气象学基础第二章
《气象学》课程笔记
《气象学》课程笔记第一章绪论一、农业气象学的基本概念1. 定义：农业气象学是研究农业与大气环境相互关系的一门学科，它涉及到气象学、农业科学、生态学和环境科学等多个领域。
农业气象学的核心任务是研究大气环境对农业生产、农产品品质及农业生态环境的影响，以及农业生产活动对大气环境的反馈作用。
2. 研究内容：（1）农业气象条件对作物生长发育、产量和品质的影响：研究温度、降水、光照、风等气象因素对作物生长周期的影响，以及如何通过调控这些因素来优化农业生产。
（2）农业气象灾害的成因、规律及防御措施：分析干旱、洪涝、霜冻、高温热浪等气象灾害的成因，探讨其发生规律，并提出相应的防御和减灾措施。
（3）农业生态环境的气象问题：研究农业活动对气候变化的贡献，以及气候变化对农业生态环境的影响。
（4）农业气候资源分析与农业气候区划：评估不同地区的农业气候资源，进行农业气候区划，为农业生产布局提供依据。
（5）农业小气候及其调控技术：研究农田小气候的形成机制，探讨如何通过农业技术措施改善农田小气候，促进作物生长。
二、农业气象学的研究方法1. 观察法：- 实地观测：通过气象站、农田试验站等设施，对农业气象要素进行长期观测。
- 调查研究：对农业生产过程中的气象问题进行调查研究，收集一手资料。
2. 实验法：- 田间试验：在自然条件下，通过设置不同的处理，研究农业气象因素对作物的影响。
- 人工气候室试验：在人工控制的环境下，模拟不同的气象条件，研究作物生长响应。
3. 数值模拟法：- 气象模型：利用气象模型模拟大气环流，预测天气变化。
- 农业模型：结合作物生长模型和气象模型，预测作物产量和品质。
4. 统计分析法：- 相关分析：分析农业气象数据之间的相关性，找出影响作物生长的关键因素。
- 回归分析：建立农业气象要素与作物产量、品质之间的数学模型。
5. 遥感与GIS技术：- 遥感监测：利用遥感图像监测农业气象灾害、作物长势等。
- GIS分析：通过地理信息系统分析农业气象资源的空间分布及变化规律。
第2章气象基础知识汇总
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三、云
（三）降水等级
等级
小雨 中雨 大雨 暴雨
1小时雨量 （㎜） ≤2.5
地面气温日较差越大的地区，海陆风越明显。 海风比陆风强，强时可达5～ 6m／s（4级）。深入内地达40～50㎞，
而陆风只有2～3m／s （2级） ，入海距离不超过10㎞。
三、云
（一）云的分类
1．高云：云底高度在5000米以上。这类云由冰晶组成，色洁白 有光泽。包括卷云、卷层云、卷积云三种。这类云不 会产生降水现象。
一、气温与气压 （二）气压
3、气压的变化规律
A．气压随高度变化 任何地点的气压值，都是随高度的增加而减小的。因此，海平 面上的气压比山顶上的气压大。
B．气压的日变化 一天中，气压有两次高值和两次低值。 两次高值分别在10时和22时左右； 两次低值分别在4时和16时左右。这种周期性的有规律的气压 变化，叫气压的日变化。
最低值出现在近日出前。海洋上比陆地上均推迟约1～2小时。 日较差：一天当中气温的最高值与最低值的差。反映了气温日
变化的程度。气温日较差的大小，与纬度、季节、下垫面性质、 地形、海拔高度及天气状况有关。晴天时大于阴天时，夏季大于 冬季，内陆地区大于沿海地区。 B、气温的年变化
在北半球，一年之中大陆上月平均气温，最高值一般出现在7 月份，最低值出现在1月份。
E、随高度变化 气温随高度增加而降低。
一、气温与气压 （一）气温
5、气温对船艇航行的影响
气象学 第二章
sinh sin sin cos cos cos
– 例：计算广州(φ=23°8′N)1月15日 (δ=－21°17′)正午时(ω=0)的太阳高度角。 将已知条件代入上式有： sin h=0.71427 h= 45°35′ – 中午是时太阳高度角的计算： h= δ- φ+90° (太阳在天顶以南) h= φ - δ +90° (太阳在天顶以北)
