大气密度随高度的变化
飞行原理知识点精讲
飞行原理基础知识大气状态参数1.大气密度ρ是指单位体积内的空气质量，用ρ表示。
由于地心引力的作用，ρ随高度H的增加而减小。
2.大气温度T是指大气层内空气的冷热程度，用T表示。
微观上来讲，温度体现了空气分子运动剧烈程度。
K=C+273.15。
3.大气压力P规定在海平面温度为15°C时的大气压力即为一个标准大气压，表示为760mmHg或1.013×105Pa。
随高度增加而减小。
4.粘性μ当流体内两相邻流层的流速不同时，两个流层接触面上便产生相互粘滞和互相牵扯的力，这种特性就叫粘性。
流体的动力粘性系数μ，液体＞气体，随温度的升高，气体μ升高，液体μ降低。
5.可压缩性E是指一定量的空气在压力变化时，其体积发生变化的特性。
可压缩性用体积弹性模量E 来衡量。
E值越大，流体越难被压缩。
空气的E值很小，约为水的两万分之一，因此空气具有压缩性，而水则视为不可压缩流体。
飞机低速飞行（Ma＜0.3）时，视为不可压缩流体；高速飞行（Ma≥0.3）时，则必须考虑空气的可压缩性。
6.声速c是指声波在介质中传播的速度，单位为m/s。
在海平面标准状态下，在空气中的声速只有341m/s。
7.马赫数Ma和雷诺数ReMa=v/c，是无量纲参数，作为空气受到压缩程度的指标。
Re是一种可以用来表征流体流动情况（层流、湍流）的无量纲参数。
国际标准大气对流层0-11km，平流层（同温层）11-50km。
国际标准大气具有以下的规定：1.大气是静止的、洁净的，且相对湿度为零。
2.空气被视为完全气体，即其物理参数（密度、温度和压力）的关系服从完全气体的状态方程p =ρRT。
3.海平面作为计算高度的起点，即H=0处。
密度ρ=1.225kg/m3，温度T=288.15K（15°C），压强p=101325Pa，声速c=341m/s。
低速飞行中的空气动力特性理想流体，不考虑流体粘性的影响。
不可压流体，不考虑流体密度的变化，Ma<0.3。
标准大气密度
标准大气密度
标准大气密度是指在特定条件下大气的密度，通常以国际标准
大气模型中的数值为准。
在地球上，大气密度随着海拔高度的增加
而逐渐减小，因此标准大气密度是在海平面上的数值。
大气密度的
变化对于航空航天、气象预测、环境保护等领域都具有重要意义。
本文将就标准大气密度的概念、影响因素以及计算方法进行详细介绍。
首先，标准大气密度是指在国际标准大气模型中，海平面上的
大气密度。
根据国际标准大气模型，标准大气密度的数值约为
1.225 kg/m³。
这一数值是在标准大气压力和温度条件下计算得出的，可以作为大气密度的参考数值。
其次，大气密度受到多种因素的影响。
首先是温度的影响，温
度越高，分子的平均运动速度越快，大气密度越小；反之，温度越低，大气密度越大。
其次是气压的影响，气压越大，大气密度越大；气压越小，大气密度越小。
最后是湿度的影响，湿空气的密度比干
空气的密度小。
最后，标准大气密度的计算方法可以通过国际标准大气模型来
进行。
国际标准大气模型是一种理想化的大气模型，它假设大气是
静止、均匀、非湿空气，且温度随高度变化服从特定的规律。
根据
这一模型，可以通过简单的数学公式来计算不同高度处的大气密度。
综上所述，标准大气密度是在特定条件下的大气密度，对于航
空航天、气象预测、环境保护等领域都具有重要意义。
了解标准大
气密度的概念、影响因素以及计算方法，有助于我们更好地理解大
气的特性，为相关领域的研究和应用提供参考依据。
希望本文能够
对读者有所帮助，谢谢阅读！。
指数型大气密度模型
指数型大气密度模型指数型大气密度模型是一种用于描述大气在不同高度上的密度变化的模型。
它是基于指数函数的形式，通过指数函数的参数来刻画大气密度随高度变化的关系。
在航空航天领域和气象学中，指数型大气密度模型被广泛应用于气象预报、大气环境模拟和航天器设计等方面。
1. 指数型大气密度模型的基本原理大气是由气体组成的，密度是描述气体分子数目在单位体积内的分布情况。
随着高度的增加，大气压力逐渐减小，分子之间的相对距离增加，导致密度逐渐降低。
指数型大气密度模型假设大气密度的变化可以用指数函数来描述，具体表达式为：ρ(h) = ρ0 * exp(-h/H)其中，ρ(h)表示在高度h处的大气密度，ρ0表示地面上的大气密度，H表示尺度高度，即密度每下降一个数量级所需要的高度。
2. 指数型大气密度模型的适用范围指数型大气密度模型在高度较低的大气层中具有较高的精度和适用性。
它适用于海拔高度在0到1000公里之间的范围。
在此范围内，指数型大气密度模型能够较准确地预测大气压力、密度和温度随高度的变化趋势。
