Приложения

ИЗМЕНЕНИЕ ПЛОТНОСТИ В АТМОСФЕРЕ

Характеристики летательного аппарата сильно зависят от плотности воздуха. Меньшая плотность приводит к большим скоростям полета, что особенно важно при взлете и посадке.

Плотность воздуха изменяется в соответствии с изменением температуры, влажности и давления также как с увеличением высоты. Изменение высоты — самый важный фактор влияющий на плотность воздуха, затем по значимости следуют температура и влажность и последним стоит давление. Например, жаркий и влажный день на высоте 3048 м может иметь плотность на 45 % меньше, чем в холодный, сухой день на уровне моря. Это приведет к увеличению полетных скоростей на 22 %.

В авиационном мире принята концепция определения высоты по давлению. Для этого введено понятие стандартной атмосферы (глава 2) с давлением на уровне моря 1013,25 гПа, температурой 15 °C и градиентом температуры 6,5 °C/км. В таблице приведены данные стандартной атмосферы в зависимости от высоты.

Используя эту таблицу, мы можем определить нашу высоту, если знаем местное давление (по барометру или высотомеру, показывающему на уровне моря 1013,3 гПа). Высота барометрическая — это стандартная высота, полученная измерением давления в данном месте. Изменения высоты поверхности и барические системы изменяют барометрическую высоту.

Следующий шаг учесть изменение высоты по плотности и температуре. Следующая таблица дает такую возможность.

Мы видим, что высота по плотности увеличивается на 135–220 м на каждые 5 °C. проиллюстрируем на примере, как определить высоту по плотности.

Примем наше местное давление равным 812,1 гПа и температуру — 27 °C. Смотрим в таблицу стандартных атмосфер и находим, что 812,1 гПа соответствует 1829 м. Теперь наша реальная высота может быть больше или меньше в зависимости от того, какая барическая система на данной территории. Далее смотрим в таблицу высоты по плотности, находим 1829 м и под ней напротив 27 °C находим нашу высоту 2625 м.

Большинство спортивной авиации не сталкивается с условиями слепого полета, потому мы здесь не будем подробно останавливаться на факте изменения давления во время полета из-за перемещения барической системы или при дальних полетах при пересечении изобар. Но мы должны пони мать влияние изменения давления на высотомер. При повышении давления на данной территории, высотомер будет показывать уменьшение высоты.

Как же определить истинную высоту? Это возможно только в случае, если мы знаем местную истинную высоту. Международная система, называемая Q кодом, связывает соотношение давления и высоты. Код обозначает следующее:

QFE — давление на уровне аэродрома. Мы знаем QFE, когда перед взлетом выставляем наш высотомер на ноль. В4 этом случае прибор показывает высоту над аэродромом до тех пор, пока не произойдет изменение давления на аэродроме.

QNH — давление на аэродроме, приведенное к уровню моря по стандартной атмосфере. Ему соответствует барометрическая высота над уровнем моря. Если в высотомер ввести QNH, то он будет показывать высоту полета над уровнем моря.

QNE — высотомер показывает высоту, если давление над уровнем моря 1013,25 мб. QNE — тоже, что и барометрическая высота. QNH эквивалентно QNE, когда давление на уровне моря 1013,25 мб.

На самом деле наши высотомеры никогда не показывают истинную высоту потому, что условия, соответствующие стандартной атмосфере практически не встречаются, а приборы оттарированы на изменение показаний высоты в соответствии со стандартным изменением давления. Это общая проблема, и все высотомеры страдают этим в одинаковой мере. Точность их показаний вполне достаточна для полетов.

ЭФФЕКТ КОРИОЛИСА

В векторном анализе сила отклонения, действующая на материальную точку определяется:

D = 2∙m∙V∙ω∙Sin φ,

где m — масса материальной точки,

V — скорость частицы

ω — угловая скорость земли = 2∙π — радиан/час

φ — широта

Из этой формулы видно, что чем больше широта, тем больше эффект Кориолиса. Эта сила максимальна на полюсах и равна нулю на экваторе. Также замечаем, что сила пропорциональна скорости точки. Если V = 0, то D = 0.

В северном полушарии эта сила направлена вправо от движущейся точки. Если точка движется от центра высокого давления, то она будет заворачивать вправо и двигаться вокруг центра. Это движение инициирует центробежную силу, которая имеет тенденцию уменьшать градиент давления. Противоположная картина наблюдается в области пониженного давления. Здесь ветер вокруг центра низкого давления имеет тенденцию быть сильнее, чем в антициклоне. Торнадо, ураганы, смерчи возникают именно в циклонах.