– 地平坐标：地面一点的铅直线与天球相交于天 顶和天底，地平圈与天顶轴垂直，通过天顶和 天底而与地平圈垂直的大圈为地平经圈，与地 平圈平行的小圈称为地平纬圈，地平纬圈与地 平圈间的角距为地平纬度。通过南点的地平经 圈为起算点，向西计算(顺时针)的角距为地平经 度。地平坐标就是用地平纬度(高度角)和地平经 度(方位角)决定天体位置的坐标。 – 赤道坐标：以地球中心为天球中心，地轴延长 线与天球相交，交点称为天极，与天轴垂直的 大圈为天球赤道，通过天极而与天球赤道相垂 直的大圈称为时圈或赤经圈，与天球赤道相平 行的小圈称为赤纬圈，赤纬圈与天球赤道的角 距为赤纬，向北为正，向南为负，通过天顶和 天底的时圈为子午圈。
普朗克定律
– 绝对黑体放射能量在光谱中的分布可由此定 律得出，它指出了绝对黑体的放射能力 ε0(λ,T)随波长和温度而变的关系。 – 在温度T时，黑体表面单位面积所放射的波 长介于λ到λ+ d λ之间能量为：
C1 0 (, T)d 5
1 e
C2 T
d 1
– 其中C1=2πhc2，C2=hc/k，c=3×108m· -1为光速， s h=6.63×10-34J· s为普朗克常数，k=1.38×10-23J· -1 为 K 波尔兹曼常数，即C1=3.74×10-16W· 2，C2=1.438×10m 2m· K – 该定律指出了放射能量最大值的波长随着温度的增加而 移向波长较短的区域，而且放射的总能量随着温度增加 而增大
气象学2
四、有关大气的物理性状
1、主要气象要素：温、压、湿、风 湿度特征量（6个），气压。 2、空气的状态方程 干空气的状态方程 湿空气状态方程与虚温第二章 大气的热能与温度
一、太阳辐射 1.基础知识：重点 黑体辐射定律及性质 2.太阳辐射：太阳常数，太阳高度角及对气候的 影响，天文辐射与天文气候。 3.太阳辐射在大气中的减弱： a.大气的吸收，吸收物质、吸收特点，高层大于低层，吸收量不大。 b.大气对太阳辐射的散射：分子散射性质，粗粒散射性质 。 4.到达地面的太阳辐射：到达地面的太阳直接辐射、 到达地面的太阳散射辐射D、到达地面的太阳总辐射,反射辐射、反射率。 二、地面和大气辐射
1.时间变化：日变化，日较差及影响因子 年变化，年较差及影响因子 ?2.空间变化：水平分布（略） 垂直变化（重点逆温现象及形成分 类。ｐ57） 第三章 大气中的水分
一、蒸发和凝结 ?1.水相变化的判据（E>ｅ蒸发、E=ｅ饱和、E<ｅ凝结）和相平衡 2.饱和水汽压 E ? a. E与温度的关系； ? b. 与蒸发面性质的关系： 冰面与过冷水面E的 差别（冰晶效应） c.凸凹平液面的E? 3.水汽凝结的条件： 凝结核 ｅ≥E 二、地面和大气凝结现象
一、气压随高度和时间变化 1.大气静力学基本方程 ： 垂直气压梯度、单位气压高度差 2. 压高公式：气压随高度指数型降低 3. 气压随时间变化的原因： ???? 4.气压日、年变化 年变化有三种类型：压梯度力、地转偏向力，惯性离 心力，摩擦力）各力的含义、表达式及对运动的影响 2.自由大气中空气的水平运动 a.? 地转风 ?? b. 梯度风 c. 热成风（地转风随高度的变化） 3.摩擦层中空气的运动 摩擦层中力平衡状况及风速与气压场的关系 摩擦层中风随高度的变化――埃克曼线 四、大气环流 第五章 天气系统
动力气象学第2章描写大气运动的基本方程组
Fi
i
→ ：单位质量空气质点受到的真实力
→ 广义牛顿粘性假设，有
→
左边：加速度项； 右边：引起大气运动变化的原因
用
近似表示，a是地球半径 －－万有引力
－－惯性离心力项 万有引力＋惯性离心力＝重力
垂直地面向下
－－压力梯度力
－－科氏力 （地转偏向力）
：分子粘性力
重力： 保守力 科氏力：不做功，只改变运动方向
sin
u)
k
(2
cos
u)
其中: ~f 2 cos , f 104 s1; 7.292 105 s1
u
t
u
u x
Hale Waihona Puke vu yw u z
1
p x
~fw
fv
Fx
v
t
u
v x
v
v y
w
v z
1
p y
fu
Fy
w
t
u
w x
v
w y
w w z
1
p z
~fu
g
Fz
u v w (u v w) 0
（运动形式） 分子粘性力：耗散 驱动大气运动的主要动力：压力梯度力
