Энциклопедия авиации. Главный редактор: Г. П. Свищёв. Издательство: Москва, «Большая Российская Энциклопедия»



жүктеу 38.77 Mb.
бет14/170
Дата12.06.2016
өлшемі38.77 Mb.
1   ...   10   11   12   13   14   15   16   17   ...   170

Е. Г. Харин


астронавигация (от греческого {{á}}stron — звезда и навигация) летательных аппаратов — раздел навигации летательного аппарата, рассматривающий принципы построения астронавигационных систем и методы их использования для навигации летательных аппаратов, а также совокупность операций по определению в полёте положения летательного аппарата относительно земной поверхности с помощью астрономических средств и методов. Достоинства А. — автономность работы и независимость погрешностей астронавигационных систем от продолжительности полёта, Недостаток — зависимость от метеоусловий.

атака цели — этап боевой операции самолёта (группы самолётов), состоящий из действий, направленных непосредственно на поражение цели. В общем случае включает боевое маневрирование для выхода в зону возможных пусков оружия, слежение за целью информационными средствами для измерения её текущих координат, пуск оружия, управление полётом оружия на траектории или его информационную поддержку. Начинается атака, как правило, с момента окончания режима распознавания цели бортовыми информационными средствами (см. Прицельно-навигационная система), если самолёт при этом оказался в зоне возможных атак. В противном случае её начало должно быть отнесено к моменту входа в эту зону. При использовании оружия, запускаемого без информационного контакта с целью, атака может начинаться с подготовительных операций в заранее выбранной точке маршрута. После атаки может вновь осуществляться поиск целей или самолёты могут перестраиваться для возвращения на базу.

Состав действий во время атаки существенно определяется типом атакуемой цели



(воздушной, наземной, надводной и т. д.) и особенностями применяемого оружия. Например, при использовании ракет с полуактивными головками самонаведения или ракет с командным наведением атака может завершиться лишь после окончания наведения ракеты. При этом самолёт вынужден маневрировать таким образом, чтобы не сорвать наведение. Применение ракет с активными головками самонаведения позволяет прекратить атаку сразу после пуска ракеты. Атака является наиболее напряжённым этапом боевой операции как с точки зрения функциональной загрузки экипажа, так и по числу одновременно функционирующих бортовых систем и в наибольшей степени определяет успех всей боевой операции,

А. С. Исаев.

