Файл: Колодочка А.С. Метеорологические условия стрельбы артиллерии учебное пособие.pdf
ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 04.04.2024
Просмотров: 107
Скачиваний: 2
мой 1—2°, а летом 3—4°. Более значительные колебания являют ся уже непериодическими и связаны преимущественно' с прохожде нием теплых или холодных воздушных масс (атмосферных фрон
тов) .
По суточному ходу температуры в стратосфере надежных дан ных пока нет, хотя там и можно предполагать непериодические колебания температуры. Так, например, над Германией (в районе Берлина), над Данией (вблизи Копенгагена), а также над Англи ей наблюдались случаи, когда в течение суток температура возду ха стратосферы на высоте 20—30 км изменялась более чем на 10°, а в течение трех суток — на 25—30J. Причины таких резких коле баний температуры в стратосфере пока еще окончательно не уста новлены. Однако обнаруживается связь с изменением направления
ветра.
На периодические суточные колебания температуры воздуха влияют следующие основные факторы: широта пункта наблюдения, время года, характер рельефа и подстилающей поверхности, ветер, облачность, влажность воздуха и осадки.
Чем больше широта пункта наблюдения, тем обычно меньше амплитуда суточного хода температуры. Средняя амплитуда на земной температуры во внутритропичееких областях составляет около 12°, в умеренных широтах й—9°, у полярного круга 3—4°. В полярных областях зимой (в полярную ночь) суточные колеба ния температуры почти отсутствуют, летом (в полярный день) — также очень малы; наибольшие амплитуды наблюдаются здесь вблизи дней равноденствия. В умеренных широтах наименьшие амплитуды наблюдаются зимой, наибольшие — весной.
На суточные колебания температуры особенно сильно сказыва ются физико-географические условия данного района. Так, суточ ные колебания над морями и океанами не превышают 2—3°, поэто му и в приморских районах эти колебания будут обычно незначи тельными. Больших значений колебания достигают внутри матери ков. В торной местности амплитуды больше в ложбинах, чем, на вершинах. Над увлажненными районами с обильной раститель ностью колебания температуры малы. Над песчаными и камени стыми поверхностями при большой сухости воздуха, как это имеет место в пустынях, суточные колебания могут достигать до 40—50°. Наличие снежного покрова зимой увеличивает колебания темпера туры. Наконец, суточные колебания температуры зависят и от ус ловий погоды. Чем больше ветер, влажность воздуха и облачность, тем амплитуды колебаний меньше. Сильные осадки уменьшают амплитуду.
Годовые колебания температуры, поскольку они прежде всего' зависят от годовых изменений притока тепла от Солнца, изменя ются с широтой места. С увеличением географической широты го довые колебания увеличиваются. Они также увеличиваются с уда лением пункта от морей и океанов вглубь материков; в умерен ных широтах амплитуда годовых колебаний в глубине материков
62
достигает 40—60°, а в отдельных районах и больше (в районе Вер хоянска — до 100°).
Годовые колебания температуры наблюдаются во всей тропо сфере. Амплитуда колебаний с высотой вначале несколько умень шается, а затем в верхней тропосфере снова увеличивается и толь ко с переходом в стратосферу отмечается значительное ее убыва ние. У нижней границы стратосферы годовая амплитуда колебаний температуры составляет около 10°. Время наступления годового минимума и особенно максимума температуры с высотой несколь ко запаздывает, так что в средней тропосфере они смещаются соот ветственно с января на февраль и с июля на август. В верхней тро посфере дальнейшего запаздывания крайних температур не наблю дается, а в стратосфере минимум и максимум смещаются обратно ко времени солнцестояний.
Правильный периодический ход температуры воздуха выявляет ся в результате осреднения и сглаживания наблюдений за дли тельный период. В отдельные промежутки времени (за отдельные часы, сутки, недели и т. п.) плавный ход температуры нарушается так называемыми непериодическими колебаниями.
Известно, что в атмосфере наблюдаются как очень быстрые не периодические колебания температуры в интервалах от десятых долей секунды до нескольких минут (колебания порядка до 1°), так и более или менее медленные изменения в течение часов, су ток, месяцев и даже многих лет. Каждый вид колебаний опреде ляется процессами соответствующих масштабов: от очень малых, зависящих от так называемой мелкомасштабной турбулентности атмосферы, до больших, планетарных и даже космических.
