Летные испытания. Конспект лекций Лекция 1

• Название: Конспект лекций Лекция 1
• Дата: 27.06.2022
• Размер: 3.06 Mb.
• Имя файла: Летные испытания.docx
• Тип: Конспект; #616906
• страница: 2 из 10

Непосредственное влияние на летно-технические и взлетно-посадочные характеристики самолета.

Непосредственное влияние на ЛТХ и ВПХ самолета оказывают (температура и давление воздуха, гололед, обледенение). При понижении температуры наружного воздуха увеличивается его плотность, увеличивается расход воздуха через двигатель, увеличивается тяга двигателя, и хотя сопротивление тоже несколько увеличивается, характеристики самолета становятся лучше: возрастают максимальная скорость полета, скороподъемность самолета, потолок, уменьшаются расход топлива, скорость отрыва и касания, длина разбега и пробега. Изменение давления сказывается на ВПХ, также за счет изменения плотности. Влияние на ЛТХ исключается тем, что высота определяется барометрическим методом и изменение давления воспринимается как изменение высоты. Гололед, понижая сцепление колес с ВПП, приводит к увеличению длины пробега. Обледенение, т.е. нарастание льда на поверхности самолета, ухудшает аэродинамические обводы, может уменьшать проходное сечение в/з, что приводит к ухудшению всех летных характеристик.

Таким образом, летные данные одного и того же самолета могут заметно изменяться в зависимости от состояния атмосферы, т. е. в зависимости от времени и места проведения летных испытаний. Для сравнения результатов летных испытаний, полученных в раз­ных полетах при различных атмосферных условиях, необходимо приводить результаты испытаний к единообразным условиям. Для этого разработана условная среднестатистическая модель атмосферы – Международная стандартная атмосфера, к условиям которой и приводят результаты летных испытаний самолетов.

Международная стандартная атмосфера (МСА или СА) является системой взаимосогласованных международных ГОСТов и содержит значения основных термодинамических параметров и других физических характеристик атмосферы.

Пред­ставленные в таблицах СА исходные значения параметров воздуха на уровне моря, а также законы изменения температуры и молеку­лярного веса воздуха в зависимости от высоты получены на осно­вании экспериментальных данных (результаты обработки средне­годовых изменений параметров воздуха над областями, располо­женными в Северном полушарии на 40—50° географической ши­роты) и соответствующих теоретических представлений.

Таблицы СА содержат характеристики атмосферы (чистого сухого воздуха постоянного состава) для высот от -2 до 120 – 200 км. Отрицательные высоты даны в СА в связи с тем, что в некоторых случаях при об­работке результатов летных испытаний ими приходится пользо­ваться.

В качестве нулевой высоты в СА принят уровень моря, которо­му соответствуют следующие исходные данные:

а) барометрическое давление воздуха на широте 45°32'40" при температуре ртути, равной 273,15° К и средней плотности ртути 13595,1 кг/м³ , что составляет р₀ = 101325 Па = 1013,25 мбар = 760 мм рт. ст.;

б) температура воздуха То = +15°С = 288,15° К (273,15°+15°);

в) плотность воздуха ρ₀ = 1,225 кг/м³ = 0,12492 кгс×сек²/м⁴;

Эти условия состояния воздуха называются нормальными атмо­сферными условиями.

В МСА приняты следующие законы изменения параметров:

Температура изменяется по разным линейным законам в зависимости от высоты (для различных слоев) и рассчитывается по формуле:



Т — в Кельвинах, Н — в километрах,

β — градиент изменения температуры,

индекс _* обозначает параметры на нижней границе слоя.

Различаются следующие слои:

- от -2 до 11 км — β= -6,5°/км при +15°С (288,15 К) на Н=0км — тропосфера;

- от 11 до 20 км — β= 0, Т постоянна и равна -56,5°С (216,65 К) — тропопауза, нижний слой стратосферы;

- от 20 до 32 км — β= +1°/км при -56,5°С (216,65 К) на Н=20км— стратосфера;

- от 32 до 47 км — β= +2,8°/км при -44,5°С (228,65 К) на Н=32 км— стратосфера;

и так далее.

Давление изменяется по сложной экспоненциальной зависимости от высоты и температуры.

для β ≠ 0 и

для β = 0

Индекс _* обозначает параметры на нижней границе слоя.

Плотность рассчитывается по уравнению состояния газа в зависимости от давления и температуры.

Другие параметры рассчитываются по различным теоретическим или эмпирическим зависимостям.

Для оценки летных характеристик и работы систем самолета (например, СКВ, противообледенительной системы и др.) результаты испытаний приводят не только к стандартным условиям, но и к условиям, отличающихся от стандартных на заданную величину.

Влияние состояния атмосферы на эксплуатационные характеристики.

Оно проявляется разнообразно. Высокие и низкие температуры могут привести к дополнительным работам при подготовке к полету. Встречный ветер приводит к увеличению времени полета и к снижению дальности. Облачность, осадки, запыленность приводят к понижению видимости и затрудняют обнаружение воздушных и наземных целей, фотографирование. Повышенная наэлектризованность атмосферы, гроза неблагоприятно влияет на работу радиосвязных и радионавигационных систем. Болтанка, вызванная турбулентностью окружающего воздуха, снижает уровень комфорта для пассажиров.

Влияние состояния атмосферы на безопасность полета

Большое влияние могут оказывать метеоусловия на безопасность полета. Боковой ветер затрудняет заход на посадку и выдерживание курса на ВПП, Повышенная влажность, осадки могут привести к попаданию воды в самолет и вызвать сбои в бортовом оборудовании. Осадки, облачность, запыленность уменьшают видимость и затрудняют взлет и посадку, плохая видимость при посадке является одной из наиболее часто встречаемых причин авиакатастроф. Попадание в зоны с высокой турбулентностью, характерные для мощной грозовой облачности, может привести как к непосредственной деформации или поломке самолета, так и выходу самолета на нерасчетный режим полета. Попадание в обледенение или грозу усложняет пилотирование и может привести к аварии или катастрофе.

4. Характеристики метеорологических элементов и метеорологических явлений.

Температура.

Температура воздуха, как известно, является мерой скорости движения молекул. Основой теплового состояния атмосферы является солнечное излучение. При этом 14% излучения непосредственно поглощается атмосферой, 44% поглощается земной поверхностью и от нее тепло передается атмосфере (оставшиеся 42% излучения отражаются).

Эта передача тепла от земной поверхности в атмосферу осуществляется путем следующих основных процессов: 1) термической конвекции, 2) турбулентности, 3) излучения.

Термическая конвекция представляет собой вертикальный подъем воздуха, нагретого над отдельными участками земной поверхности. Наиболее сильное развитие термической конвекции наблюдается в дневные (послеполуденные) часы, т. е. в период наибольшего притока солнечной радиации. Термическая конвекция может распространяться до верхней границы тропосферы, осуществляя теплообмен во всей толще тропосферного воздуха.

Турбулентность представляет собой бесчисленное множество мелких вихрей, возникающих в движущемся воздушном потоке благодаря его трению о земную поверхность и внутреннему трению частиц.

Турбулентность способствует перемешиванию воздуха, а следовательно, и обмену тепла между нижними (нагретыми) и верх­ними (холодными) слоями воздуха. Турбулентный обмен тепла наблюдается в приземном слое до высоты 1—1,5 км.

Излучение представляет собой отдачу земной поверхностью тепла, полученного ею в результате притока солнечной радиации. Нагретая земля излучает в тепловой части спектра, и эти тепловые лучи поглощаются атмосферой, вследствие чего происходит повышение температуры воздуха и охлаждение земной поверхности. Более нагретые слои воздуха в свою очередь излучают тепло к менее нагретым слоям. Процесс излучения имеет место ночью, а зимой может наблюдаться в течение всех суток.