3. 指数型大气密度模型的应用指数型大气密度模型在航空航天领域有着广泛的应用。
在航空器的设计和性能评估中，准确地估计大气参数对于飞行器的飞行性能、气动力学和燃油消耗等都至关重要。
指数型大气密度模型可以提供飞行高度、空气密度和空气温度等信息，为飞行器设计和导航提供基础数据。
另外，指数型大气密度模型还在气象学领域的气象预报和天气预测中有着重要的应用。
通过大气密度模型，可以预测不同高度上的温度、压力和密度等参数，为气象领域的模拟和预测提供基础数据。
4. 对指数型大气密度模型的个人观点和理解指数型大气密度模型是对大气密度变化的一种简化描述，从数学上刻画了大气的垂直结构特征。
它在航空航天领域和气象学中的应用是十分重要的，为工程和科学研究提供了便捷的工具。
然而，指数型大气密度模型也存在一定的局限性。
由于实际大气的变化是非线性和复杂的，指数型大气密度模型的简化假设可能引入一定的误差。
地球被一层很厚的大气包围着空气密度随高度增加而减小大气层通常可以分为对流层、平流19
小学生孙某经常违反班规,班主任向他收取“违纪金，并予以公布,该班主任的做法（）。
A.不合法，侵犯了学生的荣誉权 B.不合法，侵犯了学生的财产权 C.合法，教师有想戒学生的权利 D.合法，教师有管理学生的权利 答案B
如果将下图比喻为某教师的教育行为。该教师的做法()
A.不怡当，忽视了学生均衡发展的要求。 B.不恰当，违背了学生发展的要求 C.怡当，尊重了学生的个体差异劳 D.恰当，提高了学生的学习成绩 答案B
16岁的蒋某因抢劫被公安机关抓获，当地电视台将蒋某接受审讯的清晰画面在当地新闻节 目中播出，该电视台的行为()
A.不违法，如实报道没有构成侵权 B.不违法，传播正能量不构成侵权 C.违法，侵犯了蒋某的隐私权 D.违法，侵犯了蒋某的名誉权 答案C
从课外活动的内容看,学校举办的法治教育报告会属于
A.学科活动 B.社会活动 C.主题活动 D.文体活动 答案C
我国唐代中央官学设有“六学二馆”，其入学条件中明文规定不同级别官员的子孙进入不 同的学校。这主要体现了我国封建社会教育制度的哪一特征?()
A.继承性 B.等级性 C.历史性 D.民族性 答案B
撰写于我国战国末期，被认为世界上最早专门论述教育问题的文献是()
A.《学记》 B.《论语》 C.《大学》 D.《中庸》 答案A
《中华人民共和国宪法》规定，上级监察委员会对下级监察委员会的工作进行()
A.监督 B.监察 C.领导 D.指导 答案C
孙老师常在表扬或批评学生时说:“你做得不错!要是像x同学一样,可就惨啦!”“千万不要 像x同学一样!”“你就不能像xx同学一样表现好点吗?”……孙老师的做法()。
A.正确,能够培养学生谦逊品质 B.正确,能够促进学生认识自己 C.不正确,会伤害被比较的学生 D.不正确,应只与优秀学生比较 答案C
大气密度和高度的关系_概述及解释说明
大气密度和高度的关系概述及解释说明1. 引言：1.1 概述大气密度和高度之间的关系是大气科学中一个重要的研究领域。
随着大气层结构的不断演化，大气密度在不同高度上呈现出明显的变化趋势，这对于我们了解大气环境、预测天气变化以及设计航空航天器等方面具有重要意义。
本文旨在系统地介绍大气密度和高度之间的关系，并探讨这种关系对各种环境因素的响应。
1.2 文章结构本文的结构主要分为四个部分：引言、大气密度与高度关系、解释说明和结论。
在引言部分，我们将概述全文内容并明确目标。
接下来，在第二部分中，我们将详细说明大气密度的定义和测量方法，并介绍高度对大气密度的影响。
然后，在第三部分中，我们将解释环境变量、大气层结构和其他因素对大气密度和高度关系的影响。
最后，在结论部分，我们将总结这种关系的重要性，并展望未来可能的研究方向。
1.3 目的研究大气密度和高度之间的关系有着重要的实际意义。
首先，对于天气预测和气象学研究来说，准确了解大气密度和高度之间的关系可以帮助我们理解大气层结构变化，并进行更准确的天气模拟和预测。
其次，在航空工程领域，了解大气密度和高度之间的关系对于航空器的设计、飞行性能以及燃料消耗等都有着重要意义。
而在环境科学领域，了解大气密度和高度之间的关系还可以帮助我们研究大气污染扩散、声波传播等现象。
因此，通过深入研究这种关系并探讨其影响因素，我们可以更好地应用于实际情况，并为未来可能的改进和创新提供基础。
以上是“1. 引言”部分内容的详细描述，请根据需要进行修改和调整。
2. 大气密度与高度关系:2.1 大气密度的定义与测量方法:大气密度是指单位体积空气中所含质量的大小，通常以千克每立方米（kg/m³）表示。