从以上讨论可见： 物理上－－压力梯度力是驱动大气运动 的主要因子，而压力的变化与热力与动 力过程相关联，因此描写大气过程必须 考虑热力过程。
数学上：运动方程：1个（矢量） 3个（分量）
未知量：速度、气压、密度 必须寻找描写气压、密度变化的方程 －－方程才能闭合
第二章 描写大气运动的基本方程组
一、运动方程： 牛顿第二定律：（单位质量的气团）
成立条件：绝对（惯性）坐标系
气象学第二章
25
大气对太阳辐射的削弱作用 作用 形式 参与作用的大 气成分 波长范围 作用特点
臭氧（平流层）
吸收 水汽、二氧化碳 （对流层）
紫外线
红外线 各种波长同 样被反射
吸收强烈，有选
择性，大部分可 见光可穿透 无选择性，反 射光呈白色 向四面八方散 射 ，有选择性
反射
云层、尘埃 空气分子、 微小尘埃
散射
7
太阳直射点所在的纬度称为太阳赤纬。
δ
8
特殊日期δ的值： 春分日(21/3)或秋分日(23/9)：δ＝0°
夏至日(22/6)：δ＝23.5°
冬至日(22/12)：δ＝-23.5°（23.5°S）
9
ω的确定 ω是用角度表示的时间，每15°为一小时 正午：ω＝0； 上午：ω＜0； 下午：ω＞0，。 正午时刻h的计算公式
13
光照时间 光照时间＝可照时数＋曙暮光时间 曙暮光 在日出前和日落后，太阳光线在地平线以下
0°～ 6°时，光通过大气散射到地表产生一定的光
照强度，这种光称为曙光和暮光。 一般曙暮光随纬度升高而加长；夏季尤为显著。
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三、太阳辐射在大气中的减弱
天文辐射
同时间的纬度分布差异 → 天文气候带
同纬度的时间分布差异 → 天文季节
一把伞，减弱了到达地面的太阳辐射，对地面有降温作
用，这种现象称之为大气阳伞效应。
火山喷发形成的阳伞效应
41
五、地面辐射差额(B)
定义 在单位时间内，单位面积地面所吸收的辐射与放出的辐 射之差，称为地面辐射差额(B)。也称地面净辐射。 计算公式 B ＝(S’+ D)(1 –r) - E0
42
影响因素
10
5.6
气象学基础第二章
第二章大气静力学第一节大气静力学基本方程静止大气中，对每一薄层大气来说，它所受到的力有重力和垂直方向上的气体压力（气压梯度力）一、重力：是纬度的函数，随纬度增大而增大二、大气静力学方程1、大气静力学问题：大气在垂直方向上的气压分布2、公式推导（静力方程三个形式）3、物理意义：它描述了大气压力、密度和高度之间的联系。
高度差为dz的高度桑的压力差应等于两高度之间单位截面积上的空气柱所受的重力。
4、三点结论第一、气压随高度增加而减小第二、由于g随高度变化很小，所以气压随高度减小的快慢主要决定于密度。
第三、将大气静力学方程从任意高度z积分到大气上界，则（公式）表明任意高度z处的气压P等于从该高度向上到大气上界的单位截面积垂直气柱所受的重力。
三、气压垂直梯度G表示就是每升高（或降低）单位距离，气压减小（或增大）的数值，通常用z（公式）四、单位气压高度差是指垂直气柱中，没改变单位气压（通常为1百帕）所需要的上升或下降的高度。
单位气压高度差又成气压阶，用h表示，即：（公式）h的大小可以表示气压随高度变化的快慢用途：求海平面气压气压测高法第二节压高公式一、几种大气的压高公式1、均质大气假定大气密度不随高度变化，常数）（=z ρ的大气公式推导均质大气在大范围是不存在的，但在炎热的夏天中午前后，在沙漠地区，由于地面受热太甚，在某一高度之下，可以出现暂时的局部均质大气。
2、等温大气温度不随高度变化的大气公式推导等温大气的盖度是无限的。
在实际工作张，可将大气分成若干个层次，分别求各层次的平均温度，代入公式计算，然后将各层高度累加起来，就可以得到整个气层的压高关系。
3、多元大气假设在大气的垂直方向上温度的递减率为一常数，即大气温度是高度的线性函数，具有这样的大气称为多元大气。
公式推导：重点均质大气和等温大气是多元大气的两个特例4、标准大气的压高公式人们根据大量高空探测的数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的最接近实际大气的大气模式，称为标准大气。
《气象学》章节知识点(供参考)