Главную роль в передаче тепла от земли в атмосферу играет термическая конвекция и турбулентность.

Суточные изменения температуры

Температура воздуха в приземном слое (до высоты 1—1,5 км) имеет хорошо выраженный суточный ход. Это является следствием того, что земная поверхность, являющаяся основным источником тепла в приземном слое, нагревается днем и охлаждается ночью. В суточном ходе температурный максимум наблюдается около 14—15 ч местного времени, минимум наступает незадолго до восхода солнца. Разница между максимумом и минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры воздуха.

Выше пограничного слоя суточная амплитуда температуры уменьшается. Так, в умеренных широтах на высотах 4—6 км она составляет около 2° С, на 8—10 км — около 5—6° С и на 12 — 14 км — около 4° С. Некоторый рост амплитуды на высотах 8— 10 км объясняется влиянием излучения тепла тропопаузой.

Основной максимум температуры на всех указанных уровнях наблюдается в послеполуденные часы (14—16 ч), минимум – в ночные часы (вскоре после полуночи).

Годовые изменения температуры

На континенте максимум температуры воздуха наблюдается в июле, минимум — в январе. На океанах и побережьях время на­ступления крайних температур запаздывает по сравнению с кон­тинентом и наблюдается максимум чаще всего в августе, мини­мум — в феврале или начале марта.

Годовой ход температуры воздуха зависит от широты места, близости моря и высоты места над уровнем моря. Зависимость от широты места выражается в том, что наименьшие амплитуды годовых колебаний температуры наблюдаются в экваториальной зоне, где приток тепла в течение года мало изменяется. С увеличением широты местности годовая амплитуда температуры увеличивается, достигая наибольших значений в полярных широтах.

Близость моря уменьшает амплитуду годового хода темпера­туры. С удалением от моря амплитуда увеличивается. С высотой годовая амплитуда температуры уменьшается.

В динамике температура также может изменяться при переносе воздушных масс.

Инверсии температуры

Обычно в тропосфере температура с высотой понижается. Но могут появляться слои воздуха с неизменной (изотермия) или даже повышающейся с высотой температурой (инверсия). Мощным слоем инверсии является тропопауза.

Инверсии имеют большое значение для развития атмосферных процессов температуры. Они являются задерживающими слоями. Инверсии гасят вертикальные движения воздуха; под ними происходит скопление водяного пара или других твердых частиц, ухудшающих видимость, образуются туманы и различные формы облаков. Слои инверсий являются тормозящими слоями и для горизонтальных движений воздуха. Во многих случаях эти слои являются поверхностями разрыва ветра (над и под инвер­сией имеет место резкое изменение скорости и направле­ния ветра).

В зависимости от причин возникновения различают следующие типы инверсии: 1) радиационные, 2) адвективные, 3) сжатия или оседания и 4) фронтальные.

Влияние температуры на работу авиации

1. 
   Температура влияет на ЛТХ и ВПХ самолета (через изменение плотности воздуха).
   
2. 
   Высокие и низкие температуры могут привести к дополнительным работам при подготовке к полету (предварительный прогрев масла или охлаждение кабины и отсеков оборудования).
   
3. 
   При очень высоких или очень низких температурах самолет (его системы) мажет выйти из допустимой области эксплуатации (при низких температурах электронное оборудование не работает, при высоких температурах градиент набора высоты становится ниже допустимого).
   

Измерение температуры воздуха

Измерение температуры воздуха производится с помощью термометров. Они бывают жидкостные (наиболее распространен­ные), биметаллические, электрические, термоэлектрические и ма­нометрические.

На метеорологических станциях наблюдения за температурой производятся чаще всего с помощью жидкостных термометров, шкалы которых дают возможность производить отсчеты с точ­ностью до 0,2 или 0,5° С.

