R dP P g dz RT 一点 g RT P2=Pe g (44) RT (44)式是通用的压高方程。它表示气压是随高 度的增加而按指数递减的规律。而且在大气低 层,气压递减得快,在高层递减得慢。在温度 低时,气压递减得快,在温度高时,递减得慢。 利用(44)式原则上可以进行气压和高度间的 换算,但直接计算还比较困难。因为在公式中
（4·4）式是通用的压高方程。它表示气压是随高 度的增加而按指数递减的规律。而且在大气低 层，气压递减得快，在高层递减得慢。在温度 低时，气压递减得快，在温度高时，递减得慢。 利用（4·4）式原则上可以进行气压和高度间的 换算，但直接计算还比较困难。因为在公式中
指数上的子式中,g和T都随高度而有变化,而 且R因不同高度上空气组成的差异也会随高度而 变化,因而进行积分是困难的。为了方便实际 应用,需要对方程作某些特定假设。比如忽略 重力加速度的变化和水汽影响,并假定气温不 随高度发生变化,此条件下的压高方程,称为 等温大气压高方程。在等温大气中,(44)式 中的T可视为常数,于是得 e(N-7,) RT P 或写成 g , RT2 RT Z2-Z1 B1 (4·5) g
指数上的子式中，g和T都随高度而有变化，而 且R因不同高度上空气组成的差异也会随高度而 变化，因而进行积分是困难的。为了方便实际 应用，需要对方程作某些特定假设。比如忽略 重力加速度的变化和水汽影响，并假定气温不 随高度发生变化，此条件下的压高方程，称为 等温大气压高方程。在等温大气中，（4·4）式 中的T可视为常数，于是得
式中负号取消是因为将P1和P2的位置上下调 换。从(45)式中可以看出,等温大气中,气 压随高度仍是按指数规律递减的,其变化曲线 见图43中实线。将T换成t,自然对数换成常用 对数,并将g、R代入,则(45)式变成气象上 常用的等温大气压高方程: P1 2-21=1840(1+t/273199 (4·6) 实际大气并非等温大气,所以应用(46) 式计算实际大气的厚度和高度时,必须将大气 划分为许多薄层,求出每个薄层的t,然后分 别计算各薄层的厚度,最后把各薄层的厚度
式中负号取消是因为将P1和P2的位置上下调 换。从（4·5）式中可以看出，等温大气中，气 压随高度仍是按指数规律递减的，其变化曲线 见图4·3中实线。将T换成t，自然对数换成常用 对数，并将g、R代入，则（4·5）式变成气象上 常用的等温大气压高方程： 实际大气并非等温大气，所以应用（4·6） 式计算实际大气的厚度和高度时，必须将大气 划分为许多薄层，求出每个薄层的tm，然后分 别计算各薄层的厚度，最后把各薄层的厚度
求和便是实际大气的厚度。表42是利用(46) 式计算的标准大气中气压与高度的对应值 表4·2标准大气中气压与高度的对应值 气压 1013.3845.4700.8504.7410.4|307.1193.1102.846.7 (hPa) 高度(n0150030005017001900100106001100 (46)式中把重力加速度g当成常数,实际 上g随纬度和高度而有变化,要求得精确的Z值, 还必须对g作纬度和高度的订正。一般说,在大 气低层g随高度的变化不大,但将此式应用到 100km以上的高层大气时,就必须考虑g的变化。 此外,(4·6)式是把大气当成干空气处理的
求和便是实际大气的厚度。表4·2是利用（4·6） 式计算的标准大气中气压与高度的对应值。 （4.6）式中把重力加速度g当成常数，实际 上g随纬度和高度而有变化，要求得精确的Z值， 还必须对g作纬度和高度的订正。一般说，在大 气低层g随高度的变化不大，但将此式应用到 100km以上的高层大气时，就必须考虑g的变化。 此外，（4·6）式是把大气当成干空气处理的
但当空气中水汽含量较多时,就必须用虚温代 替式中的气温 假设温度直减率(Y)不随高度变化的大 气称多元大气。若取海平面的气温为T,于是 任意高度Z处的气温T=TyZ。令Z=0,海平面 气压为P,任意高度Z上的气压为P,应用(44) 式有 P g g 0-T 2、 dZ=-1 R(T10-x) =1n(m2) (4·7)
但当空气中水汽含量较多时，就必须用虚温代 替式中的气温。 假设温度直减率（γ）不随高度变化的大 气称多元大气。若取海平面的气温为T0，于是 任意高度Z处的气温T=T0 -γZ。令Z0 =0，海平面 气压为P0，任意高度Z上的气压为Pz，应用（4·4） 式有