第一章大气一、名词解释：大气科学：大气科学是研究地球大气状态的演变和发生在大气的动力、物理、化学的各种现象的形成原因及其随时间和空间的演变规律，以及研究如何采用这些规律为人类服务和人类活动对大气影响等方面的一门科学。
天气：某一地区，在某一瞬时或短时间内各种气象要素的综合表现。
是大气中的大气状态和天气现象的综合。
气候：是指在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动长时间相互作用下，在某一时段内大量天气过程的综合。
干洁大气：不含水汽、液体和固体杂质的大气。
气象要素：表示大气中物理现象和物理变化过程的物理量，统称为气象要素。
酸雨：酸雨是指PH<5.6时的降水气温直减率：描述大气温度在垂直方向的变化（的物理量）或（实际气层中高度每变化单位高度时气温的降低值）二、填空题1. 干洁大气中，按容积计算含量最多的四种气体是：氮气、氧气、氩和二氧化碳。
2. 大气中臭氧主要吸收太阳辐射中的紫外辐射。
3. 大气中二氧化碳和水汽主要吸收长波辐射辐射。
4. 近地气层空气中二氧化碳的浓度一般白天比晚上低，夏天比冬天低低。
5. 水汽是大气中唯一能在自然条件下发生三相变化的成分，是天气演变的重要角色。
6. 在对流层中，温度一般随高度升高而降低。
三、判断题：(说明：正确的打“√”，错误的打“×”)1.臭氧主要集中在平流层及其以上的大气层中，它可以吸收太阳辐射中的紫外线。
（×）2. 二氧化碳可以强烈吸收太阳辐射中的紫外线，使地面空气升温，产生“温室效应”。
（×）3. 由于植物大量吸收二氧化碳用于光合作用，使地球上二氧化碳含量逐年减少。
（×）4. 地球大气中水汽含量一般来说是低纬多于高纬，下层多于上层，夏季多于冬季。
（√）5. 大气在铅直方向上按从下到上的顺序，分别为对流层、热层、中间层、平流层和散逸层。
（×）（对流层、平流层、中间层、热层、散逸层）6. 平流层中气温随高度上升而升高，没有强烈的对流运动。
气象学第一二章复习资料
气象学第一二章复习资料气象学第一二章复习资料第一章大气一、大气组成主要是干洁大气、水汽、气溶胶粒子。
1、干洁大气:干洁大气中对人类影响较大的成分是N2，O2，O3和CO2。
（1）N2和O2:它们是大气的主要组成部分，但N2利用率低。
O2是维持人类及动植物生命活动的气体。
（2）O3:含量很低，集中在20-25km的高空，形成臭氧层。
可强烈吸收对生物有害的紫外线。
(3)CO2：是植物生命活动离不了的气体，可吸收地面辐射，对气温影响较大。
2、水汽：主要集中在低层大气中。
低纬度地区多于高纬度地区；下层多于上层；夏季多于冬季。
含量很少，但是天气变化的重要角色，云、雾、雨、雪的形成都与之有关。
3、气溶胶粒子：悬浮于空气中的固体粒子。
包括水滴、冰晶、烟粒、尘埃等。
可充当水汽凝结物，利于云、雨的形成；还可以吸收一部分辐射，对地温、气温有一定影响。
二、大气垂直结构从下到上有五层：对流层、平流层、中间层、热层、外大气层（散逸层）。
大气底界：即地球的表面。
大气上界：即大气的顶界。
有2种划分方法：根据极光出现的高度估计，在1000—1100km；据人造卫星探测，约在3000km。
（一）对流层是靠近地表的大气最低层。
其厚度随纬度和季节的不同而有变化：低纬度平均为17～18km，中纬度地区为10～12km，高纬度只有8～9km。
夏季厚、冬季薄。
特点：（1）气温随高度升高而降低。
垂直递减率为：r= 0.65℃/100m。
（2）空气具有强烈的对流运动。
易形成云和降水（雨、雪等）。
（3）温度、湿度等气象要素水平分布不均匀。
主要是受地形影响所致。
（二）平流层从对流层顶到55km的气层。
主要特点：1、垂直气流显著减弱，气流多呈水平运动，故叫平流层。
2、集中了大气中大部分O33、下部气温随高度变化小，上部气温随高度升高而显著增加。
4、水汽和尘埃很少，大气能见度好。
适合飞机航行。
（三）中间层从平流层顶到距地面85km 的高度。
主要特点：1、温度随高度升高而迅速降低，其顶部可下降到-83℃。
气象学 第二章 辐射
辐射能的量度单位
(1)量子数单位
用每mol（阿伏加德罗常数6.02×1023)光量子为 单位，1mol光量子称为１Ei.
