1. Факторы, влияющие на жизнедеятельность человека в полёте

Человеческий организм достаточно хорошо приспособлен к разнооб­разным, но вполне определённым условиям среды обитания на земной по­верхности. Однако полёты в земной атмосфере на воздушных шарах, на­чавшиеся в 1783 г., показали, что подъём на высоту может быть опасным для жизни. Человеку для совершения таких полётов необходимы специ­альные защитные средства. Для создания соответствующих эффективных средств потребовалось изучение особенностей условий полёта и способно­стей человека к преодолению воздействия неблагоприятных факторов.

1.1. Основные свойства земной атмосферы

Воздушная оболочка, образующая атмосферу Земли, по данным по­следних исследований, простирается до высот 2...3 тыс. км [2]. Теоретиче­ская граница атмосферы – граница удерживания земным притяжением газовых частиц – лежит на высоте 28 тыс. км над полюсами и 42 тыс. км над экватором. Масса земной атмосферы составляет одну миллионную долю массы Земли и оценивается в 5,27·10¹⁸ кг. В нижнем слое атмосфе­ры высотой 5,5 км сосредоточена половина всей её массы, а в нижнем слое высотой 20 км – 94 %.

Земная атмосфера в основном состоит (без учёта водяных паров) из азота (78,09 % по объёму), кислорода (20,95 %), аргона (0,93 %) и углеки­слого газа (0,03 %). Такой состав сохраняется неизменным до высот 80...100 км, в связи с чем данный слой называют гомосферой. Выше рас­полагается гетеросфера – слой, где состав воздуха изменяется с измене­нием высоты. Под действием космического излучения молекулы компо­нентов воздуха разрушаются, и вещества переходят в атомарную и иони­зированную форму. На высотах до 800 км главным газовым компонентом является атомарный кислород, а на высотах более 900 км преобладающи­ми становятся водород и гелий, после чего земная атмосфера постепенно переходит в межпланетный газ.

Наличие водяных паров в самых нижних слоях атмосферы может быть весьма заметным. Во влажных тропиках водяной пар теоретически может занимать около 10 % объёма воздуха, соответственно тесня все остальные газовые компоненты. Решающим фактором, определяющим содержание водяного пара в воздухе, является сильная зависимость насыщающего влагосодержания от температуры. При +45 °С в воздухе может находить­ся в парообразном состоянии 65 г/м³ воды, при 0 °С – около 5 г/м³, при -50 °С – только 0,05 г/м³. Учитывая, что в нижних слоях атмосферы её температура быстро понижается с увеличением высоты (градиент равен -6,5 °С/км), можно легко объяснить факт присутствия в атмосфере водя­ных паров (в том числе и в виде облаков) лишь на малых высотах.

Следует отметить наличие в атмосфере озона – аллотропного видоиз­менения кислорода, отличающегося от обычной формы наличием трёх атомов в молекуле и образующегося из кислорода под действием коротко­волновой ультрафиолетовой части спектра излучения Солнца на высотах 20...60 км. Распределение озона в атмосфере неравномерно, оно 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.

Озон весьма токсичен для человеческого организма: его предельно допустимая концентрация составляет 2·10^-4 мг/л, что соответствует, например, пре­дельно допустимой концентрации для отравляющего вещества фосгена. Отметим, что на высотах 19...21 км концентрация озона в атмосфере превосхо­дит предельно допустимую ещё до сжатия воздуха (в 7...14 раз), необходимого для создания в кабине летательного аппарата требуемого давления. Следова­тельно, при полёте на этих высотах требуется защита человека от токсичного воздействия озона. Кроме того, под действием озона обесцвечиваются неко­торые красители, а резиновые изделия разрушаются, рассыпаясь в порошок, при контакте в течение 2...4 ч с озоном с концентрацией 0,02...0,03 мг/л.

Экспериментально полученный график изменения температуры воз­духа по высоте в атмосфере представлен на рис. 1. Следует отметить, что показанная на графике высокая температура воздуха на больших вы­сотах (до 1000 К) отражает только высокую скорость движения микрочас­тиц воздуха на этих высотах (температура является мерой кинетической энергии атомов и молекул вещества) и не вызывает заметного нагрева по­верхности летательных аппаратов из-за большой разрежённости газа. Более важными для авиации являются закономерности поведения температуры воздуха на малых и средних высотах.

Рис. 1. Зависимость температуры воздуха T от высоты h в земной атмосфере (штриховкой показаны границы предельных отклонений на высотах до 30 км) [2]

По характеру изменения температуры по высоте атмосферу делят на пять слоёв (рис. 1): тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосфе­ру, экзосферу. Участки перехода от слоя к слою называют паузами: тро­попауза, стратопауза, мезопауза, термопауза.

Для получения зависимости давления от высоты рассмотрим статическое равновесие воздуха в поле гравитационных сил. Выделим элементарный элемент – цилиндр, в пределах которого плотность воздуха и ускоре­ние свободного падения можно считать неизменными, с осью, перпенди­кулярной к поверхности гравитационного потенциала (рис. 2). Условие равновесия этого элемента будет иметь вид

pdF-(p+dp)dF-ρgdFdh = 0, (1)

где р – давление воздуха на высоте h; dp – изменение давления с измене­нием высоты на dh; dF – площадь основания элементарного цилиндра; ρ – плотность воздуха на рассматриваемой высоте; g – ускорение свобод­ного падения.

Рис. 2. Схема равновесия цилиндрического элемента,

выделенного из столба воздуха [2]

Из уравнения (1.1) легко получается зависимость

dp = -ρgdh, (2)

известная как дифференциальное уравнение гидростатики. Для интегрирования уравнения (1.2) и получения аналитической зависимости р от h необходимо знать характер изменения ρ и g по высоте. В частности, для несжимаемой жидкости, напри­мер воды, когда g = const и ρ = const, интегрирование даёт линейную зависимость давления от глубины погружения: р = р_о + ρgh, где р_о – давление на свободную по­верхность жидкости; h – глубина погру­жения, отсчитываемая от свободной по­верхности вниз.

Если известен характер изменения тем­пературы по высоте, уравнение (2) может быть проинтегрировано. В частности, для тропосферы при

T_h = T_о - αh, (3)

где T_h , Т_о – значения абсолютной темпера­туры на высоте h и нулевой высоте соответ­ственно; α – градиент изменения темпера­туры по высоте, α = 6,5 К/км, получаем

p_h = p_o· , (4)

где p_o – давление на нулевой высоте; g – ускорение свободного падения, g = 9,80665 м/с²; R – газовая постоянная для воздуха, R = 287,05287 Дж/(кг·К).

Для начального участка стратосферы, на котором температура воздуха постоянна,

p_h = p_{o ст}·exp , (5)

где h_{о ст} – высота начала изотермического слоя стратосферы, м; р_{о ст} – давление на высоте h_{о ст}; T_{о ст} – значение абсолютной температуры.

В реальных условиях параметры атмосферы подвержены заметным отклонениям от своих средних значений (сезонным, суточным, метеорологическим и др.). В целях обеспечения сравнимости между собой результатов лётных испытаний авиационной техники, полученных в раз­личных ситуациях, в нашей стране и за рубежом используется так называемая стандартная атмосфера, параметры которой рассчитываются по формулам типа (4), (5) [3]. В качестве констант в ней приняты (по­мимо уже упомянутых): Т_о = 288 К (t_о = 15 °С); р_о = 101 325 Па (760 мм рт. ст.); h_{о ст} = 11 км; T_{о ст} = 216,5 К (t_{о ст} = –56,5 °С); р_{о ст} = 22 690 Па (170 мм рт. ст.).