，因而无法接受到。
有关在海水中密度分层变化时出现的内波见海洋中的内波。
参考书目
Л.Д.朗道、Ε.М.栗弗席兹著，彭旭麟译：《连续介质力学》，第2册，高等教育出版社，北京，1960。
J. Lighthill, Waves in Fluids, Cambridge Univ. Press,Cambridge, 1978.
E.E.Gossard and W.H.Hooke,Waυes in the Atmosphere, Elsevier, Amsterdam, 1975.
说明：补充资料仅用于学习参考，请勿用于其它任何用途。
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