气象常用计算公式
风速风量计算公式
风速风量计算公式风速和风量是气象学中常用的两个概念，用于描述风的强度和空气的流动速度。
计算风速和风量的公式是通过观测数据和气象学原理推导得出的。
1.风速的计算公式：风速是指单位时间内空气流经一些点的速度，通常以米/秒（m/s）为单位。
风速的计算公式可以通过两种方法来推导，一种是直接测量空气流过一个距离的时间，然后除以距离，即风速=距离/时间；另一种是利用气压差和距离的关系来推导。
1.1直接测量法直接测量法适用于小范围的测量，可以使用一个测量仪器（如风速计）来测量风的速度。
具体操作方法是在一个预定的距离上放置一个风速计，然后记录风流经这个距离所用的时间，最后通过除以距离来计算风速。
1.2气压差法气压差法适用于大范围的测量，通过两个气压计的测量结果计算风速。
具体操作方法是在两个距离较远的地点上放置两个气压计，然后记录下两个地点的气压差，最后通过根据气压差和距离的关系来计算风速。
2.风量的计算公式：风量是指单位时间内通过一些垂直截面的空气流量，通常以立方米/秒（m³/s）为单位。
风量的计算公式可以通过风速和截面积的关系来推导。
2.1计算公式风量=截面面积×风速其中，截面面积是通过测量或计算得到的一个值，可表示为S。
2.2示例例如，我们想计算通过一个长方形窗户的风量。
窗户的长度为L，宽度为W，风速为V。
首先计算截面积S=长度×宽度=L×W。
然后计算风量Q=截面面积×风速=S×V。
3.注意事项：在实际应用中，计算风速和风量时需要注意以下几个方面：3.1单位转换在使用公式计算风速和风量时，要注意单位的一致性。
如果测量结果使用的单位与公式中使用的单位不一致，需要进行适当的转换。
3.2精度和误差在测量风速和风量时，仪器的精度和人为误差会对结果造成影响。
因此，在进行计算时，应该考虑到这些因素，避免出现较大的误差。
3.3测量时间在计算风量时，需要明确测量的时间段。
中央气象台 体感温度公式
中央气象台体感温度公式
中央气象台的体感温度公式是根据环境空气温度、相对湿度、风
速和辐射温度等因素综合计算出来的。
体感温度是指人体在特定环境
下感受到的温度，与实际气温有所不同。
体感温度公式如下：
体感温度= c1 + c2 ×环境温度+ c3 ×相对湿度+ c4 ×风速+
c5 ×辐射温度
其中c1、c2、c3、c4和c5为调整系数，根据不同国家或地区的
气候和风俗等因素可能有所不同。
拓展：
体感温度公式的目的是为了更准确地反映人体真实感受的温度。
除了环境温度、相对湿度、风速和辐射温度等因素，人体的个体差异、衣着厚度以及阳光照射等也会影响体感温度的感受。
在实际应用中，气象台会根据具体情况进行调整和修正，以提高
准确性。
此外，一些手机应用程序和气象网站也提供了体感温度的实
时预报，帮助人们更好地了解当天的气温情况，以便采取相应的防寒或防暑措施。
在夏天可以比实际气温更高，因为高温、高湿度和强烈的太阳辐射会导致人体感到更炎热。
而在冬天，由于低温、低湿度和冷风的作用，体感温度会比实际气温更低。
因此，了解体感温度对于保护人体健康和安全非常重要。
不同时距风速换算
不同时距风速换算
风速是指空气在单位时间内通过某一点的速度，通常用米每秒（m/s）或千米每小时（km/h）来表示。
在不同的场合下，我们需要用到不同的风速单位，因此需要进行不同时距风速换算。
在航空领域中，常用的风速单位是节（knot），1节等于1海里每小时（nautical mile per hour，缩写为kts），即1节=1.852千米/小时。
因此，如果要将某一地区的风速从米每秒转换为节，可以使用以下公式：
风速（节）= 风速（米/秒）× 1.94384
例如，某地区的风速为10米/秒，则将其转换为节的计算方法为： 10米/秒 × 1.94384 = 19.4384节
在气象学中，常用的风速单位是米每秒（m/s），因为气象学研究的是大气运动，而大气运动的速度通常比较慢，因此使用米每秒作为单位更为方便。
如果要将某一地区的风速从节转换为米每秒，可以使用以下公式：
风速（米/秒）= 风速（节）× 0.514444
例如，某地区的风速为20节，则将其转换为米每秒的计算方法为： 20节 × 0.514444 = 10.28888米/秒
除了上述两种常用的风速单位外，还有一些其他的风速单位，如英里每小时（mph）、米每分钟（m/min）等。