(2)辐射通量
单位时间通过某一面积的辐射能量，单位是J/s或 Ｗ。
(3)辐射通量密度
单位时间、单位面积上通过的辐射能量，单位是 J/s·m2或Ｗ/m2 。
产生辐射的原因有多种。在气象学中最重 要的是热辐射。
热辐射(heat radiation)：辐射的能量和波 长分布都与温度有关的辐射。
2.辐射能(radiation energy)
根据辐射的粒子学说，电磁辐射由具有一定质 量、能量和动量的粒子组成。每个粒子称为一个量 子或光量子(quantum)，每个粒子所带的能量与其频 率成正比，或与波长成反比：
h正=90°－｜φ－δ｜ 4)太阳高度角随季节的变化
随太阳直射点的移近，h增大 随太阳直射点的远离，h减小 5)太阳高度角随纬度的变化 在太阳直射点以北的地区，h随纬度而减小 在太阳直射点以南的地区，h随纬度而增大
5.太阳方位角
太阳方位角就是太阳光线在地面 上的投影与当地子午线的夹角。
所谓子午线，就是指通过当地的 经线，即正南方和正北方的连线。
辐射能量按波长的分布就是辐射光谱（辐射波 谱）。
从理论上来说，辐射的波长可以从0到∞，但 是能够测出的辐射的波长范围约为10-10 到1010μm， 见下表。
波谱名称 X射线 γ射线 紫外线 可见光 红外线 无线电波
波长范围 10-8～10-2 10-7～10-4 10-4～0.4 0.4～0.76 0.76～103 103～1010
由上式可看出,物体温度越高，发射的辐射峰 值λmax越短。
气象学与气候学复习重点
气象学与气候学复习重点第一章绪论1.天气与气候的区别（时间、空间尺度）2.气象学发展历程：气象仪器、无线电报、无线电探空仪、遥感探测、自动气象站第二章大气的基本情况1.大气组成：干洁空气（N2、O2、CO2、O3）、水分、悬浮杂质2.大气的垂直结构（温度、成分、电荷、大气垂直运动）a.对流层：①气温随高度增加而降低②垂直对流运动③气象要素水平分布不均匀④主要大气现象发生在此层分层：贴地层、摩擦层、对流中层、对流上层、对流层顶b.平流层：①25km（臭氧层）以下，气温保持不变；25km以上，气温随高度增加而显着升高。
(臭氧层能大量吸收太阳辐射热而使空气温度大大升高)②空气运动以水平运动为主，无明显的垂直运动。
③水汽和尘埃含量极少，晴朗少云，大气透明度好，气流比较平稳，适宜飞机航行。
c.中间层：温随高度增加而迅速下降，并有强烈的垂直运动。
d.热层：气温随温度的增加而迅速增高；电离现象e.散逸层3. 气象要素：气温、气压、湿度、风向、风速、云量、降水量、能见度a.比湿：一团湿空气中，水汽质量与该团空气总质量（水汽与干空气的质量）的比值；b.露点：空气水汽含量不变，气压一定时，使空气达到饱和时的温度,称露点温度气压一定时，露点的高低只与空气中水汽含量有关，水汽含量高，露点高；实际大气中，空气经常处于未饱和状态，露点温度比气温低第三章辐射系统1.辐射通量及辐射通量密度定义辐射通量：单位时间通过任意面积上的辐射能量辐射通量密度：单位面积上的辐射通量2.辐射规律（选择）a.基尔荷夫定律(选择吸收定律)黑体吸收（放射）能力最强同一物体，温度T时它放射某一波长的辐射，同一温度下也吸收这一波长的辐射。
b.斯蒂芬—波尔兹曼定律：物体温度越高，放射能力越强c.维恩位移定律：物体的温度愈高，放射能量最大值的波长愈短，随着物体温度不断增高，最大辐射波长向短位移。
太阳辐射是短波辐射；地面、大气辐射是长波辐射。
3.太阳辐射◆太阳辐射光谱：可见光（50%）、红外区（43%）、紫外区（7%）◆太阳常数：指在日地平均距离条件下，在大气上界，垂直于太阳光线的单位面积，单位时间内获得的太阳辐射能量。
