Общие сведения об атмосфере, её состав и строение, МСА.

· Атмосфера – воздушная оболочка земли принимающая участие, в её суточном и годовом вращении. Состав: 78% - азот, 21% - кислород, 0,03 - углекислый газ, 0,97 - аргон и др. газы. Толщина воздушной оболочки 2 тыс. км. Давление и плотность атмосферы убывает с высотой. 99% массы атмосферы сосредоточено в нижних 100 км. (0,8% - первые 20 км, 0,5 % - на первые 5 км) По свойствам и составу атмосферу можно разделить на два слоя: гомосферу (до 94км) и гетеросферу (выше 94 км)

· Атмосферное явление – определённый с резким, качественным изменение состояния атмосферы (облака, осадки туман, гроза, шквал, смерч и т.п.)

· Строение атмосферы:

Тропосфера – высота от 0 до 8-12 км в умеренных и полярных широтах, в тропических и экваториальных от 0 до 16-17 км.

Стратосфера – 11-55 км

Мезосфера – 55-80 км(начало космического пространства)

Термосфера – 80-800 км (резкое повышение температуры)

Экзосфера – от 800 и выше

Между указанными слоями лежат переходные прослойки – тропопауза(t_cр= - 56,5⁰), стратопауза, мезопауза, термопауза.

· Тропосфера – подразделяется на 3 слоя: 1) пограничный слой (слой трения) от земли до 1000м, нижняя часть пограничного слоя от поверхности земли до высоты 50-100 м называется приземным слоем. 2) Средний слой – располагается на высоте от 1км до 6 км. В этом слое почти не сказывается влияние слоя ПП. Погодные условия определяются главным образом атмосферными фронтами и вертикальными конвективными потоками воздуха. 3) Верхний слой лежит выше среднего до тропопаузы. Под влиянием тропопаузы в слое происходит некоторое скопление водяного пара, пыли, бывают облака кристаллического строения. Наблюдается сильные ветровые потоки – струйные течения.

· Международная стандартная атмосфера — условное вертикальное распределение температуры, давления и плотности воздуха в атмосфере Земли. Основой для расчёта параметров МСА служит барометрическая формула, с определёнными в стандарте параметрами. Для МСА принимают следующие условия: давление воздуха на среднем уровне моря при температуре 15 °C равно 1013 мб (101,3 кН/м² или 760 мм рт. ст.), температура уменьшается по вертикали с увеличением высоты на 6,5 °C на 1 км до уровня 11 км (условная высота начала тропопаузы), где температура становится равной −56,5 °C и почти перестаёт меняться.

2. Тропопауза – характеризуется прекращение падениятемпературы с высотой. Толщина слоя тропопаузы колеблется от нескольких сотен метров до 1-2 км, реже до 3 км. Находится в полярных широтах – 7-9 км, в умеренных 9-12км, в экваториальных 16-18км. (t_cр= - 56,5⁰) Из-за резкого уменьшения градиентов температуры тропопаузы представляет собой мощный задерживающий слой, препятствующий переносу водяного пара и твердых примесей воздуха (мелких частиц пыли, промышленных продуктов и пр.) Поэтому под тропопаузой часто наблюдается пониженная видимость, дымки, облачность верхнего яруса, ухудшающие условия полетов. В тропопаузе преобладает западный ветер. По сравнению с другими высотами болтанка под тропопаузой бывает чаще, наиболее часто приходится на слой 0,5-1,5 км ниже тропопаузы

3. Вертикальный температурный градиент – величина изменения температуры на каждые 100 м.

Y=(t₀-t_h/H)*100%, t₀-темп-ра у земли, t_h – температура на высоте H.

Y ≠ const, зависит от типа ВМ, времени года и суток, хар-ра ПП и др. При понижении t с высотой Y>0; при повышении t c высотой Y<0; при постоянной температуре с высотой Y=0. В СА Y=0,65⁰ на 100м. Летом Y=0,8⁰-1,8⁰/100м; Зимой Y=0,2⁰-0,4⁰/100м;

По Y можно определить:

1. t_h=t₀-(y*h/100)

2. H₀= (t₀*100)/y – высота нулевой изотермы (линии равной температуры) начало обледенения.

Виды инверсии:

· Радиационная –возникает вблизи земной поверхности вследствие излучения радиацией большого количества тепла. В теплое время года их вертикальная мощность не превышает нескольких десятков метров. С восходом солнца такие инверсии обычно разрушаются в зимнее время. Радиационные инверсии могут простираться вверх на несколько сотен метров (иногда на 1-1,5км) и удерживаться в течении нескольких суток или даже недель.