在实际应用中，需要根据具体情况选择合适的风速单位，并进行相应的换算。
不同时距风速换算是气象学、航空领域等领域中常见的计算方法，掌握好这些换算公式，可以更好地进行相关工作。
气象常用计算公式
1、资料和计算丰富、可靠的气象观测资料是研究和了解大气环流及气候特征的最重要的基础。
正是由于它们，才大大加深和扩大了我们对大气和气候运动本身的认识，并为理论研究和数值模拟提供了重要素材和基本保证。
没有这些宝贵的资料作为基础，任何关于大气或气候的研究都只能停留在空中楼阁亦或海市蜃楼的阶段。
虽然气象观测可以追溯到千年以前，但显然由于条件、认识、技术手段和科学发展水平的限制，在早期只是对发生在某些局部区域的大气中某些特殊天气现象的零星观测，还算不上是对大气环流的从地面到高空、从区域到全球、从单一到综合、从特殊到一般、从里到外、由外及里、从下到上、由上至下、从离散到连续的全方位、全视角的、系统的三维观测。
近半个多世纪以来，随着科学技术的迅速发展、监测手段的日益先进、社会需求的不断增加、国际协作的日渐密切，上述状况有了本质的改变。
各种新技术如气象雷达、气象卫星、红外及微波遥感、高速电子计算机等在气象观测中的广泛应用，使得气象观测水平有了史无前例的发展，观测的种类和质量有了前所未有的提高。
加之，由于人类本身生存和发展的需要，使得气象观测项目和种类大大丰富起来；由于国际间广泛紧密的合作，使得观测资料的协调度和统一性也大大提高了。
目前，已经形成了可同时监测全球天气情况的气象观测系统和气象通讯系统。
特别是，1991年美国国家环境预报中心（NCEP）和美国国家大气科学研究中心（NCAR）联手实施的全球再分析计划（NCEP/NCAR Global Reanalysis Project），把全球观测资料的质量提高到一个新的水平。
该计划在全球范围内，通过世界各国及各主要科研机构和业务部门，把能搜集到的资料包括地面观测资料、高空探测资料、航舶资料、卫星遥感资料、雷达资料、飞机资料、气球资料，浮标资料以及其它观测资料等统一进行编码、详细的订正预处理和复杂的质量控制，并用一个较完善的同化系统统一进行资料同化，使得观测资料的统一性、协调性、可靠性、完善性、代表性都有了显著的提高，引起了国际大气科学界的极大关注和反响。
(整理)气象常用计算公式
1、资料和计算丰富、可靠的气象观测资料是研究和了解大气环流及气候特征的最重要的基础。
正是由于它们，才大大加深和扩大了我们对大气和气候运动本身的认识，并为理论研究和数值模拟提供了重要素材和基本保证。
没有这些宝贵的资料作为基础，任何关于大气或气候的研究都只能停留在空中楼阁亦或海市蜃楼的阶段。
虽然气象观测可以追溯到千年以前，但显然由于条件、认识、技术手段和科学发展水平的限制，在早期只是对发生在某些局部区域的大气中某些特殊天气现象的零星观测，还算不上是对大气环流的从地面到高空、从区域到全球、从单一到综合、从特殊到一般、从里到外、由外及里、从下到上、由上至下、从离散到连续的全方位、全视角的、系统的三维观测。
近半个多世纪以来，随着科学技术的迅速发展、监测手段的日益先进、社会需求的不断增加、国际协作的日渐密切，上述状况有了本质的改变。
各种新技术如气象雷达、气象卫星、红外及微波遥感、高速电子计算机等在气象观测中的广泛应用，使得气象观测水平有了史无前例的发展，观测的种类和质量有了前所未有的提高。
加之，由于人类本身生存和发展的需要，使得气象观测项目和种类大大丰富起来；由于国际间广泛紧密的合作，使得观测资料的协调度和统一性也大大提高了。
目前，已经形成了可同时监测全球天气情况的气象观测系统和气象通讯系统。
特别是，1991年美国国家环境预报中心（NCEP）和美国国家大气科学研究中心（NCAR）联手实施的全球再分析计划（NCEP/NCAR Global Reanalysis Project），把全球观测资料的质量提高到一个新的水平。
该计划在全球范围内，通过世界各国及各主要科研机构和业务部门，把能搜集到的资料包括地面观测资料、高空探测资料、航舶资料、卫星遥感资料、雷达资料、飞机资料、气球资料，浮标资料以及其它观测资料等统一进行编码、详细的订正预处理和复杂的质量控制，并用一个较完善的同化系统统一进行资料同化，使得观测资料的统一性、协调性、可靠性、完善性、代表性都有了显著的提高，引起了国际大气科学界的极大关注和反响。