它是描述大气状态和性质的重要参数之一。
测量大气密度可以使用多种方法，其中一种常用的方法是使用浮力法。
该方法利用一个悬挂在天平上的物体，在空气中受到来自上方的浮力和来自下方天平传感器的重力，通过对两者之间的差异进行测量来计算出大气密度。
大气层的厚度与高度变化
1.引言大气层是地球的外壳，它可以阻挡来自太空的辐射和大气层之外的小型天体。
大气层也起到了维持生命的功能，因为它能够保持温度适宜、提供氧气和水等物质。
大气层的厚度和高度变化对于地球和人类的生存都有着至关重要的影响。
本文将探讨大气层的厚度和高度变化。
2.大气层的厚度大气层由不同密度的气体组成，随着高度的增加，密度会逐渐减小，大气层的厚度也会相应变化。
根据国际标准大气模型，大气层从地球表面开始，分为以下五个层次：（1）对流层：海拔0-12公里，大气层最底部的一层，其中包括70%的大气质量。
这一层大气层内的气体温度和压力随高度变化而迅速下降，云层和大多数气象现象都发生在这一层。
（2）平流层：海拔12-50公里，大气层内稳定的一层，其中包括大约20%的大气质量。
这一层气体的温度和压力变化非常缓慢，因此通常被称为“平流层”。
这一层还包括臭氧层，它能够吸收紫外线并保护地球免受辐射的损害。
（3）中间层：海拔50-80公里，大气层内最薄的一层，只占大气层总质量的0.1%。
这一层的气体温度和压力仍然在缓慢下降，但温度比平流层低得多。
（4）热层：海拔80-700公里，这一层大气层内的气体温度开始急剧上升，达到2000℃以上。
这是因为在这个高度范围内，大气层被太阳辐射加热，而这种辐射会被大气层内的分子吸收和散射，从而导致温度升高。
（5）外层大气：大气层的最外层，海拔700公里以上，通常被称为“国际空间站高度”。
这一层大气层内的气体非常稀薄，几乎没有密度。
3.大气层的高度变化大气层的高度变化是由许多因素决定的，其中包括地球的自转、太阳辐射和地球磁场等。
大气层的高度变化还受到人类活动的影响，例如大气层中的臭氧层受到了人类造成的氯氟烃等化学物质的破坏。
4.大气层的厚度和高度变化对人类的影响大气层的厚度和高度变化对人类的生存和健康都有着重要的影响。
大气层的厚度和高度变化会导致不同的气象现象，例如风暴、降雨和干旱等。
大气层的高度变化还会影响航空和航天活动，因为高度较低的大气层会对飞行器产生阻力和摩擦力，增加能源消耗和飞行的难度。
海拔与大气密度和温度间的换算关系
海拔高度与大气密度和温度间的换算关系1根据大气压力和空气密度计算公式，以及空气湿度经验公式，可得出大气压、空气密度、湿度与海拔高度的关系。
注：标准状态下大气压力为1，相对空气密度为1，绝对湿度为11g/m0从表中可以看出，海拔高度每升高1000m,相对大气压力大约降低12%,空气密度降低约10%,绝对湿度随海拔高度的升高而降低。
绝对湿度是指每单位容积的气体所含水分的重量，用mg/L或g/m3表示；相对湿度是指绝对湿度与该温度饱和状态水蒸气含量之比用百分数表达。
2、空气温度与海拔高度的关系在无热源、无遮护的情况下，空气温度随海拔高度的增高而降低。
一般研究所采集的温度与海从表中可以看出：空气温度在一般情况下，海拔高度每升高1000m，最高温度会降低5C，平均温度也会降低5C。
大气密度(atmosphericdensity )单位容积的大气质量。
空气密度在标准状况( 0°C( 273k)，101KPa)下为1.293g L-1 o空气的密度大小与气温等因素有关，我们一般采用的空气密度是指在0摄氏度、绝对标准指标下，密度为1.297千克每立方米(1.297kg/m3).大气压力随海拔高度而变化，由经验公式P=P0( 1-0.02257h ) 5.256 (kPa)式中h —海拔高度(kn).用上面公式，算出压力，然后根据密度二P*29/(8314*T),其中P的单位是帕,T的单位是K,通常也就是273.15+t不同温度下干空气算公式：空气密度=1.293（实际压力/标准物理大气压）*（273/实际绝对温度），绝对温度=+273 通常情况下，即30摄氏度时，取1.165KG/M3-60摄氏度时，取1.65KG/M3。
大气密度随高度的变化
大气密度随高度的变化现有关于大气密度随高度变化的模型主要由以下三种: 1、玻尔兹曼公式(BF ):n(r) =n( r °)exp[其中r o 为地球半径，r=r °・h °n (r 。
)为地表处大气密度，在O C (273K )、101Kpa 下，地表大气密度为1.29kg/ m 3。
n(r)为所要求的高度h =r —r 。