атмосфера Земли (от греческого atm{{ó}}s — пар и sph{{á}}ira — шар) — газовая (воздушная) среда вокруг Земли, которая вращается вместе с Землёй как единое целое. А. состоит из воздуха — азота, кислорода и незначительных количеств другие газов (см. таблицу). По характеру изменения с высотой основных физических свойств и состава воздуха А. подразделяют на несколько слоев (см. рис.). В слое А. до высоты 100—110 км происходит сильное перемешивание газов и её состав мало меняется. Этот слой называется гомосферой (или турбосферой). Выше расположен слой А., который называют гетеросферой. Переходный слой между ними носит название турбопаузы. По характеру изменения температуры с высотой выделяют слои: тропосфера (высота от 0 до 11 км) — характеризуется понижением температуры воздуха с высотой; стратосфера (11—50 км) — наблюдается рост температуры; мезосфера (50—85 км) — понижение температуры с высотой; термосфера (85—800 км) — опять рост температуры. Выше термосферы расположена экзосфера, характеризующаяся высокой степенью разреженности воздуха и его «ускользанием» в космическое пространство. Границы слоев в значительной степени условны, меняются в зависимости от времени и места и представляют собой переходные слои толщиной от несколько сот метров до несколько км и носят название тропопауза, стратопауза, мезопауза и термопауза. Основываясь на других характеристиках воздуха, в А. можно выделить и другие слои. Например, поглощая ультрафиолетовую радиацию, кислород О2 диссоциирует (распадается) на атомы. С высотой возрастает доля диссоциированного кислорода, который, взаимодействуя с О2, образует озон О3. Максимальная концентрация озона наблюдается на высоте 25—28 км в стратосфере. Область А. между 10 и 50 км иногда называется озоносферой. Здесь в значительной степени поглощается ультрафиолетовая часть солнечного спектра, губительная для биологических форм жизни на Земле. Ультрафиолетовая солнечная радиация является главным фактором нагревания воздуха в стратосфере. Важную роль в формировании структуры и терминального режима А. играют озон О3, углекислый газ СО2 и водяной пар. Содержание углекислого газа меняется в связи с жизнедеятельностью растений, индустриальными загрязнениями, газообменом между А. и океаном. Углекислый газ слабо поглощает коротковолновую солнечную радиацию, но задерживает длинноволновое (тепловое) излучение земной поверхности, которое и является основным источником поступления теплоты в А., и значительно уменьшает теплоотдачу Земли в космическое пространство, создавая так называем парниковый эффект. Солнечная радиация, приходящая в А., частично поглощается содержащимися в ней водяным паром, озоном и аэрозолями, рассеивается в А., а частично отражается от земной поверхности; основная доля солнечной радиации поглощается поверхностью Земли. Преобладающая масса водяного пара сосредоточена в тропосфере, где его содержание сильно меняется из-за колебаний температуры. Здесь происходят основные процессы, определяющие погоду. В различных широтах над поверхностью океана, суши, снега и льда образуются тёплые и холодные воздушные массы с переходными зонами — атмосферными фронтами. В условиях преобладающего в тропосфере падения температуры с высотой восходящие потоки воздуха (в особенности на фронтах) образуют облака и атмосферные осадки всех видов. Развиваются крупномасштабные вихри; внетропические циклоны и антициклоны, вихри меньшего масштаба — тропические циклоны (ураганы и тайфуны), мелкомасштабные вихри, разрушительные смерчи. Атмосферная циркуляция в тропосфере связана главным образом с распределением температуры, атмосферного давления и влиянием отклоняющей силы вращения Земли. В циркуляции А. в тропиках участвуют пассаты — ветры нижней тропосферы, направленные от субтропических широт обоих полушарий в сторону экватора. Зона встречи пассатов обоих полушарий носит название внутритропической зоны конвергенции. В умеренных широтах преобладают западные воздушные потоки. В верхней тропосфере вблизи тропопаузы в зонах большой неоднородности полей метеорологических элементов образуются тропосферные струйные течения — относительно узкие воздушные потоки большой горизонтальной протяжённости со скоростями ветра более 100 км/ч.

На формирование климата влияют количество солнечной радиации, поступающей в соответствующие широтные зоны Земли, особенности подстилающей поверхности (континент, море, ледник, пустыня и т. д.) и циркуляция А. Результаты многолетних наблюдений климатических характеристик приземного слоя А. учитываются при изыскании, проектировании, строительстве и эксплуатации аэродромов. Сведения о режиме ветра позволяют, например, определить необходимые размеры аэродрома, число и расположение взлётно-посадочных полос. Климатология, данные об облачности, метеорологической дальности видимости, высотах снежного покрова, гололёда, температуре, давлении, влажности воздуха важны для оценки лётно-метеорологических условий каждого аэродрома.

Данные о приземной А. обеспечивает сеть метеорологических станций. Аэрологическое зондирование до высоты 20—30 км проводится с помощью радиозондов. Метеорологические радиолокаторы и искусственный спутник Земли (см. Метеорологические приборы и оборудование) дают необходимые авиации сведения об облачности, осадках, атмосферной турбулентности.

С 1950 х гг. началась разработка методов искусственного воздействия на некоторые процессы в тропосфере. Наиболее доступно рассеяние переохлажденных туманов (температура ниже 0{{°}}С) и низкой облачности над аэродромами, взлётно-посадочными полосами введением льдообразующих реагентов (твёрдая углекислота, пропан). Проводится защита от градобитий введением некоторых реагентов (например, йодистое серебро АgI) в градоносные кучевые облака с помощью ракет и зенитных снарядов.

Полёты современных летательных аппаратов происходят вблизи тропопаузы, которая чётко выражена на экваторе и в тропиках. У полюсов тропопауза выражена хуже, зимой нередко размывается, В субтропиках наблюдаются разрывы тропопаузы, обычно сопровождающиеся сильными струйными течениями. С развитием авиации и космонавтики возрастает практическое значение исследований высоких слоев атмосферы для разработки методов метеорологического обеспечения полётов летательных аппаратов в верхней А., т.е. слоев, расположенных выше тропопаузы.