气象常用计算公式
1、资料和计算丰富、可靠的气象观测资料是研究和了解大气环流及气候特征的最重要的基础。
正是由于它们，才大大加深和扩大了我们对大气和气候运动本身的认识，并为理论研究和数值模拟提供了重要素材和基本保证。
没有这些宝贵的资料作为基础，任何关于大气或气候的研究都只能停留在空中楼阁亦或海市蜃楼的阶段。
虽然气象观测可以追溯到千年以前，但显然由于条件、认识、技术手段和科学发展水平的限制，在早期只是对发生在某些局部区域的大气中某些特殊天气现象的零星观测，还算不上是对大气环流的从地面到高空、从区域到全球、从单一到综合、从特殊到一般、从里到外、由外及里、从下到上、由上至下、从离散到连续的全方位、全视角的、系统的三维观测。
近半个多世纪以来，随着科学技术的迅速发展、监测手段的日益先进、社会需求的不断增加、国际协作的日渐密切，上述状况有了本质的改变。
各种新技术如气象雷达、气象卫星、红外及微波遥感、高速电子计算机等在气象观测中的广泛应用，使得气象观测水平有了史无前例的发展，观测的种类和质量有了前所未有的提高。
加之，由于人类本身生存和发展的需要，使得气象观测项目和种类大大丰富起来；由于国际间广泛紧密的合作，使得观测资料的协调度和统一性也大大提高了。
目前，已经形成了可同时监测全球天气情况的气象观测系统和气象通讯系统。
特别是，1991年美国国家环境预报中心（NCEP）和美国国家大气科学研究中心（NCAR）联手实施的全球再分析计划（NCEP/NCAR Global Reanalysis Project），把全球观测资料的质量提高到一个新的水平。
该计划在全球范围内，通过世界各国及各主要科研机构和业务部门，把能搜集到的资料包括地面观测资料、高空探测资料、航舶资料、卫星遥感资料、雷达资料、飞机资料、气球资料，浮标资料以及其它观测资料等统一进行编码、详细的订正预处理和复杂的质量控制，并用一个较完善的同化系统统一进行资料同化，使得观测资料的统一性、协调性、可靠性、完善性、代表性都有了显著的提高，引起了国际大气科学界的极大关注和反响。
天气降水强度计算公式
天气降水强度计算公式天气降水强度是指单位时间内降水的量，通常以毫米/小时为单位。
降水强度的计算对于气象预报和水资源管理非常重要。
下面我们将介绍一些常用的降水强度计算公式。
1. 降水量计算公式。
降水量是指单位面积上的降水总量，通常以毫米为单位。
降水量的计算公式为：P = A R。
其中，P为降水量，单位为毫米；A为降水面积，单位为平方米；R为降水深度，单位为米。
2. 降水强度计算公式。
降水强度是指单位时间内降水的量，通常以毫米/小时为单位。
降水强度的计算公式为：I = P / T。
其中，I为降水强度，单位为毫米/小时；P为降水量，单位为毫米；T为降水持续时间，单位为小时。
3. 雨量计算公式。
雨量是指单位时间内降水的总量，通常以毫米为单位。
雨量的计算公式为：R = ∑(i=1, n) (Ii Ti)。
其中，R为雨量，单位为毫米；Ii为第i个时段的降水强度，单位为毫米/小时；Ti为第i个时段的持续时间，单位为小时；n为总时段数。
4. 雨量计算实例。
假设某地区连续3个小时的降水强度分别为10毫米/小时、15毫米/小时和20毫米/小时，持续时间分别为1小时、2小时和1小时。
那么该地区的雨量计算如下：R = 10 1 + 15 2 + 20 1 = 60毫米。
通过以上计算公式和实例，我们可以看出，降水强度的计算是基于降水量和降水持续时间的，而雨量的计算则是基于降水强度和持续时间的累加。
5. 降水强度的应用。
降水强度的计算对于气象预报和水资源管理具有重要意义。
在气象预报中，降水强度可以帮助预测降水的强弱和持续时间，从而提供准确的天气预报信息；在水资源管理中，降水强度可以帮助评估降水对水库蓄水量和河流径流量的影响，从而指导水资源的合理利用和调度。
总之，降水强度的计算公式和应用对于气象预报和水资源管理具有重要意义。
通过对降水强度的准确计算和分析，我们可以更好地理解降水的特点和规律，为社会生产和生活提供更准确的气象信息和水资源管理建议。
地理气温计算公式
地理气温计算公式地理气温计算公式是气象学中的一种重要工具，用于预测和研究气候变化。
在地理气温计算中，需要考虑的因素包括太阳辐射、时间、地理位置和海拔高度等。
