Плотность атмосферы в зависимости от высоты

Для изучения движения летательного аппарата в атмосфере используют таблицы стандартной атмосферы СА-64 (ГОСТ 4401-64), которые определяют средние значения температуры Т, давления р, плотности р, скорости звука а, динамической и кинематической и вязкости, длины свободного пробега Л и ускорения свободного падения g в зависимости от высоты над уровнем моря Н. [c.17]

Этот эффект обусловлен изменением температуры в зависимости от высоты Солнца над горизонтом. Днем атмосфера как бы вздувается, линии постоянной плотности образуют горб, направленный к Солнцу. На высоте 500 км этот горб имеет высоту около 100 км, т.е. дневные значения плотности на высоте 600 км примерно равны ночным значениям на высоте 500 км. [c.611]

Сложный процесс взаимодействия нагретого капельного потока с атмосферой можно иллюстрировать схемой, представленной на рис. 1,7. Основной капельный поток (область б) создается системой разбрызгивателей, располагающихся в один ряд по высоте пли в несколько рядов, и формируется вследствие сложного взаимодействия факелов разбрызгивания, создаваемых в разных бассейнах различными конструкциями сопл. Размеры капель имеют широкий спектр от долей миллиметра до 6—10 мм в диаметре и более. Они летят по криволинейным траекториям с различными скоростями, деформируются в полете, изменяют вследствие испарения свою массу, температуру (возможно деление крупных капель на более мелкие). В зависимости от схем плановой и высотной компоновок, типа разбрызгивателя, действующего напора и ветрового воздействия капельный поток брызгальных бассейнов может занимать различное пространство. Концентрация капель и плотность орошения при этом существенно различны в каждой точке как занимаемого ими объекта, так и площади брызгального бассейна. Известные расчетные модели брызгальных бассейнов основываются на анализе процессов тепло- и массопередачи и изучении аэродинамики именно в области б. [c.30]

Основанием для решения вопроса о стрельбе на такие дистанции служит следующая идея. Снаряд, выпущенный с очень большой начальной скоростью, напр. 1 500 м/ск, под углом бросания 50—55°, быстро долетает в восходящей ветви своей траектории до таких слоев атмосферы, в к-рых плотность воздуха чрезвычайно мала. Считают, что на высоте 20 км плотность воздуха в 15 раз, а на высоте 40 км в 350 раз меньше плотности воздуха на поверхности земли вследствие этого в такое же соответственно количество раз на этих высотах уменьшается и сила сопротивления воздуха. Т. о. можно считать часть траектории, проходящую в слоях атмосферы, лежащих выше 20 км, параболой. Если же касательная к траектории на высоте 20 км будет иметь наклон к горизонту в 45°, то дальность по безвоздушно.му пространству будет наибольшей. Чтобы обеспечить угол в 45 на высоте 20 км, нужно снаряд бросить с земли под углом, большим 45°, т. е. под углом в 50—55°, в зависимости от начальной ско- [c.149]

Эти результаты должны быть тщательно оценены в зависимости от приложений, которые имеет в виду читатель. Например, в течение периода наиболее интенсивного нагрева объекта, относительно круто входящего в атмосферу, газ в пограничном слое вероятнее всего находится в состоянии химического равновесия из-за большой плотности, и полученные нами результаты дадут малый вклад при разработке системы тепловой защиты. Для объектов, входящих в атмосферу под малым углом или планирующих на большой высоте с гиперзвуковой скоростью, полученные результаты имеют определенное значение. [c.130]

Температура, а следовательно, и плотность верхней атмосферы изменяются вследствие вариаций падающего потока солнечного излучения в зависимости от времени суток и времени года (суточные и сезонные вариации) эти изменения были изучены по их влиянию на орбиты спутников Земли. Солнечная активность, например появление вспышек, также вызывает возмущения, обусловленные нагревом атмосферы плотность последней на высотах порядка 800 км временами увеличивается в 3-- [c.335]

Рис. 172. Только что проделанная нами работа позволяет нам установить один важный закон, а именно, что изменение эффективной мощности с высотой в зависимости от относительной плотности атмосферы изображается прямой линией.