处的大气密度。
G 为 万有引力常量，G =6.672 1011Nm 2/kg 2; k 为玻尔兹曼常数，k =1.381 10』3JK 」;m 为气体分子质量，m =分子量1.661 10~7kg 。
M 为地球质量，M =5.977 1024kg 。
T 为 大气的热力学温度根据玻尔兹曼公式，计算得到的大气密度在无穷远处具有不等于零的有限值:但是，有限数量的大气不可能以到处都不等于零的密度分布在无限大的宇宙空间，这也说明了玻尔兹曼公式不能再全空间范围适用2、Jeans 理论GMm 1 1n(r) :- n(r °)exp[ ()],kT r r °n(r) =0,其中H ^H eff 乞r °,H -kT/mg 。
对地球来说，若 T=300K ，贝U H 为380km 。
可 见Jeans 理论是对玻尔兹曼公式的一种硬截断，所以称之为玻尔兹曼公式的硬截 断理论(HCBF )。
3、修正的玻尔兹曼公式(RBF )r °4 r GMm 1 1n(r) =n(r °)(—) exp[ ()]r kT r r °修正后的玻尔兹曼公式主要是在 BF 的基础上添加了归一化因子(r °/r)4。
加 入修正因子后，RBF 可满足n(：：) =0，因此可以在全空间适用另外，在地表附近，玻尔兹曼公式有以下两种主要的近似公式:n(：：) =n ° exp(- GMm 1kT r 0)「0_「0H effr ■ H eff(1) 地表玻尔兹曼近似公式1 (ABF1)mghn(h) =n °exp()kT(2) 地表玻尔兹曼近似公式 2 (ABF2)r 0 2 mgh n(h) =n °(上)exp( ) r kTF 表给出了根据以上5种模型的计算结果，表格中给出的是不同高度下的大气密度与地表出大气密度的比值，即n (r)/^h=25.48kmh=63.7kmh=248.5kmh=253.6kmidZ. 329 X10a&- ZJ4 X詰曲■同的E 庭 Ier |1AHFl ! AHF2 HHf-fi. S ■-0. 03310T ・ 642X O ・ OMSlo0B 阳列】林.A43X2. IfiSXb. K7W i0. 04101.HCRX1C|Fft. 31 U XM. J HU10 140乩77 KI ■ :<8 a. 44S xl(Ki3. J4S K10-*>k S24 X g*«2. S27Xi. a x3. 9XZ- 71ftX2. 527 X 10 IbT5.葫八2.^ I8XUK下图给出了根据玻尔兹曼公式、Jea ns 理论与修正玻尔兹曼公式给出的地球 大气密度随高度变化的双对数分布图：前面的计算是建立在假定地球大气各处都有相同的温度 T ,而实际上大气的温度随高度在变化，因此大气并不处于平衡状态，此时以上的公式不再适用。
地球大气层的组成与变化
地球大气层的组成与变化地球大气层是地球表面与宇宙空间之间的边界，它保护着地球上的生命和物质。
了解地球大气层的组成与变化对我们理解气候、保护环境以及应对气候变化等问题具有重要意义。
一、地球大气层的组成地球大气层主要由气体组成，包括以下几个主要成分：1. 氮气（N2）：占地球大气层的78%，是最主要的成分之一。
氮气是一种稳定的气体，对维持大气的稳定性和生态平衡起着重要作用。
2. 氧气（O2）：占地球大气层的21%，是生物体进行呼吸和维持生命所必需的气体。
3. 水蒸气（H2O）：虽然水蒸气的比例较小，但它在地球大气层中起着重要的作用。
水蒸气参与了水循环过程，调节着地球的气候和天气。
4. 稀有气体：包括氩气（Ar）、氦气（He）、氖气（Ne）、氪气（Kr）等。
它们的比例很小，但它们在科学研究中具有重要应用价值。
5. 氧化物和二氧化碳：地球大气层中也包含少量的氧化物和二氧化碳（CO2）。
尽管其比例很小，但对于控制地球的温度和维持生态平衡起着至关重要的作用。
二、地球大气层的变化地球大气层的组成和结构存在一定的变化。
以下是地球大气层变化的主要因素：1. 温度：随着海拔的升高，地球大气层中的温度会递减。
大气层的底部称为对流层，其中包含了大部分气象活动，温度随着高度的升高而逐渐下降。
而平流层则是大气层的上层，其中温度相对较稳定，甚至有时会上升。
2. 大气压力：地球大气层中的气压也随着高度的变化而不断减小。
在大气层底部的对流层，因空气分子的密集程度高，气压也相对较高。
而在平流层中，气压较低。
3. 大气密度：随着高度的增加，地球大气层中的气体密度会逐渐减小。
这是由于在较高海拔处，大气分子之间的空隙增加，气体分子的平均速度也增加。
