книги из ГПНТБ / Красюк Н.П. Электродинамика и распространение радиоволн учеб. пособие

Г л а в а 13

ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ АТМОСФЕРЫ

§ 13.1. СТРОЕН И Е АТМ ОСФЕРЫ

По составу, температурному режиму, электрическим характерис­ тикам и другим физическим свойствам земную атмосферу подраз­ деляют на тропосферу, стратосферу и ионосферу. Вокруг Земли имеются также радиационные пояса, обнаруженные в последние годы благодаря запускам искусственных спутников Земли (ИСЗ) и космических ракет.

Нижний слой атмосферы — тропосфера в средних широтах про­ стирается примерно до высоты 10-f- 11 км. В ней содержится основ­ ная масса воздуха и водяного пара. Расположенная вблизи поверх­ ности Земли тропосфера оказывает влияние на распространение УКВ, вызывая рефракцию, поглощение и рассеяние волн. Страто­ сфера находится на высоте 12-МО км, а выше нее расположена ионосфера, которая характеризуется проводимостью благодаря на­ личию в ней свободных электрических зарядов (электронов и ионов). Ионосфера образуется под действием солнечного излучения и расположена на высотах от 60 км до 600-М000 км (результаты непосредственных измерений, произведенных с помощью приборов, установленных на И СЗ, позволили определить, что слабо ионизи­ рованная оболочка Земли простирается на высоты вплоть до 15-f-20 тыс. км). Ионосфера играет большую роль в процессах рас­ пространения радиоволн: она вызывает преломление, отражение и поглощение в основном коротких и более длинных волн, а также рассеяние УКВ.

Внешнюю оболочку ионосферы составляют радиационные пояса, которые окружают Землю и имеют конфигурацию магнитных си­ ловых линий. Эти пояса состоят из протонов и электронов с энер­ гиями в сотни тысяч и миллионы электрон-вольт (эв), захваченных магнитным полем Земли. Заряженные частицы движутся по спира­ лям вдоль силовых линий магнитного поля Земли. Различают три

многом определяют такие явления, как полярные сияния, магнит­ ные бури и т. д. При космических полетах они представляют опас­ ность для жизни людей и работы электронного оборудования, осо­ бенно полупроводниковых устройств.

Состав атмосферы. Атмосферный воздух содержит по объему 78% молекулярного азота N2 (молекулярный вес 44= 28,016) и 21% молекулярного кислорода О 2 (44= 32,00). Он содержит менее 1% аргона-Аг (44= 39,942) и углекислого газа С О 2 (М = 44,010). На до­ лю других газов, таких, как неон, гелий, водород и т. д., приходится меньше 0,005% по объему.

367

Благодаря перемешиванию атмосферными течениями, восходя­ щими и нисходящими потоками воздуха состав атмосферы до высо­ ты 90 км остается постоянным. Выше 90 км под действием коротко­ волнового ультрафиолетового излучения Солнца происходит рас­

имеется максимум содержания озона. Содержание озона увеличи­ вается с ростом географической широты и с наступлением весны.

В результате поглощения озоном солнечной энергии темпера­ тура атмосферы на этих высотах значительно повышается, т. е. слой озЬна является своего рода резервуаром тепла в атмосфере [45].

В тропосфере содержится более 90% атмосферного водяного пе­ ра, что составляет 0,34-0,4% массы воздуха в этой области. Количе­ ство водяного пара, которое обычно характеризуется давлением (упругостью), увеличивается с повышением температуры воздуха: оно максимально на экваторе и убывает с высотой, так как темпера­ тура воздуха уменьшается с высотой. На континентах в летнее вре­ мя наблюдается суточный ход влажности с двумя максимумами в

94-10 ч и в 204-21 ч.

Строение и температура атмосферы. Нижний слой атмосферы — тропосфера является тонким по сравнению с общей протяженно­ стью всей атмосферы. Однако в ней сосредоточена основная масса всей атмосферы (около 3Д) и почти весь водяной пар. Верхняя гра­ ница располагается на высотах от 7 до 18 км в зависимости от гео­ графической широты, времени года и свойств земной поверхности. В тропосфере происходит резко выраженное перемешивание возду­ ха по вертикали и теплообмен с земной поверхностью, свойства ко­ торой оказывают существенное влияние на электрические пара­ метры тропосферы.

368

Выше тропосферы расположен ряд слоев (сфер), наименование и средние высоты которых приведены в табл. 13.1.

вследствие поглощения солнечной радиации при образовании иони­ зированной области. Температура растет с высотой непрерывно

369

до верхней границы термосферы, располагающейся на высотах в несколько сотен километров. Так же как и молекулярная плотность, температура на высотах больше 200 км сильно изменяется как во время хромосферных вспышек, которые сопровождаются возраста­ нием интенсивности коротковолнового ультрафиолетового излуче­ ния, так и при вторжении в земную атмосферу потоков заряженных

частиц.

Следует иметь в виду, что под температурой атмосферы понима­ ют газокинетичеекую температуру, которая пропорциональна квад­ рату средней скорости движения молекул газа. На больших высо­ тах, где атмосфера находится в состоянии большого разрежения, столкновения между молекулами становятся редкими, а длина сво­ бодного пробега — большой. Тепловое равновесие между газом и помещенным в него телом, например шариком термометра, стано­ вится невозможным, и термометр показывает иную температуру, чем температура окружающего воздуха. Поэтому до высот 75-^80 км, где плотность воздуха достаточно большая, температура измеряет­ ся обычно термометрами сопротивлений, установленными на раке­ тах, а на больших высотах температура газа рассчитывается по из­

где М — молекулярный вес воздуха; /? = 8,32 -103 дж/град кмоль — универсальная газовая постоянная.

Разделив почленно (13.1) на (13.2), получим

dp

(13.3)

Р

Чтобы определить давление на произвольной высоте /і, проинтег­ рируем последнее выражение. Обозначая давление у поверхности Земли через ро, получим

рh

Ро 0

370

откуда

P = P o Z

Если считать, что величины М, g, Т не изменяются с высотой, то

- Ж к

Р = Р & кт .

Полученное соотношение называется барометрической форму­ лой. Она позволяет определить изменение давления воздуха с вы­ сотой в идеальных условиях, т. е. при неизменной температуре и постоянном молекулярном весе. Формула справедлива для высот много меньше радиуса Земли, пока земное ускорение можно считать постоянным.

В реальной атмосфере в области постоянного состава воздуха, т. е. на высотах до 90 км, величины g и М можно считать постоян­ ными и равными g = 980,7 м/сек2, М = 29. В этом случае изменение давления воздуха с высотой определяется по формуле

Как показывают расчеты, влиянием водяного пара на величину давления воздуха в тропосфере можно пренебречь [45].

Таким образом вследствие изменения температуры и состава воз­ духа с высотой распределение давления по высоте отличается от барометрической формулы. В связи с этим большое значение име­ ют прямые измерения давления или плотности воздуха, например, с помощью ракет и искусственных спутников Земли. На рис. 13.1 справа приведены значения плотности воздуха, полученные при из­ мерениях на спутниках «Электрон». Плотность Nn измеряется чис­ лом молекул в единице объема и связана с давлением р и темпера­ турой Т соотношением

где k —1,38 • 10~23 дж/град — постоянная Больцмана.

371

§13.2. ДИЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ ПРОНИЦАЕМОСТЬ

ИИНДЕКС ПРЕЛОМЛЕНИЯ ТРОПОСФЕРЫ

При прохождении электромагнитной волны через газ последний поляризуется. При этом вектор поляризации Рэ в соответствии с § 1.2 равен

Рэ= £э.аЕ = г(АД

Относительная диэлектрическая восприимчивость газа k-y зави­ сит от абсолютной температуры Т и давления р. Если молекулы га­ за не обладают постоянным дипольным моментом (молекулы сухого воздуха) и их поляризация обусловлена смещением зарядов в мо­ лекуле относительно равновесного положения, то

щением зарядов в молекуле, но и поворотом самой молекулы в на­ правлении поля. В этом случае восприимчивость

няется закону аддитивности, т. е. она равна сумме восприимчивос­ тей отдельных газов смеси, пропорциональных их парциальным давлениям:

Значение е в тропосфере незначительно превышает единицу за исключением коротковолновой части сантиметрового диапазона и миллиметровых волн, где необходимо учитывать дисперсию веще­ ства. Коэффициент преломления тропосферы

Так как коэффициент п для воздуха мало отличается от едини­ цы, то удобно вместо него пользоваться так называемым индексом преломления N, связанным с п соотношением

Подставляя в (13.5) выражения (13.6) и (13.7), получаем

(р и е выражены в н/м2).

372

Таким образом, индекс преломления показывает, на сколько мил­ лионных долей коэффициент преломления больше единицы. Обычно N представляет собой трехзначное число. Например, если у поверх­ ности Земли «=1,000289, то индекс N выражается числом 289. Фор­ мула (13.8) дает возможность определить индекс преломления, ес­ ли известны температура, давление и упругость водяного пара.

В среднем индекс N убывает с высотой, так как с высотой умень­ шаются давление и влажность воздуха. В 1963 г. Международный консультативный комитет по радио принял в качестве основной мо­ дели атмосферы (эталонной атмосферы) следующую эмпирическую зависимость индекса преломления N от высоты h относительно уров­ ня моря [46]:

В реальных условиях часто наблюдаются нерегулярные измене­ ния с высотой и во времени температуры, давления и влажности воз­ духа. Это приводит к сложной зависимости индекса N от высоты,

атакже к флуктуациям величины N.

Сточки зрения распространения радиоволн, как будет показано ниже, имеет также значение зависимость от высоты градиента ин­ декса преломления, т. е.

(W

или для эталонной атмосферы

На рис. 13.3 приведены кривые зависимости индекса (а) и гра­ диента (б) индекса преломления от высоты, рассчитанные соответ­ ственно по формулам (13.9) и (13.10).

h км

аі

373

Влияние метеорологических условий на индекс и градиент ин­ декса преломления тропосферы. При изменении температуры, дав­ ления и влажности воздуха происходят регулярные и нерегулярные изменения величин. N и g n- К регулярным изменениям относятся сезонные и суточные колебания, а также географическое распреде­

ные значения индекса преломления у поверхности Земли, которые повторяют средний сезонный ход значений влажности воздуха. При переходе от зимы к лету в результате увеличения общей влажности воздуха из-за повышенного испарения значения N3 возрастают (рис. 13.4, а). Аналогично изменяются градиенты индекса прелом­ ления. С наступлением лета градиент уменьшается: возрастает его абсолютное значение, градиент по знаку отрицателен (рис. 13.4, б).

С у т о ч н ы е к о л е б а н и я УѴ определяются изменениями слал-- ности воздуха и отчетливо проявляются в приземном слое тропо сферы. В летнее время в континентальных районах максимум Л наблюдается в 7—9 ч и в 19—-22 ч с амплитудой изменений А по рядка 10— 15 единиц. Зимой амплитуда суточных колебаний умень­ шается в два-три раза.

Уз

а)

Ь)

духа выше, чем в средних широтах. Для разных времен года име­

температуры тропосферы с высотой сопровождается резким умень­

374

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