气象学基础第五章 大气压力
【农业气象学】第五章 气压与风-新
过去使用的气压单位如毫巴和毫米汞柱高与百帕的换算关 系为：
1hPa=100Pa＝1mb≈0.75mm汞柱
一、气压随高度的变化
大气静力学方程
△P＝P1－P2＝﹣G ＝﹣gV ＝﹣g（z2－z1） ＝﹣g△z
海平面气压场
地面天气形势图（地面天气图、地面图、等高面图）
本站气压 气压海订平正面气压 等高面（海拔高度为0）上的等压线（每隔2.5hPa）图
气压场的基本型势
高空气压场
❖ 等压面与等高面的关系
等压面上的等高线图
C
B
P
A
ZBb
ZAa
H
a
b
ZCcA＜HB＜HC 等高面 Ha＝Hb＝Hc＝H
第三节 大气环流模式
大气环流
定义： 大范围（全球范围）的大尺度大气运动的基本（平均）状
况及其随时间和空间的变化过程。
影响因子： ①太阳辐射 ②地球自转 ③地球表面的不均匀性
一、单圈环流模式
假定条件： 仅考虑太阳辐射（英国的哈德莱Hadley） 地面年辐射差额：35°N～35°S 正
热力环流
＞35° 负 经圈环流 单圈环流（半球）
3、水平地转偏向力对高纬地区的空气运动影响较大，而对低 纬地区特别是赤道附近的空气运动的影响可忽略不计。
4、惯性离心力是当空气作曲线运动时才起作用，而当空气作 近于直线运动时，可忽略不计。
5、摩擦力只在地表面上空1-2Km的摩擦层内起作用，而在自 由大气层中可忽略不计。
二、狭义的风：空气的水平运动
极地东风带 中纬西风带 东北信风带
行星风带
大气压力平衡原理
大气压力平衡原理
大气压力平衡原理是指在任何给定的高度，大气压力在任何给定的方向上是相等的。
这是因为在大气层内，空气分子的重力作用会导致向下的压力，而另一方面，空气分子的热运动会导致向上的压力，这两种压力相等，从而使得大气压力在任何方向上都保持平衡。
这个原理对于大气科学和气象学来说是非常重要的，因为它可以用来解释很多现象，例如空气流动、气压变化和气象事件。
此外，大气压力平衡原理还可以应用于工程和建筑设计，例如在设计高层建筑和桥梁时需要考虑风力和大气压力的平衡。
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大气压力的实验测量与计算
大气压力的实验测量与计算大气压力是指大气在某一点上对单位面积的压力。
在平常生活中，我们经常可以感受到大气压力的存在，例如当我们在高楼顶层坐电梯下降时，耳朵会感到压力的变化；当我们乘坐高速列车通过隧道时，耳朵也会感到压力的变化。
这些都与大气压力的变化有关。
因此，测量和计算大气压力是一个重要的实验项目。
一、实验目的通过实验测量大气压力，并进行计算。
二、实验器材1. 大气压力计2. 大气压力计支架3. 大气压力计传感器4. 计算机三、实验步骤1. 将大气压力计支架放置在水平台面上，使其稳定。
2. 将大气压力计安装在支架上，并确保其处于垂直状态。
3. 打开大气压力计传感器，连接至计算机。
4. 打开计算机上的大气压力计软件，并进行校准。
5. 点击软件上的测量按钮，开始测量大气压力。
6. 等待一段时间后，读取大气压力计的测量结果，并记录下来。
7. 反复进行多次测量，以获得准确的数据。
8. 根据测量结果计算出大气压力的平均值，并记录下来。
四、数据处理与结果分析根据实验步骤得到的数据，我们可以进行以下的数据处理和结果分析：1. 将每次测量得到的大气压力数值相加，然后除以总次数，得到平均大气压力的数值。
例如，如果进行了5次测量，得到的大气压力数值分别为101.3 kPa、101.2 kPa、101.4 kPa、101.1 kPa和101.2 kPa，则平均大气压力的数值为(101.3 + 101.2 + 101.4 + 101.1 + 101.2) / 5 = 101.24 kPa。
2. 根据大气压力的单位，我们可以将其转化为标准单位帕斯卡（Pa）或毫米汞柱（mmHg）。
常用的大气压力单位换算关系如下：1 kPa = 1000 Pa = 7.5 mmHg。
通过换算，我们可以得到大气压力的标准单位数值。
5. 结果及讨论通过上述实验步骤，我们成功测量到了大气压力的数值，并进行了相应的数据处理和结果分析。
实验结果反映了大气压力的实际情况，并证明了大气压力测量与计算的方法是可行的。
气象学第五章大气中水分
云族
低云
1000M<H<2000M
中云
2000M<H<6000M
高云
H>6000M
学名 积云 积雨云 层积云 层云 雨层云 高层云 高积云 卷云 卷层云 卷积云
云属
简写 Cu Cb Sc St Ns As Ac Ci Cs Cc
气象学第五章大气中水分
气象学第五章大气中水分
二、凝结物
地面凝结物 露、霜、雾凇、雨凇 露 和霜 ： 辐射冷却的产物，形成在晴朗无风的夜间和清晨。 露：贴地层空气中的水汽在地面发生凝结而形成的小水滴。
Td＞0℃ 霜：贴地层空气中的水汽在地面发生凝华而形成的小冰晶。
Td＜0℃ 热容量小、导热率小、粗糙的地表易形成露和霜。
气象学第五章大气中水分
冰 蒸发面形状：W凸面＞W平面＞W凹 面 含盐度：含盐度 W
气象学第五章大气中水分
二、土壤蒸发
土壤蒸发定义 土壤水分汽化并向大气扩散的过程。
土壤蒸发的两种过程 第一种：蒸发直接发生在土壤表面。 第二种：水分在土壤中某层次进行蒸发之后，水汽通过土 壤的孔隙达表层溢出土表。
影响因子 土壤因子、气象因子
单位：g／ cm日2·蒸日发量
定义：一天中蒸发掉的水层的厚度。
单位：mm／日; 1g／cm2·日＝1mm／日
道尔顿蒸发公式
W A' • E e P
d＞0 时，W＞0，蒸发过程 d＝0 时，W＝0，动态平衡 d＜0 时，W＜0，凝结过程
气象学第五章大气中水分
影响水面蒸发速率的因子 温度：T E d W 湿度：e d W 气压：P W 风：风速 W 蒸发面性质：W过冷却水＞W
r 夏季
大气科学概论课件(第五：大气压力1)
3.1.2 气压－高度公式
Gz、h只能定性判断气压的变化快慢，要 定量确定气压随高度的关系最常用压高公式。 将
dP g dZ p RdTv
由高度z1(P=P1)积分到高度z2(P=P2)：
Z 2 Z 1 Rd
P2 P1
Tv d ln P g
因为在公式中，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。
确定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。
3.1 大气静力学方程和气压－高度公式
3.1.1 大气静力学方程
大气在垂直方向上受到重力和垂直气压梯度力的 作用达到平衡时，称为流体静力平衡状态。
通常情况下，空气的垂直加速度<10-3m/s2,比重力加速度小 一万倍。所以说，在垂直方向，实际大气可以看成处于流体静 力平衡状态，有强对流的地区除外。
dp 对 g 进行积分（0-Z，P0-P） dZ
得
p = p0 - ρgz
令p=0,则均质大气顶为 z=P0/ρg， 说明均质大气的高度是有限。
此时，均质大气的高度称大气厚度Ｈ
Ｈ≈RdT0/g0≈8000m
均质大气的密度不变，温度却是变化的， 大气的垂 直减温率Γ=3.42K/100m。均质大气是一种假设的大气 模式，在处理某些理论问题时有一定意义。
四、标准大气的压高公式（自学）
实际大气状态的空间分布是复杂的，但是人们 根据探测数据和理论计算，制定一种温度、气压、 密度等大气特性垂直分布比较接近实际大气的平 均状况的大气模式，称为标准大气。 世界气象组织（wmo）对于标准大气的定义： 所谓标准大气，就是能够粗略的反映出周年、中 纬度状况的，得到国际上承认的，假定的大气温度、 气压和密度的垂直分布。
农业气象学：第五章 气压和风
设有如右所示的空气块，由于 P 气压分布的不均匀，沿N方向所
受到的力为：
P • S-（P+△P）S= -△P • S
N
P+△P
S
N+△N
N
单位质量的气块所受到的力
气块所受到的力： P • S－（P+△P）S= －△P • S 单位质量的气块所受到的力:
鞍形气压区(pressure saddle) ：相对的两个高压和 两个低压之间气压场。
鞍形气压场示意图
等压线与气压场的分布型式
2006-11-22 0时地面天气图
2006-11-22 12时海洋实况
3. 气压系统的空间结构
气压系统随高度的变化同温度分布密切相关。 气压随高度的升高而降低。但根据大气静力 学方程，气压降低的快慢与温度的高低有关，温 度愈高，气压随高度的升高而减小愈慢。也就是 说，在暖空气中气压随高度的升高而减小得比在 冷空气中慢。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。
力虽小，但没有其它力与它相平衡，只要 这个力在一段时间内持续发生作用，就能
造成较大的空气水平运动。所以，空气运
动以水平运动为主，水平气压梯度力是产
生风的原动力。
2. 地转偏向力(Coriolis force)
由于地球自转而使地面上的运动物体偏离原运动方 向的力，叫做地转偏向力。
3. 气压随高度的变化主要取决于空气密度，因为g 可视为常数。
4. 根据气体状态方程， 与温度有关，所以 冷（大）气层的气压随高度降得快 暖（小）气层的气压随高度降得慢