4. 温室效应：人类活动引起了大气层中温室气体（如二氧化碳）的增加，导致大气层中的温度上升。
这被称为温室效应，它对气候变化产生了重要影响。
总结：地球大气层的组成和变化与地球的气候和生命息息相关。
大气层密度与高度之关系(图414)
4-9-2 大氣的分層
可依溫度變化之不同，分為五層(圖) 1) 對流層(約10公里)
每上升1公里，溫度下降約6.5℃ 至11公里處，溫度下降至-60℃ 對流現象成因
2) 平流層(約40公里厚)
溫度隨高度增加而上升 高能紫外線與臭氧作用所致(本層
又稱臭氧層) 至48公里處，溫度上升至10℃ 不會有對流現象
3) 與中氣層均由自由電子和帶電離 子組成(本層又稱游離層)
5)外氣層
4-9 大氣層
大氣層密度與高度之關 係(圖4-14)
大氣層空氣組成(圖4-15) 水蒸氣最高含量有 4%(在濕熱環境下)
4-9-1 大氣壓力
空氣所產生的壓力
隨高度而減低 引力 分子運動數
水平面之大氣壓：10 N/cm2 一半 5.6公里高 1/4 12 公里高
为什么大气压会随海拔高度变化
为什么大气压会随海拔高度变化大气压是指大气对单位面积的压力，是由大气层中的气体重力引起的。
大气压随海拔高度变化是由于以下几个原因。
首先，海拔高度变化引起空气密度的变化。
随着海拔高度的增加，大气层的厚度逐渐变薄，空气分子的数量减少，导致空气密度减小。
空气密度是指单位体积内包含的空气分子数量，密度的减小意味着单位面积上的气体分子数量减少，从而导致大气压力降低。
其次，海拔高度变化引起重力的变化。
重力是指地球对物体施加的吸引力，随着海拔高度的增加，距离地心的距离增加，重力的作用减弱。
重力的减小导致对大气分子的吸引力减小，使得大气分子更容易扩散和逸出，从而降低了大气压力。
此外，温度的变化也会对大气压产生影响。
正常情况下，随着海拔高度的升高，温度会逐渐下降。
温度的降低会导致空气分子的平均动能减小，分子运动速度减慢，从而产生较低的压力。
所以海拔高度的变化也会影响大气压力的大小。
最后，大气压力还受气象条件的影响。
气象条件包括气温、湿度、气流等，不同气象条件下的大气压力会有所不同。
例如，高温天气容易产生热空气上升，形成低气压区，而湿度较高的地区则容易产生高气压。
这些气象条件的变化也会直接或间接地影响大气压力的变化。
因此，大气压随海拔高度的变化是由海拔高度引起空气密度、重力和温度的变化以及气象条件的综合影响所决定的。
随着海拔高度的增
加，大气压力逐渐减小。
了解大气压力的变化规律对于气象预报、气候研究以及高海拔地区的生活和工作都具有重要意义。
大气科学基础复习要点
大气科学基础复习要点第一章大气概述1.大气是地球表面运输能量与水分的主要方式，厚度大约100km，尽管相对于地球很浅薄，但大气层里包含了相当大的质量:5。
14 X 10^15公斤.97％的大气是在地球表面30公里（18英里）以内。
2.大气的密度随着高度的上升而下降.3.大气组成：永久气体(固定比例在大气中）99。
999 %的大气质量氮气、氧气、氦、氖、氩氪、氪()，氙（氙）、氢可变气体：占很小的百分比，但影响大气的行为的气体，如水汽，二氧化碳，臭氧，甲烷，N2O,氟化物等.4.大气演变：原始大气氢和氦; 次级大气水汽,二氧化碳、和其它的由于火山喷发而从地球内部带出来的气体;最终CO2含量减小，O2含量上升，演变成现在的大气。
5.其它气体如氮气、氧气、水蒸气、二氧化碳、甲烷、氧化亚氮和臭氧对地球生物圈的健康是极为重要的。
6.氮气和氧气是大气的主要成分。
整合上述两种气体大约占干大气的99％。
7。
甲烷是一种很强烈的温室气体.自从1750年，大气中甲烷浓度已经上涨了超过140 ％。
8。
臭氧在提升温室效应过程中扮演了重要角色,大多数的臭氧（大约97 %)发现是集中在平流层海拔15至55公里以上的地球表面。
臭氧能吸收太阳辐射中的紫外线。
9.氟氯化合物能破坏大气中的臭氧 Cl+O3=ClO+O2 ClO+O=Cl+O2 O3+O=2O2目前科学家已发现南极上方的臭氧空洞。
10。
水汽的重要作用；(1)它通过相变潜热在地球上重新分配热能的能量交换。
（2）水汽凝结降水,坠落到地球表面提供所需的新鲜水给植物和动物，形成各种天气现象；（3）它通过温室效应帮助温暖地球大气层.11。
气溶胶粒子对辐射的吸收和散射、云雾降水的形成、大气污染以及大气光学与电学现象的产生都具有重要的作用。
气溶胶粒子的来源可分为人工源和自然源两大类。
12。
大气的物理性质和化学性质无论在水平方向还是在垂直方向上都是不均匀的。
13.划分:按照大气的化学成分划分，大气垂直方向可分为均质层和非均质层。
