Читать книгу Что должен знать и уметь оператор коптера. Часть 3. Основы авиационной метеорологии и аэродинамики. Пособие - Леонид Спаткай - Страница 6

Состояние атмосферы определяется рядом физических характеристик (метеорологических элементов), оказывающих влияние на полеты БЛА. Основными из них являются плотность, температура, давление, влажность воздуха, сила ветра.

В целях определения благоприятных метеорологических условий для выполнения полета БЛА при оценке метеорологических элементов важно учитывать следующие закономерности:

– временные и пространственные изменения значения метеорологических элементов;

– влияния метеорологических элементов на летно-технические характеристики БЛА;

– связи метеорологических элементов с явлениями погоды, влияющими на деятельность авиации, в том числе и опасными явлениями погоды (ОЯП).

Плотность воздуха – это масса воздуха в единичном объеме. Она не измеряется, а рассчитывается по уравнению состояния воздуха по измеренным значениям температуры воздуха и давления:

ρ = Р/RТ, где:,

ρ – плотность воздуха;

Р – давление воздуха;

Т – температура воздуха;

R – удельная газовая постоянная сухого воздуха, равная 2,870·10⁶ эрг/г·град.

Согласно уравнению, плотность воздуха находится в прямой зависимости от атмосферного давления и в обратной зависимости от температуры.

В целом плотность воздуха с высотой уменьшается, так как с высотой атмосферное давление падает значительно быстрее, чем понижается температура воздуха.

С плотностью воздуха неразрывно связан такой аэродинамический показатель, как скоростной напор, который определят параметры подъемной силы и лобового сопротивления ЛА, от которых, в свою очередь зависят многие его характеристики ЛА.

Температура воздуха

Атмосферный воздух является смесью газов, в которой молекулы находятся в непрерывном движении и каждому состоянию газа соответствует определенная скорость движения молекул. Поэтому, чем больше средняя скорость движения молекул, тем выше температура воздуха.

Таким образом, температура воздуха характеризует тепловое состояние воздуха и является характеристикой средней кинетической энергии движения молекул воздуха, потому называется кинетической (истинной) температурой.

Для количественной характеристики температуры приняты следующие шкалы:

Стоградусная шкала – шкала Цельсия. На этой шкале 0°С соответствует точке плавления льда, 100°С – точке кипения воды при давлении 760 мм. рт. ст.

Абсолютная шкала – шкала Кельвина. Нуль этой шкалы соответствует полному прекращению теплового движения молекул, т.е. самой низкой возможной температуре.

Шкала Фаренгейта. За нижнюю температуру этой шкалы принята температура смеси льда с нашатырем (-17,8°С) за верхнюю – температура человеческого тела. Промежуток разделен на 96 частей.

Передача тепла от земной поверхности в атмосферу осуществляется путем термической конвекции, турбулентности и излучения.

Термическая конвекция – вертикальный подъем воздуха, нагретого над отдельными участками земной поверхности. Наиболее сильное развитие термической конвекции – в дневные (послеполуденные) часы.

Турбулентность – бесчисленное множество мелких вихрей (от лат. turbo – завихрение, водоворот), возникающих в движущемся воздушном потоке из-за его трения о земную поверхность и внутреннего трения частиц. Турбулентность способствует перемешиванию воздуха, а следовательно и обмену тепла между нижними (нагретыми) и верхними (холодными) слоями воздуха.

Излучение – отдача земной поверхностью тепла, полученного ею в результате притока солнечной радиации. Тепловые лучи поглощаются атмосферой, вследствие чего происходит повышение температуры воздуха и охлаждение земной поверхности. Излучаемое тепло нагревает приземный воздух, а земная поверхность, вследствие потери тепла охлаждается. Процесс излучения имеет место ночью, а зимой может наблюдаться в течение всех суток.

Из этих трех основных процессов передачи тепла от земной поверхности в атмосферу главную роль играют термическая конвекция и турбулентность.

Температура может изменяться по горизонтали вдоль земной поверхности и по вертикали с подъемом вверх. Величина, характеризующая изменение температуры воздуха по горизонтали называется горизонтальный температурный градиент, по вертикали – вертикальный температурный градиент.

Горизонтальный температурный градиент выражается в градусах на определенное расстояние (111 км или 1° меридиана). Чем больше горизонтальный температурный градиент, тем больше опасных явлений (условий) образуется в переходной зоне, т.е. увеличивается активность атмосферного фронта.

