Матвеенко А.М. (ред.) - Системы оборудования летательных аппаратов - 2005

56 Физиолого-гигиенические аспекты высотных полетов

Озон — аллотропное видоизменение кислорода, отличающееся от обычной формы наличием трех атомов в молекуле, обладает це­ лым рядом специфических свойств. Прежде всего заслуживает упоминания защитная роль слоя озона в атмосфере, который за­ держивает ультрафиолетовую часть излучения солнца, губитель­ ную для живых организмов. Под действием озона обесцвечивают­ ся некоторые красители, а резиновые изделия разрушаются, рас­ сыпаясь в порошок при контакте в течение 2...4 ч с озоном в концентрации 0,02...0,03 мг/л.

Озон относится к числу веществ, чрезвычайно токсичных для человеческого организма. Предельно допустимое объемное содер­ жание озона в воздухе в наземных условиях составляет 10~5 %, что соответствует его концентрации 2 • 10~4мг/л. Для сравнения мож­ но отметить, что такое же объемное содержание допускается для отправляющего вещества — фосгена.

Озон образуется в основном в средних слоях атмосферы на вы­ сотах 20...60 км при диссоциации молекул кислорода, происходящей в результате поглощения коротковолновых лучей солнечного уль­ трафиолетового спектра. Распределение озона в атмосфере нерав­ номерно и зависит от географической широты и, кроме того, имеет четко выраженные сезонные и суточные изменения. В средних широтах максимум концентрации озона наблюдается на высотах 19...21 км и составляет примерно 2,5 • 10-4 мг/л. Общее количес­ тво озона невелико. Если собрать весь озон в один слой, то тол­ щина этого слоя при нормальном давлении 101,3 кПа (760 мм рт. ст.) составит всего 2...4 мм.

Выше 100 км над поверхностью Земли начинается гетеросфера (неоднородный слой), где состав воздуха изменяется с высотой. В гетеросфере газы, составляющие воздух, находятся в атомарном состоянии. Главным газовым компонентом на высотах до 800 км является атомарный кислород.

На высотах более 900 км атмосфера Земли состоит главным об­ разом из водорода и гелия. Там она постепенно переходит в меж­ планетный газ. Средняя температура воздуха в атмосфере изме­ няется с высотой, как показано на рис. 2.1.

В зависимости от характера изменения температуры воздуха (с высотой) атмосферу Земли принято делить на пять основных слоев: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и эк­ зосферу. Эти слои отделяются один от другого небольшими по высоте переходными зонами: тропопаузой, стратопаузой, мезопаузой и термопаузой.

Тропосфера — самый нижний слой атмосферы. В тропосфере температура падает в среднем на 6,5 °С при подъеме на 1 км.

Основные свойства земной атмосферы

57

Н,км

Рис. 2.1. Изменение средней температуры воздуха по высоте атмосферы

Одной из наиболее существенных причин понижения темпе­ ратуры воздуха в тропосфере с высотой является вертикальное перемещение воздушных масс.

Верхней границей тропосферы считают высоту, на которой прекращается дальнейшее понижение температуры воздуха. Эта граница зависит от степени влияния Земли и изменяется в зави­ симости от времени года (повышается в летнее время и понижа­ ется зимой). Высота верхней границы тропосферы составляет 8...10 км над полярными областями, 10...12 км — над средними широтами и 16... 17 км — над тропиками.

В тропосфере образуются облака, развиваются и затухают крупномасштабные воздушные вихри (циклоны и антициклоны), выпадают осадки.

Стратосфера простирается до высот 50...55 км. До высот 20...22 км вертикальный градиент температуры близок к нулю, и температура составляет в среднем —56,5 °С. В верхних слоях стра­ тосферы, начиная с высот 30...33 км, наблюдается повышение температуры с —56 до 0°С на верхней границе (50...55 км).

Стратосфера характеризуется постоянством направления гори­ зонтальных течений воздуха, большими скоростями ветра, дости­ гающими 50... 100 м/с, отсутствием значительных вертикальных

58 Физиолого-гигиенические аспекты высотных полетов

перемещений. Влажность воздуха в стратосфере мала, и облака образуются чрезвычайно редко.

Мезосфера начинается на высотах 50...55 км. Температура воз­ духа в мезосфере понижается на 3...4 °С с подъемом на 1 км и до­ стигает минимума —85 °С. Мезосфера ограничена на высоте 80 км мезопаузой.

Термосфера — слой атмосферы от 80 до 800 км над поверхно­ стью Земли. Воздух в термосфере сильно ионизирован, а так как процесс ионизации под действием солнечного излучения сопро­ вождается выделением тепла, то для термосферы характерен не­ прерывный рост температуры с градиентом 3...8 °С на 1 км высо­ ты. В термосфере происходит изменение состава воздуха.

Экзосфера — слой свыше 800 км — является переходным слоем к межпланетному пространству. Температура воздуха в экзосфере продолжает расти и достигает 1000 К.