Режим температуры и ветра в стратосфере летнего полушария определяется областью тёплого воздуха и антициклоном с центром у полюса, образование которых обусловлено поглощением ультрафиолетовой солнечной радиации в верхней части озоносферы в условиях полярного дня. В нижней стратосфере температура мало меняется, а выше 25 км возрастает с высотой. В районе стратопаузы (на высоте около 50 км) летом температура поднимается до 10{{°}}С. Преобладают восточные ветры, скорости которых растут от полярных к средним широтам, достигая 50 м/с. Распределения температуры, плотности, давления и ветра в стратосфере относительно устойчивы лишь летом и подвергаются сильным и внезапным изменениям зимой и в переходные сезоны. В стратосфере зимнего полушария (вследствие радиационного охлаждения) формируются область холода и циклон с центром над полюсом. Область холодного воздуха с температурой около -80{{°}}С в полярных районах расположена на высоте около 25 км. Выше температура возрастает до максимума на высоте около 50 км. В области циклона преобладают сильные западный ветры, максимальные скорости которых на высоте более 40—50 км могут превышать 100 м/с. Зимой происходят внезапные стратосферные потепления, при которых температура может превосходить летний максимум. Эти возмущения (причина которых полностью не выяснена) носят динамический характер. Основной причиной зимних стратосферных потеплений считается влияние крупномасштабных возмущений тропосферы. Зимой в Северном полушарии при стратосферных потеплениях может происходить полная перестройка зимней циркуляции с замещением области холода и циклона над Северным полюсом областью тепла и антициклоном. В Южном полушарии таких перестроек не происходит, что связано с большой интенсивностью зимнего полярного циклона над Антарктикой в тропосфере и стратосфере.

Температура зимой в верхней мезосфере, особенно в полярных районах, выше, чем летам. Летом в мезосфере в зонах, расположенных от 40{{°}}широты к полюсам, на высоте 70—94 км образуются так называем серебристые облака. Стратосферная циркуляция представляет единую систему на высоте около 25 км и до мезопаузы.

Выше мезопзузы, начиная с высоты около 85 км, расположена термосфера. Кинетическая температура А., определяемая тепловым движением молекул воздуха, возрастает в термосфере до высоты около 250 км. Выше рост температуры замедляется (область изотермии). При этом, как показали данные торможения искусственный спутник Земли, в годы максимума 11 летнего цикла солнечной активности, по сравнению с годами её минимума, температура в области изотермии может возрастать на 1000 К. Выше турбопаузы, расположенной на высоте около 110 км, начинается гетеросфера, где молекулярное перемешивание преобладает над турбулентным и происходит изменение состава А. Выше 160 км каждый компонент А. имеет свой вертикальный профиль распределения согласно барометрической формуле. Поэтому концентрация лёгких газов падает с высотой медленнее, чем тяжёлых, и происходит увеличение относительного содержания лёгких газов в А. В результате диссоциации увеличивается содержание атмосферного кислорода, особенно интенсивно поглощающего ультрафиолетовую радиацию Солнца, что способствует росту температуры с высотой. На высоте от 0,2 до 40 тысяч км располагаются радиационные пояса Земли, в которых магнитное поле Земли удерживает заряженные частицы. Взаимодействие корпускулярного излучения Солнца (так называемого солнечного ветра) с магнитным полем Земли формирует её магнитосферу.

При сильных солнечных вспышках или интенсивных корпускулярных потоках возникают полярные сияния, деформация магнитосферы, возмущения ионосферы, магнитные бури. Во время солнечных вспышек создаётся опасность радиационного облучения экипажей пилотируемых космических кораблей и сверхзвуковых летательных аппаратов при полёте в стратосфере. Для принятия своевременных мер обеспечения безопасности полётов составляются долгосрочные, краткосрочные и оперативные прогнозы солнечного корпускулярного излучения. См. также статью Международная стандартная атмосфера.

С. С. Гайгеров.

Таблица — Состав сухого воздуха в нижней атмосфере Земли (гомосфсре)




Газ


Объёмное содержание


Азот (N2)


78,084000


Кислород (O2)


20,947600


Аргон (Аr)


0,934000


Углекислый газ (CO2).


0,031400*


Неон (Ne)


1,818*10-6


Гелий (Не)


524,0*10-6


Криптон (Kr)


114,0*10-6


Ксенон (Xe)


8,7*10-6


Водород (H2)


50,0*10-6


Оксид азота (N2O)


50,0*10-6


Метан (CH4)


200*10-6


Озон (O2)


Летом до 7,0*10-6




Зимой до 2,0*10-6


Сернистый ангидрид (SO3)


До 100*10-6


Диоксид азота (NO2)


До 2,0*10-6


Йод (I2)


До 1,0*10-6


* Содержание газа может существенно меняться в зависимости от места и времени.