Вертикальный температурный градиент изменчив и зависит от времени суток, года и характера погоды (по СА – 0,65°/100 м).

Слои атмосферы, в которых происходит повышение температуры с высотой, называется слоями инверсии. Слои атмосферы, у которых температура с высотой не меняется, называется слоями изотермии, они являются задерживающими слоями: гасят вертикальные движения воздуха, под ними происходит скопление водяного пара и твердых частиц, ухудшающих видимость, образуются туманы и низкие облака.

Слои инверсии и изотермии, играют большую роль в формировании погодных условий, так как препятствуют развитию восходящих движений воздуха.

При фазовых превращениях воды в атмосфере происходит поглощение или выделение тепловой энергии. При испарении воды температура воздуха понижается. При конденсации (переход в жидкое состояние) и сублимации (переход в кристаллическое состояние) водяного пара в атмосфере происходит выделение тепловой энергии, которая нагревает воздух.

В атмосфере перенос тепла осуществляется не только по вертикали, но и по горизонтали вследствие адвекции (горизонтальное перемещение воздушных масс вдоль поверхности земли).

Поскольку нижняя часть атмосферы нагревается главным образом от земной поверхности, то в тропосфере температура воздуха с высотой, как правило, понижается.

Атмосферное давление

Атмосферное давление воздуха – это сила, действующая на единицу горизонтальной поверхности в 1 м² и равная весу воздушного столба, простирающегося от поверхности моря до верхней границы атмосферы и составляющее на уровне моря в среднем 1,033 кг/см².

В технике эта величина принята за единицу давления, которая называется «атмосфера».

Таким образом, 1 атмосфера – это давление атмосферы на уровне поверхности земли, и ее величина равна отношению веса столба высотой 100 км площади основания, равной 1 м², т.е. на 1 м² площади приходится вес около 10 т.

В качестве примера, позволяющего реально ощутить величину этой силы, можно привести присоску, которая используется, например, для крепления крючков к плитке в ванной комнате, куда нельзя вбивать гвозди.

Как показано на рисунке, давление воздуха на стороне плитки, к которой прилипла присоска, можно считать близким к нулю. Напротив, на внешней стороне будет действовать сила, равная примерно 20 кг.

Эту присоску отлепить нелегко, так как требуется сила, поднимающая четыре пластиковые бутыли объемом по 5 л каждая. Однако если запустить на внутреннюю сторону воздух, то присоска легко снимется, так как давление воздуха по обе стороны станет равным 1 атмосфере.

Изменение давления в пространстве тесно связанно с развитием основных атмосферных процессов. В частности неоднородность давления по горизонтали является причиной течений воздуха. Изменение давления по горизонтали на единицу расстояния (111 км или 1° дуги меридиана) называется горизонтальным барическим градиентом. Он всегда направлен в сторону низкого давления. От величины горизонтального барического градиента зависит скорость ветра, а от его направления – направление ветра.

С увеличением высоты атмосферное давление убывает, это явление используется в барометрических приборах, в частности – высотомере.

Необходимость знания закономерностей изменения атмосферного давления во времени и пространстве обусловлена связью между изменением атмосферного давления и изменением погоды.

Величина атмосферного давления измеряется в мм ртутного столба, миллибарах и гектопаскалях, между которыми существует зависимость:

1 гПа = 1 мб = 0,75 мм рт. ст. (3/4 мм рт. ст.)

1 мм рт. ст. = 1,33 мб = 1,33 гПа

760 мм рт. ст. = 1013,25 гПа.

С изменением атмосферного давления всегда напрямую связано изменение плотности воздуха, что приводит к необходимости учитывать изменение характеристик ЛА, связанных с изменением скоростного напора (изменение подъемной силы, лобового сопротивления, горизонтальной и вертикальной скорости).

Влажность воздуха

Содержание водяного пара в воздухе называется влажностью воздуха. Для оценки влажности воздуха используются следующие характеристики:

– Абсолютная влажность – количество водяного пара в граммах, содержащихся в 1 м³ воздуха. Чем выше температура воздуха, тем больше абсолютная влажность. По ней судят о возникновении облаков вертикального развития, грозовой деятельности.