气象学与气候学第二章 第一节 太阳辐射ppt
• 黑体的总放射能力与它本身的绝对温度 的四次方成正比：
• ET=σT4 ， σ为斯—玻常数。
• 可计算出黑体在T时的辐射强度，也可 由黑体的辐射强度求得其表面温度。
维恩 (Wilhelm Wien 德国人 1864-1928) 热辐射定律的发现
等各种颜色组成的光带，其中红光波长最长，紫光波长最短。其他各色 光的波长则依次介于其间。波长长于红色光波的，有红外线和无线电波； 波长短于紫色光波的，有紫外线，X射线、丫射线等，这些射线虽然不 能为肉眼看见，但是用仪器可以测量出来(图2-1)。
v气象上着重研究的是太阳短波辐射（0.15－4 µm） 和地气长波辐射（3－120 µm）。
4
一、辐射的基本知识
3. 波长：电磁波长范围有很大的差异，如宇宙射线的波 长为10-10 微米，而无线电波长可达几公里根据波长可将 电磁波分为γ射线、χ射线、紫外线、可见光、红外线、 无线电波。
气象学研究的是太阳、地球、大气的热辐射，他们的 波长范围大约在0.15~120微米。
可见光经三棱镜分光后，成为一条由红、橙、黄、绿、青、蓝、紫
等。各种波长的太阳辐射都要被散射。 如：当空中存在较多的尘埃、或雾等粗 粒时，太阳辐射的长短波都被同等的散 射，使天空呈现灰白色，也叫漫射。
云层、尘埃具有强烈的反射作用对各种波段的光都反射，因
而呈白色。随着云层增厚反射能力也增强。平均为50%——
55%：高云25％；中云50％；低云65％；薄云10－20％；厚云 90％。
纬度越低总辐射越大。反之，越小。
一般情况下，一年中总辐射量最大的时候往往不会 出现在雨季云量最大的时间。在我国北方出现在雨季到 来之前的5、6月份。
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大气静力学大气静力学基本方程静止大气中，对每一薄层大气来说，它所受到的力有重力和垂直方向上的气体压力（气压梯度力）重力：是纬度的函数，随纬度增大而增大大气静力学方程大气静力学问题：大气在垂直方向上的气压分布公式推导（静力方程三个形式）物理意义：它描述了大气压力、密度和高度之间的联系。
高度差为dz的高度桑的压力差应等于两高度之间单位截面积上的空气柱所受的重力。
三点结论气压随高度增加而减小由于g随高度变化很小，所以气压随高度减小的快慢主要决定于密度。
将大气静力学方程从任意高度z积分到大气上界，则（公式）表明任意高度z处的气压P等于从该高度向上到大气上界的单位截面积垂直气柱所受的重力。
气压垂直梯度就是每升高（或降低）单位距离，气压减小（或增大）的数值，通常用表示（公式）单位气压高度差是指垂直气柱中，没改变单位气压（通常为1百帕）所需要的上升或下降的高度。
单位气压高度差又成气压阶，用h表示，即：（公式）h的大小可以表示气压随高度变化的快慢用途：求海平面气压气压测高法压高公式几种大气的压高公式均质大气假定大气密度不随高度变化，的大气公式推导均质大气在大范围是不存在的，但在炎热的夏天中午前后，在沙漠地区，由于地面受热太甚，在某一高度之下，可以出现暂时的局部均质大气。
等温大气温度不随高度变化的大气公式推导等温大气的盖度是无限的。
在实际工作张，可将大气分成若干个层次，分别求各层次的平均温度，代入公式计算，然后将各层高度累加起来，就可以得到整个气层的压高关系。
多元大气假设在大气的垂直方向上温度的递减率为一常数，即大气温度是高度的线性函数，具有这样的大气称为多元大气。