Для метеорологического обеспечения стрельбы артиллерии наибольший практический интерес представляют суточные (часо вые) непериодические изменения температуры. Быстрые колебания температуры на стрельбу артиллерии в среднем сказываются мало, ща и устано<вить эти колебания обычными метеорологическими термометрами затруднительно. Вследствие микроколебаний темпе ратуры отдельные отсчеты по термометрам становятся случайны ми, непоказательными. Поэтому в артиллерии для получения неко торой осредненной температуры воздушного потока целесообразно
не |
повышать беспредельно чувствительность |
термоизмерителей, |
а, |
наоборот, в разумных пределах огрублять |
их'показания. Более |
медленные колебания, возникающие вследствие турбулентности больших масштабов, включая сюда и смену воздушных масс, опре деляют изменения температуры в пределах нескольких часов (су ток) и сказываются на устойчивости часовых и суточных значений температуры.
Изучение временных изменений температуры, наряду с про странственными изменениями, имеет для артиллерии очень важное практическое значение. Эти изменения совместно с другими фак торами в конечном итоге определяют сроки и необходимую высоту зондирования атмосферы, срЬки составления и передачи метеоро-
63
логических бюллетеней, их точность, радиус действия артиллерий ских метеорологических подразделений, густоту их размещения и, наконец, организацию метеорологического обеспечения стрель бы артиллерии в целом.
Основной причиной часовых и суточных непериодических изме нений температуры является вторжение одних воздушных масс
вобласти расположения других, происходящее вследствие общей циркуляции атмосферы, и связанное с этим изменение условий по годы в данном районе. Так, вторжение арктических масс вЬздуха
внаши широты вызывает резкое похолодание, а вторжение тропи ческих масс воздуха —• потепление. Кроме того, часто наблюдают ся случаи вторжения морского воздуха на .материк, вызывающие потепление зимой и похолодание летом. Иногда непериодические колебания температуры вызываются изменениями погоды местного значения (появление или исчезновение облачности, осадки, грозы и т. п.). В большинстве случаев установить какую-либо закономер ность явлений, вызывающих непериодические колебания темпера туры, весьма трудно. Объясняется это тем, что процессы атмосфер ной циркуляции во внетропических широтах очень сложны и дина мичны, да и недостаточно хорошо еще изучены.
Однако необходимо отметить, что некоторые отклонения темпе
ратуры повторяются из года в год и в довольно определенные сро ки. Подобные отклонения в метеорологии названы температурны ми особенностями. Так, в умеренных широтах хорошо известны ве
сенние похолодания погоды |
в середине |
или даже в йонце мая, |
а в конце лета можно часто |
наблюдать |
в'озвраты теплой погоды. |
Из изложенного можно сдатать следующие выводы. |
||
1. Температура воздуха |
в нижних/слоях атмосферы зависит |
в основном от температуры 'поверхности земли и определяется та кими факторами, как широта места наблюдения, характер рельефа
иподстилающей поверхности, условия погоды.
2.Температура воздуха изменяется /во времени и по расстоянию вдоль земной поверхности, как правило, незакономерно, особенно резко она может изменяться при прохождении атмосферных фронтов.
3.Температура воздуха изменяется с высотой также незаконо мерно. Для учета температуры при стрельбе артиллерии необходи мо в каждом конкретном случае производить температурное зон
дирование атмосферы. Сроки зондирования должны быть по воз можности совмещены с моментами стрельбы, а место и направле ние зондирования — с огневыми позициями и траекториями сна
рядов.
§ 13. ДАВЛЕНИЕ АТМОСФЕРЫ
Под давлением атмосферы (р ) на данном уровне понимается обусловленное силой тяжести действие массы атмосферного возду ха на единицу поверхности.
На практике давление атмосферы определяется высотой ртут ного столба (h), выраженного в миллиметрах {мм рт. ст.), вес ко
64
торого уравновешивает вес столба воздуха с поперечным сечением в 1 смг тавысотой от данного уровня до верхней границы атмосферы.