静力学方程表示了大气在静力平衡状态下，气压 随高度的变化关系。
标准大气压力
标准大气压力
标准大气压力是指在海平面上的大气压力，通常被定义为1013.25 hPa（百帕斯卡）。
这个数值是国际标准大气的平均值，但实际上大气压力会因地理位置、季节和天气变化而有所不同。
了解标准大气压力对于气象学、航空航天、气象观测等领域都具有重要意义。
在地球上，大气压力随海拔高度的变化而逐渐减小。
一般来说，海平面上的大气压力最高，随着海拔的增加，大气压力逐渐减小。
这是因为大气层的厚度随着海拔的增加而减小，从而使得大气的质量减少，导致大气压力减小。
标准大气压力的概念对于气象学有着重要的意义。
气象学家利用标准大气压力来描述气压系统的形成和演变，从而预测天气变化。
在气象预报中，标准大气压力是一个重要的参考指标，能够帮助人们了解未来天气的变化趋势。
在航空航天领域，标准大气压力也扮演着重要的角色。
飞行器在飞行过程中需要不断地调整气压舱内的气压，以保持乘客和机组人员的舒适度。
同时，飞行器的设计也需要考虑标准大气压力的影响，以确保飞行器在不同高度和气压条件下的安全性能。
气象观测中，标准大气压力是一个重要的观测参数。
气象观测站会定期记录大气压力的变化，以了解天气系统的演变和气压梯度的变化。
这些数据对于气象学家来说具有重要的参考价值，能够帮助他们更准确地预测未来的天气变化。
总之，标准大气压力是一个重要的物理量，对于气象学、航空航天、气象观测等领域都具有重要的意义。
了解标准大气压力的概念和作用，有助于我们更好地理解大气系统的运行规律，从而更好地应对气候变化和天气变化带来的挑战。
正常空气中绝对大气压
正常空气中绝对大气压正常空气中的绝对大气压是指在海平面上，标准重力加速度下单位面积上空气所受的压力。
大气压力是由地球引力作用于大气分子所导致的，它是大气中的空气分子对单位面积的碰撞所产生的结果。
在海平面上，正常空气中的绝对大气压被定义为标准大气压，约等于101325帕斯卡（Pa）。
这个数值是根据国际标准大气模型得出的，用来提供一个基准值以便进行气象观测和气压测量。
大气压力是由空气分子的运动引起的。
空气分子在空气中不断地运动着，它们的运动速度与温度有关。
当温度升高时，分子的平均速度也会增加，从而导致分子之间的碰撞更加频繁，压力也随之增加。
大气压力还受到海拔高度的影响。
随着海拔的升高，大气的密度逐渐减小，空气分子的数量也减少，导致大气压力逐渐下降。
因此，海平面上的大气压力比高山上的大气压力要大。
大气压力对生物和自然环境都有重要影响。
对于人类来说，正常空气中的绝对大气压能够维持呼吸和生存所必需的氧气供应。
当人们登山或飞行时，由于大气压力的下降，氧气供应减少，可能导致高原反应或氧气不足的问题。
在自然环境中，大气压力对天气和气候产生重要影响。
气压的变化会引起气象现象的变化，如风、云和降水等。
气压的测量和监测是气象学和天气预报的基础。
除了海平面上的标准大气压外，大气压力还可以使用其他单位进行表示，如毫米汞柱（mmHg）和巴（bar）。
在某些情况下，科学家和工程师可能会使用其他单位来表示大气压力。
正常空气中的绝对大气压是海平面上单位面积上空气所受的压力，它受到地球引力和空气分子运动的影响。
大气压力对生物和环境都有重要意义，它影响着我们的生活和天气变化。
了解大气压力的概念和测量方法对于理解气候和天气预报有着重要意义。
空气中正常压力
空气中正常压力
空气中的正常压力指的是海平面上的大气压力，通常被称为标准大气压。
标准大气压的定义为1013.25百帕斯卡（Pa），或者1个大气压（atm），或者760毫米汞柱（mmHg）。
大气压力是由地球引力对大气分子的作用力造成的。
地球的引力将大气分子吸引到地球表面，使它们形成了一个气压。
当气体受到压缩时，气体分子之间的距离变小，这会增加气体分子之间的碰撞频率和压力。
在大气中，氧气和氮气是主要的组成部分，占据了大约99%的体积。
其他气体，如水蒸汽、二氧化碳和氢气，占据了剩余的1%。
这些气体的组成与气压有关，因为它们对大气的总压力产生影响。
在地球表面，温度、海拔高度和气象条件等因素都会影响大气压力的变化。
当气温升高时，空气分子会更加活跃，使得气压下降。
当气温下降时，空气分子会缩小，使得气压上升。
此外，当高度升高时，大气压力也会下降，因为空气分子的数量减少。
总之，空气中的正常压力在地球表面上大约为1013百帕斯卡，但这个值会随着气温和海拔高度的变化而发生变化。
了解大气压力的变化对于气象学、地理学和航空航天学等领域的研究非常重要。