以下是地理气温计算公式的相关参考内容，用于解释气温是如何被计算出来的。
1. 辐射入射量公式辐射是太阳能流向地球表面的传输方式之一，直接影响地理气温的变化。
辐射入射量公式是描述太阳辐射如何被地球表面吸收和反射的数学公式。
它可以表示为：R = Rs * (1 - α)其中，R代表辐射入射量，Rs代表太阳辐射强度，α代表地面反射率。
这个公式说明了辐射入射量与太阳辐射强度和地面反射率之间的关系。
2. 太阳直射角公式太阳直射角是指太阳光线与地球表面垂直的角度。
它影响太阳辐射的强度和分布。
太阳直射角公式可以表示为：θ = arccos(sin φ * sin δ + cos φ * cos δ * cos H)其中，θ代表太阳直射角，φ代表地理纬度，δ代表太阳赤纬，H代表当地时角。
这个公式说明了太阳直射角与地理纬度、太阳赤纬和当地时角之间的关系。
3. 温度衰减公式温度衰减是指随着高度的增加，气温的变化情况。
温度衰减公式可以表示为：T = T0 - α * H其中，T代表气温，T0代表地表温度，α代表温度衰减率，H代表海拔高度。
这个公式说明了气温与地表温度、温度衰减率和海拔高度之间的关系。
4. 气温变化公式气温的变化受多个因素的影响，包括太阳辐射、地理位置和海拔高度等。
气温变化公式可以表示为：T = T0 + R - α * H其中，T代表气温，T0代表地表温度，R代表辐射入射量，α代表温度衰减率，H代表海拔高度。
这个公式说明了气温与地表温度、辐射入射量、温度衰减率和海拔高度之间的关系。
综上所述，气象学中的地理气温计算公式包括辐射入射量公式、太阳直射角公式、温度衰减公式和气温变化公式。
这些公式描述了太阳辐射、地理位置、海拔高度等因素对地理气温的影响，为预测和研究气候变化提供了重要的参考内容。
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1、资料和计算丰富、可靠的气象观测资料是研究和了解大气环流及气候特征的最重要的基础。
正是由于它们，才大大加深和扩大了我们对大气和气候运动本身的认识，并为理论研究和数值模拟提供了重要素材和基本保证。
没有这些宝贵的资料作为基础，任何关于大气或气候的研究都只能停留在空中楼阁亦或海市蜃楼的阶段。
虽然气象观测可以追溯到千年以前，但显然由于条件、认识、技术手段和科学发展水平的限制，在早期只是对发生在某些局部区域的大气中某些特殊天气现象的零星观测，还算不上是对大气环流的从地面到高空、从区域到全球、从单一到综合、从特殊到一般、从里到外、由外及里、从下到上、由上至下、从离散到连续的全方位、全视角的、系统的三维观测。
近半个多世纪以来，随着科学技术的迅速发展、监测手段的日益先进、社会需求的不断增加、国际协作的日渐密切，上述状况有了本质的改变。
各种新技术如气象雷达、气象卫星、红外及微波遥感、高速电子计算机等在气象观测中的广泛应用，使得气象观测水平有了史无前例的发展，观测的种类和质量有了前所未有的提高。
加之，由于人类本身生存和发展的需要，使得气象观测项目和种类大大丰富起来；由于国际间广泛紧密的合作，使得观测资料的协调度和统一性也大大提高了。
目前，已经形成了可同时监测全球天气情况的气象观测系统和气象通讯系统。
特别是，1991年美国国家环境预报中心（NCEP）和美国国家大气科学研究中心（NCAR）联手实施的全球再分析计划（NCEP/NCAR Global Reanalysis Project），把全球观测资料的质量提高到一个新的水平。
该计划在全球范围内，通过世界各国及各主要科研机构和业务部门，把能搜集到的资料包括地面观测资料、高空探测资料、航舶资料、卫星遥感资料、雷达资料、飞机资料、气球资料，浮标资料以及其它观测资料等统一进行编码、详细的订正预处理和复杂的质量控制，并用一个较完善的同化系统统一进行资料同化，使得观测资料的统一性、协调性、可靠性、完善性、代表性都有了显著的提高，引起了国际大气科学界的极大关注和反响。
该计划现已完成1948～1997年的资料再分析工作，并在实施新的计划内容。
NCEP/NCAR再分析资料反映了当代国际大气科学资料研究的水平，其代表性是不言而喻的。
由于所搜集的资料来自于世界各国，所以处理后的资料理应采取“取之于民，用之于民”的使用原则，事实也是如此。
因在资料使用上的高度开放性和高效性，目前该再分析资料已成为当今世界上应用最为普遍的大气环流和气候诊断资料。
所以，NCEP/NCAR再分析资料是世界各国集体团结协作的优秀结晶，是世界大气科学界的共同财富，可以预料，其巨大的价值必会随着时间的推移越加显现出来。
本套全球大气环流气候图集就是利用NCEP/NCAR的1958～1997年40年再分析资料进行统计处理的。
本套图集初步分为五册，具体是：第一册，气候平均态；第二册，变率；第三册，基本模态和遥相关型；第四册，能量、动量和各种输送；第五册，持续性和谱特征。
本书是其中的第一册，旨在用尽可能多的气象要素、从更多的角度来全面展示大气环流气候平均状态的三维结构和特征，包括环流的纬向对称性和随经度变化的纬向不均匀性（即纬向对称场的偏差场）。
1.1原始资料本书所用资料是NCEP/NCAR再分析数据集中月平均资料子集数据的最优月平均资料（月统计是按每日4个时次即0, 6, 12和18时的资料全部参加统计的最优平均），时间段为1958年1月～1997年12月共40年，包括常规要素资料、扩展要素资料和其它要素资料三类，具体由表1给出。
表1 本书中所用NCEP/NCAR1958～1997再分析资料一览表Table 1.List of NCEP/NCAR 1958-1997 reanalysis data used in this book.参数单位层次类型和层次值网格类型纬向风u m s-1p-L17 经纬度经向风v m s-1p-L17 经纬度垂直速度ωhPa s-1 p-L11 经纬度位势高度z gpm p-L17 经纬度温度T K p-L17 经纬度比湿q kg kg-1 p-L8 经纬度相对湿度r % p-L8 经纬度相对涡度ζs-1 p-L17 经纬度散度 D s-1 p-L17 经纬度流函数ψm2 s-1 p-L17 经纬度位势速度χm2 s-1p-L17 经纬度海平面气压P SL hPa SL 经纬度降水率P kg m-2 s-1 SFC 高斯可降水量W kg m-2TOT 经纬度对流性降水率P C kg m-2 s-1SFC 高斯云量C C, C CH, C CM和C CL% THML 高斯向下长波↓LWFW m-2 SFC 高斯向下短波↓SWF和↓TSWFW m-2ST 高斯向上长波↑LWF和↑TLWFW m-2ST 高斯向上短波↑SWF和↑TSWFW m-2ST 高斯净长波F LW W m-2SFC 高斯净短波F SW W m-2SFC 高斯潜热通量↑LHFW m-2SFC 高斯感热通量↑SHFW m-2SFC 高斯表中的一些符号的意义如下：p-L17：等压面, 共17层：1000, 925, 850, 700, 600, 500, 400, 300, 250, 200, 150, 100, 70, 50, 30, 20, 10hPa; p-L11：等压面, 共11层：1000, 850, 700, 600, 500, 400, 300, 250, 200, 150, 100hPa;p-L8：等压面, 共8层：1000, 925, 850, 700, 600, 500, 400, 300hPa;SL ：平均海平面； SFC ：地面； ST ：地面及大气顶部； TOT ：总大气柱；THML ：总大气柱、高云、中云、低云；经纬度网格：2.5︒⨯2.5︒网格，纬向从东经0︒E 到西经2.5︒W ，经向从北纬90︒N 到南纬90︒S ；高斯网格：1.875︒⨯1.875︒网格，纬向从东经0︒E 到西经1.875︒W ， 经向从北纬88.542︒N 到南纬88.542︒S 。
1.2计算本书中的气候平均采用统计中简单的等权平均（即算术平均）。
对任意量A 在第I 年第j 月（或季）的值记为j I A ，，其多年第j 月份（或季）的气候平均值为j A ，则∑==NI j I j A NA 11，, (1)其中N 为统计的总年数。
本书中N =40。
令水平空间场A 在离散网格点上的值已知，其在纬度为i 、经度为j 处的值记为ij A ，在纬度为i 处A 的纬向平均记为i A ][，则∑==mj iji A m A 11][, (n i ， ,2 ,1=) (2) 其中m 为纬圈上的格点数，n 为经圈上的格点数。
本书中对经纬网格场m ＝144，n =73; 对高斯网格场m ＝192, n =94。