海拔高度与大气密度和温度间的换算关系
海拔高度与大气密度和温度间的换算关系
1、根据大气压力和空气密度计算公式，以及空气湿度经验公式，可得出大气压、空气密度、湿度与海拔高度的关系。
注：标准状态下大气压力为1，相对空气密度为1，绝对湿度为11 g/m3。
从表中可以看出，海拔高度每升高1 000 m，相对大气压力大约降低12%，空气密度降低约10%，绝对湿度随海拔高度的升高而降低。
2、空气温度与海拔高度的关系
在无热源、无遮护的情况下，空气温度随海拔高度的增高而降低。
一般研究所采集的温
从表中可以看出：空气温度在一般情况下，海拔高度每升高1 000 m，最高温度会降低5 ℃，平均温度也会降低5 ℃。
大气密度（atmospheric density）
单位容积的大气质量。
我们周围的空气密度在标准状况（0℃（273k），101KPa）下为1.293g·L-1。
空气的密度大小与气温等因素有关，我们一般采用的空气密度是指在0摄氏度、绝对标准指标下，密度为1.297千克每立方米(1.297kg/m³).。
海拔高度与大气密度和温度间的换算关系
海拔高度与大气密度和温度间的换算关系
1、根据大气压力和空气密度计算公式，以及空气湿度经验公式，可得出大气压、空气密度、湿度与海拔高度的关系。
注：标准状态下大气压力为1，相对空气密度为1，绝对湿度为11 g/m3。
从表中可以看出，海拔高度每升高1 000 m，相对大气压力大约降低12%，空气密度降低约10%，绝对湿度随海拔高度的升高而降低。
2、空气温度与海拔高度的关系
在无热源、无遮护的情况下，空气温度随海拔高度的增高而降低。
一般研究所采集的温
从表中可以看出：空气温度在一般情况下，海拔高度每升高1 000 m，最高温度会降低5 ℃，平均温度也会降低5 ℃。
大气密度（atmospheric density）
单位容积的大气质量。
我们周围的空气密度在标准状况（0℃（273k），101KPa）下为1.293g·L-1。
空气的密度大小与气温等因素有关，我们一般采用的空气密度是指在0摄氏度、绝对标准指标下，密度为1.297千克每立方米(1.297kg/m³).。
大气密度随高度的变化
大气密度随高度的变化现有关于大气密度随高度变化的模型主要由以下三种：1、玻尔兹曼公式（BF ）：0011()()exp[()]GMm n r n r kT r r =- 其中0r 为地球半径，0r r h =+。
0()n r 为地表处大气密度，在0℃（273K ）、101Kpa 下，地表大气密度为31.29/kg m 。
()n r 为所要求的高度0h r r =-处的大气密度。
G 为万有引力常量，11226.67210/G Nm kg -=⨯；k 为玻尔兹曼常数，2311.38110k JK --=⨯；m 为气体分子质量，271.66110m kg -=⨯⨯分子量。
M 为地球质量，245.97710M kg =⨯。
T 为大气的热力学温度。
根据玻尔兹曼公式，计算得到的大气密度在无穷远处具有不等于零的有限值：001()exp()GMm n n kT r ∞=-⋅ 但是，有限数量的大气不可能以到处都不等于零的密度分布在无限大的宇宙空间，这也说明了玻尔兹曼公式不能再全空间范围适用。
2、Jeans 理论0000011()()exp[()],()0,effeff GMm n r n r r r r H kT r r n r r r H ≈-≤≤+=>+其中0,/eff H H r H kT mg ≤≤=。
对地球来说，若T=300K ，则H 为380km 。
可见Jeans 理论是对玻尔兹曼公式的一种硬截断，所以称之为玻尔兹曼公式的硬截断理论（HCBF ）。
3、修正的玻尔兹曼公式（RBF ）400011()()()exp[()]r GMm n r n r r kT r r =- 修正后的玻尔兹曼公式主要是在BF 的基础上添加了归一化因子40(/)r r 。
加入修正因子后，RBF 可满足()0n ∞=，因此可以在全空间适用。
另外，在地表附近，玻尔兹曼公式有以下两种主要的近似公式：（1）地表玻尔兹曼近似公式1（ABF1）0()exp()mgh n h n kT=- （2）地表玻尔兹曼近似公式2（ABF2）200()()exp()r mgh n h n r kT=- 下表给出了根据以上5种模型的计算结果，表格中给出的是不同高度下的大气密度与地表出大气密度的比值，即0()/n r n 。
大气分层的密度变化趋势
大气分层的密度变化趋势
大气分层的密度变化趋势是随着海拔的升高而逐渐减小的。
