книги из ГПНТБ / Колодочка А.С. Метеорологические условия стрельбы артиллерии учебное пособие

Во всех приведенных барометрических формулах не учитывалось влияние влажности воздуха, а также зависимость ускорения силы тяжести от широты места наблюдения и высоты над уровнем моря. Эти факторы при необходимо­ сти можно учесть по так называемой полной барометрической формуле (фор­ мула Лапласа), которая дает более точное выражение закона изменения давле­ ния с высотой.

Барометрическая ступень. Для определения превышений одних пунктов над другими и для приведения давления к заданному уров­ ню широко пользуются в артиллерии так называемой барометри­ ческой ступенью.

Барометрической ступенью (Б) называется изменение высоты в метрах, соответствующее изменению давления на 1 мм рт. ст. (или на 1 мб). Величина барометрической ступени зависит от тем­ пературы и давления и вычисляется по упрощенной барометриче­ ской формуле (3.14), которая в этом случае имеет вид

h — давление в мм рт. ст. или мб\

а— объемный коэффициент расширения газов, равный

1/273=0,00366;

—виртуальная температура воздуха в градусах.

ного в мб .

Из формулы (3.16) следует, что величина барометрической сту­ пени возрастает с уменьшением давления и повышением темпера­ туры. С высотой барометрическая ступень увеличивается. Так, если на поверхности земли барометрическая ступень в среднем равна 8 м/мб, то на высоте 5 км она уже составляет 15 м/мб, на высоте

10 км — 25 м/мб, а на высоте 20 км — 115 м/мб.

При помощи барометрической ступени можно решать различ­ ного рода задачи, например:

—по давлению и температуре, измеренным в двух пунктах на разных высотах, определить взаимное превышение этих пунктЬв;

—по давлению и температуре, измеренным на какой-то высо­ те, вычислить давление на другой высоте.

70

Т а б л и ц а 2

Значения барометрической ступени (давление в мб)

71

Изменение давления вдоль земной поверхности. Пространствен­ ное распределение атмбсферного давления характеризуется бари­ ческим полем атмосферы. Поверхности одинаковых значений дав­ ления в атмосфере носят название изобарических поверхностей. Линии пересечения этих поверхностей с горизонтальными плоско­ стями (уровнями) называются изобарами. Таким 'образом, изоба­ ры — это линии, соединяющие на картах точки с одинаковым дав­ лением на определенном уровне, например на уровне моря. Густота расположения изобар характеризует степень изменения давления в горизонтальном направлении: чем меньше расстояние между изо­ барами, тем сильнее изменяется давление.

Наблюдения показывают, что изменение давления в горизон­ тальном направлении в определенном районе и на данном уровне может происходить крайне неравномерно. Для характеристики та­ ких изменений введено понятие горизонтального градиента дав­ ления.

Горизонтальным градиентом давления (Gh) называется величи­ на падения давления вдоль нормали к изобарам на единицу рас­ стояния. За единицу расстояния обычно принимается длина одно­ го градуса меридиана (111 км).

Наиболее часто горизонтальные градиенты давления наблюда­ ются порядка 1 жб/111 км, т. е. давление атмосферы в большинстве случаев изменяется в горизонтальном направлении очень незначи­ тельно и только при резких переменах погоды, связанных с прохож­ дением циклопов, антициклонов и атмосферных фронтов, это изме­ нение может достигать 5—б мб/ 100 км, а в отдельных случаях и больше. Максимальное изменение давления с расстоянием, на­ блюдавшееся в Европе, было 9 мб на 32,2 км.

Распределение давления у земной поверхности xopoiifo изучено на основании средних многолетних данных и построенных по ним климатических карт. В самом общем виде это распределение мож-

72

ио характеризовать как чередующиеся зоны (области) высокого и низкого давления.

Расположение изобар в январе вырисовывает пояс пониженного давления вдоль 'экватора и пояса повышенного давления на широ­ тах около 30—35°. В северном полушарии пояс повышенного дав­ ления расширяется над азиатским материком, образуя огромный замкнутый максимум с центральной из'обарой в 1040 мб. В районе к юго-западу от Исландии и южнее Аляски в Тихом океане образу­

давление в субтропиках сохраняется лишь над океанами; исланд­ ский минимум едва заметен, а минимум у берегов Аляски исчезает. На месте азиатского зимнего максимума образуется обширный ми­ нимум с центральной изобарой в 995—1000 мб.