公式推导：重点均质大气和等温大气是多元大气的两个特例标准大气的压高公式人们根据大量高空探测的数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的最接近实际大气的大气模式，称为标准大气。
世界气象组织的定义：所谓标准大气，就是能够粗略地反应出周年、中纬度状况的，得到国际上承认的，假定的大气温度、压力和密度的垂直分布。
在11千位势米以下，大气温度随高度降低，平均温度垂直梯度值取0.65度/100米11-20千位势米为等温大气压高公式的运用，气压测高法：根据不同的高度点的气压值和他们之间气柱的平均温度，可求出亮点之间的高度差根据站点的海拔高度、气压和平均温度，可求海平面气压另外，为了得到比较精确的数值，必须对温度加以订正，也就是用平均虚温来代替平均温度。
重力位势重力位势（位势）：1、重力位势：将单位质量空气从海平面沿任意路径S提升到某一高度A，其克服重力所做的功。
称为A点的位势，定义海平面上位势等于零。
引人目的：为了理论计算和应用方便，数值上与几何高度相近，但是，它是能量单位。
位势米：重力位势的单位为焦耳/千克，以9.8焦耳/千克定为一个单位，并称之为位势米，它是一个度量等压面高度的能量单位。
等位势面：在重力场内空间每一点都有某一确定的位势值，位势值相等的点组成的面，称为等位势面。
等位势面处处与重力相垂直，等位势面就是通常所说的水平面。
相邻位势面间的距离与该纬度上的重力加速度值成反比。
所以相邻位势面之间的距离随高度增加而增加。
赤道大于极地，高空大于低空等压面的位置高度由空间气压相等的各点所组成的曲面称为等压面。
位势高度公式（位势气压公式）：绝对位势高度表明气柱的平均虚温越高，两等压面之间的厚度越大当气柱的平均虚温相同时，高压上空的其他比低压区上同高度的气压高。
当平均虚温变化1度时，等压面的相对位势的变化为气压越低，改变值越大。
当气层平均虚温一定时，等压面的绝对位势受海平面上气压改变的影响都是一样的。
总的来说，海平面气压越高，气柱的平均虚温越高，则等压面的绝对位势高度越大。
平均来说，850百帕对应1500位势米，700百帕对应3000位势米，500百帕对应5500位势米，这是天气分析的一般规律。
：气压的空间分布气压场：气压的空间分布称为气压场等高面图等高面和等压面在空间交割成许多曲线，这些交线就是等高面图上的等压线。
目前气象台在天气预报工作中绘制的地面天气图，就是高度为零的海平面天气图。
等压面图实际气象工作中，都采用等压面图来表示高空气压分布。
应用绘制地形等高线的方法来绘制等压面的等高线，以表示等压面的空间起伏情况。
等压面具有以下特点：上层等压面的气压值总是小雨下层等压面的气压值；等压面与登高面不能相交。
实际大气中，等压面与等高面并不重合，而是呈倾斜状态。
气象台绘制的高空天气图就是等压面图。
气压场的基本型式高气压：也称为反气旋。
由闭合等压线构成，中心的气压比四周高。
其空间等压面向上凸起，形如山丘。
高压脊：由高气压延伸出来的狭长区域，叫高压脊，或简称脊。
此外，一组未闭合的等压线向低压的一方突出的部分，也叫高压脊。
脊附近的空间等压面形如山脊。
高压脊中各等压线曲率最大处的连线，称为脊线。
脊线上的气压值比两侧都高。
低气压：也称为气旋。
由闭合等压线构成，中心气压比四周低。
其空间等压面向下凹，形如盆地。
低压槽：从低压槽延伸出来的狭长的区域，叫做低压槽。
次外，一组未弥合的等压线向气压较高的一方突出的部分，也叫做低压槽。
槽附近空间的等压面形如山谷，低压槽中各条等压线曲率最大的连线，称为槽线，槽线上的气压值比其两侧都低。
鞍形气压场：两高压和两低压相对组成的中间气压区域，称为鞍形气压场，简称鞍。
其空间附近的等压面形如马鞍。