进一步，记A 在纬度为i 、经度为j 处的纬向偏差值为*ijA ，则iij ij A A A ][*-=, (3)其中n i ， ,2 ,1=，m j ， ,2 ,1=。
本书中在统计位势高度z 的纬向平均时已减去了相应等压面上标准大气的位势高度值SA z 。
这里标准大气的位势高度SA z 是根据1976美国标准大气得来，如表2所示。
表2 本书中所用不同等压面的标准大气位势高度值 (美国标准大气, 1976) Table 2. Values of the geopotential height of standard atmosphere at the different pressure levels used in this book. (U.S. Standard Atmosphere, 1976)气 压 p (hPa)位势高度 SA z (gpm)1 1 000 1102 925 7623 850 1 4574 700 3 0125 600 4 206 6 500 5 5747 400 7 1858 3009 164 9 250 10 363 10 200 11 784 11 150 13 608 12 100 16 180 13 70 18 442 145020 57615 30 23 849 16 20 26 481 171031 055对于位温θ是按下述熟知的公式计算的κθ⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛p p T 00＝, (4)其中p c R d ＝κ，00p 为参考面气压，一般取为00p =1000 hPa.相当位温e θ是根据下述关系式得到的⎪⎪⎭⎫⎝⎛=T c Lq p e s exp θθ,(5)其中L 是相变潜热，s q 是饱和比湿，满足p e q ss 622.0＝， (6)这里s e 是饱和水汽压。
利用关于饱和水汽压随温度变化关系的Clapeyron-Clausius 方程可得⎪⎪⎭⎫⎝⎛-=T T R L e e 16.273622.0exp d s0s ,TT e )16.273(6.8s010-⋅=, (7)式中11.6s0＝e hPa 是温度为0︒C （即T ＝273.16 K ）时的饱和水汽压。
但由于上式算出的结果与实际情况不完全符合，所以在实际计算中一般采用Magnus 的如下经验公式⎪⎩⎪⎨⎧⋅⋅=++.,10,102655.9s02375.7s0s 对于冰面对于水面；t tt te e e(8)其中t =-T 273.16是摄氏温度。
一般地说，大气环流是处于斜压状态的。
根据绝对加速度的环流定理知，大气的斜压性是产生环流加速度的动力因素。
因此，计算表征大气斜压性大小的物理量有重要意义。
这一物理量可以由斜压矢量N （又称力管矢量）来表示，即N = ) grad ( curl p α-=p grad grad ⨯-α.(9)用Hamilton 算子表示就是N = ) ( p ∇⨯∇-α =p ∇⨯∇-α.(10)斜压矢量N 的大小代表了单位面积内力管数的多少。
因为力管的存在是大气斜压性的充要条件，所以单位面积上的力管数（即斜压矢量N ）给出了大气斜压性大小的度量。
简单的推导可得斜压矢量N 的三个分量如下：()y pz z p y N x ∂∂∂∂-∂∂∂∂-=αα, (11)()z p x x p z N y ∂∂∂∂-∂∂∂∂-=αα, (12)()xp y y p x N z ∂∂∂∂-∂∂∂∂-=αα. (13)在实际大气中，一般来讲，斜压矢量N 的垂直分量远小于它的水平分量，因此斜压矢量N 是准水平的。
这表明，只需要考虑N 的水平分量N h 即可，它代表了垂直剖面上的力管数，表征了垂直剖面上大气斜压性的大小。
不难知，N h -=k ()ααh h ∇∂∂-∇∂∂⨯z p p z . (15) 为了给出p 坐标系中N h 的表达，需要应用准静力学方程，即 0=+∂∂g z pα. (16)由此可得，()()z pg z p ∂∂∇=+∂∂∇=ααh h 0 ()p z p z z p h h h ∇∂∂+∇∂∂-∇∂∂=ααα.(17)所以，N h -=k ()p z h ∇∂∂⨯α. (18)此式表明，水平斜压矢量N h 是由水平气压梯度力的垂直微分决定的。