Файл: Красюк Н.П. Электродинамика и распространение радиоволн учеб. пособие.pdf

шением N (рис. 13.5) и значительным возрастанием g n с высотой,

сий способствуют три причины: горизон­ тальный перенос воздушных масс, радиа­ ционное охлаждение земной поверхности и процессы сжатия в атмосфере во время антициклонов (антициклон — область в атмосфере с повышенным давлением воз­ духа).

Горизонтальный перенос воздушных масс может возникнуть летом в дневные часы, когда суша нагревается быстрее, чем море. Если нагретый над сушей воз­ дух под действием ветра переносится в сторону моря, то нижние прилегающие к морской поверхности слои воздуха оказы­

ваются холоднее верхних, в результате чего образуется температур­ ная инверсия. Температурная инверсия в результате горизонтально­ го переноса воздушных масс может произойти также ранней весной, когда над поверхностью Земли, покрытой еще снежным покровом, проносятся пришедшие с юга теплые массы воздуха.

Радиационное охлаждение земной поверхности наблюдается ле­ том в ясные ночи, когда происходит сильное теплоизлучение с по­ верхности Земли, нагретой за день солнечными лучами. Теплоизлу­ чение сопровождается охлаждением земной поверхности и прилега­ ющих к ней нижних слоев воздуха. Более высокие слои воздуха не успевают охладиться, и в результате образуется температурная ин­ версия.

Процессы сжатия могут происходить в любое время года в рай­ онах антициклонов, когда верхние слои воздуха опускаются вниз, сжимаются и при этом адиабатически нагреваются. Нижние слои воздуха, принимающие температуру земной поверхности, могут оказаться холоднее вышележащих областей. В результате возника­ ют приподнятые температурные инверсии.

С л у ч а й н ы е и з м е н е н и я N \\ g n происходят под действием нерегулярных изменений метеорологических условий. Они приводят к медленным изменениям (замираниям) УКВ, напряженности поля в месте приема, например, на радиорелейных линиях связи.

Для оценки случайных изменений градиента индекса преломле­ ния вводят понятие э ф ф е к т и в н о г о г р а д и е н т а g ns- Под ве­ личиной gns понимают такой неизменный по высоте и одинаковый по трассе градиент, при котором напряженность поля в месте прие­ ма будет аналогичной случаю реального изменения градиента на трассе распространения радиоволн. На рис. 13.6 приведен график

375

В тропосфере постоянно присут­ ствуют слоистые и мелкомасштаб­ ные неоднородности. Они вызы­

вают рассеяние, отражение и быстрые замирания УКВ.

С л о и с т ы е н е о д н о р о д н о с т и представляют собой гори зонтальные образования, непрерывные на протяжении десятков и сотен километров или разорванные вертикальными воздушными потоками с промежутками различной величины и конфигурации. Слоистые неоднородности атмосферы встречаются очень часто и вы­ зываются самыми разнообразными причинами.

К слоистым неоднородностям относятся в первую очередь слои воздуха, где наблюдается температурная инверсия. Инверсия препятствует вертикальному дви­ жению воздуха, в результате чего наблюдаются отклонения в скорости ветра и изменении влажности воздуха. Последнее обусловлено тем, что температурная инверсия задерживает поступление водяных паров в вышележащие слои воздуха, где воздух оказывается более сухим. Как видно из формулы (13.5), повышение температуры и снижение влажности (уменьшение давления водяного пара е) с высотой создают благоприятные условия для образования неоднородности.

Другой причиной образования слоистых неоднородностей является облач­ ность. На границе облака в результате резкого перепада влажности и существен­ ного изменения температуры воздуха происходит заметное изменение диэлектри­ ческой проницаемости и показателя преломления.

Слоистые неоднородности имеют толщину от десятых долей мет­ ра до нескольких сотен метров. Приращение е в таких слоях колеб­ лется от ІО“"6 до (5-4-10) • ІО-5. Горизонтальная протяженность ме­ няется в широких пределах — от десятков метров до десятков кило­ метров [62].

М е л к о м а с ш т а б н ы е н е о д н о р о д н о с т и обнаруживают­ ся на графиках (профилях), характеризующих зависимость N от высоты, которые автоматически снимаются е помощью специальных приборов—•радиорефрактомеров (см. § 13.3). Их причиной являют­ ся турбулентные вихревые движения воздуха, которые порождают­ ся восходящими и нисходящими потоками, а также ветрами в тро­ посфере.

376

Вихрь, образовавшийся в результате турбулентного движения воздуха в какой-то области атмосферы, перемещается в другие области, сохраняя примерно температуру и влажность исходной области. Поэтому, каждый вихрь образует локальную неоднород­ ность, имеющую в среднем сферическую форму. Согласно теории турбулентности, развитой в работах А. Н. Колмогорова и А. М. Обу­ хова, турбулентное движение вначале сопровождается образовани­ ем вихрей больших размеров, примерно равных размерам всего потока [49]. Эти вихри в процессе своего движения постепенно раз­ мельчаются и превращаются в вихри более малых размеров. При этом интенсивность турбулентного движения падает, так как с уменьшением размера вихря увеличивается роль вязкости воздуха. Энергия наименьших вихрей превращается в тепло.

Таким образом, в результате турбулентного движения воздуха в тропосфере постоянно и одновременно существуют вихри различ­ ных размеров. Так как внутри вихря значения температуры, давле­ ния и влажности отличаются от таковых для окружающего воздуха, то вихрь представляет собой неоднородность, у которой диэлек­ трическая проницаемость и показатель преломления (индекс пре­ ломления) отличаются на небольшую величину (десятые доли еди­ ниц N) от показателя преломления окружающего воздуха.

Как следует из вышеизложенного, в атмосфере существуют одновременно неоднородности диэлектрической проницаемости различной формы и различной природы. Они непрерывно движутся и изменяются. Количественное описание этих неоднородностей представляет большие трудности. Обычно диэлектриче­ скую проницаемость е выражают в виде

е = е0 + Де (х, t) ,

где во— среднее значение диэлектрической проницаемости; Де — случайная вели­ чина, изменяющаяся как во времени (t), так и в пространстве (х ).

При этом предполагается, что функция Де статистически стационарна, хотя это, по-видимому, не совсем верно. Для статистического описания флуктуаций е

пользуются либо структурной функцией / ( 0 = (Еі —£г)2> либо пространственной функцией корреляции р(/):

р (/) = Д е і Д е 2 .

Здесь еі и 8г — значения диэлектрической проницаемости в точках 1 и 2, рас­

положенных друг от друга на расстоянии I; 'Аеі и Де2— отклонения от среднего значения диэлектрической проницаемости в точках 1 и 2.

Черта над выражением в скобках означает среднее значение. Между струк­ турной функцией f(l) и функцией корреляции р(/) существует следующая связь:

р ( / ) = Д І 2 _ - 1 / ( / ) .

Функции f(l) и р(/) можно определить экспериментально путем измерений флуктуаций е в атмосфере.

Экспериментальные данные о неоднородностях е атмосферы по­ ка что очень ограничены и неполны из-за недостаточного количест­ ва таких измерений, а также вследствие недостаточной точности приборов, с помощью которых измеряются неоднородности. По­

377

дробнее с экспериментальными данными о флуктуациях е в атмос­ фере можно ознакомиться в [48]. Здесь отметим только, что средние размеры мелкомасштабных неоднородностей составляют примерно

304-50 м.

Интенсивность флуктуаций е неоднородностей, т. е. величина

Де2, медленно убывает с высотой примерно по экспоненциальному закону, т. е. примерно по такому же закону, что и величина во2. На высотах от 1 до 3 км среднеквадратичное отклонение величины Ле составляет (1 -4-3) • 10~6 при интервале усреднения порядка 1 км.

§13.3. М ЕТОДЫ ЭК СП ЕРИ М ЕН ТАЛ ЬН О ГО

ИССЛ ЕДОВАН И Я ТРОП ОСФ ЕРЫ

Диэлектрическую проницаемость, показатель, индекс и градиент индекса преломления тропосферы можно определить методом кос­ венных или прямых измерений.

Метод косвенных измерений сводится к определению давления, температуры и влажности воздуха на разных высотах в тропосфере с последующим расчетом электрических параметров. В метеороло­ гии для этой цели используют разные методы, в том числе аэроло­ гический метод измерений с помощью подъема радиозондов — ре­ зиновых или полиэтиленовых шаров, наполненных каким-либо лег­ ким газом, обычно водородом. На них устанавливаются барометры, термометры и психрометры. Информация о давлении, температуре и влажности воздуха передается радиотелеметрической системой на Землю. Радиозонды позволяют изучать атмосферу до 254-40 км. На больших высотах измерения производят с помощью ИСЗ и ме­ теорологических или геофизических ракет.

Недостатком метода косвенных измерений является большая инерционность приборов, используемых в качестве датчиков давле­ ния, температуры и влажности. Это не дает возможности измерять быстрые флуктуации диэлектрической проницаемости и мелкие неоднородности тропосферы.

В настоящее время широко используется прямой метод измере­ ний индекса преломления тропосферы с помощью радиорефрактомеров. Этот метод имеет ряд преимуществ: высокую точность, боль­ шую чувствительность, малую инерционность и т. д.

Метод основан на сравнении собственных частот двух резонато­ ров— эталонного и измерительного, которые возбуждаются санти­ метровым клистронным генератором, модулированным по частоте напряжением пилообразной формы с частотой повторения, напри­ мер 400 гц. Эталонный резонатор герметизирован, а измерительный резонатор сообщается с окружающей атмосферой, и в нем возбуж­ даются колебания, частота которых зависит от коэффициента пре­ ломления заполняющего его воздуха. По разности частот, возбуж­ даемых в резонаторе, определяют значение индекса преломления. Действительно, в соответствии с (9.7) собственная частота резона-

378