Для устранения влияния прямых солнечных лучей термометры помещают в специальные будки, имеющие жалюзийные стенки. Температуру приземного слоя воздуха принято измерять на высо­те 2 м над поверхностью почвы.

Давление.

Атмосферным давлением называется сила, действующая на единицу горизонтальной поверхности, вызываемая весом столба воздуха, простирающегося вверх через всю атмосферу.

Величина атмосферного давления обычно измеряется высотой ртутного столба в барометре, уравновешенного столбом воздуха, в этом случае единицей давления является длина ртутного столба, выраженная в миллиметрах (мм рт. ст). Международной единицей давления в настоящее время является Паскаль (гектопаскаль). Применяется также миллибар. Один миллибар (мб) приблизительно равен давлению, которое оказывает тело весом в 1 Г на поверхность в 1 см2.

За нормальное давление принято давление 760 мм рт. ст. (1013,25 мб) при температуре 0° С на широте 45°. Это же давление принято за давление на нулевом уровне в стандартной атмосфере при температуре 15° С.

С высотой атмосферное давление убывает. Но и на одной геометрической высоте атмосферное давление не является постоянным и изменяется практически всегда. Изменение давления называется барической тенденцией.

Поверхности с равным давлением в пространстве называются изобарическими. Эти поверхности являются криволинейными. Пересечение изобарических поверхностей с поверхностями уровня (например, уровня моря или земной поверхности) дает изобары – линии равного давления. Распределение изобары называют барическим рельефом или барическим полем.

Основными формами барического поля являются следующие:



Циклон (барический минимум) представляет собой область пониженного давления, ограниченную системой замкнутых изобар (рис. 8, а). Наименьшее давление наблюдается в центре си­стемы. На картах погоды циклон обозначается буквой Н (за рубежом буквой L).

Антициклон (барический максимум) представляет собой об­ласть повышенного давления, ограниченную системой замкнутых изобар (рис. 8,6). Наибольшее давление наблюдается в центре системы. На картах погоды антициклон обозначается буквой В (за рубежом буквой Н).

Ложбина представляет собой вытянутую область пониженного давления от центра циклона (рис. 8,в). Ложбина имеет ось, вдоль направления которой изобары испытывают наибольший излом.

Гребень представляет собой вытянутую область повышенного давления от центра антициклона. В гребне также имеется ось, вдоль которой изобары испытывают наибольший прогиб (рис. 8, г).

Седловина представляет собой барическое поле, заключенное между двумя крест-накрест расположенными циклонами и анти­циклонами (рис. 8, д).

Циклон и ложбина характеризуются в общем плохими условиями погоды, антициклон и гребень — наиболее благоприятными, седловина — слабо выраженными промежуточными условиями погоды.

Изобарические поверхности в области циклона испытывают прогиб вниз, образуя форму воронки (рис. 9). В области антицик­лона изобарические поверхности располагаются в виде изогнутых поверхностей, обращенных выпуклостью вверх, образуя купол.

На самолетах установлены барометрические высотомеры, поэтому полет на постоянной высоте является полетом по изобарической поверхности. Геометрическая высота полета, как над уровнем моря, так и над земной поверхностью при этом может изменяться. При полетах на малых высотах, особенно при полете в горах это надо учитывать.

Плотность

Наряду с атмосферным давлением важной характеристикой воздуха является его плотность. Плотность воздуха представляет собой отношение массы воз­духа к его объему. Плотность воздуха непосредственно не измеряется. Она может быть определена с помощью уравнения состояния газов (Клапейрона — Менделеева)



где р — атмосферное давление;

Т — абсолютная температура воздуха; R— газовая постоянная.

Из уравнения видно, что чем больше давление и ниже темпе­ратура воздуха, тем больше величина плотности воздуха, т. е. плотность воздуха прямо пропорциональна давлению и обратно пропорциональна температуре воздуха.