Вследствие рефракции светила видны над горизонтом выше их действительного положения. Величина рефракции зависит от высоты светила и высоты полета. Зависимость от высоты полета обусловлена различной плотностью воздуха на разных высотах, вследствие чего изменяется коэффициент преломления света, а от высоты светила — расстоянием, которое луч света проходит в атмосфере. Величина рефракции зависит и от некоторых других причин, влияние которых незначительно. Поэтому в практике при определении рефракции учитывают только высоту полета и высоту светила. [c.128]

MOM температуры и лежит на высотах от 10 км на полюсах до 15 км в тропиках. Выше тропосферы лежит стратосфера — область, в которой сосредоточена основная часть озонного слоя атмосферы. Как следует из рис. 1.3, классификацию областей атмосферы выше тропосферы можно проводить в зависимости от того, что представляет интерес исходя из профиля либо плотности, либо температуры. Высотная зависимость температуры, приведенная на рис. 1.3, является качественной для полярных и тропической зон она несколько различается [4]. [c.11]

С увеличением высоты атмосфера по своим параметрам приближается к параметрам межпланетного пространства. Следует отметить, что резкой границы между атмосферой Земли и межпланетным пространством не существует. При решении различных задач в зависимости от конкретных условий влиянием атмосферы можно пренебречь, начиная с того или иного значения высоты над земной поверхностью. Начиная с высот 70—90 км происходит диссоциация кислорода, воды и создание гидроксильной группы ОН, а также ионов кислорода. С возрастанием высоты над поверхностью Земли давление и плотность атмосферы убывает по экспоненциальному закону, приближаясь к отличным от нуля конечным параметрам межпланетного пространства. Данные об изменении плотности и давления атмосферы с высотой приведены в табл. 3.2. [c.52]

Решив (13.13) относительно искомой плотности р и подставив результат в основное уравнение статики атмосферы, получим формулу, которая однозначно характеризует зависимость температуры от высоты [c.323]

Далее, одним из наиболее важных свойств атмосферы является всегда существующая заметная зависимость давления и плотности от расстояния от поверхности Земли зависит от высоты, как правило, и температура. Вид этой, зависимости в основных чертах сохраняется всегда. Можно ввести понятие стандартной атмосферы и рассматривать р, р и 7 на каждом уровне как величины, близкие к их стандартным значениям р, р, Т данного уровня. Пусть [c.547]

В разделе 4 гл. I рассматривалась задача о сильном взрыве в бесконечной однородной среде. Как известно, атмосфера Земли не является однородной, плотность воздуха уменьшается с высотой, причем в каком-то приближении зависимость плотности ро от высоты к описывается барометрической формулой бо = где боо — плотность на уровне моря, а А — так называемая высота стандартной атмосферы, которая у поверхности Земли равна примерно 8,5 км ). [c.661]

Многочисленные исследования атмосферы, проведенные при помощи аэростатов (см. ниже), ракет и искусственных спутников Земли, показывают, что по мере увеличения высоты давление и плотность монотонно убывают, а температура монотонно убывает лишь в нижнем 10-километровом слое, а в более высоких слоях меняется немонотонно. Параметры атмосферы зависят как от географического положения места, так и от времени года. В качестве иллюстрации к сказанному на рис. 2.16 представлены высотные зависимости параметров среднестатистической атмосферы Москвы, полученные в летнее и зимнее время. Если разница в высотных зависимостях температуры атмосферы составляет десятки градусов, то распределение зимнего давления отличается от летнего всего лишь на несколько процентов, и на рисунке эта разница неразличима. [c.36]

При исследовании влияния сопротивления воздуха на движение КА используются различные модели атмосферы. Одной из простейших является изотермическая атмосфера, в которой зависимость плотности воздуха от высоты h представляется в виде [c.78]

