книги из ГПНТБ / Лебедев А.А. Динамика полета беспилотных летательных аппаратов учеб. пособие
.pdfУровенная поверхность силы тяжести — это поверхность, в каждой точке которой нормаль к поверхности коллинеарна на правлению силы тяжести. Геоид представляет собой тело, огра ниченное уровенной поверхностью силы тяжести, совпадающей
споверхностью океанов (невозмущенной приливами и волнами)
ипродолженной под материками (рис. 1.2). Поверхность геоида непрерывна, замкнута и не имеет резких перегибов и складок. Так как направление силы тяжести зависит от притягивающе-
Рис. 1.1. Схема прило- |
Рис. 1.2. Физическая поверхность Земли, |
жения силы притяжения, |
геоид и общий земной эллипсоид |
центробежной силы и |
|
силы тяжести |
|
го действия неравномерно распределенных внутри Земли масс, то поверхность геоида является весьма сложной и не может быть описана математически. По этой причине геоид заменяет ся более простым телом таким, чтобы его поверхность возможно меньше отличалась от геоида, а проведение вычислений на этой поверхности не представляло значительных трудностей.
В первом приближении Землю можно считать шаром, объем
которого равен |
объему |
Земли. |
Радиус такого |
шара R = |
= 6 371 ПО м. В |
одних |
задачах |
динамики это |
приближение |
удовлетворяет требуемой точности расчета, в других, например, при подготовке летных испытаний и анализе результатов пуска баллистических ракет такое приближение вносит большую по грешность в определении точек падения головных частей.
В большинстве случаев с достаточной для практики точ ностью геоид заменяется эллипсоидом вращения, полученным вращением эллипса вокруг малой оси. Такой надлежаще ориен тированный эллипсоид, наилучшим образом приближающийся к поверхности реального геоида, носит название общего земного эллипсоида (см. рис. 1.2).
21
Общий земной эллипсоид определяют исходя из следующих условий:
1)центр эллипсоида совпадает с центром массы Земли, а плоскость его экватора с плоскостью экватора Земли;
2)объемы эллипсоида и геоида равны;
3)сумма квадратов отклонений (по высоте) поверхности общего земного эллипсоида от поверхности геоида должна быть
минимальна.
Определение размеров общего земного эллипсоида является одной из основных задач геодезии. К настоящему времени эта задача полностью не решена, так как не на всех материках еще проведены соответствующие измерения (геодезические, астроно мические и гравиметрические), служащие исходным материалом для решения указанной задачи. Все имеющиеся размеры общего земного эллипсоида являются приближенными и в той или иной степени отличаются от размеров действительного общего земно го эллипсоида. В дальнейшем будем исходить из следующих приближенных значений параметров, определяющих размеры общего земного эллипсоида:
— большая полуось (радиус экватора) а = 6 378 137 м;
— сжатие а = —-— — = ----------- |
, где b — малая полуось |
а298,25
общего земного эллипсоида.
. Поверхность даже самого точного по размерам общего зем ного эллипсоида, правильно ориентированного по отношению к Земле, может отклоняться от поверхности геоида по высоте на десятки метров. По мнению ряда ученых, наибольшие значения этих отклонений находятся в пределах ±150 м. В некоторых случаях с целью уменьшения ошибок замены геоида общим зем ным эллипсоидом вводят понятие о референц-эллипсоиде.
Референц-эллипсоидом называется эллипсоид вращения с со ответствующими размерами, определенным образом ориентиро ванный относительно Земли и к поверхности которого относятся результаты геодезических работ на рассматриваемой части зем ной поверхности (в данном государстве). На ориентировку ре ференц-эллипсоида налагаются следующие условия:
а) наибольшая близость поверхности референц-эллипсоида к поверхности геоида лишь на рассматриваемой части земной поверхности;
б) параллельность оси вращения референц-эллипсоида и оси вращения Земли (совпадение его центра массы с центром массы Земли не обязательно).
На территории СССР за размеры референц-эллипсоида мож но принять размеры эллипсоида Красовского, а именно: боль шая полуось а = 6 378 245 м; сжатие а = 1/298,3. Центр эллипсои да Красовского удален от центра массы Земли на некоторое расстояние.
22
Системы координат, определяющие положение точки на земной поверхности
Для определения положения точки на земной поверхности, математического описания гравитационного поля Земли и ряда других задач используют следующие системы координат.
