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
气压随高度的变化 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
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,气压平均降低 12.7hPa,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 高度 定量关系,一般是应用 〔m 静力学方程和压高方程。 4000 ()静力学方 3000 假设大气相对于地面 2000 处于静止状态,则某 1000 点的气压值等于该点单 位面积上所承受铅直气 柱的重量。 图4·1所压随高度递减的快慢 和空气密度的关系
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，气压平均降低 12.7hPa，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42,在大气柱中截取面积为1cm2,厚度为 △Z的薄气柱。设高度Z处的气压为P1,高度Z2 处的气压为P2,空气密度为p,重力加速度为g。 在静力平衡条件下,Z1面上的气压P和22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 P2P1△P=pg(Z2Z1)=pg△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=p gdz (4.1)
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 （4.1）
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(p)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 (41)式变换
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