Самые крайние значения давления, наблюдавшиеся на поверх­ ности земли, приведенные к уровню моря, составляют 920 мб в тро­ пическом циклоне и 1070 мб — в сибирском антициклоне.

Большинство областей повышенного давления совпадает с об­ ластями относительно низких температур, а пониженного давле­ ния — с областями относительно высоких температур. В основе их образования лежит термический фактор, обусловленный неодина­ ковым нагреванием поверхности материков и океанов. Летом мате­ рики нагреваются сильнее океанов, воздух над ними становится теплее, и давление уменьшается. Зимой, наоборот, материки ох­ лаждаются сильнее океанов, и давление над ними увеличивается. Однако некоторые барические образования, как область высокого давления над океанами в субтропиках и некоторые другие, вызы­ ваются не термическими, а динамическими причинами.

Многие барические области, особенно постоянные, оказывают большое влияние на воздушные течения, условия погоды и даже климат примыкающей к ним территории; они являются как бы центрами действия атмосферы.

Большое влияние на атмосферные процессы оказывает не толь­ ко характер распределения давления у поверхности земли, но и на вышележащих уровнях в свободной атмосфере. Распределение дав­ ления на высотах отличается от наземного. Особенности распреде­ ления, вызванные неоднородностью земной поверхности, по мере поднятия в свободную атмосферу сглаживаются, постепенно исче­ зает чередование поясов высокого и низкого давления, изобары приближаются к широтному направлению. Выше 4 км наиболее вы­ сокое давление располагается над экватором, с увеличением широ­ ты давление убывает, и над полярными областями отмечается об­ ширный минимум давления.

Изменение давления во времени. Наблюдения показывают, что давление атмосферы с течением времени не 'остается постоянным.

73

Причем, имеют место как периодические, так и непериодические изменения давления.

Регулярные суточные колебания давления невелики: амплитуда этих колебаний в тропических широтах составляет 3—4 мб, в сред­ них широтах — не превышает 1 мб. Практического значения такие периодические колебания не имеют, особенно в средних широтах, где они затушёвываются гораздо более значительными непериоди­ ческими изменениями.

Причиной непериодических изменений давления являются про­ цессы общей динамики и циркуляции атмосферы и особенно про­ хождение атмосферных фронтов. Эти колебания обычно характери­ зуют средней междусуточной изменчивостью давления и так назы­ ваемой барической тенденцией.

Междусуточной изменчивостью давления называется изменение давления за сутки, т. е. от одного часа предыдущих суток к такому же часу последующих. Барической тенденцией называется измене­

СССР — 5—7 мб. В отдельные дни непериодические изменения мо­ гут значительно отличаться от этих средних: иногда давление остается почти постоянным в течение ряда дней, а в другие дни су­ точные колебания достигают 10—15 мб и даже больше при резком изменении погоды.

Междусуточная изменчивость давления в нижней тропосфере несколько уменьшается с высотой, а затем к высоте 7—8 км увели­ чивается до значений, близких к наземным. С переходом в стра­ тосферу она резко уменьшается.

Из изложенного можно сделать следующие выводы.

1.Наземное давление атмосферы изменяется незначительно как во времени, так и по расстоянию (кроме случаев прохождения ат­ мосферных фронтов).

2.Давление атмосферы с высотой изменяется закономерно, по­ этому производить специальное, «барометрическое», зондирование атмосферы для нужд артиллерии нет надобности. Давление на не­ обходимых высотах можно определить расчетом, зная наземное давление и распределение температуры воздуха по высоте.

3.Поправку на давление при стрельбе артиллерии можно рас­ считывать по наземному отклонению давления от его нормального значения. Это положение следует из закономерного характера из­ менения давления с высотой.