Высокая температура воздуха в термосфере и экзосфере не вы­ зывает нагрева поверхности JIA, так как в сильно разреженной ат­ мосфере коэффициент теплоотдачи практически равен нулю, по­ этому температуры тела и окружающего его воздуха в верхних сло­ ях атмосферы будут значительно отличаться друг от друга.

Температура воздуха на данных высотах изменяется в довольно широких пределах в зависимости от географической широты, вре­ мени года и даже времени суток.

Давление атмосферного воздуха определяется условием гидро­ статического равновесия и уменьшается с увеличением высоты.

Рассмотрим статическое равновесие столба газа с плотностью р, площадью dF и высотой dh (рис. 2.2):

pdF = (р + dp)dF + pgdhdF,

или —dp = рgdh.

Для интегрирования этого уравнения необходимо знать закон

	изменения плотности воздуха по высоте.
	С целью обеспечения сравнимости между
p+dp	собой результатов летных испытаний ЛА и
	высотной аппаратуры в различных условиях

1в нашей стране и за рубежом введена стан­ дартная атмосфера (СА), в которой в качес­ тве констант приняты следующие значения основных параметров воздуха на уровне мо­

4- ря: Г0 = 288 К (t0 = 15 °С), давление р0 = = 101325 Па (760 мм рт. ст.), соответствую­ щая им плотность воздуха р = 1,225 кг/м3 [14].

Рис. 2.2. Схема равновесйя столба воздуха

Законы изменения каждого параметра в зависимости от высоты приняты постоянны-

Основные свойства земной атмосферы

59

ми для любого времени года и любого пункта земного шара. Зна­ чения параметров воздуха по СА довольно близко совпадают со среднегодовыми значениями этих параметров на средних широ­ тах в летнее время.

В тропосфере изменение основных параметров воздуха опре­

деляется следующими формулами:
Th = T 0 - a h ;		(2.1)
		<2-2>
Р* = Р о (1 -4- 4 У	4’2S6 -	(2-3)
где h — высота, м, отсчитываемая	от уровня моря;	Th (К),

ph (Н/м2), рЛ (кг/м3) — соответственно температура, давление и плотность на высоте h; Г0, р0, р0 — те же величины на уровне моря;

а= 0,0065 град/м — среднегодовой температурный градиент.

Встратосфере законы изменения температуры, давления и плотности по высоте имеют вид

Т = 216,5 К = const (/ = -56,5 °С);			(2.4)
ph =		_ /»-11000
	22690е	6340 ;	(2.5)
		_ А - 11000
рй =	0,3649е	6340 .	(2.6)

Изменение давления воздуха по высоте атмосферы по данным СА приведено на рис. 5.17.

Необходимо отметить, что линейный характер изменения тем­ пературы с высотой в тропосфере по формуле (2.1) является не только следствием аппроксимации экспериментальных данных, но вытекает также из теоретического предположения о влиянии на распределение температуры вертикальных перемещений воз­ душных масс. Действительно, допустимо считать, что наиболее вероятен политропный характер зависимости температуры от дав­ ления в процессе подъема или опускания воздуха в атмосфере. Уравнение политропы

pvn = const = Л

можно преобразовать с использованием уравнения состояния (Клапейрона—Менделеева)

pv = RT

60	Физиолого-гигиенические аспекты высотных полетов

к виду

р =

Тогда dp — -У—r-d T . n - l v

Подстановка данного выражения в приведенное выше диффе­ ренциальное уравнение гидростатики

dp = —pgdh

с учетом известного соотношения между плотностью р и удель­ ным объемом v

	_	1
	V =	-
позволяет получить		р
п -	RpdT = —pgdh.
	1
И окончательно
d- l =	n	I = const.
п/j		R

Отсюда следует, что, поскольку производная постоянна, сама функция, т.е. зависимость температуры от высоты, должна быть линейной. Градиенту температуры для тропосферы а = 6,5 град/км соответствует показатель политропы п = 1,23, сравнительно близ­ кий к показателю адиабаты к = 1,4. Отличия реальных процессов от адиабатного могут быть объяснены проявлением влияния теп­ лопроводности воздуха, наличием в атмосфере водяных паров (для которых теоретическое значение а = 6,1 град/км) и т.д.

Вода в атмосферном воздухе может находиться в трех агрегат­ ных состояниях: парообразном, жидком и кристаллическом.

Солнечные лучи нагревают поверхность Земли и прилегающие нижние слои воздуха, влага, находящаяся на Земле, испаряется. Неравномерный прогрев поверхности приводит к образованию конвективных потоков, вызывающих перемещение воздуха в вер­ тикальном направлении. Поднимающийся воздух, попадая в более разреженные слои, сам расширяется и постепенно охлаждается. При уменьшении температуры часть водяного пара конденсирует­ ся — происходит образование облаков. Облака могут образовывать­ ся и от встречи двух воздушных масс — холодной и теплой. Так как воздух достигает отрицательных температур уже в нижних слоях тропосферы, то наиболее интенсивное образование облаков про-