атмосферная турбулентность — одно из характерных свойств атмосферы Земли, состоящее в беспорядочном изменении давления, температуры воздуха, скорости и направления ветра (см. Турбулентность). Турбулентный режим способствует тепло- и влагообмену в атмосфере Земли; наблюдается в пограничном слое атмосферы, простирающемся над равнинами умеренных широт до высоты 1 км. Турбулентность обусловлена топографической неоднородностью поверхности Земли, её теплофизическими свойствами, приводящими к неравномерному и пространстве нагреванию (охлаждению), особенностями вертикальных профилей температуры и скорости воздушных потоков (см. Вертикальный разрез атмосферы). На высоте 50—150 м наблюдаются значительные вертикальные градиенты скорости ветра (см. Сдвиг встра), порождающие динамическую турбулентность, или большие вертикальные градиенты температуры (летом), вызывающие термическую турбулентность. В этих условиях наблюдаются сильные горизонтальные и вертикальные порывы ветра, существенно влияющие на взлёт и посадку летательных аппаратов (см. Атмосферное возмущение). В свободной атмосфере (над пограничным слоем) воздушные течения, особенно в ясном небе в верхней тропосфере, могут быть также турбулизированными в областях струйных течений, где наблюдаются большие вертикальные градиенты скорости. Интенсивная А. т. вызывает болтанку летательного аппарата. Вероятность турбулентности при ясном небе в умеренных широтах составляет 10%, в том числе сильной около 0,4%, в нижней стратосфере до высоты 20—25 км — соответственно 1 и 0,05%. Толщина турбулентных зон тропосферы во много раз меньше горизонтальных размеров; в 80% случаев толщина не более 1000 м, а горизонтальные размеры меньше 150 км, в нижней стратосфере — соответственно 300 м и 80 км. Эти зоны всегда имеют резкие границы.

Развитие А. т. обусловлено динамическими и термическими причинами. Воздушное течение часто характеризуют безразмерной величиной, так называем числом Ричардсона:

{{формула}}

где g — ускорение свободного падения, Т — абсолютная температура, {{γ}}a — адиабатический вертикальный градиент температуры (равный 0,01 К/м), {{γ}} — наблюдаемый вертикальный градиент температуры, {{β}} — вертикальный градиент средней скорости ветра (с учётом поворотов ветра в слое с высотой). Чаще всего турбулентность наблюдается при значениях Ri < 1/4.

Возникновение А. т. связано с потерей гидродинамической устойчивости потока и генерацией волновых возмущений, потерей устойчивости и вырождением волновых возмущений, генерацией турбулентности и диссипацией турбулентной энергии в теплоту. Знание характеристик А. т. необходимо для решения многих теоретических и практических задач в авиации.

Лит.: Монин А. С., Яглом А. М., Статистическая гидромеханика, ч. 1—2. М., 1965—67; Турбулентность в свободной атмосфере, 2 изд.. Л., 1976.

Н. З. Пинус.

атмосферная циркуляция — система крупномасштабных воздушных течений над земным шаром или полушарием. А. ц. обусловлена неоднородным распределением температуры и атмосферного давления, возникновением так называемого барического градиента; получаемая энергия А. ц. расходуется на трение, но непрерывно пополняется за счёт солнечной радиации. Направление воздушных течений определяется барическим градиентом, вращением Земли, влиянием подстилающей поверхности.

В тропосфере к А. ц. относятся пассаты, муссоны, воздушные течения, связанные с циклонами и антициклонами, в стратосфере — преимущественно зональные воздушные течения (западный — зимой и восточный — летом). Перенося воздух, а с ним теплоту и влагу из одних широт и регионов в другие, А. ц. является важнейшим климатообразующим фактором.