§14. ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА

Вжизни нашей планеты, как известно, большое значение имеет круговорот влаги, тесно связанный с происходящими в атмосфере тепловыми процессами. Вода в атмосфере может.находиться в трех состояниях: твердом (снег, град, крупа, ледяные кристаллики в об­

74

лаках), жидком (дождь, туман, морось, водяные капельки в обла­ ках) и газообразном (водяной па.р). Содержание в воздухе водя­ ных паров называется его влажностью.

В нижних слоях атмосферы всегда имеется некоторое количест­ во водяных паров, хотя водяной пар в воздухе и не виден. Посту­ пает водяной пар в атмосферу путем испарения с поверхности оке­

(конденсируется) или твердое (сублимируется) состояние. Конден­ сация его может происходить.на поверхности земли и в воздухе на различных высотах над землей. В результате конденсации на по­ верхности земли образуются роса, иней. Конденсация на различных уровнях атмосферы дает туман, облака.. Из образовавшихся в ат­ мосфере облаков выпадают осадки (дождь, снег, град) и таким об­ разом завершается круговорот влаги в атмосфере.

Для характеристики содержания водяного пара в воздухе обыч­ но пользуются следующими понятиями: абсолютная влажность, упругость водяного пара и относительная влажность.

Абсфиотнрй влажностью (а) называется количество водяного пара в граммах в 1 м3 воздуха.

Упругость водяного пара (е) выражается парциальным* давле­ нием в мм рт. ст. {мб) содержащегося в воздухе водяного пара.

Между абсолютной влажностью и упругостью водяного пара имеет место следующее соотношение:

1,06

где коэффициент ’ ^ = 1 при £=16,4°С; поэтому численно а

в г/мв мало отличается от е, выраженного в мм рт. ст.

Как показывает опыт, количество водяных паров в воздухе не может быть беспредельно велико. Существует предел насыщения воздуха, зависящий от температуры. Чем выше температура воз­ духа, тем большее количество водяных паров может в нем содер­ жаться. Упругость водяного пара, насыщающего воздух при данной температуре (максимальная упругость), называется пределом на­ сыщения и обозначается через Е. Значения Е при различной тем­ пературе воздуха приведены в таблице 3.

* Парциальным давлением называется часть давления смеси газов, обусло­ вленная данной составляющей смеси. Парциальное давление равно тому давле­ нию, которое производил бы данный газ, входящий в смесь, если бы он один находился в объеме, занимаемом смесью.

75

Таблица 3

Значения предела насыщения воздуха водяными парами при различной температуре воздуха

Относительной влажностью называется Ьтношение упругости водяного пара, находящегося в воздухе, к упругости пара, насы­ щающего воздух при данной температуре. Отношение это выра­ жается в процентах и обозначается в артиллерии буквой г

специальным .психометрическим таблицам на основании результа­ тов наблюдений, полученных при помощи метеорологических при­ боров — психрометров и гигрометров. В артиллерии влажность в'оздуха, как правило, непосредственно не определяется, а учиты­ вается всегда постоянным значением, равным rN= 50%, через так

называемую виртуальную температуру воздуха (см. § 15). Необходимо отметить, что количество водяных паров, посту­

пающих в единицу времени в воздух (скорость испарения), зависит от многих факторов, основными из которых являются температура испаряющей поверхности, количество влаги в воздухе, скорость ветра, давление атмосферы, характер рельефа и подстилающей поверхности и другие. Поэтому распределение влажности воздуха вдоль земной поверхности весьма неравномерно даже в пределах незначительного района.

Наиболее высокие значения как абсолютной, так и относитель­ ной влажности наблюдаются над океанами в экваториальной зоне. По мере удаления от океанов вглубь материков количество водяно­ го пара в атмосфере уменьшается. Наибольшая упругость водяного пара, наблюдавшаяся у земли (на высоте 2 м), была около 32 мм рт. ст. на берегу Красного моря в Аравии, наименьшая — 0,1 мм рт. ст. в Северо-Восточной Сибири. Наибольшая среднегодо­ вая относительная влажность наблюдается на побережье тропиче­ ских морей и океанов (до 95—98%), наименьшая — в пустынях внутри континентов (10—20%). В средних широтах относительная

76

влажность зимой наибольшая и составляет 80—90%; в летние ме­ сяцы она понижается до 50—70%, а в сухих юго-восточных рай­ онах Европейской территории СССР — до 30—40%.