在地球上，大气可以分为以下几个层次：对流层、平流层、中间层、热层和外层等。
在对流层（海平面至高度约12千米）中，由于大气受地球引力的作用，密度会随着高度的增加而逐渐减小。
这是因为地球重力会使大气分子向地表靠拢，使气体密度在海平面最高，随着高度的增加，重力作用减弱，气体分子逐渐稀疏，密度逐渐减小。
而在平流层（12千米至50千米高度）和中间层（50千米至85千米高度），大气的密度变化相对平缓，但仍然逐渐减小。
这主要是因为平流层和中间层中的气体分子受到的重力作用相对较小，且温度逐渐升高，分子相对较稀疏。
进入热层（85千米至600千米高度）后，大气的密度开始急剧下降。
这是由于该层中的气体受到太阳辐射的高温影响，导致气体分子高速运动，分散程度较大，从而使密度较低。
在外层（600千米高度以上）中，大气变得非常稀薄，密度较低，几乎没有大气分子存在。
总的来说，大气分层的密度变化趋势是从海平面到外层逐渐减小，海平面处密度最高，而外层密度最低。
气压,空气密度在垂直方向上变化的规律
气压,空气密度在垂直方向上变化的规律
空气压强和空气密度随物理而定的大气层组成而不断发生变化。
在垂直方向上，空气
的压强和密度随着高度的增加而减小。
在这种情况下，在气压上升到最大值时，空气密度
达到最大值。
这是由于随着高度的升高，空气的压强和密度均呈正比关系，因此，当空气
的压强到达最大值时，空气的密度也达到最大值。
在低空，气压和空气密度急剧下降，甚
至可以达到可以达到最低值。
大气存在着热气团和冷气团，气压和空气密度在这两个气团之间会发生差异。
随着大
气层内温度的变化，空气压强和密度也会变化。
在热气团中，气压较高，空气密度也较大。
而在冷气团中，大气压强较低，空气密度较小。
因此，虽然在垂直方向上，空气压强和空
气密度会不断变化，但从气团的角度来看，气压和空气密度的垂直分布仍然会有所不同。
当空气处于一个恒定温度时，空气密度也会随高度变化，但是空气压强不受影响。
随
着高度的升高，空气密度会呈线性减少，但是气压会保持恒定，因为随着高度的增加，空
气的体积变大，相同的气体分子会被分散在更大的体积中，空气压强不会受到影响。
为什么气压会随海拔高度变化而变化
为什么气压会随海拔高度变化而变化？
气压随海拔高度变化而变化的主要原因是大气的重力、密度和厚度随海拔高度的变化。
重力：地球的引力使得大气受到地球吸引，越接近地球表面，大气受到的压力就越大。
海拔较低的地方由于离地球表面更近，所以受到的重力影响更大，大气压力较高。
密度：随着海拔高度的增加，大气的密度逐渐减小。
因为海拔较高的地方大气分子较少，分子之间的距离较远，因此单位体积内的气体质量也就减小了，从而导致气压减小。
厚度：地球的大气层并不是均匀分布的，随着海拔高度的增加，大气层的厚度也会逐渐减小。
海拔较高的地方，大气层更薄，大气分子对地球表面的压力也就相对较小。
综上所述，海拔高度的增加会导致大气受到的重力影响减小、密度减小以及大气层厚度减小，从而导致气压随海拔高度变化而变化。
通常情况下，海拔越高，气压越低。
大气层到底有多厚呢
大气层到底有多厚呢地球就被一层很厚的大气层包围着。
那么这个大气层到底有多厚呢?大气层有多厚大气层的空气密度随高度而减小，越高空气越稀薄。
大气层的厚度大约在1000千米以上，但没有明显的界限。
整个大气层随高度不同表现出不同的特点，分为对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层，再上面就是星际空间了。
对流层在大气层的最低层，紧靠地球表面，其厚度大约为10至20千米。
对流层的大气受地球影响较大，云、雾、雨等现象都发生在这一层内，水蒸气也几乎都在这一层内存在。
这一层的气温随高度的增加而降低，大约每升高1000米，温度下降5～6℃。
动、植物的生存，人类的绝大部分活动，也在这一层内。
因为这一层的空气对流很明显，故称对流层。
对流层以上是平流层，大约距地球表面20至50千米。
平流层的空气比较稳定，大气是平稳流动的，故称为平流层。
在平流层内水蒸气和尘埃很少，并且在30千米以下是同温层，其温度在-55℃左右。
平流层以上是中间层，大约距地球表面50至85千米，这里的空气已经很稀薄，突出的特征是气温防高度增加而迅速降低，空气的垂直对流强烈。
中间层以上是暖层，大约距地球表面100至800千米。
暖层最突出的特征是当太阳光照射时，太阳光中的紫外线被该层中的氧原子大量吸收，因此温度升高，故称暖层。
散逸层在暖层之上，为带电粒子所组成。
除此之外，还有两个特殊的层，即臭氧层和电离层。
臭氧层距地面20至30千米，实际介于对流层和平流层之间。
