压力与密度的垂直结构
利用空气的状态方程Eq. 1-1，我们可以将Eq. 3重写为dp = _ gp_ RT
一般来说，这并没有帮助，因为我们已经用p和T替换了p和p这两个未知数。然而，与p和p不同的是，从地表到100千米高度的变化有很多数量级，T的变化要小得多。例如，在图3.1的剖面中，T位于200- 280k的范围内，因此与240k的值的变化不超过15%。因此，就目前的目的而言，我们可以用一个典型的平均值来代替T，以了解p和p是如何变化的。
3.3.1.等温大气
其中，标度高度H为常数(如第一章所述，忽略g对z的小依赖性)，其值为
研制g
如果H是常数，p的解为，注意根据定义，p = ps在曲面z = 0, p(z) = ps exp(- -H)。(3 - 7)
或者，通过对两边取对数，我们可以把z写成p的形式:
对于对流层，如果我们选择一个代表值T0 = 250 K，则H = 7.31 km。因此，例如，在这样的大气中，p是100 hPa，或地表压力的十分之一，高度为z = H x (ln 10) = 16.83 km。这与观测到的100 hPa表面高度非常接近。请注意，非常粗略地，300 hPa表面的高度约为9公里，500 hPa表面的高度约为5.5公里。
3.3.2.非等温大气
如果T不是常数会怎样?在这种情况下，我们仍然可以定义一个局部尺度高度，这样
其中H(z)为局部标度高度。因此
继续阅读:K 300k
这篇文章有用吗?