Рис. 106. Зависимости температуры 0, плотности п и давления р от высоты в адиабатической модели атмосферы

Чтобы изучить характер движения и проблему нагрева при выполнении указанного маневра, полезно несколько упростить уравнения (11.2) и (11.3). Для этого обратимся вновь к уравнению (11.8), устанавливающему экспоненциальную зависимость плотности атмосферы от высоты, и будем также полагать, что на протяжении того небольшого слоя атмосферы, где в основном и происходят замедление и нагрев космического корабля при его спуске, ускорение силы тяжести можно считать постоянным, не зависящим от высоты. Кроме того, будем определять траекторию касания как подчиняющуюся ограничению Э < 1, а также m 0 < Z). Последнее условие равносильно предположению о том, что на рассматриваемом участке полета сила аэродинамического сопротивления значительно превосходит компоненту силы тяжести в направлении движения. Наконец, если еще предположить, что в процессе прохождения атмосферы корабль движется при постоянной величине коэффициента подъемной силы Сь и коэффициента аэродинамического сопротивления Сп, то уравнения (11.2) и (11.3) примут вид [c.363]

Фиг. 3. Плотность атмосферы в зависимости от высоты по данным ракетных исс.чедований НКЬ.

Проводя сравнение перечисленных выше параметров друг с другом, можно выявить косвенным образом основной критерий, которым руководствуются разработчики. При этом для каждой из рассматриваемых планет Солнечной системы основной критерий, которому нужио удовлетворять при проектировании СА, может быть различным [35]. Объясняется это различием физических условий снижения СА характеристик атмосферы изменением ее плотности, температуры и давления в зависимости от высоты над поверхностью планеты различием газового состава наличием ветров, пылевых бурь уровнем влажности и т. д. Кроме этого, иадо учитывать геометрические размеры планет, их массовые характеристики и соответственно силы притяжения на каждой из иих. Различие физических условий движения КА в атмосфере также может быть вызвано различной скоростью подлета аппарата к плотным слоям атмосферы. [c.434]

После того как ракета или космический корабль достигли требуемой большой скорости, которая в зависимости от назначения ракеты или космического корабля должна быть различной (см. 76), двигатели выключаются если при этом космический корабль уже поднялся на такую высоту, где плотность атмосферы очень мала и поэтому она не создаег сколько-нибудь заметного сопротивления движению, то корабль и все заключенные в нем тела находятся под действием только сил тяготения Земли, Луны, планет и Солнца (какие из этих сил практически следует учитывать — зависит от места нахождения корабля). Вследствие этого для кораб.пя и всех находящихся в нем тел наступает состояние невесомости. Исчезают деформации тел и обусловленные ими силы, действующие со стороны частей тела друг на друга и со стороны одних тел на другие например, тела перестают давить на подставки, на которых они покоятся, и если тело приподнять над подставкой, то оно будет покоиться в таком положении ( висеть в воздухе) жидкость, налитая в сосуд, перестанет давить на дно и стенки сосуда, поэтому она не будет вытекать через отверстие внизу сосуда и ее надо будет через это отверстие выдавливать отвесы будут покоиться в любом положении, в котором их остановили. Тела, которым сообщена относительно кабины корабля начальная скорость в любом направлении, будут двигаться в этом направлении прямолинейно и равномерно (если пренебречь сопротивлением воздуха, находя-Н1егося в кабине), пока не придут в соприкосновение с другими телами, после чего возникнут явления типа соударения. [c.190]

Атмосфера М. разреженная, давление у поверхности в зависимости от рельефа изменяется от 0,18 до 1 1сПа. За ср. давление, примерно соответствующее давлению на поверхности ср. уровни (от этого уровня отсчитывают высоту гор и глубину впадин), принято давление в тройной точке на фазовой диаграмме воды (0,61 кИа). Состав атмосферы (%, по объёму) СОз — 95 N2 — 2,7 Аг — 1,6 О2 — 0,15. Содержание водяного пара очень низкое и испытывает заметные суточно-сезонные колебания от менее 1 мкм осаждённой воды в зимнем полушарии до почти 100 мкм осаждённой воды над полярной шапкой летом. Обнаружены отд. районы ловыш. влажности в ср. широтах, а также небольшое кол-во озона, практически не влияющее на ослабление интенсивной солнечной УФ-радиации, проникающей сквозь разреженную атмосферу М. до поверхности. Ср. теми-ра у поверхности близка к эффективной, днём темп-ра поверхности выше, ночью ниже, чем темп-ра атмосферы. Суточно-сезонные вариации темп-ры составляют 100—150 К, мивим. темп-ра на полярных шапках зимой опускается ниже темп-ры конденсации СО2 (148 К при 0,61 кПа). Из-за больших температурных контрастов на поверхности и малой плотности атмосфера М. очень динамична, скорости ветра достигают неск. десятков м/с, а во время пылевых бурь 80—100 м/с. Периоды глобальных пылевых бурь обычно совпадают с противостояниями М. Облака пыли поднимаются да высот 10 км, почти полностью сглаживая температурные контрасты на поверхности. Распределение [c.48]

Высотные профили плотности большинства важных составляющих атмосферы можно найти в справочнике U. S Standard Atmosphere (1976). Плотность воздуха обычно экспоненциально падает с высотой. Однако характерный масштаб изменения с высотой увеличивается в области 100 км, и далее падение плотности замедляется. Плотность некоторых составляющих (главным образом фотохимического происхождения, например, О или Оз) имеет более сложную зависимость от высоты. Данные о составе воздуха (за исключением инертных газов) у поверхности Земли приведены в табл. 1.1. Поскольку молекулярные массы N2 и О2 равны соответственно 28 и 32 кг/кМ, средняя молекулярная масса воздуха составляет 28,96 кг/кМ. 1 кМ идеального газа при стандартных температуре и давлении занимает объем 22,4 м . При этих же условиях средняя плотность воздуха равна 1,29 кг-м . Эта информация будет полезна читателю для пере- [c.11]

Прежде всего исследуем зависимость давления термически равновесной атмосферы от высоты 2. Эта зависимость определяется из условия, состоящего в том, что при теп.ловом равновесии силы уравновешивают друг друга. Рассмотрим цилиндрический объем воздуха, находящийся на высоте от 2 до 2 + 2 и имеющий сечение 8. Силы давления, действующие на верхнюю и нижнюю плоскости, соответственно равны —р z- -d ) 8 ж p z) 8. Сила тяжести, действующая на этот объем воздуха, равна —p(z)Sgdz, где р (г) —плотность воздуха, а —ускорение свободного падения. Из условия равенства нулю полной силы, действующей на объем воздуха (фиг. 15), [c.52]

Рис. 1.3.10. Оценки величины турбулентной диффузии в атмосфере Сатурна на основе данных измерений содержаний Яг - СЩ и Не. а - Зависимость от величины D плотности молекулярного водорода Н2 на высоте, соответствующей вертикальной оптической толщине в метане Хсн4 на линии La на уровне гомопаузы Сатурна измеренному распределению газов отвечает величина 2-10 mV заштрихованная область на оси абсцисс соответствует возможной погрешности в определении высоты уровня Хсн4 = 1-

При проведении точных расчетов движения КА примейяго единую (для всех исследовательских центров) так называемую стандартную атмосферу. В России в настоящее время принята и используется стандартная атмосфера (ГОСТ 4401—81), которая устанавливает численные значения основных термодинамических и физических параметров атмосферы на высотах до 200 км (вне зависимости от времени года и суток, от географического положения). Для верхних слоев атмосферы разработаны и используют специальные модели ГОСТ 25645.000—2001, который устанавливает модель плотности, методику расчета и значения параметров плотности атмосферы Земли в диапазоне высот [c.39]