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第五章 气压和空气运动
第二节 作用于运动空气的力
4.摩擦力(R)
空气运动时还受到摩擦力的作用。两层速度不同的空气之 间的摩擦力称为内摩擦力。空气运动时与地面之间的摩擦 力称为外摩擦力。空气运动时受的摩擦力是内摩擦力与外 摩擦力的矢量和，摩擦力的方向大致与空气运动方向相反， 大小与空气相对于摩擦层次的速度成正比。
摩擦力的作用在大气各个不同高度上是不同的，以近地面 层最为显著，高度愈高，作用愈小，到1—2km以上，摩 擦力影响可忽略不计，所以把此高度以下的气层称为摩擦 层，此高度以上称为自由大气。
2
第五章
引
气压与风
言 第一节 第二节 第三节 第四节 第五节 第六节
风的基本概念 气 压 作用于空气的力 风 大气环流 季风和地方性风 近地面层空气的湍流运动
3
定义
风 的 基 本 概 念
大气中的风速
风的基本特性
空气相对于地面的运动 称为风。一般情况下， 风是指空气运动的水平 分量。风向是指风吹来 大气中水平风速一般 的方向，常用十六方位 为100—102米· 秒-1，最 空气运动时，总是带有 表示。风速是空气在单 大可达百米以上。垂 乱流性的，在固定的空 位时间内移动的水平距 直运动速度比水平风 -1为单位。 间位置上，表现出风向 离，常用米 · 秒 速小两个量级，为10和风速的明显变动，此 2—100米· 秒-1，仅在局 现象称为风的阵性。因 部范围短时间内才出 此，在风向、风速的仪 现每秒几米、十几米 器测定和资料使用上， 的数值。 就有瞬时值和平均值两 种。
应用压高公式可解决实际问题，其中最重要的 用途是气压测高法，即根据不同高度上两地的气 压值和气柱的平均温度，求出这两点的高度差， 再由一地的海拔高度求出另一地的海拔高度。
大气压力平衡原理
大气压力平衡原理大气压力平衡原理，简单来说，就是指大气中的压力在不同高度处作用相等。
这种平衡原理是大气学和气象学中的重要概念，也是解释和预测天气变化的重要原理之一。
下面将分步骤阐述这一原理。
第一步：了解气压的概念气压是指单位面积上受到的气体分子碰撞的总力，通常用帕斯卡（Pa）表示。
在大气学和气象学中，常使用毫巴（mb）或百帕（hPa）作为气压的单位。
在海平面上，大气压力约为1013.25毫巴。
第二步：认识大气层的结构大气层的结构分为四层，分别为对流层、平流层、中间层和外层。
对流层是离地面最近的一层，大多数天气活动都发生在此层。
平流层是大气中温度变化最小的一层，空气在此层中几乎没有垂直运动。
中间层是指位于平流层和外层之间的一层，外层是大气层中最外层的一层，主要由稀薄的气体组成。
第三步：理解大气压力变化的因素大气压力的变化受多种因素影响，如地面高度、温度、湿度等。
随着海拔的升高，大气中氧气、氮气等气体的分子数量减少，导致空气中的气压逐渐降低。
而温度和湿度的变化也会影响大气的压力，高温和高湿度的空气具有更大的压力，冷空气则具有更低的压力。
第四步：了解大气压力平衡原理大气压力平衡原理是指在不同高度处，大气中的气压作用力相等，这种平衡保持着大气层中的高度密度分布的稳定性，从而使天气变化相对稳定。
如在低气压区附近的空气，由于空气的流动方向是向低气压区流动，因此在不同高度处的气压是相等的，在大气层中形成了一个压力平衡系统。
最后，大气压力平衡原理不仅在气象学中具有重要意义，还在工程、建筑等领域中有着广泛应用。
我们可以通过合理利用这个平衡原理，制定更加合理的建筑布局、交通规划等方案，使生活和工作更加安全和便捷。
大气气压高三物理知识点
大气气压高三物理知识点大气气压是指大气对地面或物体单位面积的压力。
它是天气变化、空气运动以及气象现象的重要基础。
在高中物理中，我们学习了有关大气气压的知识，下面将介绍其中的三个重要知识点。
1. 大气压强与海拔的关系大气压随着海拔的升高而逐渐减小，这是因为大气层在竖直方向上有一定高度差，会导致压强的逐渐减小。
根据巴比努定律，压强与密度和高度成正比，即P = ρgh，其中P表示压强，ρ表示密度，g表示重力加速度，h表示高度差。
举个例子，当我们登上高山时，由于海拔的升高，大气压降低，我们会感到呼吸困难，因为高海拔地区的空气稀薄，密度较低。
这也是为什么登山者经常需要携带氧气瓶。
2. 气压计的原理与类型气压计是测量大气压强的仪器，常见的气压计主要有柱形气压计和引力式气压计两种类型。
柱形气压计是利用液体的压力传递原理来测量气压的。
其中最常见的是水银柱气压计，它利用水银在管中的高度变化来表示大气压强。
水银柱气压计具有较高的精度和稳定性，因此常被用于气象观测和实验室中。
引力式气压计则是利用质量和重力的平衡关系来测量大气压强。