В нижней тропосфере тропической зоны преобладает циркуляция, вызываемая пассатами — устойчивыми ветрами: северо-восточным — в Северном полушарии и юго-восточным — в Южном полушарии (наблюдаются в течение круглого года в среднем до высоты 4 км). Над областью пассатов в средней и верхней тропосфере преобладают западный воздушные течения. Над некоторыми участками тропической зоны, в особенности в бассейне Индийского океана, преобладает режим муссонной циркуляции {зимний муссон совпадает с пассатом, летний муссон обычно имеет противоположное направление). В тропосфере умеренных широт на перифериях субтропических антициклонов обоих полушарий преобладает западный перенос. В нижней части тропосферы полярных районов преобладают восточные ветры. В средних широтах, в зоне больших горизонтальных градиентов температуры и давления, возникают тропосферные фронтальные зоны, струйные течения, циклоны и антициклоны, которыми осуществляется межширотный воздухообмен. А. ц. в тропиках также не является изолированной от внетропической циркуляции. Частое и интенсивное развитие циклонов и антициклонов внетропических широт приводит к образованию климатических областей низкого и высокого давления, которые хорошо выражены на многолетних картах атмосферного давления. Высокие циклоны и антициклоны простираются в верхнюю тропосферу и нижнюю стратосферу, однако в среднем вследствие общего согласованного убывания давления и температуры от низких к высоким широтам в этой части атмосферы преобладает западный перенос. Выше 20 км А. ц. носит сезонный муссонный характер, что обусловлено радиационным балансом стратосферы. Следствием этого является преобладание летом восточного, а зимой западного воздушного течения. Термин «А. ц.» применим также к атмосферным движениям, возникающим над небольшими площадями земной поверхности (местная циркуляция), — береговым ветрам (бризам), горно-долинным ветрам и т. п.

С. С. Гайгеров.

атмосферное возмущение в динамике полёта — перемещение воздушных масс, вызывающее изменение параметров движения летательного аппарата (для космических летательных аппаратов за А. в. принимают также отклонение значений плотности воздуха по трассе и высоте полёта от принятых в расчётах). Различают следующие типы А. в., отличающиеся временными характеристиками, — ветер, воздушный порыв, сдвиг ветра и атмосферная турбулентность (см. также Болтанка).

Ветер как А. в. рассматривается обычно в навигационных задачах, в которых учитывается, например, действие струйных течений. Действие ветра может создать расчётный случай при выборе размеров органов управления летательного аппарата. Например, их размер должен обеспечивать балансировку при взлёте, заходе на посадку и посадке при заданных в требованиях к самолёту скоростях бокового и попутного ветра.

Воздушный порыв (ВП)—изменение скорости ветра (или воздушного потока) за относительно небольшое время (обычно до 10 с), меньшее, чем время затухания основного вида возмущённого движения летательного аппарата. Воздушные порывы, как правило, задаются в связанной системе координат, поэтому ВП разделяют на продольный, боковой и вертикальный. В расчётах ВП характеризуется профилем скоростей и максимальным значением скорости порыва. Обычно рассматриваются ступенчатый или градиентный профили ВП (см. рис.).

ВП, действуя на летательный аппарат, вызывает изменение воздушной скорости, угла атаки и угла скольжения, приводя к изменению аэродинамических нагрузок на конструкцию и к возникновению возмущенного движения летательного аппарата, характеристики которого должны удовлетворять определенным требованиям. Например, по «Нормам летной годности гражданских самолётов СССР» требовалось, чтобы при действии на самолёт на крейсерском режиме полёта ступенчатого восходящего ВП с заданной скоростью угол атаки самолета не превосходил допустимый. Кроме того, воздействие градиентного ВП с нарастанием скорости на длине пути 30 м является одним из расчётных случаев проверки конструкции самолёта на прочность. А. в. в виде ВП рассматривается в задачах динамики полёта при оценке характеристик устойчивости и управляемости летательного аппарата, а также для оценки безопасности полёта.

Вследствие того что А. в. — величина случайная, для оценки безопасности полёта при наличии А. в. пользуются методами статистической динамики, задаваясь распределением

вероятности встречи с А. в. определенной интенсивности.



А. Г. Обрубов.

Ступенчатый (а) и градиентный (б) порывы ветра: W — скорость порыва, Wmax — максимальное значение скорости порыва; t — время.



атмосферное давление — гидростатическое давление, оказываемое атмосферой на все находящиеся в ней предметы. В каждой точке определяется весом вышележащего столба воздуха и убывает с высотой: на высоте 5 км, например, составляет половину от нормального, за которое принимают 101325 Па (760 мм ртутного столба), — см. Международная стандартная атмосфера.
1   ...   10   11   12   13   14   15   16   17   ...   170


©dereksiz.org 2016
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет