3.2 Диэлектрическая    проницаемость и по­казатель преломления тропосферы

    Относительная диэлектрическая прони­цаемость тропосферы (воздуха) только приближенно может считаться равной еди­нице. В действительности значение  не­сколько больше единицы и зависит от дав­ления р (Па) температуры Т (К) и абсо­лютной влажности воздуха е (Па)

                           (3.1)                   

     Второе слагаемое  в   (3.1)     выражает       изменение  из-за  смещения электрических зарядов в неполярных молекулах газов, входящих в состав воздуха, под влиянием внешнего поля и ориентации полярных мо­лекул водяного пара.

     Коэффициент преломления  тропосферы

и связан с величиной  тропосферы выра­жением   

                                                                                                                                        (3.2)                                            

     У поверхности Земли значение n  в за­висимости от климатических условий равно 1,00026—1,00046. Для расчетов удобнее пользоваться величиной, называемой приведенным  показателем  прелом­ления  тропосферы,  N=(n—l)106, для Земли  N = 260  460.

     Для нормальной тропосферы изменение  с высотой над земной поверхностью h  (м) подчиняется экспоненциальному за­кону

,

где з = 5,78 — отклонение  от еди­ницы у земной поверхности;  — вертикальный градиент  при h = 0.

     Экспоненциальная зависимость  от вы­соты наблюдается при усреднении значи­тельного числа наблюдений, тогда как еди­ничные конкретные кривые   в той или иной мере отклоняются от этого закона. Особен­но велики отклонения в летний период на высотах до 2—3 км, где наблюдаются ин­тенсивные облачные слои, частые инверсии температуры и влажности. Практически всегда возникают сравнительно небольшие флуктуации  относительно экспоненциаль­ной зависимости, вызванные турбулентным движением воздуха.

     Эти флуктуации рассматриваются как неоднородности тропосферы. Размеры мел­ких неоднородностей определяются несколь­кими метрами или несколькими десятками метров, а отклонение от среднего значения  N  составляет DN = l2. Мелкие неоднород­ности непрерывно изменяются, появляясь и исчезая. Средние значения  N  претерпевают сезонные и суточные изменения, причем эти изменения максимальны у земной поверхно­сти и падают почти до нуля на высотах 7— 8 км. Максимальные значения  N  у земной поверхности наблюдаются в июле, мини­мальные — в январе.

     Сезонному ходу приземных значений N сопутствуют соответствующие изменения  g. Значения градиентов  g  и их изменения осо­бенно велики в приземном слое и умень­шаются с высотой. Значения  и  g  зависят от географического положения трассы и ме­няются вдоль самой трассы.

     В приземном слое воздуха для упроще­ния расчетов возможно аппроксимировать экспоненциальный закон изменения  с вы­сотой —-линейным

Вводится эффективный вертикальный градиент ди­электрической проницаемости тро­посферы  , представляющий такой постоянный по высоте градиент  , при ко­тором напряженность поля в точке приема будет такой же, как и в случае реального изменения   на трассе.

    Среднее значение градиента  по­лучают в результате статистической обра­ботки большого числа измерений. Значения  подчиняются нормальному закону рас­пределения со среднеквадратичным откло­нением  . Средние значения (1/м) и среднеквадратичные отклонения (1/м)  для    различных    климатических    районов в летнее время, когда эти значения максимальны, изменяются в следующих пределах  от   до    от  до 11 .  Имеются карты  с  изолиниями  среднемесячных значений   приведенного   коэффициента   преломления   на   уровне  моря.

     Диэлектрическую проницаемость тропо­сферы можно определить, измеряя темпера­туру, давление и влажность воздуха при помощи приборов, устанавливаемых  на самолетах или шарах-зондах.

     3.3. Рефракция радиоволн в тропосфере

     Рефракцией называется искривле­ние траектории радиоволны при распрост­ранении ее в неоднородной среде. Явление рефракции в тропосфере объясняется изме­нением диэлектрической проницаемости  и соответственно показателя преломления n с высотой.

    Радиус кривизны траектории радиовол­ны в тропосфере (при пренебрежении кри­визной земной поверхности) может быть определен по формуле:

где  —  угол падения волны на преломляю­щую границу раздела;

dn/dh - градиент показателя преломления.

     Знак минус у градиента показателя преломления означает, что радиус кривизны положителен, а траектория волны обращена выпуклостью вверх при уменьшении пока­зателя преломления с высотой.

     Учитывая, что  n  l, а для наиболее интересного случая пологих лучей sin   1, имеем:

                                                                          (3.3)          

    Из (3.3) следует, что радиус кривиз­ны траектории радиоволны в тропосфере определяется не абсолютным значением ко­эффициента преломления, а скоростью его изменения с высотой

.

     При распространении в нормальной тропосфере,  характеризующейся  постоянством градиента индекса преломления, траек­тории радиоволн, идущих под небольшими углами к земной поверхности, имеют форму дуг окружности с радиусом R = 25 000 км.

    Рефракция, происходящая в нормаль­ной тропосфере, называется нормальной   тропосферной   рефракцией.

    Учет влияния тропосферной рефракции при линейной зависимости показателя N от высоты производится упрощенно, с помо­щью эквивалентного радиуса Земли Rэ. Предположим, что радиоволны, испыты­вающие рефракцию, распространяются не по криволинейным траекториям в неодно­родной среде, как в действительных усло­виях, а по прямолинейным траекториям в однородной среде над некоторой воображаемой поверхностью, радиус кривизны которой Rэ не равен радиусу Земли:    Rо= 6370 км (рис. 3.1).  

    Кроме того, предполагается, что в реальном и эквивалентном случаях траекто­рии радиоволн проходят на одной и той же высоте над поверхностью при равных рас­стояниях от излучателя. Тогда эквивалент­ный радиус земного шара определяется вы­ражением

                    .                                    (3.4)                     

    Для   нормальной   рефракции  dN/dh  -40 1/км и Rэ = 8500 км.

 Основные  случаи   применения   понятия эквивалентного радиуса Земли следующие.

Расстояние прямой видимости с учетом рефракции определяется по формуле

                (3.5)             

       В условиях нормальной рефракции

где — расстояние в метрах;   — вы­сота антенны в метрах.

При нормальной рефракции расстояние прямой видимости возрастает на  15%.

     Под влиянием различных метеорологи­ческих условий в тропосфере может возникнуть изменение показателя преломления с высотой, значительно отличающееся от условий, определяющих возникновение нор­мальной рефракции. В соответствии с этим рефракция может быть отрицательной, от­сутствовать или быть положительной (рис. 3.2).

     При отрицательной рефракции N не уменьшается, как обычно, с высотой, а, наоборот, возрастает, т. е. dN/dh>0. При этом R<0 и траектория радиоволны обращена выпуклостью вниз — радиоволна удаляется от поверхности Земли.

     Если N при изменении высоты остает­ся  постоянным, то рефракция  отсутствует.

     На практике наиболее часто встречают­ся случаи, когда N с высотой умень­шается, т. е. dN/dh<0. Траектория радио­волны в этом случае обращена выпукло­стью вверх, наблюдается положительная рефракция. Положительная рефракция под­разделяется на  пониженную  (радиус кривизны траектории радиоволны больше, чем при нормальной рефракции),  нор­мальную,  повышенную  (радиус кривизны траектории радиоволны меньше, чем при нормальной рефракции), крити­ческую (радиус кривизны траектории радиоволны равен радиусу земного шара) и  сверхрефракцию  (радиус кривизны траектории радиоволны меньше радиуса земного шара).

Рис. 3.1. К определению эквивалентного радиуса

Земли

а – траектория волны в реальных условиях; б – распространение радиоволны по прямолинейной траектории вблизи Земли с эквивалентным радиусом Rэ

Рис. 3.2. Виды рефракции радиоволн в тропосфере:

1 – отрицательная рефракция; 2 – положительная рефракция; 3 – критическая рефракция; 4 - сверхрефракция

     При сверхрефракции радиоволны, из­лученные под небольшими углами возвыше­ния, испытывают в нижних слоях тропосфе­ры полное внутреннее отражение и воз­вращаются к поверхности Земли. При последовательных отражениях от земной по­верхности радиоволны могут распростра­няться на значительные расстояния за пре­делы «прямой видимости».

     3.4. Поглощение радиоволн в тропосфере

     Длинные, средние и короткие радиовол­ны не испытывают поглощения в тропо­сфере.

    Для волн короче 10 см ослабление ра­диочастотной энергии в тропосфере начинает заметно увеличиваться. Это вызывается поглощением и рассеянием на капельных образованиях или гидрометеорах  (главным образом в дожде, тумане; меньше влияют град, снег), а также на твердых частицах (пыль, дым и т. д.). Поглощение вызывает­ся тепловыми потерями в частицах воды или пыли, а потери на рассеяние обуслов­лены перераспределением энергии в прост­ранстве.

     Если волна проходит в тропосфере путь r причем на зону осадков приходит­ся расстояние   , то напряженность поля за  зоной осадков    Em oc   определяется  по  формуле:

                                                   (3.6)           

где Em св— напряженность поля в свобод­ном пространстве на расстоянии r от  излу­чателя (1.1);

Гoc   - коэффициент    ослабления,   дБ/м.

     Зависимость коэффициента ослабления  Гoc от длины волны при распространении сантиметровых и  миллиметровых волн в дожде и тумане      представлена  на     (рис. 3.3).

     Сантиметровые радиоволны рассеиваются капельками дождя и тумана, что приво­дит к появлению отраженных радиолока­ционных сигналов. Отраженные сигналы от дождя и туч занимают большую площадь на экранах радиолокационных станций, чем мешают нормальной работе этих станций. Для ослабления отражений от дождя на радиолокационных станциях применяют ра­диоволны с круговой поляризацией.

Рис. 3.3. Зависимость коэффициента поглощения от длины волны для дождя и тумана разной интенсивности:

а – моросящий дождь ( 0,25 мм/ч); б – слабый дождь (1 мм/ч); в – умеренный дождь ( 4 мм/ч); г – сильный дождь (15 мм/ч); д – слабый туман с водностью 0,03 г/м3 (видимость около 600 м); е –средний туман с водностью 0,3 г/ м3 (видимость около 120 м); ж – сильный туман с водностью 2,32 г/м3 (видимость около 30 м)

Рис. 3.4. Зависимость коэффициента поглощения в кислороде и водяных парах от длины волны

   Радиоволны короче 3 см испытывают также молекулярное поглощение в кисло­роде и парах воды, наблюдаемое даже в условиях «чистой» атмосферы и вызывае­мое затратами энергии на возбуждение ато­мов.  Коэффициент ослабления   можно определить с помощью графиков на (рис. 3.4), а напряженность поля    Em на расстоянии  рассчитать по формуле:

Наиболее интенсивное поглощение наблю­дается    на    волнах  0,25; 0,5;  1,35 см—эти волны непригодны для работы. «Окна про­зрачности» атмосферы имеются вблизи волн длиною 0,4 и 0,8 см — эти волны рекомендуются для работы в сантиметровом диапазоне.

3.5. Вопросы для самопроверки

     1. Поясните особенности состава и строения тропосферы.

     2. Что такое нормальная тропосфера?

     3. Как    связана    диэлектрическая   проницаемость   тропосферы   с метеорологическими условиями?

     4. Какова природа мелких неоднородностей тропосферы.

     5. Как объяснить наличие явления рефракции в тропосфере.

     6. Как зависит радиус кривизны траектории волны от диэлектрической проницаемости?

     7. Для  чего вводится понятие эквивалентного радиуса земли?

     8. Какие  условия  необходимы  для  возникновения  сверхрефракции радиоволн?

     9. Какие виды рефракции существуют? Поясните особенности каждого из видов.

     10. За  счет  каких  факторов  происходит  поглощение  радиоволн  в тропосфере?

     11. Что такое “окно прозрачности “ атмосферы?

4.  ИОНОСФЕРА И  ЕЕ ВЛИЯНИЕ НА РАСПРОСТРАНЕНИЕ   РАДИОВОЛН

     4.1. Ионизация и рекомбинация газа в  ионосфере

     Ионосферой называют область атмосфе­ры, находящуюся на высоте 60—10 000 км, где газ частично или полностью ионизиро­ван, т. е. содержит большое число свобод­ных электронов. Наличие в верхних слоях атмосферы свободных электронов опреде­ляет электрические параметры ионизирован­ного газа — его диэлектрическую проницае­мость  и проводимость  .

     Число электронов, содержащихся в еди­нице объема воздуха, называется элект­ронной       плотностью        ().

     Электронная и ионная плотности ионо­сферы непостоянны по высоте, что приво­дит к преломлению и отражению радио­волн в ионосфере.

Объемные неоднородности ионизирован­ного газа вызывают рассеяние радиоволн. Указанные явления определяют условия распространения радиоволн в ионосфере и в одних случаях могут быть использованы, а в других должны быть учтены при работе радиолиний. В связи с этим возникла не­обходимость изучения строения ионосферы и свойственных ей регулярных и случай­ных изменений.

     Ионосфера в целом является квази­нейтральной, т. е. количества имеющихся в ней положительных и отрицательных за­рядов равны. Состав газа в этой области атмосферы отличается от состава газа вблизи поверхности Земли: помимо моле­кулярных кислорода и азота имеются ато­мы этих веществ, причем газы не переме­шиваются и располагаются слоями в соот­ветствии с их молекулярной массой.

     Температура газа, начиная с высоты h = 80 км, плавно возрастает, достигая 2000—3000 К при  h = 500600 км. Воз­растание температуры с высотой в области ионосферы объясняется тем, что воздух здесь нагревается непосредственно излуче­нием Солнца.

     Основным источником ионизации зем­ной атмосферы являются электромагнитные волны солнечного излучения длиной короче 0,1 мкм — нижний участок ультрафиолето­вого диапазона и мягкие рентгеновские лу­чи, а также испускаемые Солнцем потоки заряженных частиц. Ультрафиолетовые и рентгеновские лучи производят ионизацию только на освещенной части земного шара и более интенсивно в приэкваториальных областях. Заряженные частицы движутся по спиральным линиям в направлении магнит­ных силовых линий к магнитным полюсам земного шара и производят ионизацию глав­ным образом в полярных областях. Счита­ют, что ионизирующее действие потока час­тиц составляет не более 50% ионизирующе­го действия ультрафиолетового излучения Солнца.

     Помимо Солнца источником ионизирую­щего излучения являются звезды, особенно те, которые обладают высокой температу­рой (около    20 000°С) и создают интенсивное ультрафиолетовое излучение. Но из-за большой удаленности звезд ионизирующее действие их излучения составляет примерно 0,001 часть ионизирующего действия Солн­ца. Ионизацию создают также метеоры, вторгающиеся в земную атмосферу со ско­ростями 11—73 км/с. Кроме повышения среднего уровня ионизации метеоры созда­ют местную ионизацию: за метеором обра­зуется столб ионизированного газа, который быстро расширяется и рассеивается, суще­ствуя в атмосфере от одной до нескольких секунд. Такие ионизированные следы метео­ров образуются на высоте 80—120 км над земной  поверхностью.

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9