文档介绍：第四章大气的运动
大气时刻不停地运动着,运动的形式和规模复杂多样。既有水平运动,也有垂直运动。既有规模很大的全球性运动,也有尺度很小的局地性运动。大气的运动使不同地区、不同高度间的热量和水分得以传输和交换,使不同性质的空气得以相互接近、相互作用,直接影响着天气、气候的形成和演变。
大气运动的产生和变化直接决定于大气压力的空间分布和变化。因而,研究大气运动常常从大气压力的时空分布和变化入手。
第一节气压随高度和时间的变化 
一、气压随高度的变化
一个地方的气压值经常有变化,变化的根本原因是其上空大气柱中空气质量的增多或减少。大气柱质量的增减又往往是大气柱厚度和密度改变的反映。当气柱增厚、密度增大时,则空气质量增多,气压就升高。反之,气压则减小。因而,任何地方的气压值总是随着海拔高度的增高而递减。如图4·1所示,甲气柱从地面到1000m和从1000m到2000m,虽然都是减少同样高度的气柱,但是低层空气密度大于高层,
因而低层气压降低的数值大于高层。据实测,在地面层中,高度每升100m,,在高层则小于此数值。确定空气密度大小与气压随高度变化的
定量关系,一般是应用
静力学方程和压高方程。 
(一)静力学方程
假设大气相对于地面
处于静止状态,则某一
点的气压值等于该点单
位面积上所承受铅直气
柱的重量。
见图4·2,在大气柱中截取面积为1cm2,厚度为△Z的薄气柱。设高度Z1处的气压为P1,高度Z2处的气压为P2,空气密度为ρ,重力加速度为g。在静力平衡条件下,Z1面上的气压P1和Z2面上的气压P2间的气压差应等于这两个高度面间的薄气柱重量,即
P2-P1=-△P=-ρg(Z2-Z1)=-ρg△Z
式中负号表示随高度增高,气压降低。若△Z趋于无限小,则上式可写成
-dP=ρgdZ ()
上式是气象上应用的大气静力学方程。方程说明,气压随高度递减的快慢取决于空气密度(ρ)和重力加速度(g)的变化。重力加速度(g)随高度的变化量一般很小,因而气压随高度递减的快慢主要决定于空气的密度。在密度大的气层里,气压随高递减得快,反之则递减得慢。实践证明,静力学方程虽是静止大气的理论方程,但除在有强烈对流运动的局部地区外,其误差仅有1%,因而得到广泛应用。将(4·1)式变换
高度所降低的气压值。
实际工作中还经常引用气
压高度差(h),它表示在铅
直气柱中气压每改变一个单位
所对应的高度变化值。显然它
是铅直气压梯度的倒数,即
式中Rd=287J/kgK为干空气的气体常数。将Rd、g值代入,并将T换成摄氏温标t,则得
表4·l是根据(4·2)式计算出的不同气温和气压下的h值。
从表4·l中可以看出:①在同一气压下,气柱的温度愈高,密度愈小,气压随高度递减得愈缓慢,单位气压高度差愈大。反之,气柱温度愈低,单位气压高度差愈小。②在同一气温下,气压值愈大的地方,空气密度愈大,气压
随高度递减得愈快,单位高度差愈小。反之,气压愈低的地方单位气压高度差愈大。比如愈到高空,空气愈稀薄,虽然同样取上下气压差一个百帕,而气柱厚度却随高度而迅速增大。
通常,大气总处于静力平衡状态,当气层不太厚和要求精度不太高时,(4·2)式可以用来粗略地估算气压与高度间的定量关系,或者用于将地面气压订正为海平面气压。如果研究的气层高度变化范围很大,气柱中上下层温度、密度变化显著时,该式就难以直接运用,就需采用适合于较大范围气压随高度变化的关系式,即压高方程。
(二)压高方程
为了精确地获得气压与高度的对应关系,通常将静力学方程从气层底部到顶部进行积分,即得出压高方程
式中,P1、P2分别是高度Z1和Z2的气压值。该式表示任意两个高度上的气压差等于这两个高度间单位截面积空气柱的重量。用状态方程替换式中的ρ,得