СУХИЕ ВЕТРЫ

Причину возникновения теплых сухих ветров (chinook, фен и др.). которые дуют на подветренных склонах, можно понять проанализировав изменение температуры воздуха, движущегося над возвышенностью. На рисунке через дробь указаны слева температура воздуха, а справа температура точки росы.

Воздух поднимается адиабатически (без обмена теплом, охлаждаясь примерно 1 °C/100 м из-за расширения) пока не достигнет высоты точки росы (в данном случае 1220 м), где начнется конденсация. С превращением водяных паров в дождь выделяется дополнительное тепло и воздух уже меньше охлаждается (примерно 0,82 °C/100 м). Это продолжается до вершины горы. На подветренном склоне воздух быстро нагревается сжимаясь и конденсация прекращается. В дополнение воздух нагревается примерно 1 °C/100 м и температура на подветренном склоне выше чем на той же высоте наветренного склона. Кроме того воздух очень сухой из-за того, что отдал много влаги осадками.

ТЕРМИЧЕСКАЯ BOUYANCY

Термическая bouyancy (выталкивающая сила, действующая на некоторый объем более теплого воздуха, а значит более легкого) сильно увеличивается после начала образования облаков при высвобождении скрытого тепла когда имеет место процесс конденсации. До формирования облаков скорость вверх может уравновешивать ее с силами сопротивления. Bouyancy базируется на принципе Архимеда:

Bouyancy равна произведению массы на ускорение гравитации и на отношение превышения температуры воздуха в термике к температуре окружающего воздуха. Выразив массу через объем и плотность, мы имеем:

Движение термического потока вверх без ускорения будет когда bouyancy равна силе сопротивления, то есть D = В

Из этого равенства видно, что скорость потока вверх зависит от двух факторов: разности температур и диаметра потока. Разность температур зависит от того, насколько сильно нагрелся воздух при формировании потока и от градиента. Чем больше диаметр термика, тем больше его скорость. Таким образом можно сделать вывод, что чем больше поток, тем быстрее он поднимается при том же градиенте.

Термический поток ускоряется до той высоты, где уравновешиваются сила сопротивления и bouyancy. Позднее он замедляется с уменьшением градиента и при перемешивании с окружающим воздухом. Мы можем сделать вывод, что замедляясь с высотой, термик движется в более стабильных условиях, ускорение потока говорит о нестабильности, как показано ранее на рисунке 180.

НАЧАЛЬНАЯ ТЕМПЕРАТУРА ОБРАЗОВАНИЯ ТЕРМИЧЕСКИХ ПОТОКОВ

Очень важной информацией для парящих пилотов есть начальная температура образования термических потоков и время начала их образования (trigger time, trigger temperature), которые определяют начало термичной погоды. На рисунке мы видим градиент температуры с ночной инверсией у земли (толстая линия). Для того, чтобы термический поток поднялся выше инверсии, он должен нагреться у поверхности до температуры не менее 15° (точка А), в противном случае он будет тормозиться в слое инверсии.

Заштрихованная площадь треугольника пропорциональна количеству тепла требуемому для изменения градиента температуры. Мы можем посчитать эту площадь следующим образом: умножить высоту треугольника (в данном случае 610 м) на половину разности температур (здесь 15° -1° = 14°). Получим в этом примере 610 м — 7,0° = 4270 градусо-метров.

Следующий шаг: надо определить сколько тепла понадобится для этого изменения. Диаграмма показывает ожидаемый прогрев в ясное утро на широте 45°. Если ваша широта больше или меньше, сдвигайте кривые вниз или вверх на 1/2 часа на каждые 5° изменения широты. Сплошные линии обозначают температуру умноженную на 300 м. Например, линия 6100 °C∙м говорит о количестве тепла, достаточном для нагрева слоя воздуха толщиной 305 м на 20°, слоя 610 м на 10° и т. д.

В нашем примере нам нужно получить 4270 градусо-метров тепла. Из таблицы мы видим, что это соответствует середине июня после 11:00. С этого времени быстро увеличиваются высота и мощность термиков.

11:00 — время, когда энергии термических потоков достаточно, чтобы пробить слой приземной инверсии. Мы можем таким образом рассчитать высоту термических потоков в любое время дня, если знаем действительный градиент температуры. Просто определяем из таблицы сколько тепла нужно в это время, затем располагаем это тепло между реальным градиентом и сухоаддиабатическим.

Отметим, что облака, дымка, туман и загрязнение атмосферы задерживают солнечное тепло. Необходимо учитывать это в расчетах. Проводя такие расчеты постоянно, вы можете достигнуть очень хороших результатов.