За нормальное давление атмосферы в физике условно принято давление, измеряемое весом ртутного столба высотою 760 мм и ос нованием 1 см2 при температуре 0°С на уровне моря и на широте
45°, где ускорение силы тяжести |
= 980,6 см/сек2. |
Принимая мас |
||||
совую |
плотность ртути при 0°С |
равной р = 13,596 г/см3 для си |
||||
лы ро, |
соответствующей нормальному давлению /г0 = 760 мм рт. ст., |
|||||
получим |
ро= 76 • 13,596 • 980,6= 1013250 |
дин/см25, |
что соответствует |
|||
10332,96 |
кПм2. |
|
(CGS) |
за |
единицу давле |
|
В абсолютной системе см — г — сек |
ния принято давление 1 дин/см2, которая в физике носит название бар. Однако для метеорологической практики эта единица очень мала, и в метеорологии баром называют единицу в один миллион раз большую, т. е. равную 106 дин,/см2, а в качестве основной еди ницы принимают 1 жб=1000 дин/см2=]0~2 б. Давление в 1000 мб 'доответствует 750,08 мм рт. ст.
Связь между этими единицами давления следующая: |
|
1 |
мм рт. ст. —1,333 или 4/3 мб; |
1 |
м б ^ 0,75 или 3/4 мм рт. ст. |
Для перевода миллиметров ртутного столба в миллибары име |
ются специальные таблицы.* |
(табличное) значение давления |
В артиллерии за нормальное |
|
атмосферы у поверхности земли |
(h N0) условно принято давление |
750 мм рт. ст. ~1000 мб.
Давление атмосферы является одним из наиболее важных ме теорологических элементЬв. Изменение давления в пространстве
ивремени тесно связано с развитием основных атмосферных про цессов. Так, неравномерность распределения атмосферного давле ния в горизонтальных плоскостях (на определенных уровнях) яв ляется непосредственной причиной возникновения воздушных тече ний (ветра). Изменение давления во времени отражает особенно сти развития погоды (прохождение барических систем, атмосфер ных фронтов и пр.). Большое значение для решения теоретических
имногих практических задач имеет закон убывания давления с вы сотой.
Распределение давления атмосферы по высоте. Давление атмо сферы в любой точке обусловлено весом вышележащего вЬздуха, поэтому с увеличением высоты давление убывает. Уменьшение дав ления с высотой происходит закономерно и может быть рассчитано по так называемым барометрическим формулам. Однако это умень шение зависит от характера распределения по высоте плотности воздуха, т. е. от изменения с высотой веса единицы объема возду ха. Плотность же воздуха, как увидим дальше, в свою очередь за висит от давления, температуры и влажности воздуха.
*Наставление артиллерии Советской Армии „Артиллерийская метеороло гическая служба", 1956, приложение 19.
5 Колодочка А. С. |
65 |
Выведем выражение для барометрической формулы, которая находит широкое применение при решении теоретических и прак тических задач в артиллерии. С этой целью выделим в атмосфере вертикальный столб воздуха с поперечным сечением s и бесконечно малой высотой dy (рис. 23). Давление в атмосфере на уровне ниж него основания элементарного столба обозначим через р, а на уров не верхнего — через p + dp. Сила давления, действующая на ниж нее основание, направлена по вертикали вверх и по величине рав на sp, а действующая на верхнее основание — направлена по вер тикали вниз и по величине равна s{p + dp).
В условиях вертикального равновесия атмосферы в окрестно стях выделенного элементарного столба воздуха разность (резуль-
s-(p+dp)
Рис. 23. Элементарный объем воздуха пло щадью s и высотой dy
тирующая) сил давления, действующих на нижнее и верхнее ос нования, равная
sp —s (р -f- dp) = — sdp,
должна быть направлена по вертикали вверх (/?>/? + dp) и уравно вешивать вес этого столба воздуха
или |
sdp = — Jlsdy, |
|
|||
dp = |
- T id y . |
(3.3) |
|||
|
|||||
Заменив плотность П ее значением из уравнения состояния |
|||||
(2.1), |
получим |
|
|
|
|
|
dp = - - щ г dy . |
(3.4) |
|||
Отделим переменные и проинтегрируем это выражение в пре |
|||||
делах |
от уровня у и где р = Р и |
до |
уровня у.,, |
на котором р = р 2, |
|
|
dp |
f |
dy |
|
|
|
Р |
J |
R T ’ |
|
|
или |
pi |
Ух |
|
|
|
|
Ух |
|
|||
|
|
1 М у |
|
||
|
|
r } |
г |
|
|
|
|
|
|
(3.5) |
66