· Адвективная – образуется при адвекции – перемещении ТВ по холодной ПП при этом нижние слои воздуха охлаждаются, что в результате приводит к турбулентности и адиабатическому понижению температуры. ХВ перемещается в более высокие слои, поэтому в слое трения температура с высотой понижается, выше слоя трения, где турбулентность резко убывает, отмечается рост температуры с высотой, т.е. слой инверсии

Адвективная инверсия образуется на высоте несколько сотен метров, их вертикальная мощность несколько десятков метров, они обычно образуются в холодное время года.

· Инверсия сжатия (оседания) образуется в области высокого давления (Az), в результате опускания вышележащих слоев воздуха и их адиабатическим нагревом. В стандартной атмосфере Y=1 C⁰/100м.

Опускающийся нагретый воздух не распространяется до самой земли, а растекается на некоторой высоте образуя слой с повышеной температурой. Инверсии сжатия имеют большую горизонтальную протяженность, образуются на высоте 1-3 км, толщина несколько сотен метров.

· Фронтальная инверсия. Образуется на атмосферных разделах, которые являются переходными слоями между теплыми и холодными массами воздуха, этот переходный слой называется фронтальной поверхностью, которая и представляет собой слой инверсии.

Фронтальная инверсия располагается под углом к поверхности Земли и всегда наклонена в сторону ХВ, толщина фронтальной инверсии 200-300 м в нижней тропосфере и 1-2 км в верхней тропосфере. Высота слоя инверсии над данным пунктом зависит от расстояния между этим пунктом и линией фронта у земли.

Слои инверсии и изотермии яв-ся задерживающими слоями и с ними связаны условия погоды затрудняющие полеты:

· Под слоями инверсии задерживаются восходящие движения воздуха, что приводит к скоплению водяного пара, различных твердых частиц ухудшающих видимость, образуются туманы и волнистообразные облака.

· Со слоями инверсии связаны резкие изменения направления и скорость ветра над и под ними, что может привести к образованию опасных сдвигов ветра в приземном слое.

· На слоях инверсии образуются волны, по этому при полете в этих слоях наблюдается болтанка ВС

· Особенно важно определить положение на маршруте в облаках изотермы 0⁰, -10⁰ и -20⁰. Зона между изотермами 0 и -20 укажет на область возможного обледенения, а зона между изотермами 0 и -10 – на область наиболее вероятного обледенения самолета.

· На слоях инверсии образуются волны, поэтому при полете в этих слоях наблюдается болтанка ВС, волнистообразные облака.

4. Температура воздуха. Характеризует степень нагретости воздуха. Для количественной оценки используются различные шкалы (Цельсия, кельвина, фаренгейта). Измеряется с помощью термометров.

Цельсия: t⁰ С = T - 273.

Кельвина: T = 273 + t⁰ С

Фаренгейта: t⁰ F = (5/9 * t⁰ С) + 32

t⁰ С = 5/9 *(t⁰ F – 32)

Основные процессы приводящие к передаче тепла от ПП к окружающему воздуху: термическая конвекция – вертикально направленные восходящие и нисходящие потоки воздуха, которые образуются за счет неравномерного прогрева ПП, термическая конвекция может распространятся до верхней границы тропосферы (11км). динамическая турбулентность – завихрения, водоворот. Беспорядочные восходящие и нисходящие вихри возникающие из-за трения воздуха при его движении по неровной ПП. Турбулентный обмен тепла происходит в приземном слое до высоты 1-1,5 км. Излучение (радиация) – передача тепла лучистым путем от земной поверхности. Излучаемые тепловые лучи нагревают приземный воздух, нагретые слои в свою очередь излучают тепло менее нагретым слоям и т.д. Земля вследствие потери тепла охлаждается. Передача тепла (холода) за счет радиации распространяется до озонового слоя (25-28 км). Летом ночью, а зимой в течение суток земля выхолаживается и становится источником холода. Теплопроводность – обмен теплом при непосредственном соприкосновении земной поверхности и воздуха, когда тепловая энергия переходит от одной молекулы к другой. Теплопроводность осуществляется примерно на 1 м.

Влажность воздуха - определяется содержанием водяного пара в атмосфере и выражается с помощью следующих основных характеристик.