Плотность воздуха зависит и от влажности воздуха, т. е. от содержания в воздухе водяного пара, как известно, представляющего собой газ. Разница, вносимая водяным паром, невелика и обычно не превосходит 1%. Поэтому в практической деятельности при расчете плотности воздуха влажность не учиты­вается, а все расчеты делаются для сухого воздуха.

С высотой плотность воздуха резко убывает. Это объясняется уменьшением по мере подъема давления, которое оказывает большее влияние на изменение плотности, чем наблюдаемое понижение с высотой температуры.

Ветер

Ветер — один из важнейших метеорологических элементов. Он характеризуется скоростью (в м/с или км/ч) и направлением (в градусах или румбах – 1/16 круга). Направление ветра, принятое в метеорологии (откуда дует), отличается от аэронавигационного (куда дует) на 180°.

В морской практике скорость ветра выражается в условных единицах — баллах и тогда она называется силой ветра (по таблице, введенной английским адмиралом Бофортом, сила ветра оценивается по двенадцатибалльной шкале).

Для словесной характеристики ветра в зависимости от его скорости употребляется следующая терминология:

штиль — 0 м/сек — 0 баллов;

слабый — 2–3 м/сек — 1 - 2 балла;

умеренный — 4–7 м/сек — 3–4 балла;

сильный— 10–12 м/сек — 5–6 баллов;

очень сильный — более 15 м/сек — 7–8 ;

шторм — более 20 м/сек — 9–10 баллов;

жесткий шторм — более 25 м/сек — 11 баллов;

ураган — более 30 м/сек — 12 баллов.

Ветру свойственна порывистость скорости и изменчивость па-правления. Обычно для характеристики ветра определяется сред­няя скорость и среднее его направление. Ровным (по скорости) ветром считается ветер, скорость которого в те­чение 2 мин отклоняется от средней не более чем на 4 м/сек; порывистым считается ветер с резкими колебаниями скорости (более 4 м/сек). В таких случаях указывается средняя скорость и максимальная скорость порыва. Резкое усиление ветра в течение короткого промежутка, сопровождающееся изменениями его на­правления, называется шквалом. При шквале скорость ветра нередко превышает 20—30 м1сек. Шквал обычно продолжается несколько минут.

Постоянным (по направлению) называется ветер, который в течение 2 мин удерживается в пределах одного румба; меняющимся считается ветер, меняющий свое направление за указанное время более чем на один румб.

Непосредственной причиной возникновения ветра является неравномерное распределение давления по горизонтали. Как только создается разность атмосферного давления в горизонтальном направлении, сейчас же возникает сила барического градиента, под действием которой частица воздуха начинает перемещаться с ускорением из области более высокого в область более низкого давления. Эта сила всегда направлена перпендикулярно (по нормали) к изобаре в сторону низкого давления.

Движение воздуха в направлении барического градиента происходит только в начальный момент. По мере того как воздушная масса приобретает скорость, на нее кроме силы барического градиента начинают оказывать влияние сила отклоняющего действия вращения Земли (сила Кориолиса), сила трения и (при криволинейном движении) центробежная сила. Под действием этих сил ветер у поверхности земли (в слое трения до высоты 1000—1500 м) всегда направлен под некоторым углом к изобаре, отклоняясь в сторону низкого давления. Выше слоя трения движение воздуха происходит параллельно изобарам, оставляя в Северном полушарии низкое давление слева (в Южном полушарии справа). Такое движение воздуха при отсутствии силы трения называется градиентным ветром.

В тропосфере вертикальное распределение скорости ветра характеризуется ее непрерывным возрастанием до максимума вблизи тропопаузы. В нижней стратосфере скорость ветра уменьшается и достигает минимума на высоте 18—22 км. Выше скорость ветра вновь увеличивается, достигая максимума на высотах 45—65 км.

В различных местностях существуют местные ветры — воздушные течения, возникающие и приобретающие типичные свойства под влиянием местных физико-географических и термических условий (муссоны, бризы, бора, фён, афганец).