这一层主要是由于氧分子受太阳光的紫外线的光化作用造成的，使氧分子变成了臭氧。
电离层很厚，大约距地球表面80千米以上。
电离层是高空中的气体，被太阳光的紫外线照射，电离成带电荷的正离子和负离子及部分自由电子形成的。
电离层对电磁波影响很大，我们可以利用电磁短波能被电离层反射回地面的特点，来实现电磁波的远距离通讯。
在地球引力作用下，大量气体聚集在地球周围，形成数千公里的大气层。
气体密度随离地面高度的增加而变得愈来愈稀薄。
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大气密度随高度的变化
现有关于大气密度随高度变化的模型主要由以下三种：
1、玻尔兹曼公式（BF ）：
00
11()()exp[()]GMm n r n r kT r r =- 其中0r 为地球半径，0r r h =+。
0()n r 为地表处大气密度，
在0℃（273K ）、101Kpa 下，地表大气密度为31.29/kg m 。
()n r 为所要求的高度0h r r =-处的大气密度。
G 为
万有引力常量，11226.67210/G Nm kg -=⨯；k 为玻尔兹曼常数，2311.38110k JK --=⨯；m 为气体分子质量，271.66110m kg -=⨯⨯分子量。
M 为地球质量，245.97710M kg =⨯。
T 为大气的热力学温度。
根据玻尔兹曼公式，计算得到的大气密度在无穷远处具有不等于零的有限值：
00
1()exp()GMm n n kT r ∞=-⋅ 但是，有限数量的大气不可能以到处都不等于零的密度分布在无限大的宇宙空间，这也说明了玻尔兹曼公式不能再全空间范围适用。
2、Jeans 理论
0000011()()exp[
()],()0,eff
eff GMm n r n r r r r H kT r r n r r r H ≈-≤≤+=>+
其中0,/eff H H r H kT mg ≤≤=。
对地球来说，若T=300K ，则H 为380km 。
可见
Jeans 理论是对玻尔兹曼公式的一种硬截断，所以称之为玻尔兹曼公式的硬截断理论（HCBF ）。
3、修正的玻尔兹曼公式（RBF ）
4000
11()()()exp[()]r GMm n r n r r kT r r =- 修正后的玻尔兹曼公式主要是在BF 的基础上添加了归一化因子40(/)r r 。
加
入修正因子后，RBF 可满足()0n ∞=，因此可以在全空间适用。
另外，在地表附近，玻尔兹曼公式有以下两种主要的近似公式：
（1）地表玻尔兹曼近似公式1（ABF1）
0()exp()mgh n h n kT
=- （2）地表玻尔兹曼近似公式2（ABF2）
200()()exp()r mgh n h n r kT
=- 下表给出了根据以上5种模型的计算结果，表格中给出的是不同高度下的大气密度与地表出大气密度的比值，即0()/n r n 。
h=637m
h=6.37km
h=25.48km
h=63.7km
h=248.5km
h=253.6km
下图给出了根据玻尔兹曼公式、Jeans理论与修正玻尔兹曼公式给出的地球大气密度随高度变化的双对数分布图：
前面的计算是建立在假定地球大气各处都有相同的温度T ，而实际上大气的温度随高度在变化，因此大气并不处于平衡状态，此时以上的公式不再适用。
但是可以把大气分成几个等温区域，在每一层引入一个与实测压力数据相符合的等效温度e T ，把它看作该层的温度。
即假定在区间1i i r r r +≤<，ei T T =是常数。
此时，大气密度随高度的变化可以用如下公式近似表示：
410011/11()exp[()]
411exp[()]i ei i i i j ej j j i
i GmM kT GmM n r A kT r r r GmM A A kT r r r r r π-=++⎧=-⎪⎪⎪=-⎨⎪⎪≤<⎪⎩
∑ 其中i A 是该等温层的归一化常数。
以上模型对地球在135km 以下的高度内可
以适用。
事实上，按温度的垂直分布可以将大气层分为：对流层，从海平面直到大约10km ，其间温度逐渐降低；同温层，从10km 直到大约45km ，其间温度逐渐上升；中间层，从45km 直到大约95km ，其间温度再次逐渐降低；热层，从95km 直到大约400km ，其间温度再次逐渐上升；外逸层，大约400km 以上，其间温度是常数。
下图给出了对2000年4月1日、世界时14时、纬度0°、经度0°，用NASA 大气模式MSISE-1990的执行软件得到的大气温度随高度的变化：。