2大气压力测高.doc

大气压力测高大气层中的空气是时时刻刻都在运动的，由于大气运动不同高度、不同地区才会完成热量和水分的交换与传输，不同性质状态的空气相互作用，产生变化形成现实的天气和气候特征。气压随高度有着明显的变化，任何地区的气压都是随着海拔高度的升高而降低。大气静力学基本方程，其物理意义是高度差为dz的两高度上的压力之差应等于两高度之间单位截面空气所受的重力。将静力学方程从底到上层积分，再根据气体状态方程可以得出通用的压高公式，从公式中可以看出气压随高度的增加按指数规律递减。我们不考虑水汽影响和重力加速度的关系，也假设大气温度是一样的不随高度发生任何变化，得到一个等温大气的压高公式。利用这一公式求出的结果不是实际结果。解决方案：将实际大气划分为许多薄层，每一薄层可以看作是等温的，求出每一薄层的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。等温大气压高公式的用途：根据不同高度的气压差值和平均温度，得出两高度的高度差；根据某高度的气压和温度，得出另一高度的气压值；根据不同高度的气压，求出平均温度。文献：大气概论课件该式就是通用的压高方程。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。利用上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，上式中的T 可视为常数。实际大气并非等温大气，所以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。第一节 静力学方程与压高公式 一. 大气静力学方程：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。见下图，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，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=-g（Z2-Z1）=-gZ 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=gdZ 这就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（）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。二. 压高公式： 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，得：该式就是通用的压高方程。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。利用上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，上式中的T 可视为常数。实际大气并非等温大气，所以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。第二节 气压场的基本形式一. 气压场的表示方法： 基本概念：等高面、等压线、等压面、等高线、位势高度二. 气压场的基本形式 气压场的几种基本形式第三节 气压的时空分布一. 气压随时间的变化：气压变化的实质就是该地上空空气柱重量增加或减少的反映，而空气柱的重量是其质量和重力加速度的乘积。重力加速度通常可以看作是定值，因而一地的气压变化就决定于其上空气柱中质量的变化，气柱中质量增多了，气压就升高。质量减少了，气压就下降。空气柱质量的变化主要是由热力和动力因子引起。热力因子是指温度的升高或降低引起的体积膨胀或收缩、密度的增大或减小以及伴随的气候辐合或辐散所造成的质量增多或减少。动力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化，根据空气运动的状况可归纳为三种情况：水平气流的辐合和辐散与气压变化、密度平流与气压变化、垂直运动与气压变化。气压的周期性变化是指在气压随时间变化的曲线上呈现出有规律的周期性波动，明显的是以日为周期和以年为周期的波动。二. 气压系统及其随高度的变化：静力平衡下气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。因此气压系统的空间结构往往由于与温度场的不同配置状况而有差异。当温度场与气压场配置重合（温度场的高温、低温中心分别与气压场的高压、低压中心相重合）时，称气压系统是温压场对称，此时该系统中水平面上等温线基本平行。系统中包括暖性高压、冷性低压和暖性低压、冷性高压。当温度场与气压场的配置不重合时，称气压系统是温压场不对称，此时中心轴线不是铅直的，而发生偏斜。第四节 大气稳定度 一. 大气静力稳定度：大气稳定度是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。它表示大气层中的个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。大气是否稳定，通常用周围空气的温度直减率（）与上升空气块的干绝热直减率（d）或湿绝热直减率（m）的对比来判断。一般情况下可以有以下几点结论：1. 愈大，大气愈不稳定；愈小，大气愈稳定。如果很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。所以习惯上常将逆温、等温以及很小的气层称为阻挡层。2. 当m 时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当d 时则相反，因而称为绝对不稳定。3. 当dm 时，对于作垂直运动的饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的；对于作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的。这种情况称为条件性不稳定状态。二. 大气不稳定能量：不稳定能量就是指气层中可使单位质量空气块离开初始位置后作加速运动的那部分能量。一般情况下，常把某一时刻气层实际的气温随高度分布曲线绘在T-E（高度）坐标系中，并称之为气层的层结曲线，同时常把E坐标变换为P坐标，例如T-lnP坐标（如图）。气层中的某一气块若作绝热上升或下沉运动，这时气块温度随高度的变化曲线称之为该气块的状态变化，显然，不同的气块状态曲线不同。气层能提供给气块的不稳定能可分为下述三种情况（如下图）：不稳定型 稳定型 潜在不稳定型三. 位势不稳定： 前面对稳定度的讨论，都是针对气