Г е о ц е н т р и ч е с к а я с и с т е м а |
к о о р д и н а т (рис. 1.3).* |
Положение точки М на поверхности |
эллипсоида Красовского |
определяют две координаты Ки <рц. |
|
Рис. 1.3. Геоцентрическая система координат:
NABS — начальный (Гринвичский) ме ридиан; NMLS — местный меридиан;
QBLQ — экватор
—180°^Я^180° —90°=?<рц^9О°
Рис. 1.4. Геодезическая систе ма координат:
NABS — начальный |
(Гринвичский) |
||
меридиан; |
NMLS — местный мери |
||
диан; Q B L Q — экватор; |
р р — каса |
||
тельная к |
местному |
меридиану |
|
эллипсоида |
Красовского |
в точке М |
|
-1 8 0 °= ? ^ |
180° |
|
|
—90°^ <рг ^ |
90° |
|
Долгота К— двугранный угол между плоскостями начально го (Гринвичского) меридиана и местного меридиана, проходя щего через точку М. Восточные долготы, т. е. долготы точек, расположенных восточнее Гринвичского меридиана, считаются положительными, а западные — отрицательными.
Широта геоцентрическая <рц — угол между плоскостью эква тора и радиусом-вектором г, проведенным из центра Эллипсоида через точку М. Северные широты, т. е. широты точек, располо
женных севернее экватора, принято |
считать положительными, |
южные — отрицательными. |
к о о р д и н а т (рис. 1.4). |
Г е о д е з и ч е с к а я с и с т е м а |
В этой системе точка М на поверхности эллипсоида Красовско го имеет следующие две координаты: геодезическую долготу %, которая определяется так же, как и в геоцентрической системе координат, и геодезическую широту <рг, представляющую собой
23
угол между плоскостью экватора и нормалью к поверхности эллипсоида в точке М.
Геодезическим азимутом направления называется угол ф, отсчитываемый по часовой стрелке от северного направления р геодезического меридиана данной точки до заданного направ ления I.
Геоцентрическая и геодезическая широты связаны между со бой соотношением
sin (<рг — ?ц) = е2 sin <рг cos <рц,
где е — эксцентриситет меридианного эллипса общего земного эллипсоида.
Гравитационное поле Земли
Согласно закону всемирного тяготения Ньютона каждая частица массой М притягивает другую частицу массой т с си лой гравитационного притяжения (тяготения) GT, определяемой зависимостью
(1-1)
где f — гравитационная постоянная; г — расстояние между частицами.
При полете летательного аппарата на него действуют-силы притяжения Земли и других небесных тел. В непосредственной близости Земли силы притяжения небесных тел чрезвычайно малы по сравнению с силой притяжения Земли (так, силы при тяжения к Луне и Солнцу приводят к незначительному измене нию ускорения силы притяжения и отклонения отвеса; влияние остальных небесных тел еще меньше). В связи с этим в дальней шем нами рассматривается только гравитационное поле Земли.
Сила притяжения является консервативной, т. е. имеющей силовую функцию. Силовая функция материальной точки мас сой М называется ньютоновским потенциалом и равна
U = f - y - , |
(1.2) |
где г — расстояние от материальной точки до рассматриваемой точки пространства.
Ньютоновский потенциал произвольного тела массой М мо жет быть записан в виде
U = f ^ A l L , |
(1.3) |
м.
где г — расстояние от частицы, имеющей массу dm, до рассмат риваемой точки пространства.
24
В первом приближении, если считать, что масса Земли со средоточена в точке или распределена внутри шара так, что плотность во всех точках, равноудаленных от центра шара, оди накова, потенциальная функция Земли записывается в виде (1.2). В этом случае величина г является расстоянием от центра Земли.
Используя свойство силовой функции, можно определить проекции силы притяжения частицы единичной массы на оси некоторой системы координат O xyz:
|
dü |
|
dU |
glZ |
dU |
(1.4) |
g T.V |
д х |
ё-.у= ~ г- |
,dz |
|||
|
|
ду |
|
|
||
В частности, проекция силы притяжения на радиус-вектор г |
||||||
определяется выражением |
|
|
|
|
||
|
grr |
dU |
f |
Г2 |
|
1.5) |
|
Ldr |
|
||||
|
|
|
||||
В этом случае ускорение, сообщаемое |
частице |
сферической |
||||
Землей, направлено к центру Земли, и равно |
|
|||||
|
|
ётг |
/М |
|
|
( 1.6) |
|
|
/•2 |
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
Произведение |
гравитационной |
постоянной f на |
массу Зем |
ли М постоянно и для приближенных расчетов может быть при нято равным: fAl = 3,986004 • ІО14 м3/с2.
