Что должен знать и уметь оператор коптера. Часть 3. Основы авиационной метеорологии и аэродинамики. Пособие

Что должен знать и уметь оператор коптера

Часть 3. Основы авиационной метеорологии и аэродинамики. Пособие

Составитель Л. В. Спаткай

© Л. В. Спаткай, составитель, 2025

ISBN 978-5-0068-4329-5 (т. 3)

ISBN 978-5-0068-2049-4

Создано в интеллектуальной издательской системе Ridero

Список сокращений

Основы авиационной метеорологии

Метеорология – это наука о физических процессах и явлениях в атмосфере Земли и их взаимодействии с земной поверхностью и космической средой. Термин «метеорология» произошел от двух греческих слов: «метеор», что означало всякое небесное явление (движение звезд, облаков и т.п.), и «логос» – изучение, познание.

Развитие метеорологии как науки привело к оформлению ее отдельных крупных разделов в самостоятельные научные дисциплины, среди которых сформировалась прикладные дисциплины – авиационная метеорология, агрометеорология, морская метеорология и др.

Авиационная метеорология – наука, изучающая влияние метеорологических факторов на деятельность авиации, разрабатывающая теоретические основы и практические вопросы метеорологического обеспечения полетов.

Главная задача авиационной метеорологии как науки – обеспечение безопасности, регулярности и экономической эффективности полетов ЛА. Полеты ЛА без метеорологической информации невозможны.

Кроме того, физические характеристики атмосферы (метеорологические элементы), такие как плотность, температура, давление и влажность воздуха, а также сила ветра оказывают влияние на летно-технические характеристики ЛА и безопасность полетов.

В этой связи операторы БЛА должны знать основы авиационной метеорологии, уметь анализировать метеорологические элементы, прогнозировать погоду на период выполнения полетов, определять опасные явления погоды (ОЯП) и знать как действовать при непреднамеренном попадании в сложные метеорологические условия (СМУ) и ОЯП.

1. Состав и строение атмосферы

Атмосфера – газовая оболочка Земли, представляющая собой механическую смесь газов и коллоидных примесей (пыли, кристаллов, капелек). Данная смесь газов называется воздухом.

Атмосфера участвует суточном и годовом вращении Земли.

Вертикальная протяженность атмосферы составляет 60—70 млн. м. Резкой верхней границы атмосферы не существует, она постепенно переходит в межпланетную среду.

Общая масса атмосферы приближенно оценивается в 5,15·1018 кг, что составляет примерно одну миллионную массы Земли.

Примерно 50% всей массы атмосферы заключено в слое от земной поверхности до высоты 5 тыс. м, 75% – до высоты 10 тыс. м, 95% – до 20 тыс. м, около 99,9% – до высоты 100 тыс. м.

Плотность воздуха, т.е. количество его массы в единице объема, уменьшается с высотой. На уровне моря она составляет в среднем 1270—1300 г/м3, на высоте 20 тыс. м – около 90 г/м3 и на высоте 100 тыс. м – лишь около 1 мг/м3. На верхней границе атмосферы плотность воздуха приближается к плотности вещества, заполняющего межпланетное пространство.

Незначительная толщина основного (по массе) слоя атмосферы по сравнению с ее горизонтальной протяженностью приводит к тому, что вертикальные масштабы наблюдаемых в атмосфере явлений и процессов оказываются значительно меньше горизонтальных: воздушные массы, циклоны и антициклоны, фронтальные поверхности по горизонтали занимают области в сотни и тысячи километров, а по вертикали распространяются лишь на несколько километров.

До высоты 100 тыс. м состав атмосферы не меняется, так как разделению газов препятствует непрерывное турбулентное движение воздуха. Этот слой называется гомосферой (однородный). Непостоянным является только содержание углекислого газа, водяного пара и пыли. Содержание углекислого газа в нижних слоях атмосферы постоянно увеличивается за счет сжигания топлива и жизнедеятельности фауны. Пыль поступает в атмосферу и с поверхности земли (заводы, степи, пустыни, вулканы) и из космоса. Космическая пыль образуется главным образом при сгорании метеоров. Ежедневно на Земле выпадает 1000 т космической пыли.

Выше 100 тыс. м расположена гетеросфера (неоднородный слой). Здесь под действием ультрафиолетовой радиации Солнца молекулы газа расщепляются на атомы. Состав воздуха по высоте значительно изменяется. Давление и плотность воздуха с высотой быстро уменьшаются.

По решению Международного геодезического и географического союза, принятого в 1951 г., атмосфера по характеру изменения температуры с высотой и другим физическим свойствам подразделяется на пять слоев:

Тропосфера (от греч. tropos – поворот, изменение) – слой атмосферы, непосредственно прилегающий к Земле. Ее высота колеблется в пределах от 7 тыс. м над полюсами до 16—18 тыс. м над экватором. Средняя высота этого слоя составляет 11 тыс. м. В тропосфере сосредоточено около 80% всей массы воздуха атмосферы. В этом слое температура понижается на 0,65°С на каждые 100 м.

Тропосферу называют «фабрикой погоды», т.к. только в этом слое наблюдаются метеорологические явления.

Стратосфера (от лат. stratum – слой) простирается до высоты 50—55 тыс. м. В стратосфере сосредоточено около 20% массы атмосферы. До высоты 20—25 тыс. м температура остается постоянной – -56,5°С, а затем повышается на 1—2°С на каждые 1000 м и на верхней границе стратосферы приближается к 0°С. Повышение температуры объясняется активным образованием озона под влиянием ультрафиолетовой радиации Солнца.

Вследствие незначительного содержания водяного пара в стратосфере облака не образуются, за исключением изредка возникающих перламутровых облаков, состоящих из мельчайших переохлажденных капелек воды. Ветры преобладают западные, летом выше 20 тыс. м происходит переход к восточным ветрам.