常见的引力式气压计有安捷伦气压计和普通气压计。
这类气压计常用于气压测量的便携设备，如气象仪器和户外探险用的手持气压计。
3. 大气压的影响与应用大气压的变化会对人体、气象和自然界产生一系列影响和应用。
首先，我们经常感受到的“气候”的变化与大气压的变化密切相关。
气温、湿度、降水等气象现象都与大气压强有一定关系。
例如，气压升高会使天气晴朗、风力减小；气压降低则往往伴随着天气阴雨、风力加大。
气象学家通过观测和分析大气压的变化来预测天气情况，为我们的生活提供重要信息。
其次，大气压对于飞行器的飞行和设计也具有重要意义。
在空中，由于海拔的升高，大气压逐渐降低，这就意味着飞机飞行时需要根据不同的高度来调整引擎输出的动力，以保持稳定的飞行速度和高度。
此外，大气压还对地理气候和地理现象产生影响。
比如，在地理过程中，大气压不均匀分布会导致空气运动形成风，进而造成气候区划的形成；而在地理地貌方面，大气压的变化也会导致地表形成或侵蚀不同的地貌类型。
【农业气象学】第五章 气压与风
高空气压场
高空天气形势图（高空天气图、高空图、等压面图） 等压面上的等高线（每隔4位势什米）图 等高线的单位：位势高度 位势米、位势什米
1位势什米＝10位势米 H＝z·g／9.8 H 位势高度（位势米） z 海拔高度（米）, g 重力加速度
气压场的基本型势
练习：
第二节 作用于空气的力
二、水平地转偏向力 A（科里奥利力、科氏力）
Ω
A1
O
A
B
由于地球自转而产生的，从地球表面观测到的，相对于地 球运动物体的速度方向不断偏离其惯性运动方向所归因的力。
公式：A = 2Vωsinj
a.北半球向右偏，南半球向左偏；
b.垂直于空气的运动方向(即风向)；
水平气压
梯度力 地转偏向力
（百帕） c.地转偏向力的大小：A=2Vωsinφ , 1000 ω为地球自转角速度， 对于运动的物体， 1005 在极地φ=90°,A最大，
C
B
P
A
ZBb
ZAa
H
a
b
ZCc
c
等压面 PA＝PB＝PC＝P HA＜HB＜HC 等高面 Ha＝Hb＝Hc＝H
ZAa＜ZBb＜ZCc Pa＜Pb＜Pc
等压面 等高面
❖ 等压面与等高面的关系
海平面气压场
地面天气形势图（地面天气图、地面图、等高面图） 本站气压 气压海订平正面气压 等高面（海拔高度为0）上的等压线（每隔2.5hPa）图
摩擦层 R≠0； 自由大气层 R＝0 （4）摩擦力的单位 ：m/s2
对以上四种力作一个简要总结
1、水平气压梯度力是形成风的原动力，是最基本的力，其它 力是在空气开始运动后才产生和起作用的。
2、由于水平地转偏向力和惯性离心力的方向与空气运动方向 垂直，所以只能改变空气运动方向，不能改变运动速度。 而摩擦力可以改变空气运动速度，不能改变运动方向。
300-1100hpa标准
300-1100hPa标准是大气压力的常用表示范围，涵盖了地面到大气顶部的主要压力范围。
在这个范围内，大气压力的变化对于天气系统的形成和变化具有重要影响。
本文将从大气压力的概念入手，介绍300-1100hPa标准的意义和应用，以及大气压力对天气系统的影响，最后探讨300-1100hPa标准在气象学和气象预报中的作用。
一、大气压力的概念大气压力是指大气对单位面积上的压力，通常以帕斯卡（Pa）为单位。
在气象学中，常用的大气压力单位是百帕（hPa）。
大气压力是由大气分子的重力作用所产生的，随着高度的增加而逐渐减小。
300-1100hPa标准覆盖了大气压力的绝大部分情况，具有一定的代表性和实用性。
二、300-1100hPa标准的意义和应用1. 表征大气层结构300-1100hPa标准所覆盖的范围包括了大气中的不同层次，如对流层、平流层等，因此能够较为全面地反映大气的垂直结构。
通过对这一范围内大气压力的观测和分析，可以了解大气层结构的特点，为研究大气运动和物理过程提供重要依据。
2. 气象预报的基础300-1100hPa范围内的大气压力变化对于天气系统的演变和发展具有重要影响。
气象学家通过对这一范围内大气压力场的分析，可以预测气压系统的移动和发展趋势，为气象预报提供重要依据。
而且，300-1100hPa范围内的大气压力也是常用的气象资料之一，具有广泛的应用价值。
三、大气压力对天气系统的影响1. 大气环流的形成300-1100hPa范围内的大气压力变化直接影响着大气环流的形成和运动。
在这一范围内，大气压力的高低分布形成了不同的气压系统，如高压系统、低压系统等，进而影响着风向、风速等气象要素的变化。
2. 天气系统的演变大气压力的变化对于天气系统的演变有着直接的影响。
例如，当300-1100hPa范围内某一区域的大气压力降低时，可能会引发对应的低压气旋系统的形成，从而导致降水、风暴等天气现象的出现。
因此，对300-1100hPa范围内大气压力的监测和分析对于理解和预测天气系统的演变至关重要。
大气压力与气压的计算
大气压力与气压的计算一、大气压力的概念1.大气压力指的是大气对地面或物体表面的垂直压力。
2.大气压力的产生原因：地球引力使得大气分子相互靠近，产生压力。
3.大气压力的大小受海拔高度、气候、温度等因素的影响。
二、大气压力的计算1.国际标准大气压：1个标准大气压（atm）= 1.01325×10^5 Pa（帕斯卡）。
2.大气压力的计算公式：P = ρgh（其中，P表示压力，ρ表示大气密度，g表示重力加速度，h表示高度）。
三、气压的测量1.气压计：用来测量大气压力的仪器，如水银气压计、电子气压计等。
2.气压计的原理：利用大气压力对液体或气体的高度产生的影响来测量气压。
四、大气压力与生活1.呼吸：人体呼吸过程中，肺泡内气压与大气压力之间的关系。
2.气压计的应用：气象预报、登山、航空、地质勘探等领域。
3.大气压力对物体运动的影响：如飞行器升力原理、气垫船等。
五、大气压力与气候变化1.气候变化对大气压力的影响：如全球变暖、冰川融化等。
2.大气压力对气候变化的影响：如高压系统、低压系统等。
六、大气压力与地球自转1.地球自转对大气压力的影响：如科里奥利力、风等。
2.大气压力对地球自转的影响：如地球自转速度的变化。
综上所述，大气压力与气压的计算是一个涉及物理学、气象学等多个学科的知识点。
掌握大气压力的概念、计算方法及其应用，有助于我们更好地理解自然现象，为实际生活和科学研究提供参考。
习题及方法：1.习题：一个标准大气压能支持多高的水银柱？方法：根据托里拆利实验的结果，一个标准大气压能支持760mm高的水银柱。
答案：一个标准大气压能支持760mm高的水银柱。
2.习题：在海拔3000米的地方，大气压力是多少？方法：根据大气压力的计算公式P = ρgh，其中ρ为大气密度，取值为1.29kg/m³，g为重力加速度，取值为9.8 m/s²，h为海拔高度，取值为3000m。
代入公式计算得到大气压力。
大气压力换算
大气压力换算大气压力是指大气对物体单位面积上的压力的大小。
在地球上，大气压力是由大气的重力作用所引起的。
大气压力的换算是一个涉及到物理学和气象学知识的问题，本文将从不同的角度介绍大气压力的换算方法。
一、大气压力的基本概念大气压力是指大气对单位面积上的压力。
在地球上，大气的压强是由大气的重力作用所引起的。
大气压力的单位是帕斯卡（Pa），常用的换算单位有毫米汞柱（mmHg）和标准大气压（atm）。
二、大气压力的换算方法1. 帕斯卡与毫米汞柱的换算帕斯卡与毫米汞柱之间存在着固定的换算关系，即1毫米汞柱=133.322帕斯卡。
因此，要将帕斯卡换算为毫米汞柱，只需将帕斯卡数值乘以133.322即可。
2. 帕斯卡与标准大气压的换算标准大气压是指在0摄氏度、海平面上的大气压力，其数值约为101325帕斯卡。
因此，要将帕斯卡换算为标准大气压，只需将帕斯卡数值除以101325即可。
三、大气压力的影响因素大气压力受到多种因素的影响，包括海拔高度、气温、湿度等。
一般来说，随着海拔的增加，大气压力会逐渐减小。
而随着气温的升高，大气压力也会稍微增大。
湿度对大气压力的影响相对较小，但也会对气压产生一定的影响。
四、大气压力的应用大气压力是气象学中的一个重要参数，它与天气变化、气候形成等密切相关。
通过对大气压力的观测和分析，可以预测天气的变化，判断气压系统的演变趋势，为气象预报提供依据。
此外，大气压力的应用还涉及到航空航天、气象仪器的设计等领域。
五、大气压力的测量方法常用的测量大气压力的方法有水银柱压力计和气压计两种。
水银柱压力计是利用水银在管子中的液柱高度来测量气压的变化。
而气压计则是利用气体的体积变化来测量气压的变化。
这两种方法在实际应用中都有一定的局限性，需要根据具体情况选择合适的测量方法。
六、大气压力的变化规律大气压力的变化具有一定的规律性。
在地球上，大气压力随着海拔的升高而逐渐减小，同时也会受到气温、湿度等因素的影响而发生变化。
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地球大气时时刻刻都在运动……
垂
直
水平运动（风）
（ 对
流
运
动
）
空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
空气运动的原因：大气压力分布的不均匀（气压梯度力）
第一节 气压随高度和时 间的变化
（2）海洋型：一年中气压最高值 出现在夏季，最低 值 出现在冬季，气压年较差小于同纬度的陆地。
（3）高山型：一年中气压的最高值出现在夏季，最 低值出现在冬季。
（三）气压的非周期性变化
气压的非周期性变化是指气压的变化不存在固定周期的 波动，它是气压系统移动和演变的结果。
第二节 气压的空间分布
气压的空间分布称为气压场
等温大气压高公式的用途
根据不同高度上的气压
差和气柱的平均温度， 求这两处之间的高度差。
Z2Z1184(10 20 tm7)l3gP P1 2
（气压测高原理）
根据某高度的气压值和 气柱的平均温度，推算 另一高度的气压值。 （海平面气压订正）
由不同高度上的气压， 求两高度之间的气柱的 平均温度。
3、高压 等压线闭合，气压由中心向四周低，气流自中心向 四周顺时针辐散的地区，高压又称反气旋。
4、高压脊 是高压在某一方向的延伸部分，高压脊中，等压线 曲率最大处各点的连线称脊线，气流自脊线向两侧 辐散。
5、鞍型场 由两两相对排列的高、低压区组成的气压系统，其 空间等压面形似马鞍，故得此名。鞍型场两高压区 之间是气流的辐合地带。
动力因子：大气运动所引起的气柱质量的变化， 可分为三种情况
空气柱质量变化的动力原因
1、水平气流的辐合与辐散
辐合与辐散：由于空气运动速 度的不均匀而导致空气质量在 某些区域堆聚或流散的现象
空气都背着同一条线或同一点散开， 而且前面的空气速度快，后面的空气 速度慢，显然这个区域的空气质点会 逐渐向周围流散，引起气压降低，这 种现象称为水平气流辐散
2、等压面图
等压面指空间气压相等的各点组成的曲面（因为同一 高度上各地的气压不相同），为类似地形一样起伏不 平的曲面。
等压面是曲面的原因：下垫面性质的差异、水平方向 上温度分布和动力条件的不均匀，所以同一高度上各 地的气压不一样
通常用等压面图上的等高线来表示等压面附近的气压 分布。
一、气压场的表示方法
气层平均 温度
Z2Z1184(10 20 tm7)l3gP P1 2
利用等温大气压高公式实际大气大气的厚度和高度时 存在的问题：实际大气并非等温大气
解决办法：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。
一、气压场的表示方法
（一）等压线和等压面
1、等高面图 等高面是空间高度相等的（平）面。在等高面图上， 各点气压值不同，所以 可以通过分析等压线来了解 空间气压分布情况。
等压线：同一等高面上各气压相等点的连线。等压 线的形状和疏密程度反映着水平方向上气压的分布 形势。
等压面指空间气压相等的各点组成的曲面（因为同一 高度上各地的气压不相同），为类似地形一样起伏不 平的曲面。
二、气压随时间的变化
（一）气压变化的原因
气压：观测高度到大气上界单位截面积垂直空 气柱的重量
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，所以一个地
方气压的变化决定于其上空气柱质量的变化
空气柱质量变化的因子
热力因子：指温度的升高或降低引起的体积膨 胀或者收缩、密度的增大或减小以及伴随的气 流福合或福散所造成的质量增多或减少。
1、气压的日变化 气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中
以双峰型最为普遍。其特点是一天有一个最高值，一 个次高值，一个最低值，一个次低值。
气压日变化的原因
与气温日变化有关 与潮汐有关
2、气压的年变化
气压的年变化是以年为周期的波动。可以分为以 下三种类型：
（1）大陆型：一年中气压最高值 出现在冬季，最 低值出现在夏季，气压年变化值很大，并由低纬向高 纬逐渐增大。
位势米和几何米的换算公式
位势 高度
H g z 9.8
几何 高度
重力加 速度
位势米是能量单位，几何米 是长度单位
二、气压场的基本型式
1、低压 等压线闭合，气压自四周向中心递减，气流自四周 逆时针向中心辐合的地区。低压又称为气旋。
2、低压槽 是低压向某一方向延伸的部分，低压槽中等压线曲 率最大处各点连线称槽线，气流自槽线两侧向槽线 辐合。
空气柱质量变化的动力原因
2、不同密度气团的移动
不同密度的空气交替会引起气压变化。性质不同的气 团，密度往往不同。如果移到某地的气团比原来气团 密度大，则该地上空空气柱中质量会增多，气压随之 升高。反之该地气压就要降低。
冷空气温度低，密度大，其南下时会造成流经之地气 压明显上升
夏季时暖湿气流北上，引起流经之处密度减小，地面 气压下降
一、气压随高度的变化
气压（大气压力） 静止大气中任意高度上的 气压值等于其单位面积上所承受的大气柱的重 量，也是从观测高度到大气上界单位截面积垂 直空气柱的重量。
PMg/A
固定地点气压变化的原因 空气柱质量产生变 化，空气柱厚度和密度改变都可能造成空气柱 质量改变。
任何地方的气压值总 是随海拔高度的增高 而递减
方法 将静力学方程从气层底部到顶部进行积 分
p2 dp z2 gdz
p1
z1
任意两个高度上的气压 差等于这两个高度间的 单位截面积空气柱的重 量
因为 pz1
通用形式的 压高方程
p2 dp z2 g dz
p p1
z1 RT
z2
g
dz
RT
在实际的大气中，下层密度大，气压随高度减小得快；上 层密度小，气压随高度减小得慢。
大气静力学基本方程的适用条件
推导静力学方程的前提条件是假定大气是静止 的，即静力学方程是静止大气的理论方程，但 除在有强烈的对流运动的地区外，其误差仅有 1％，因而除了有对流运动的地区不能运用外， 其他地区均能利用此方程。
空气柱质量变化的动力原因
1、水平气流的辐合与辐散
辐合与辐散：由于空气运动速 度的不均匀而导致空气质量在 某些区域堆聚或流散的现象
空气向着同一点或同一条线集聚，而 且前面空气质点运动速度慢，后面运 动速度快，结果这个区域里空气质点 会逐渐聚积起来，引起气压升高，这 种现象称为水平气流辐合
实际大气中空气质点水平辐合、辐散的分布比较复杂 ……
由于大气密度随高度并非 均匀分布，这导致了在不 同的高度上变化相同高度， 气压值变化不一样。大气 低层密度大，因而气压随 高度变化大；大气高层密 度小，因为气压随高度变 化小
（一）静力学方程
作用：描述空气密度大小与气压随高度变化的 定量关系
假设 大气相对于地面处于静 止状态
P 2 P 1 P g ( Z 2 Z 1 ) g Z
空气柱质量变化的动力原因
3、空气垂直运动
当空气有垂直运动而空气柱内质量没有外流时，空气 柱中总质量没有改变，地面气压不会发生变化。但空 气柱中质量的上下传输，可造成空气柱中某一层次空 气质量改变，从而引起气压变化。
二、气压随时间的变化
（二）气压的周期性变化
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的和 以年为周期的波动。
高空常见的气压系统
高空气压系统比低空气压系统相对简单，大多呈现沿纬向 （即东西向）的平直或波状等高线，有时也有闭合系统如 切断低压、阻塞高压
三、气压系统的空间结构
1、温压场对称的系统 温压场对称的系统指气压系统的高、低压中心与温 度场的冷暖中心重合的系统。包括深厚系统和浅薄 系统两类。
（1）深厚系统 有冷低压和暖高压两种系统。 冷低压：低压中心与低温中心重合。其空间结构特 征为：等压面坡度随高度的增高而增大，冷低压随 高度逐渐增强
冷高压：高压中心与低温中心重合，冷高压随高度 减弱，在一定高度以上消失，出现冷低压
（二）温压场不对称系统
指地面的高、低压中心与温度场的冷暖中心配置不相重 合的系统。系统的中心轴线不铅直，而发生倾斜。地面低压 中心轴线随高度升高不断向冷区倾斜，高压中心轴线随高度 升高不断向暖区倾斜。北半球中高纬度的冷空气多从西北方 向移来、因而低压中心轴线常常向西北方向倾斜；高压的西 南侧比较暖和，高压中心轴线多向西南方向倾斜。
p2 p1e z1
z2
g
dz
RT
p2 p1e z1
气压随高度的增加按指数规律递减
方程在使用中存在的问题：g、R、T均随高度
产生变化，积分困难
解决方法：根据实际情况做某些特定假设
忽略重力加速度的变化和水汽的影响，假定气温不随 高度发生变化，得到等温大气（温度不随高度的变化 而变化的大气）的压高公式
暖高压：高压中心与高温中心重合。其空间结构特征 是：等压面坡度随高度的增高而增大，暖高压随高度 逐渐增强
（2）浅薄系统
有暖低压和冷高压两种系统。
暖低压：低压中心与高温中心重合。暖低压的空间结 构是：随高度的增高等压面坡度减小，低压中心下凹 的程度越来越小，到某一高度以上，等压面反而隆起 ，暖低压随高度减弱，在一定高度以上消失，而出现 暖高压
当气层不太厚和要求精度不高时，静力学方程 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。
气层高度变化范围很大，空气柱中上下 层温度、密度变化显著，无法直接利用 静力学方程，需要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）（气）压高（度）方程
引入目的 精确地获得气压与高度的对应关系， 因为实际工作中的许多问题，如海平面气压订 正，野外工作中的气压测高等，都要在较大的 高度范围内进行压高计算