以上统称气压系统，预报这些气压系统的移动和演变，是预报天气的重要内容。
温压场的配置关系：高空气压场的配置便取决于温度场的配置（重点）深厚的堆成高压和低压：此类气压系统是对称的冷低压和暖高压，是温度场的冷（暖）中心与气压场的低（高）中心基本重合在一起的温压场对称系统。
由冷低压中心温度低，所以低压中心的气压随高度降低较四周气压降低更快，越到高空气压越强；同样，对称暖高压也是越到高空高压越强。
浅薄的对称高压和低压：此类气压系统是对称的暖低压和冷高压，即暖中心和低压中心重合，冷中心和高压中心重合。
在地面上低压中心，由于其温度较高，所以气压随高度降低慢，到了一定高度后，低压中心附近的气压反而变得较四周高，称为一个高压系统。
相反，在地面的冷高压中心，由于温度低，气压随高度降低得快，所以到了一定高度后，高压就不再存在，称为一个低压中心。
温压场不对称的系统：这类气压系统是指在地面图上冷暖中心和高低压中心不重合的系统。
引文温压场的不对称，使得气压中心轴线（在不同高度上气压系统中心的连线）发生倾斜。
在高压中，由于暖区一侧气压随高度降低比冷区一侧慢，所以高压中心越到高空越向暖中心靠近，即高压的轴线向暖区倾斜。
同理，低压轴线向冷区倾斜。
这种气压成的不对称分布，使得地面上是闭合的高压、低压系统，到了500百帕等压面上，气压形势呈现为不闭合的槽脊，而且越到高空越呈冷槽、暖脊的稳压结构。
由于地面不对称低压常是东暖西冷，不对称的高压常是东冷西暖，因此高压低压的轴线经常是向西倾斜的。
掌握稳压场的配置关系，对天气分析和天气预报的重要性气压场和温度场是密切联系着的，对于温度分布不同的气压系统随高度发生各种变化。
本来在地面是高（低）压，随着高度增加，有的可使高（低）增强，有的可使高（低）压减弱最后变成低（高）压。
海平面平均气压分布图：比较1月和7月的平均气压分布图，有以下特点南半球气压按纬度分布比北半球有规律北半球冬季（1月）等呀先较夏季（7月）密集，说明冬季水平气压梯度力比夏季大。
这是由于冬夏季热力分布差异造成的。
北半球夏季（7月由于太阳辐射直接纬度偏北，因此所以气压系统皆向北移。
南北半球副热带高压随季节均有变动，对北半球来说冬季偏南，夏季偏北。
简述全球1月份海平面平均气压分布：在冬季大陆的冷却作用大于海洋，因而在欧亚大陆上形成强大的西伯利亚高压和蒙古高压。
在北美大陆形成了加拿大高压。
在还有上则形成了，阿留申低压和冰岛低压。
在热带地区，海洋上有两个高压，一个在太平洋上的夏威夷群岛附近，另一个在大西洋的亚速尔群岛附近。
南半球的还有上有三个高压，分别位于南太平洋、南大西洋、和印度洋副热带地区。
在大陆生则形成几个小低压。
简述全球7月份海平面气压平均分布：此时大陆增温程度远大于海洋，因而在欧亚大陆上，形成南亚低压（印度低压），在北美大陆上形成了北美低压。
而海洋上的北太平洋高压和被大西洋高压加强。
南半球的高压仍然存在，大陆上变为高压与海洋高压几乎连在一起，形成环绕地球的高压带。
：气压梯度一、气压梯度：气压梯度为沿空间等压面垂直方向单位距离的气压差。
（物理意义）在地面天气图上，则是垂直于等压线上单位距离的气压差，因此，当等压线越密集，级表示水平气压梯度越到。
气压梯度表示。
它垂直于等压面，是一个空间向量，从高压指向低压。
从量纲上看，它是单位体积空气上所受到的力。
气象上通常用党委质量空气所受的力较为方便即表示。
水平气压梯度力：水平气压梯度力的方向为：垂直于等压线，由高压指向低压。
气压随时间的变化连续方程从流体的物理形式推导连续方程辐合，辐散与垂直运动（水平辐散、D、散度）气压趋势方程（气压倾向方程）。