Международная стандартная атмосфера

Аэродинамические нагрузки и тепловые потоки, время полета, испытываемые перегрузки и компоновочные схемы ЛА существенно зависят от физических характеристик среды, в которой движется аппарат, т. е. от атмосферы планеты. Атмосферы существуют у многих планет солнечной системы (Меркурий, Венера, Земля, Марс, планеты-гиганты) и у ряда спутников планет.

Вертикальная структура атмосферы планеты обусловлена полем тяготения планеты, химическим составом, средней молекулярной массой и температурой атмосферы. Основные компоненты, составляющие атмосферу Земли, – это азот (78 %) и кислород (21 %). Состав атмосфер других планет иной. По составу атмосферу разделяют на гомосферу – часть атмосферы с однородным составом, и гетеросферу. Гомосфера атмосферы Земли простирается до высот в 100…120 км.

Распределение температуры по высоте определяется балансом энергетических процессов в атмосфере, которым учитывается поглощение тепла в различных зонах, потери тепла на излучение и фотохимические реакции, теплопроводность, конвекцию и др. Поэтому по изменению температуры в атмосфере выделяют характерные области.

Остановимся на одной из моделей атмосферы, которая состоит из слоев, носящих названия «сферы» и «паузы» (рис. 1.7). Сфера – слой атмосферы, в пределах которого происходит изменение температуры, а пауза – слой атмосферы с постоянной температурой.

В самой нижней части атмосферы – тропосфере – тепло переносится от поверхности планеты за счет турбулентного конвективного движения. Поэтому с ростом высоты температура в этом слое падает, достигая минимума на уровне тропопаузы. Выше атмосфера становится прозрачной для теплового излучения, и в пределах следующего слоя – стратосферы – температура среды возрастает из-за поглощения ультрафиолетового и инфракрасного излучений Солнца слоем озона, достигая максимума на стратопаузе. Далее располагается мезосфера, в пределах которой температура повторно падает. Охлаждение среды происходит из-за собственного излучения в инфракрасной части спектра молекул углекислого газа и воды. Второго минимума температура достигает в области мезопаузы.

Рис. 1.7. Вертикальное строение нижней части атмосферы Земли (область гомосферы)

Над мезопаузой в термосфере происходит быстрый рост температуры с высотой до значений порядка 1 500…2 000 К на высоте нескольких тысяч километров, обусловленный поглощением атмосферой коротковолнового ультрафиолетового и рентгеновского излучений. Выше располагается изотермическая область – экзосфера – внешняя часть атмосферы, которая простирается до высот порядка 100 тыс. км. Экзосфера Земли называется геокороной и состоит из атомов водорода.

Область атмосферы, лежащая ниже экзосферы, в пределах которой давление изменяется по экспоненциальному закону, носит название баросферы.

Для определения режимов обтекания ЛА, моделирования их в земных условиях и проведения аэродинамических расчетов необходимо учитывать реальные свойства атмосферы. Атмосфера Земли находится в непрерывном изменении, подвержена влиянию солнечной, галактической и земной радиации. Состав атмосферы и распределение параметров атмосферы по высоте, их основные вариации, связанные с солнечной и геомагнитной активностями, временем суток, сезоном, широтой и другими факторами, обобщены в различных моделях атмосферы.

Для приведения результатов расчетов и испытаний к одинаковым условиям используется стандартная атмосфера, соответствующая Международному стандарту ИСО – Международная стандартная атмосфера (МСА) (ИСО (International Organization for Standardization) – Международная организация по стандартам). Эта модель основана на использовании уравнения состояния идеального газа и условии статического равновесия для среднего уровня солнечной активности. За начало отсчета высоты принят уровень моря ( ), для которого стандартное атмосферное давление равно 760 мм рт. ст. = 101 325 Па; стандартная температура 288,15 К; стандартная плотность 1,225 кг/м³, стандартная концентрация на географической широте 45^о32′33′′ при молярной массе М = 28,964 42 кг/кмоль.

В основе закономерностей, принятых в МСА, лежит опытный закон изменения температуры с высотой. Условились считать, что в пределах сфер зависимость температуры от высоты линейная, а для пауз характерно постоянство температуры. Так для тропосферы температурный градиент составляет примерно 0,006 5 град/м, т. е. закон изменения температуры с высотой можно записать как

В области тропопаузы (на высотах более 11 км) температура воздушной среды равна 216,65 К. Температурный градиент для стратосферы составляет примерно +0,002 8 град/м, а в мезосфере температура снижается с интенсивностью около 0,003 5 град/м (см. рис. 1.7).

Для высот до 80 км включительно для каждого слоя атмосферы получены полуэмпирические зависимости и от , позволяющие достаточно просто рассчитать параметры МСА. Зависимости давления и плотности от высоты имеют сложный вид. Для практических расчетов используют модель экспоненциального закона изменения этих параметров с ростом высоты, причем показатели экспоненты учитывают изменение температуры атмосферы. Следует заметить, что уменьшение давления происходит более интенсивно, чем уменьшение плотности.

Таким образом, в главе кратко были рассмотрены некоторые вопросы аэрогазодинамики как науки, основные свойства жидкостей и газов, понятия, применяющиеся в аэрогазодинамике. Далее будут рассмотрены основы движения сплошной среды.