Нормальный потенциал Земли. В общем виде задача опреде ления потенциальной функции U для реальной Земли, имеющей сложную форму и неравномерное распределение масс, оказы вается весьма трудной. В гравиметрии принято потенциал Зем ли представлять в виде бесконечного ряда
U (г, <рц) = - ^ - + |
- ^ - Я 20 (sin ?д)+ |
^ - Я 4а (sin |
(1.7 |
Г |
Т3 |
Г5 |
|
в котором присоединенные полиномы Лежандра определяются выражениями:
Я20(sin Тц) = — sin2 cpu
З 5 |
. д |
|
15 |
. , |
, |
3 |
7*4о(sin срц) = -----Sin41?,.--------- Sin2?.. |
1------ |
|||||
8 |
. |
н |
4 |
ц |
1 |
8 |
И т. д. |
|
|
(1.7) |
членами, |
являющимися |
|
Ограничиваясь в выражении |
|
главными сферическими функциями нулевого, второго и четвер того порядков, получают удобную формулу для потенциала
25
притяжения, называемого нормальным потенциалом Земли:
о |
1 ^ 8a. |
1 3o </40
1 8 /-5
+1 |
2 |
^20 |
S in ^ tp tt- |
1 \ |
гз |
! + |
|||
|
3 |
|
|
|
^ sin 4 <Рц- |
6 Sin2 <рц- |
(1.)8 |
||
|
|
|
|
35 |
где doo, d2o, d40— постоянные коэффициенты, зависящие от уг ловой скорости вращения соз и параметров принятой модели Земли:
|
doo— |
|
|
^20= — ^вк«4 Т « — |
р- |
10 [Ш |
|
d40 |
8 |
|
pa |
35 |
|
||
|
|
|
“ 3 a
r
gbVL
g3K— ускорение силы тяжести на экваторе.
Нормальный потенциал Земли соответствует потенциалу не
|
которого |
сфероида, |
|||
|
представляющего идеа |
||||
|
лизированную |
Землю, |
|||
|
и несколько |
отличает |
|||
|
ся от потенциала Зем |
||||
|
ли. Это отличие |
|
выра |
||
|
жается |
в виде |
анома |
||
|
лии поля притяжения и |
||||
|
учитывается |
при |
точ |
||
9т,А |
ных расчетах. |
потен |
|||
Нормальный |
|||||
9пу |
циал притяжения |
Зем |
|||
|
ли зависит |
только от |
|||
|
расстояния г до рас |
||||
Рис. 1.5. Составляющие ускорения силы |
сматриваемой точки и |
||||
геоцентрической |
|
широ |
|||
тяжести |
ты фц. |
Вектор |
напря |
женности нормального поля притяжения всегда расположен в плоскости '.меридиана, проходящего через ось вращения Земли и рассматриваемую точ ку пространства. Поэтому вектор дт ускорения силы нормально го притяжения может ‘быть задан двумя составляющими ди и
Рт2, лежащими в плоскости меридиана |
(рис. 1.5), при этом |
|
|||
Ят1 = |
dUp |
g т2= |
1 dUo |
(1.9) |
|
dr |
<*Рц ’ |
||||
|
|
|
26
или
grV |
300 |
3 |
d2Q (3sin2cp„— 1) + |
|
|||
|
/•2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
- f — |
|
(5 sin4 cp |
30 |
(1. 10) |
|
|
|
гб |
7 sin2T„ + — ; |
||||
|
|
8 |
I |
ц |
|
||
grt- |
—- |
sin 2cp |
4- — |
/-6 |
COS срц (7sin3cpu— 3sin <РцХ |
|
|
|
2 |
г* |
ТиТ 2 |
|
|
Относительная погрешность этих формул сравнительно мала (не превышает 3 • 10-5) и вполне допустима при решении боль шинства задач динамики, связанных с расчетом траекторий по лета.
