Файл: Проворов К.Л. Радиогеодезия учеб. пособие.pdf

\

§ 3. АТМОСФЕРА И Е Е В Л И Я Н И Е НА РАСПРОСТРАНЕНИЕ Э Л Е К Т Р О М А Г Н И Т Н Ы Х В О Л Н

Распространение электромагнитных волн при радио- и светодальномерных измерениях расстояний происходит в атмосфере *. По со­ временным данным атмосфера простирается на 2—3 земных радиуса. Однако около 9/10 массы ее заключено в слое высотой до 16 км и лишь одна миллионная — в слое выше 100 км. По физическим свой­ ствам атмосфера не однородна и по высоте разделяется на ряд слоев, или сфер (рис. 17).

Для радио геодезических измерений наибольший интерес предста­ вляет нижний слой атмосферы — тропосфера, верхняя граница кото­

ществ. Молекулы газов, составляющих воздух, не имеют дипольного момента, за исключением молекул кислорода и водяного пара.

В земной атмосфере всегда имеются электрические заряды (атмо­ сферное электричество), величина и распределение которых непре­ рывно меняются, что вызывает возникновение электромагнитных волн нерегулярного характера. В тропосфере ввиду малой концентрации заряженных частиц они не оказывают заметного влияния на распро­ странение электромагнитных волн. Электрическая проводимость тропосферы практически равна нулю, поэтому тропосферу считают диэлектриком. Магнитную проницаемость принимают равной еди­ нице. Диэлектрическая проницаемость тропосферы при средних

* Под атмосферой понимается газовая оболочка, принимающая участие во вращательном движении Земли .

32

До высоты 90 км газы, составляющие атмосферу, хорошо переме­ шиваются воздушными потоками, и относительный состав атмосферы в общем сохраняется. Выше этой границы под действием солнечной радиации происходит расщепление молекул кислорода и азота на атомы и наблюдается слоистое распределение газов по высоте в соот­ ветствии с их атомным весом. Воздействие солнечного и космического излучений вызывает в верхних слоях атмосферы увеличение иониза­ ции газов и образование ионосферы, содержащей большое количество свободных электрических зарядов (электронов, ионов). Ионосфера обладает диэлектрической проницаемостью, меньшей единицы, а также более высокой электрической проводимостью. Наличие ионо­ сферы играет существенную роль при распространении радиоволн всех диапазонов на дальние расстояния.

Основными метеорологическими элементами атмосферы, важными с точки зрения распространения электромагнитных волн, являются температура, атмосферное давление и влажность воздуха.

Температура воздуха в тропосфере определяется в основном излучением поверхности Земли, нагреваемой в течение дня Солнцем, и в общем монотонно убывает с высотой. В нижнем слое, наиболее подверженном влиянию земной поверхности,—до высоты 1—1,5 км,—

всреднем 5—6 град/км, а в верхнем слое достигает 6,5—7,5 град/км. В последних двух слоях температурный градиент довольно устойчив

втечение года.

ние температуры (до высоты около 80 км). Выше под действием сол­ нечного излучения температура воздуха плавно возрастает, достигая на. высоте 500—600 км значения 2000—3000° К. В табл. 3 приведено распределение температуры воздуха по высоте до 16 км для стандарт­ ной атмосферы (см. ниже).

Неравномерное нагревание поверхности земли в зависимости от положения Солнца, рельефа, почвенно-растительного покрова, влажности приводит к неравномерному нагреванию воздуха, вер­ тикальным и горизонтальным перемещениям воздушных масс, воз­ никновению температурных инверсий**, а также к хаотическим, вихревым перемещениям масс воздуха различных размеров. Вихревые

процессы, обусловленные турбулентностью атмосферы, приводят к непрерывным, короткопериодическим случайным колебаниям тем­ пературы (флуктуациям), достигающим при неблагоприятных усло­ виях 1°С. Непостоянство температуры наблюдается в тропосфере не только по высоте, но также в различных точках на одних высотах. Над однородной подстилающей поверхностью различие температур на расстоянии даже в несколько десятков километров не превышает обычно 1°, за исключением времени восхода и захода Солнца, когда возможны расхождения до 5° С. При различных подстилающих по­

может доходить до 3,5° С. В горных районах в ночное время наблю­ далась разность температур на одной и той же высоте над вершинами

температурного градиента имеют место в нижнем слое атмосферы высотой до 100 м, т. е. в слое, где чаще всего производятся геодези­ ческие измерения.

При радиогеодезических измерениях температура воздуха опреде­ ляется по сухому термометру аспирационного психрометра в граду­ сах Цельсия (t° С). Абсолютная температура получается из соотно­ шения Т = 273,16 -|- t°. Температуру отсчитывают с точностью до 0,1°. Однако вследствие флуктуации температуры, составляющих 0,2—0,4° (в среднем), а также инерционности термометра, достига­ ющей 30 с, действительная ошибка измерения температуры на стан­ ции составляет в среднем 0,3—0,4° и может доходить до 1,0°.

Атмосферное давление р измеряется в миллибарах или миллимет­

где к = 1,38- Ю - 2 3 ДжАЙГ — постоянная Больцмана, а Т — абсолют­ ная температура. Атмосферное давление убывает с высотой по экспо­ ненциальному закону. Вблизи уровня моря градиент давления {барометрически ступень) составляет около 12,5 мб на 100 м. Атмо­ сферное давление подвержено колебаниям как сезонным, так и свя­ занным с общим изменением состояния атмосферы. В общем поле давления атмосферы можно рассматривать как равномерное и одно­ родное: — поверхности равного давления (изобарические поверх­ ности) располагаются практически горизонтально, а флуктуации его обычно не превышают 0,1 мб. При радиогеодезических измерениях давление определяют с помощью барометров-анероидов с ошибкой 0,3—0,5 мм рт. ст.

Зависимость давления от высоты наиболее полно выражается барометрической формулой Лапласа

34

Н2-Н, = 18400 lg ü ( 1 + 0,003660 х

средние величины температуры, высоты и отношения упругости водя­ ного .пара к давлению; ф — географическая широта. Часто поль­ зуются упрощенной барометрической формулой

в которой не учитывается влияние влажности и изменения ускорения силы тяжести в зависимости от широты и высоты точки, т. е. послед­ ние три множителя в формуле (34).

В табл. 3 приведены значения давления для стандартной атмо­ сферы при влажности воздуха, равной нулю.

Влажность воздуха характеризует содержание в нем водяного пара. Различают удельную влажность q (количество пара в граммах на 1 кг влажного воздуха) и упругость водяного пара еили парциаль­ ное давление — давление, которое имел бы пар, если бы только он занимал данный объем. Упругость водяного пара выражают в тех же единицах, что и атмосферное давление (в миллибарах или миллимет­ рах ртутного столба). Каждой температуре соответствует некоторая наибольшая упругость водяного пара Е, которую называют упруго­ стью насыщенного пара. Иногда влажность воздуха характеризуют относительной влажностью г, равной отношению (в процентах) упругости пара в воздухе к упругости насыщенного пара при той же температуре. Указанные характеристики связаны следующими соот­ ношениями:

где р — давление атмосферы.

Распределение влажности в тропосфере зависит о т температурных условий и перемещения воздушных масс, от процессов конденсации и испарения в атмосфере и о т выпадения осадков. Как правило, большая влажность наблюдается в местах интенсивного испарения. Так, разность упругости водяного пара над орошаемыми участками и над сухими, на высоте 2—3 м над землей, наблюдалась до 4 мм рт. ст. Вблизи склонов гор влажность воздуха на 2,5 мм рт. ст. больше, чем в свободной атмосфере на той же высоте. Различия влажности особенно заметны в нижних слоях тропосферы, на высотах до 100 м.

Упругость водяного пара убывает с высотой в общем по экспо­ ненциальному закону, причем значительно быстрее атмосферного давления. Зависимость упругости водяного пара от разности высот может быть представлена эмпирической формулой

где h — разность высот в километрах. В последнем столбце табл. 3 приведена упругость водяного пара, полученная по формуле (37).

Влажность воздуха обычно определяют аспирационным психро­ метром по отсчетам сухого и смоченного термометров. Если tc и tR — показания этих термометров, то влажность (парциальное давление) находят по формуле

где Е — упругость насыщенного пара при температуре tB, р — давле­ ние воздуха. При точности отсчета температуры по сухому и смочен­ ному термометрам, равной 0,1°, с учетом источников других ошибок ошибка определения упругости водяного пара составляет около 0,5мб.

При различных расчетах иногда пользуются стандартной атмо­ сферой, соответствующей некоторому среднему состоянию реальной атмосферы. Для такой атмосферы принимают на уровне моря давле­ ние 1013,2 мб (760 мм рт. ст.) и температуру 15° С (288° К). Влажность

как неоднородную диэлектрическую среду, характеризующуюся сложной структурой, постоянно изменяющуюся в пространстве и вре­ мени. При этом на сравнительно медленные изменения тропосферы,

36