– Относительная влажность – характеризуется степенью насыщенности воздуха водяным паром, т.е. это процентное отношение фактического количества водяного пара, содержащегося в воздухе к тому количеству, которое необходимо для полного насыщения при данной температуре. При относительной влажности 20—40% воздух считается сухим, при 80—100% – влажным, при 50—70% – умеренной влажности. При повышении относительной влажности наблюдается снижение облачности, ухудшение видимости.

– Температура точки росы – температура, при которой водяной пар, содержащийся в воздухе, достигает состояния насыщения при данном влагосодержании и неизменном давлении. Разность между фактической температурой и температурой точки росы называется дефицитом точки росы. Он показывает на сколько градусов надо охладить воздух, чтобы содержащийся в нем пар достиг состояния насыщения. При дефицитах точки росы 3—4°С и менее воздушная масса у земли считается влажной, а при 0—1°С часто возникают туманы.

Основным процессом, приводящим к насыщению воздуха водяным паром, является понижение температуры. При любой относительной влажности воздух можно довести до состояния насыщения, если его охлаждать, пока не начнется конденсация водяного пара.

Водяной пар играет важную роль в атмосферных процессах. Он сильно поглощает тепловую радиацию, которая излучается земной поверхностью и атмосферой, и тем самым уменьшает потерю тепла планетой. Основное влияние влажности на деятельность авиации сказывается через облачность, осадки, туманы, грозы, обледенение.

Водяной пар легче сухого воздуха, поэтому, чем больше в воздухе водяного пара, тем меньше будет плотность воздуха.

Влажность оказывает влияние на условия выполнения полета:

– изменение влажности является причиной изменения плотности воздуха, что приводит к необходимости учитывать изменение характеристик ЛА, связанных с изменением скоростного напора, аналогично рассмотренным выше;

– при приближении влажности к состоянию насыщения возрастает вероятность возникновения тумана, что может привести к невозможности выполнения полетного задания.

Ветер – это горизонтальное движение воздуха относительно земной поверхности, возникающее в результате неравномерного распределения давления вдоль нее.

Основными характеристиками ветра являются направление и скорость.

В авиации применяются два понятия направления ветра – метеорологическое (откуда дует ветер) и навигационное (куда дует ветер). Т.о. навигационное направление ветра отличается от метеорологического на ±180°.

Направление ветра измеряется в градусах (относительно северного направления меридиана) – от 0° до 359° и в румбах (16 румбов), для обозначения которых используются русские или латинские наименования (например, западный, северо-восточный, юго-юго-западный и т.д.).

Скорость ветра измеряется в:

– метрах в секунду (м/с),

– километрах в час (км/ч),

– узлах (морская миля в час),

– баллах шкалы Бофорта.

Шкала Бофорта

Часто используют и качественные характеристики скорости ветра (в м/с):

слабый – до 3 м/с

умеренный – 4—7 м/с

сильный – 10—12 м/с

очень сильный – 12—15 м/с

шторм – 15—20 м/с

жесткий шторм – 20—25 м/с

ураган – более 29 м/с

1 м/с = 3,6 км/ч, 1 узел = 1,852 км/ч

Для измерения скорости ветра у земли используются анемометры, для определения направления – флюгера. Скорость ветра измеряется с точностью до 1 м/с, направление – до 10°.

Анемометр ручной чашечный, флюгер станционный (Вильда) и анеморумбограф

Вследствие турбулентности воздушных потоков для ветра характерно непостоянство скорости и направления, поэтому по скорости различают ровный и порывистый ветер, по направлению – постоянный и меняющийся.

Ветер считается порывистым, если его скорость в течение 2 мин изменяется на 4 м/с и более. Когда направление ветра за 2 мин изменяется более чем на одни румб, такой ветер называется меняющимся.

Кратковременное резкое усиление ветра (до 20—30 м/с) со значительным изменением его направления называется шквалом.

В пограничном слое атмосферы для скорости ветра характерен значительный суточный ход. Вблизи земли она днем имеет максимальное значение, а ночью – минимальное, на высотах же – она максимальна ночью и минимальна днем.

С увеличением высоты, как правило, увеличивается и скорость ветра. Так, на высоте 500 м скорость ветра примерно в два раза больше, чем у поверхности земли.

Ветер оказывает существенное влияние на полеты ЛА. При выполнении маршрутного полета наличие ветра приводит к изменению путевой скорости полета на различных участках маршрута. Максимальная путевая скорость будет при попутном ветре, минимальная – при встречном.

В целях обеспечения безопасности для каждого типа БЛА установлена максимальная скорость ветра, при которой разрешается выполнять полет. При скорости ветра большей установленных ограничений выполнение полетов БЛА запрещено.

При установившемся горизонтальном движении воздуха в пограничном слое атмосферы, если отсутствует центробежная сила, то сила горизонтального барического градиента уравновешивается равнодействующей сил Кориолиса и трения. При наличии силы трения в северном полушарии ветер отклоняется от направления изобары влево, т.е. против часовой стрелки. Это закон Бейс-Балло или барический закон ветра для пограничного слоя атмосферы.

Изобара на приземной карте погоды направлена так, что низкое давление находится слева от нее, а высокое – справа. Поэтому если в северном полушарии встать лицом по потоку, то область низкого давления будет располагаться слева и впереди от наблюдателя, а область высокого давления – справа и позади от него.

Исключение из барического закона ветра – местные ветры, дующие по горизонтальному барическому градиенту, который появляется в данном районе за счет неравномерного нагревания различных участков подстилающей поверхности или за счет рельефа.

К местным ветрам относятся:

– Бризы, которые наблюдаются на побережье озер и больших водоемов. Они дуют днем на сушу с водной поверхности (морские бризы), а ночью наоборот (береговые бризы). Их скорость 2—5 м/с, а по вертикали они распространяются до 500—1000 м.

Причина возникновения бризов – неравномерное нагревание воды и суши. Бризы оказывают влияние на условия погоды в береговой полосе, вызывая понижение температуры, повышение абсолютной влажности, сдвиги ветра.

– Горно-долинные ветры, которые возникают в результате неравномерного нагревания и охлаждения воздуха непосредственно у склонов высоких холмов. Днем воздух поднимается по склону из долины вверх и называется долинным ветром. Ночью спускается вниз со склонов и называется горным.

Местные ветры, свойственные определенным районам, оказывают большое влияние на работу авиации. Усиление ветра, вызванного особенностями рельефа данной местности, затрудняет пилотирование БЛА, а иногда является и опасным для выполнения полета.

Вертикальные движения воздуха

В атмосфере постоянно происходят вертикальные движения. Они играют важнейшую роль в таких атмосферных процессах, как перенос тепла и водяного пара по вертикали, образование облаков и осадков, рассеяние облаков, развитие гроз, возникновение турбулентных зон и т. д.

Вертикальные движения воздуха в циклоне (а) и антициклоне (б)

В зависимости от причин возникновения различают следующие виды вертикальных движений:

– Конвекция – вертикальные движения воздуха со скоростью до нескольких десятков м/с под действием архимедовой силы. Различают термическую и вынужденную конвекцию.

Термическая конвекция возникает в результате неравномерного нагревания солнечными лучами подстилающей поверхности вследствие ее неоднородности.

Термическая конвекция может быть неупорядоченной и упорядоченной.

Неупорядоченная конвекция – термическая турбулентность, которая существует в виде беспорядочных струй или пузырей воздуха, которые называются термиками и имеют характерный размер несколько десятков метров. Более теплые термики как более легкие поднимаются вверх, а более холодные (тяжелые) – опускаются вниз.

Упорядоченная конвекция характеризуется тем, что в восходящих и нисходящих движениях участвуют достаточно большие массы воздуха. Восходящие струи имеют характерные размеры до нескольких десятков километров. Упорядоченная конвекция развивается до больших высот и может охватывать всю тропосферу. Скорость восходящих потоков может достигать нескольких десятков метров в секунду.

С упорядоченной конвекцией связано развитие кучево-дождевых облаков.

Термическая конвекция имеет хорошо выраженный суточный и годовой ход с максимумом развития летом в послеполуденные часы. Термическая конвекция наблюдается также в холодной воздушной массе при ее движении над теплой подстилающей поверхностью.

Вынужденная конвекция возникает на атмосферных фронтах при вытеснении теплого воздуха в верхние слои атмосферы, а также при натекании воздуха на крутые наветренные склоны холмов (орографическая конвекция). Особенно часто вынужденная конвекция наблюдается на холодных фронтах.

В зонах конвективной деятельности образуются облака вертикального развития, которые называются конвективными или кучевообразными облаками. К ним относят кучевые (Сu) и кучево-дождевые облака (Сb).

Динамическая конвекция, или динамическая турбулентность – беспорядочные вихри в атмосфере, возникающие при ветре и трении воздуха о подстилающую поверхность. Эта турбулентность называется иногда механической. Она наблюдается в любое время года и суток в пограничном слое атмосферы и зависит по интенсивности от скорости ветра и шероховатости (неровностей) подстилающей поверхности, т.е. от орографии. Чем сильнее ветер и больше коэффициент трения, зависящий от шероховатости подстилающей поверхности, тем интенсивнее динамическая турбулентность.

Скорость вертикальных движений при динамической турбулентности может достигать нескольких м/с. При этих условиях образуются слоисто-кучевые облака (Sc).

Динамическая конвекция наблюдается в слое от земли до высоты 1—1,5 км (пограничный слой).

Термическая и динамическая конвекции зачастую наблюдаются одновременно, определяя неустойчивое состояние атмосферы.

Вынужденные вертикальные движения воздуха.

Они бывают в виде упорядоченных восходящих скольжений и в виде вертикальных движений.

Восходящее скольжение – это упорядоченный подъем со скоростью 5—10 см/с теплого воздуха по клину холодного воздуха на атмосферных фронтах.

Восходящее скольжение наблюдается также при натекании теплого воздуха на пологие склоны холмов – орографическое восходящее скольжение. Горизонтальная протяженность зон восходящего скольжения на атмосферных фронтах – до нескольких тысяч километров.

В результате восходящего скольжения образуются слоистообразные облака: слоисто-дождевые (Ns), высоко-слоистые (As) и перисто-слоистые (Cs).

Волновые движения воздуха возникают в слое инверсии и по обе стороны от него вследствие разрыва скорости ветра и плотности (температуры) воздуха. Образуются воздушные волны длиной от 50 до 2000 м. В вершинах (гребнях) волн наблюдаются восходящие движения, а в долинах (ложбинах) волн – нисходящие движения воздуха.

В результате волновых процессов образуются волнообразные облака: слоисто-кучевые (Sc), слоистые (St), высококучевые (Ac), перистокучевые (Cc). Волнообразные облака имеют максимум повторяемости ночью в холодный период года.

Волновые движения в атмосфере также могут наблюдаться и над холмами на их подветренной стороне (подветренные или стоячие волны).

Наветренная – обращена туда, откуда дует ветер. Подветренная – обращена туда, куда дует ветер. Т.е. если стать спиной к ветру, то спина – наветренная сторона, а лицо – подветренная.

В поднимающемся воздухе температура понижается, в опускающемся – повышается. При подъеме ненасыщенного воздуха водяной пар, содержащийся в нем, вследствие понижения температуры приближается к состоянию насыщения.

Высота, на которой водяной пар в поднимающемся воздухе достигает насыщения, называется уровнем конденсации. Очевидно, что на уровне конденсации температура воздуха равна точке росы, а высота уровня конденсации зависит от дефицита точки росы у земли. Чем меньше этот дефицит, тем ниже уровень конденсации.

При подъеме воздуха выше указанного уровня происходит конденсация водяного пара и образование облаков. Их нижняя граница обычно на 100—200 м превышает уровень конденсации. Объясняется это тем, что для образования видимого облака должно сконденсироваться определенное количество влаги, для чего требуется некоторое добавочное охлаждение насыщенного воздуха ниже точки росы.

При вертикальных движениях воздушная масса может подниматься вверх до тех пор, пока ее температура не сравняется с температурой окружающего воздуха.

Высота, до которой может распространяться восходящий воздушный поток, называется уровнем конвекции. Уровень конвекции обычно бывает тем ниже, чем меньше величина вертикального температурного градиента у воздуха.

Для образования облаков существенное значение имеет взаимное расположение уровней конвекции и конденсации. Если уровень конвекции лежит выше уровня конденсации, то между этими слоями, как правило, возникают облака.

Если уровень конвекции лежит ниже уровня конденсации (например в засушливой местности), то восходящие потоки не приводят к образованию облаков.

Расположение уровней конденсации и конвекции: а) благоприятное для образования облаков; б) неблагоприятное для образования облаков.

Вертикальные движения воздуха приводят к образованию опасных для полетов кучево-дождевых облаков, сопровождающихся грозовыми явлениями, шквалистыми ветрами, ливневыми осадками, а иногда и крупным градом.

Восходящие движения воздуха создают на атмосферных фронтах (разделах между воздушными массами) мощные облачные образования и обширные зоны осадков.