При выводе уравнений движения летательного аппарата удобно рассматривать следующие две составляющие ускорения силы притяжения (см. рис. 1.5): gтг, направленную к центру Земли; gTül, направленную параллельно оси вращения Земли.
Чтобы их найти, необходимо разложить, в свою очередь, ме ридиональную составляющую ускорения силы притяжения gT2 на две составляющие в направлении радиуса-вектора г и оси вращения Земли:
(1.1 1)
g
g r 2
cos 9ц
Составляющая |
дт\' направлена |
противоположно составляю |
|||
щей д.гі. Поэтому |
|
|
|
|
|
|
|
g r r = g r l- g Tv |
( 1. 12) |
||
Окончательно получим |
|
|
|
||
г . '= - т г |
- т |
-7 Г |
(5sin;4 - 1> т |
|
|
H— r - - ^ 7- ( 21 s in '? ,— 1 4 s i n 4 , + l); |
(1.13) |
||||
8 |
гб |
|
|
|
|
g™ = 3 |
sin |
(рц — -J- |
sin cp (7 s in 2cp — 3). |
( 1. 14) |
|
/•4 |
|
2 |
Г6 |
|
|
Если не требуется особо высокая точность расчетов, то мож но ограничиться первыми членами разложения в ряд, т. е. при нять
— Y ^ ( 5 s i n 4 „ - i ) ; |
(M S) |
ётм= 3 ^ р sin ¥ц, |
(1-16) |
27
где
flf00 = 3,9861679ІО14 м3/с2;
-^-d20 = 26,32785ІО24 м5/с2.
§ 2. АТМОСФЕРА
Аэродинамические силы, действующие на летательный аппа рат, существенно зависят от параметров атмосферы — плотно сти, давления и температуры воздуха. Эти параметры, в свою очередь, зависят от высоты полета, географической широты места, времени года и суток и ряда других факторов, например, от степени активности Солнца.
Для расчета траекторий и других исследований, проводимых при проектировании летательного аппарата, обычно использу ются таблицы стандартной атмосферы (СА), которые дают не которые средние значения параметров спокойной атмосферы в зависимости от высоты. Отклонение параметров атмосферы от стандартных значений, а также ветер представляют собой ат мосферные возмущения, которые также влияют на полет ра кеты.
В СССР принята стандартная атмосфера СА-64 для высот до -1-200 000 м (ГОСТ 4401—64). Для высот 200 000—300 000 м в этом же ГОСТе приведены характеристики атмосферы, реко мендуемые координационной комиссией при АН СССР по со ставлению ГОСТа на стандартную атмосферу.
В СА за нулевую высоту принят уровень моря, причем дав ление на нулевой высоте принято равным 760 мм рт. ст., а тем пература воздуха 288 К (15° С). При этих условиях массовая плотность воздуха равна
PÄ 1,2255 кг/м3.
Зависимости параметров воздуха от высоты подобраны та ким образом, что СА ближе всего подходит к условиям в сред них широтах северного полушария в летнее время года.
Пользуясь СА, можно сравнить результаты летных испыта ний нескольких летательных аппаратов, произведенных в раз личных условиях по времени года, суток и географической ши роте места испытаний. Для этого необходимо произвести пере счет результатов испытаний на условия СА, т. е. подсчитать, какие летные данные будут иметь эти летательные аппараты в условиях СА.
Все аэродинамические расчеты летательных аппаратов так же проводятся применительно к условиям СА, поэтому резуль таты расчетов легко сопоставлять между собой.
В приложении I приведена таблица стандартной атмосферы (ГОСТ 4401—64).
28
Для решения задач динамики полета, кроме стандартных значений параметров атмосферы, нужно знать также диапазоны ■возможных отклонений этих параметров, соответствующие опре деленному уровню вероятности как без учета времени года и мест на земном шаре, так и с их учетом. Кроме того, для более точных исследований требуется знание статистических зависи мостей между случайными отклонениями каждого параметра на разных высотах и т. п.
Возможны различные методы описания возмущений пара
метров атмосферы. Рассмотрим один из них. Температура Т |
и |
||||||||||
плотность атмосферы |
р могут быть |
представлены |
в |
виде |
|
||||||
|
|
Г (Я ) = ГСТ(Я) + ДГ(Я); |
|
|
|
(1.17) |
|||||
|
|
Р( Я ) = Рст(Я )[ |
|
|
|
|
|
|
(1.18) |
||
где 7’СТ(Я) |
и Рот ( Я ) — стандартные |
значения |
температуры |
и |
|||||||
|
|
|
плотности; |
|
температуры |
от |
стандарт |
||||
|
ДТ(Н ) — отклонение |
|
|||||||||
|
|
|
ной; |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(Я ) — |
относительное |
отклонение |
|
плотности |
|||||
|
Рс т |
|
воздуха от стандартной. |
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
Для задания случайных функций АТ и Д р /р Ст |
можно исполь |
||||||||||
зовать метод канонических разложений [5]. |
|
|
|
|
|
||||||
Применительно к рассматриваемому случаю параметры ат |
|||||||||||
мосферы как случайные функции высоты точки над |
поверхно |
||||||||||
стью Земли представляются в виде канонического |
разложения |
||||||||||
следующим образом: |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
ДГ(А) = ДГ(А)ф |
2 |
^ |
(А)*/; |
|
|
|
(1.19) |
||
|
|
|
|
I -1 |
|
|
|
|
|
|
|
|
АіД (А) = -A t. (А) + |
у |
|
А ря (а) с., |
|
|
|
( 1.20) |
|||
|
Р с т |
Р с т |
шшл |
Рс т |
|
|
|
|
|
||
где дТ (А), |
—- |
(А) — средние отклонения от значений |
СА, со- |
||||||||
|
Р с т |
|
ответствующие |
рассматриваемой |
точке; |
||||||
|
|
|
|||||||||
дТ; (А), |
Арг |
(А)— некоторые |
неслучайные |
отклонения |
от |
||||||
|
Р с т |
|
|
|
|
|
|
|
___ |
|
|
|
|
|
средних отклонений ДГ(А) и |
- Ар - (А). |
|
||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Рст |
|
|
Такая запись параметров «случайной атмосферы» соответ ствует представлению ее в виде суммы некоторого количества m «атмосфер» со случайными коэффициентами А, и Сі . Э ти коэф-
29
фициенты |
и |
координатные функции АГ, (/г) и |
(А) оире- |
деляются |
на |
основе накопленных статистических |
Р с т |
данных, ха |
рактеризующих состояние атмосферы. Достаточно точное пред ставление случайных параметров атмосферы дает разложение, включающее 10—11 членов.
Использование метода канонических разложений случайных параметров атмосферы позволяет решать различные задачи, возникающие при проектировании летательных аппаратов. Ти пичным примером является задача о рассеивании баллистиче ских ракет. Построение канонического разложения в этом слу чае сводится к определению неизвестных случайных величин и координатных функций для достаточно обширной области по> данным метеозондирования атмосферы. При проектировании летательных аппаратов встречается и другая группа расчетов (например, при оценке прочности аппарата), целью которых является изучение характеристик объекта для наихудших (крайних) условий полета и оценка влияния предельных от клонений.
В некоторых случаях с целью упрощения расчетов вместо использования канонических разложений для крайних условий можно использовать предельные значения температуры атмос феры по высоте. В качестве предельных распределений темпе ратуры при этом принимаются температуры для так называе мых стандартных дней — максимальные температуры теплого дня и минимальные температуры холодного дня.
Соответствующие предельные значения относительной плот ности воздуха определяются из уравнения состояния и диффе ренциального уравнения равновесия.
По аналогии с определением случайных параметров атмос феры определяются характеристики ветра. При решении перво го типа задач выделяется систематический ветер постоянного направления (с запада на восток) и случайная составляющая ветра. При расчете управляемости и прочности летательного аппарата используется огибающая скоростей ветра по высоте,, соответствующая предельным значениям.
§ 3. АЭРОДИНАМИЧЕСКИЕ СИЛЫ И МОМЕНТЫ
Аэродинамические силы, возникающие при движении лета тельного аппарата в атмосфере, можно привести к одной резуль тирующей силе R, проходящей через центр масс и называемой
полной аэродинамической силой, и результирующему момен ту М, действующему относительно центра масс летательного аппарата и называемому полным аэродинамическим моментом.
Величина и направление векторов R и М зависят от ряда фак торов, в том числе от ориентации аппарата относительно векто
30