Распространение водяного пара в атмосфере происходит глав­ ным образом благодаря воздушным течениям и вертикальной кон­ векции. Вследствие конвекции и турбулентного обмена водяной пар распространяется от испаряющей поверхности вверх до страто­ сферы.

Результаты аэрологических наблюдений показывают, что сред­ ние значения упругости водяного пара с высотой быстро убывают: к высоте 1,5—2 км — в 2 раза, к 5 км — в 10 раз, к 8—9 км — в 100 раз, т. е. гораздо в большей степени, чем общее давление ат­ мосферы.

Характер распределения относительной влажности по высоте крайне непостоянен и в значительной степени зависит от распреде­ ления температуры. Летом в дневное время относительная влаж­ ность обычно наибольшая на, высоте 1,5—2,5 км, в ночное время, а также зимой — у поверхности земли.

Суточные изменения упругости водяного пара следуют, как пра­ вило, суточному ходу температуры воздуха. Амплитуда суточных колебаний влажности, невелика: летом она доставляет в среднем 1—2 мм рт. ст., а зимой выражается десятыми долями миллиметра. Суточный ход относительной влажности является обратным ходу температуры воздуха: днем относительная влажность наименьшая, нбчью — наибольшая.

§15. ПЛОТНОСТЬ ВОЗДУХА

Вартиллерии под плотностью воздуха (77) понимают вес одно­ го мг воздуха в кГ (весовая плотность).

Изучение плотности воздуха при рассмотрении условий стрель­ бы артиллерии имеет очень большое значение, так как от ее вели­ чины в значительной степени зависит сила сопротивления воздуха полету снаряда, мины или ракеты.

Метеорологических приборов, позволяющих непосредственно измерять плотность воздуха, в настоящее время не существует. Плотность воздуха можно вычислять по измеренным величинам температуры, давления и влажности, так как всеэти метеорологи­ ческие элементы связаны между собой вполне определенной зави­ симостью.

Так, на основании уравнения состояния газов для сухого возду­

ха (см. § 7) можно записать

77

.где h — давление атмосферы в мб\

П-плотность сухого воздуха в кГ/м*.

Влажный воздух можно представить как смесь сухого воз­ духа с водяным паром, а давление влажного воздуха — в виде суммы парциальных давлений, создаваемых отдельно сухим воз­ духом и водяным паром

/г= /гс + е,

где hc и е парциальные давления сухого воздуха и водяных паров в мб соответственно.

Следовательно, часть плотности, создаваемая сухим воздухом,

где R — удельная газовая постоянная сухого воздуха. Часть плотности, создаваемая водяным паром, будет

/7П= 10,2

R ttT ’

где Rn— удельная газовая постоянная водяного пара,

Яп=1,608-Я .

Плотность, создаваемая и сухим воздухом и паром, т. е. плот­ ность влажного воздуха, будет выражаться суммой

При подстановке в эту формулу значений атмосферного давле­ ния h и упругости водяного пара е, выраженных в мм рт. ст., по­ лучим

760 мм рт. ст. один кубический метр сухого воздуха весит 1,293 кГ. Эта величина в физике носит название нормальной плотности воз-

78

духа. В артиллерии же нормальной плотностью воздуха у поверх­

метеорологических элементов на изменение плотности воздуха не­ одинакова. На основании формул (3.18) и (3.19) можно записать приближенные выражения для относительного изменения плотно­ сти воздуха в процентах при изменении:

— температуры воздуха на At°

ДП,_ А/

ПТ 100%;

—давления на Д/г мб (или мм рт. ст.)

Как видно из приведенных цифр, влияние изменений влажности воздуха на его плотность незначительно. Поэтому при стрельбе артиллерии изменениями влажности пренебрегают и принимают относительную влажность всегда средним значением, равным 50%. Полностью пренебрегать влиянием влажности на плотность возду­ ха, особенно при положительных значениях температуры, нельзя, так как это может вызвать существенные ошибки при стрельбе.

79