В нижние слои стратосферы могут из верхней тропосферы проникать вершины кучево-дождевых облаков. Также в нижних слоях существуют струйные течения шириной в сотни километров, имеющие скорость 150—500 км/ч.

Мезосфера (от греч. mesos – средний, промежуточный) расположена над стратосферой и простирается до высоты 80—90 тыс. м. Температура в этом слое уменьшается в среднем на 3°С на 1000 м и достигает значений около -90°С.

В мезосфере наблюдаются красивые серебристые облака, состоящие из ледяных кристаллов.

Термосфера (от греч. terme – теплота, жар) – слой атмосферы от 80 тыс. м до 450 тыс. м. Температура здесь резко увеличивается с высотой и на верхней границе термосферы может составлять 700—800°С. Но так как плотность воздуха на этих высотах очень мала, то высокие температуры не вызывают нагревания находящегося там тела. Излучение Солнца вызывает ионизацию и диссоциацию молекул воздуха в верхнем слое термосферы, поэтому этот слой называют ионосферой. В ионосфере происходят полярные сияния.

Экзосфера (от греч. exo – вне, наружу) – сфера рассеивания, переходящая в межпланетное пространство. Она мало изучена, верхняя ее граница точно не установлена. Условно за верхнюю границу приняты высоты 2—3 млн м, где плотность воздуха в 16·1017 раз меньше, чем у Земли. Температура здесь возрастает до 20000°С.

На верхней границе экзосферы атмосфера плавно переходит в космическое пространство.

Между слоями в атмосфере существуют переходные слои в 2—3 тыс. км, называемые паузами (тропопауза, стратопауза и так далее).

Тропопауза – переходной слой между тропосферой и стратосферой толщиной от нескольких сот метров до 1—2 тыс. м. За нижнюю границу тропопаузы принимается высота, где падение температуры с высотой сменяется ровным ходом температуры, повышением или замедлением падения с высотой.

Высота тропопаузы зависит от температуры тропосферного воздуха, т.е. от широты места, времени года, характера синоптических процессов (в теплом воздухе она выше, в холодном ниже).

В тропосфере различают три слоя:

Пограничный (слой трения) – от поверхности Земли до 1000—1500 м. В этом слое сказывается тепловое и механическое воздействие земной поверхности. Наблюдается суточный ход метеоэлементов.

Нижняя часть пограничного слоя толщиной до 600 м называется «приземным слоем». Здесь сильнее всего сказывается влияние земной поверхности, вследствие чего такие метеорологические элементы, как температура, влажность воздуха, ветер испытывают резкие изменения с высотой.

Характер подстилающей поверхности в значительной степени определяет погодные условия приземного слоя.

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.

Средний (свободная атмосфера) располагается от верхней границы пограничного слоя и простирается до высоты 6000 м. В этом слое почти не сказывается влияние земной поверхности, а погодные условия определяются в основном атмосферными фронтами и вертикальными конвективными токами воздуха.

Верхний слой лежит выше среднего и простирается до тропопаузы.

2. Стандартная атмосфера

Реальная атмосфера очень изменчива, поэтому для проектирования, испытания и эксплуатации ЛА используются параметры «стандартной атмосферы».

Стандартная атмосфера (СА) – это предположительное вертикальное распределение температуры, давления, плотности воздуха и других геофизических характеристик, которое по международному соглашению представляет среднегодовое и среднеширотное состояние атмосферы. Ее основные параметры:

атмосфера на всех высотах состоит из сухого воздуха;

нулевая высота («земля») – средний уровень моря, на котором давление воздуха 760 мм рт. ст. или 1013,25 ГПа;

температура +15°С;

плотность воздуха 1,225кг/м3;

граница тропосферы – на высоте 11 000 м;

вертикальный градиент температуры постоянен и равен 0,65°С на 100 м;

в стратосфере, т.е. выше 11 000 м, температура постоянная: -56,5°С;

ускорение свободного падения – 9,8 м/с2;

скорость звука – 340 м/с;

ветер отсутствует.

3. Состав атмосферы

Реальная атмосфера – это механическая смесь газов, которые можно разделить на основные газовые составляющие и малые газовые составляющие. К первым относятся азот и кислород. Ко вторым – водяной пар, аргон, углекислый газ, неон, гелий, водород, ксенон, озон.

В среднем в составе атмосферы содержится (по объему) 78% азота, 21% кислорода, 0,93% аргона, 0,03% углекислого газа. На долю других газов приходится примерно 0,04%.

Кроме газов, в состав реальной атмосферы входят твердые и жидкие примеси – аэрозоли естественного и антропогенного происхождения (пыль, частицы дыма, капли и кристаллы облаков, микроорганизмы и т.д.).

Водяной пар, углекислый газ, озон являются парниковыми газами, активными в радиационном и химическом отношении. Их содержание в атмосфере существенно изменяется в различных районах земного шара, поэтому эти газы называют переменными газовыми составляющими.

Содержание водяного пара в атмосфере по объему колеблется от значений, близких к 0, до 5%. На широте 70° с. ш. среднее объемное содержание водяного пара 0,2%, на экваторе – 2,6%.

Содержание углекислого газа в Арктике и Антарктике – 0,02%, в промышленных районах – в два раза больше.

Объемное содержание озона в атмосфере составляет 10—5%.

Общее содержание озона в атмосфере, если его привести к давлению 1013 гПа и температуре 0° C (приведенная толщина), колеблется от 1 до 6 мм (в среднем 3 мм). Средняя приведенная толщина слоя кислорода – 1500 м, азота – 6000 м.

4. Основные метеоэлементы и явления погоды, определяющие условия полета

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: