本篇文章源自我在 2021 年暑假自学大气物理相关知识时手写的笔记，现转化为电子版本以作存档。相较于手写笔记，电子版的部分内容有补充和修改。笔记内容大部分为公式的推导过程。
目录4.1 流体静力学方程
假设大气相对于地面处于静止状态，考虑一个具有单位水平横截面积的垂直空气柱，气柱内处于高度 \(z\) 与 \(z + \delta z\) 之间的空气质量为 \(\rho \delta z\)，其中 \(\rho\) 是高度 \(z\) 处的密度。作用于此空气柱的向下的重力是 \(g \rho \delta z\)，其中 \(g\) 是高度 \(z\) 处的重力加速度。
现在考虑由于周围空气压强而造成的作用于高度 \(z\) 和 \(z + \delta z\) 之间的空气薄片上净的垂直方向上的力。假设从高度 \(z\) 和 \(z + \delta z\) 的压强变化值为 \(\delta p\)，因为压强是随高度而减小的，所以 \(\delta p < 0\)。在静力平衡条件下有：
\[-\delta p = g \rho \delta z \]若 \(\delta z \rightarrow 0\)，则上式可写为：
\[\frac{\partial p}{\partial z} = -g \rho \]上式被称为流体静力学方程。为什么左边需要写成偏微分形式呢？因为重力加速度 \(g\) 和空气密度 \(\rho\) 都随高度 \(z\) 变化而变化，即 \(g = g(z)，\rho = \rho (z)\)。另外，\(\frac{\partial p}{\partial z}\) 称为铅直气压梯度或单位高度气压差，它表示每升高 1 个单位高度所降低的气压值。
我们将气体状态方程 \(\rho = \frac{p}{R_d T_v}\) 代入上式可得：
\[\frac{\partial p}{\partial z} = - \frac{gp}{R_d T_v} \]实际工作中还经常使用气压高度差（h），它表示在铅直气柱中气压每改变一个单位所对应的高度变化值。显然它是铅直气压梯度的倒数，即：
\[h = \frac{R_d T}{gp} \]将 \(R_d\) 的值代入，将平均重力加速度 \(g_0 = 9.81 \ \mathrm{m/s^2}\) 代入到 \(g\)，并将 \(T\) 转换为摄氏温标 \(t\) 得：
\[h = \frac{8000}{p} (1 + t / 273) (\mathrm{m/hpa}) \]由上式可知：
- 在同一气压下：气柱的温度越高，空气密度越小，气压随高度递减得越缓慢，单位气压高度差越大；反之，气柱的温度越低，单位气压高度差越小。
- 在同一气温下：气压值越大的地方，空气密度越大，气压随高度递减得越快，单位气压高度差越小；反之，气压值越大的地方，单位气压高度差越小。
4.2 重力位势
重力位势的定义：把 1kg 物质从海平面举到该点时克服地球重力场所做的功，用字母 \(\Phi\) 表示，单位为 J/kg。定义式为：
\[\mathrm{d} \Phi = g \mathrm{d} z \]于是，在高度 \(z\) 处的重力位势可由下式给出：
\[\Phi (z) = \int_0^z g \mathrm{d} z \]4.3 压高方程
通常，大气总处于静力平衡状态，当气层不太厚和要求精度不太高时，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。如果研究的气层高度变化范围很大，气柱中上下层温度、密度变化显著时，该式就难以直接运用，就需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。
流体静力学方程如下：
\[\frac{\partial p}{\partial z} = - \frac{gp}{R T} \]对上式进行移项得：
\[\mathrm{d} \Phi = g \mathrm{d} z = - R T \frac{\mathrm{d}p}{p} \]两边积分得：
\[\int_{\Phi_1}^{\Phi_2} \mathrm{d} \Phi = - \int_{p_1}^{p_2} R T \frac{\mathrm{d}p}{p} \]左边积分出的重力位势之差与高度 \(z\) 相关；右边需要注意，温度 \(T\) 和气体常量 \(R\) 是与 \(p\) 相关的量，所以不能直接积分出来，把上式写为：
\[\Phi_2(z) - \Phi_1(z) = - \int_{p_1}^{p_2} RT \frac{\mathrm{d}p}{p} \]上式被称为压高方程，但是直接用该式计算是比较困难的，因为式子中右边的 \(T\) 和 \(R\) 都随 \(p\) 而变化，积分很困难；而左边的重力位势又随重力加速度而变化。为了方便实际应用，需要对方程作某些特定假设。这个假设为：
- 气体常数固定为干空气的气体常数 \(R_d\)；
- 忽略重力加速度的变化，固定为平均重力加速度 \(g_0 = 9.81 \ \mathrm{m/s^2}\)；
- 气温不随高度发生变化。
于是，左右两边同除以平均重力加速度 \(g_0\) 可得：
\[\begin{aligned} Z_2 - Z_1 &= \frac{R_d T}{g_0} \int_{p_2}^{p_1} \frac{\mathrm{d}p}{p} \\ &= \frac{R_d T}{g_0} \ln \frac{p_1}{p_2} \end{aligned} \]其中 \(Z_2 - Z_1\) 表示高度差。可以看出，等温大气中，气压随高度仍是按指数规律递减的。将 \(R_d\) 和 \(g_0\) 代入上式，并将 \(T\) 转换为摄氏温标 \(t\) 得：
\[Z_2 - Z_1 = 18400 \cdot (1 + t/273) \ln \frac{p_1}{p_2} \]上式就是气象学上常用的等温大气压高方程，实际大气并非等温大气，所以应用上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，求出每个薄层的温度 \(t\) ，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。
此外，上式中把重力加速度 \(g\) 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，上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。
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