На рис. 19.3 приведена зависимость изменения плотности атмосферы от высоты полета КА для различных значений индекса солнечной активности Р , а на рис. 19.4 в качестве примера представлено изменение текущих (фактических) индексов солнечной активности Р и геомагнитной возмущеиности а от [c.506]

Так11.м образом, в соответствии с формулой (1.105) текущая скорость полета ББ по баллнстпческо11 траектории выражается в внде функции плотности атмосферы и косвенно, через зависимость (1.102), в внде функции высоты полета. Эго позволяет найтн зависимость осевой перегрузки от высоты полета [c.111]

Ионосфера расположена иа высоте от 60 до 1000 км. Высота и плотность определяются интенсивностью ультрафиолетового излучения, которое убывает по мере прохождения атмосферы, и плотностью амтмосферы, увеличивающейся с уменьшением высоты. Ионосфера состоит из нескольких ионизированных областей, плавно переходящих одна в другу.ю. На рис, 6,2 показана зависимость элeкfpoннoй концентрации в атмосфере от высоты, В дневиыё часы возникают четыре максимума ионизации область В (высота 60—80 км), область Е (100— 120 км), область (180—200 км) и область 2 (250-—450 км). Часто эти области называ.ют слоями ионосферы. После захода олнца прекращается ионизация атмосферы и начинается процесс рекомбинаций электронов, который более [c.214]

Пример. В работе [18] в модели динамики большого испаряющегося тела при высокоскоростном входе в атмосферу планеты учитывается присоединённая масса. На больших высотах плотность среды мала по сравнению с плотностью тела, аналогично соотносятся присоединённая масса и масса тела. Однако малость величины присоединённой массы по сравнению с массой тела не означает а priori, что ей можно пренебречь при расчёте силового влияния на тело. Присоединённая масса при изменении плотности является переменной, и процесс её изменения вызывает появление реактивной силы, зависящей от быстроты изменения массы и относительной скорости частиц, изменяющих состав системы. Относительная скорость частиц, изменяющих присоединённую массу в покоящейся атмосфере, по величине равна скорости тела и противоположна ей по направлению. При таком рассмотрении на этапе возрастания скорости тела (см. парадокс спутника [26]) удаётся избежать ошибки в оценке уноса массы тела и получить зависимости относительного уноса массы от условий входа в атмосферу, от величины пути, пройденного телом, силы притяжения и других параметров для двух моделей уноса массы. [c.44]

На основании этих же уравнений рассчитана таблица Стандартной Атмосферы (приложение 1) и построены графики зависимости изменения статического давления, температуры и весо вой плотности воздуха от изменения высоты (фиг. 328). По графикам видно, что температура воздуха до высоты 11 000 м уменьшается по прямолинейному закону, а начиная с высоты 11 ООО м и более, остается постоянной. Статическое давление и весовая -плотность (или удельный вес) воздуха изменяются по логарифмическим кривым, причем с увеличением высоты величины рст и у все в ремя уменьшаются. [c.391]

При ясной погоде (видимость 10 км) для длины волны 308 нм к Я)я 10- м- (см. рис. 4.9). На рис. 8.3 представлена зависимость пороговой концентрации молекул СО от расстояния для ХеСЬлазера с выходной энергией равной 0,30 0,75 и 1,90 Дж (сплошные кривые). В этих расчетах плотность воздуха на уровне моря равна 2,55-10 см" . Из рис. 8.3 ясно, что комбинационное рассеяние можно использовать для дистанционного зондирования на расстоянии 100—300 м от источников загрязнения достаточно высокой концентрации, тогда как лидар, использующий комбинационное рассеяние, можно применять для измерения концентрации основных компонент атмосферы, таких как N2, О2 и Н2О, на высоте в несколько километров. [c.326]

Энциклопедия по машиностроению XXL

Оборудование, материаловедение, механика и ...