Абсолютная влажность - это 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. Относительная влажность - 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% - воздух умеренной влажности. При повышении относительной влажности наблюдается снижение облачности, ухудшение видимости. Температура точки росы - это 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. Дефицит показывает насколько градусов надо охладить воздух, чтобы содержащийся в нем пар достиг состояния насыщения. При дефицитах точки росы 3-4° и менее воздушная масса у земли считается влажной, а при 0-1° часто возникают туманы.

Основным процессом, приводящим к насыщению воздуха водяным паром, является понижение температуры. 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 нашей планетой. Основное влияние влажности на работу авиации сказывается через облачность, осадки, туманы, грозы, обледенение.

5. Атмосферное давление воздуха - это сила, действующая на единицу горизонтальной поверхности в 1см и равная весу воздушного столба, простирающегося через всю атмосферу. Изменение давления в пространстве тесно связанно с развитием основных атмосферных процессов. В частности неоднородность давления по горизонтали является причиной течений воздуха. Величина атмосферного давления измеряется в мм рт.ст. миллибарах и гектопаскалях. Между ними есть зависимость:1 гПа = 1 мб=0,75 мм рт.ст. 1 мм рт.ст. = 1,33 мб=1,33 гПа 760 мм рт.ст. = 1013,25 гПа. Атмосферное давление убывает с высотой.

Плотность воздуха - это отношение массы воздуха к объему, который он занимает.

Плотность воздуха представляет собой отношение массы воздуха к его объему. Такую плотность называют массовой плотностью. Из уравнения состояния идеального газа ρ= P/RT, где R-газовая постоянная, P-атмосферное давление воздуха, T - температура газа. То есть плотность воздуха прямо пропорциональная давлению, и обратно пропорциональна температуре воздуха. Кроме этого плотность зависит и от влажности воздуха, то есть от содержания в воздухе водяного пара. Т.к. водяной пар входящий в состав воздуха является газом менее плотным, чем сухой воздух, то при наличии водяного пара, в атмосфере плотность влажного воздуха будет всегда меньше плотности сухого воздуха. С высотой плотность резко убывает, это объясняется уменьшением по мере подъема давлением, которое оказывает большое влияние на изменение плотности, чем наблюдаемое понижение с высотой температуры. Влияние давления и плотности воздуха на работу авиации. Так как в полете высота эшелона выдерживается по барометрическому высотомеру, т.е. полет происходит при постоянном давлении, то фактически полет осуществляется по изобарической поверхности. Неравномерное по высоте залегание изобарических поверхностей приводит к тому, что высота полета самолета вдоль заданного эшелона будет меняться в зависимости от изменения высоты изобарической поверхности, вдоль которой летит самолет. При полетах на малых высотах, где барическая ступень равна примерно 11м, показания барометрического высотомера на расстоянии в несколько сот километров может изменятся (при неизменной высоте полета) на 120-240 м, а иногда и больше. От плотности воздуха зависят режимные характеристики полета самолета, сама же плотность зависит от температуры и давления воздуха. Влияние температуры на плотность обратно пропорционально её величине, влияние атмосферного давления на плотность прямо пропорционально. С увеличением (ростом) давления, увеличивается и плотность воздуха, а следовательно, увеличивается и скоростной напор. С уменьшением давления скоростной напор уменьшается. Изменение скоростного напора вызывает изменение тяги двигателя, подъемной силы, лобового сопротивления и, следовательно, горизонтальной и вертикальной скоростей самолета. Длина пробега и посадочной дистанции обратно пропорциональна плотности воздуха и следовательно, температуре. Уменьшение температуры на 15°С уменьшает на 5% длину пробега и взлетной дистанции.Повышение температуры воздуха на больших высотах на 10⁰ приводит к понижению практического потолка самолета на 400-500 м.

6. Кривая стратификации -линия, характеризующая изменение температуры с высотой, строится по значениям температуры и давления.

Наглядное представление о распределении температуры по вы­сотам дает график температурной стратификации. Наклон кривой влево соответствует нормальному падению температуры с высотой (у>0); наклон кри­вой вправо - слой инверсии (у<0); если кривая идет вер­тикально вверх (у = 0) - слой изотермии.

Линии одинаковых температур называются изотермами.

7. Кривая состояния -линия, характеризующая измене­ние температуры поднимающегося воздуха с высотой.

Кривая точки росы — линия распределения точки росы с высотой, характеризующая влажность воздуха на различных высо­тах. Она строится по данным давления и точки росы. Полученные точки соединяются штриховой черной линией.

 

 

12345678Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: