книги / Сферическая астрономия
..pdfдовательно, уравнение, связывающее динамические и геометриче ские высоты, имеет вид:
5п |
ду = |
$о |
.. |
(5.49) |
Лу= 'ф йк или |
(50 + Л)2 |
|
||
|
|
|
’ |
причем высоты к отсчитываются вдоль радиусов и, следовательно, <1к = <18. Это значит, что здесь мы предполагаем, что гравитацион ное поле Земли является сферически симметричным. Интегрируя, получим следующую формулу:
1 |
1 \ |
80к |
У = 81 |
|
~ 80 + к' |
8 + 80) |
При интегрировании мы предположили, что динамической высоте у = 0 соответствует геометрическая высота к = 0, а динамической высоте у —геометрическая высота к. Перепишем последнее выраже ние следующим образом:
Яо |
, _ У _ |
|
(5.50) |
8 |
30 |
|
|
|
|
||
и подставим в (5.49): |
|
|
|
Лк 4- 1)- 2 |
Ау. |
(5.51) |
В шкале динамических высот условие гидростатического равно весия (5.48) принимает вид:
Ар = -дорЛу- |
(5.52) |
Выражая теперь плотность влажного воздуха из уравнения (5.45) и подставляя в (5.52), получим:
Ар _ Мд
Т ~ ~9авТуАу.
Найдем логарифмическую производную от (5.45):
Ар Ар АТУ
Р7 + ^Г’
ииз последних двух выражений получим:
= 0. |
(5.5; ?.> |
^ + 1к { (1П + 901 Г <1у
5.1. Рефракция
18*
Исключим из (5.53) виртуальную температуру Т у . Для этого вычис лим логарифмическую производную от (5.46):
АТУ _ |
Т / Мд _ Л^ш / Ару, |
Ар\ |
АТ |
|
Ту |
Ту \ Му, |
/ р \ ргу |
р ) |
Т |
После несложных преобразований получим: |
|
|||
|
|
^ Рхи |
Р |
-/ ' |
И Л И |
|
|
|
|
т Д + л ^ т ^ + л ч |
Л ( ^ + ^ ) ^ т , |
|||
Р |
Р |
\ М у , |
) \ Т |
Ру, ) р |
которое и подставим в (5.53). В результате получим уравнение со стояния для влажной атмосферы, находящейся в гидростатическом равновесии:
7 +Нлча^МйН(т+^)(7 -мы*)
Теперь нужно выразить показатель преломления влажного воз духа п через плотность р. Из формулы (5.39) следует, что показатель преломления п в общем виде может быть представлен как:
( п - 1) х Ю6 = N = |
+ К 2^ + к 3^ + К 4^ , |
где К \ , К 2, К 3, К 4 — постоянные, рс — парциальное давление СО2 . Обычно последним членом пренебрегают, так как его вклад состав ляет ~ 0,03%, тогда как точность коэффициентов равна 0,5%. Сами коэффициенты определяются из лабораторных измерений диэлек трической проницаемости воздуха в оптическом и радиодиапазоне.
Перепишем последнюю формулу в виде:
|
Т1 |
1 —(Адрд Н” (Зц,Ру,, |
(5.55) |
где |
|
|
|
Рл = |
• 1СГ6, |
Д „ = ( * 2 + * з ^ ) я »-1<Г6. |
|
Для радиоволн значения коэффициентов (по данным Тэйера):
Кх = 77,60 ± 0,014 К/мбар,
К2 = 64,80 ± 0,08 К/мбар,
К3 = (3,776 ± 0,004) х 105 К2/мбар.
По данным других авторов Кч — 71 ~ 72, Къ = (3,75 ± 0,03) х 105. Тогда
Ра = 2,2275 |
• 10"4 м3/кг, |
|
= 2,9907 |
• 10“ 4 + 1,7427 х Т " 1 м3/кг. |
|
Напомним, что фазовый набег в атмосфере равен: |
|
|
|
в |
|
<Ш = | ( п - 1)Ж>. |
(5.56) |
О
В сферически симметричной атмосфере: Аз = вес я АН, где я —зенит ное расстояние. Тогда
1*в| |
|
1*в| |
|
|
^ |
(п —1)весР АН — ^ (/?<*/><* + Р^р™) весхАН — |
|||
|Ко| |
|
|
|Ко| |
|
1*в| |
|* в | |
- 1)<Л+ |
||
— Р а |
^ р аА Н + |
Ра |
^ р ^ з е с х |
|
|К0 | |
|Ко| |
|
||
1*в| |
|
1*в| |
|
|
Н~ ^ |
(3\])Р\и АН -|- ^ |
(3<шРу)(&&с^ |
1) АН. |
|
|Ко| |
|
|Ко| |
|
|
Первый и третий интегралы есть не что иное, как фазовый набег сиг нала в зените; обозначим эти интегралы как 2 а и 2 Ш9а второй и чет вертый —как Ьа и Ьы. Тогда полный набег <Ш может быть записан в виде:
<Ш = 2 аРа(х) + 2 тР„(г), |
(5.57) |
где Р а (%) и ^ ( я ) — так называемые картирующие функции. В на шем случае они равны:
в д = 1 + ^ , |
а д - 1 + % ^ |
|
"С? |
|
|
Очевидно, что в зените (при г = 0°) Рд = 1 и Рт = 1, а |
= 1,^ = 0. |
В настоящее время при обработке РСДБ и СР5 наблюдений ис пользуются различные картирующие функции. Они зависят от мно
жества параметров: давления, плотности, влажности воздуха, широ ты и высоты антенны и т. д. и обычно представляются в виде:
|
А(1,11 |
|
С08 2 + |
|
С1§2 + В^и |
где Д*>и;, |
— коэффициенты для учета сухой (<Г) и влажной (т) |
компонент воздуха. Очевидно, что при г = 0° Р ^ю(0) = 1. Как показывают наблюдения РСДБ и СР5, ни одна из используемых функций не дает необходимой точности для вычисления задержки (~ 1 пкс). Поэтому часто «влажная» задержка является одним из неизвестных параметров и оценивается из наблюдений.
Для достижения высокой точности наблюдений используются СВЧ-радиометры, измеряющие содержание водяного пара вдоль пу ти распространения радиоволны по яркостной температуре неба на частоте 22,235 ГГц3. Несмотря на то, что СВЧ-радиометры достаточ но дорогие приборы, сейчас они устанавливаются не только рядом с радиотелескопами, но и рядом с СРЗ антеннами4. В качестве при мера на рис. 5.10 показано изменение «сухого» и «влажного» набега в зените за 21 и 22 октября 2004 г. в Брюсселе. Задержка радиосиг нала в сухой атмосфере может достигать ~ 7,7 нс (в линейной мере 2,3 -г 2,4 м); наличие водяного пара в атмосфере приводит к задерж ке равной 0,5 -г 0,8 нс (или фазовому набегу 0,15 ч- 0,25 м).
Вычислим, сначала фазовый набег в зените. Имеем:
1*в| |
|Нв| |
2 Ж—^ ^ рд (%}%) |
2 щ = ^ РтРхи |
|Н0 | |
|К0 | |
По определению, молекулярная масса газа, состоящего из нес кольких компонентов, равна сумме произведений молекулярных масс Мг на объемное содержание г» всех компонент. В частности, для сухого воздуха (по данным из таблицы 5.2) находим, что
10 |
10 |
= М т , причем |
= 1. |
г—1 |
г=1 |
3Частота 22,235 ГГц (длина волны примерно 1,35 см) соответствует частоте излу чения в одной из спектральных линий молекулы воды Н 2 О.
4См., например, сайт Королевской обсерватории Бельгии (Брюссель): Ьир://брза1т.ота.Ье/Тгоро8рЬепс-Ргос1ис1;з/
По определению, объемное отношение смеси сухого воздуха и водя ного пара —это отношение числа молей водяного пара к числу мо лей сухого воздуха, с которым водяной пар перемешан. Значит
Гуо — |
Рги |
Ри)• |
Р |
Ри) |
Р Л |
Таким образом, молекулярная масса влажного воздуха
^_ М(1Р(1 + М юрт
~~ Р
ииз закона состояния (5.40) получим выражение:
Р — Р<1 + Рхю>
которое является аналогом (5.47), но проще его.
Используя (5.60), получим:
1*в| |
1*в| |
—Рд. ^ |
рйК+ ^ ((Зги —Ра)Ри} ЛН = 2д + 2^. |
|К 0 | |
|К о| |
(5.58)
(5.59)
(5.60)
(5.61)
Для вычисления интегралов предположим, что атмосфера со стоит из двух слоев: тропосферы, в которой температура линейно уменьшается до тропопаузы, и изотермической стратосферы. Отно сительная влажность в тропосфере постоянна и равна I/, т. е. влаж ности в месте наблюдения, а в стратосфере водяного пара нет.
В соответствии со стандартной атмосферой5 температурный гра диент в тропосфере равен
дТ
- — —а8 ——6, эК/км,
иУв
динамическая высота тропопаузы ут равна 11 км, причем шкала вы сот относится к силе тяжести д8 на уровне моря. Температура на
5Стандартная атмосфера — это модели изменения температуры, давления, плот ности и других характеристик воздуха с высотой, хорошо описывающие среднее ста тическое состояние атмосферы. Вертикальные профили этих трех величин получены на основе уравнений статики атмосферы и состояния идеального газа. Поэтому для их вычйсления достаточно задать вертикальное распределение температуры и давле ние воздуха на уровне моря.
уровне моря и на границе тропопаузы (при ут = 11 км) равны, соот ветственно: Т8 = 288,15К и Тт — 216,65К
Используя простую двухслойную модель атмосферы, выраже ние (5.61) перепишем следующим образом:
|
1*в| |
■|В.г| |
% + % , = |
Р а ^ р<11г + |
^ (Рш Р<Т)Р-и} (Ръ |
. |
1«-о| |
1н.0 | |
где |К т| — расстояние до границы тропопаузы от центра Земли. Вы ше, как мы считаем, водяного пара нет, т. е. р^ = 0.
Переходя от геометрических высот <Мгк динамическим Лу соглас но выражению (5.49), а затем к давлению по формуле (5.52), полу чим, используя соотношение дк = —(5/5о)2ф / (дор):
2', |
Рл |
Р в |
|
(5.63) |
|
9о*$о |
/ З 2 |
Ф, |
|||
|
|
||||
|
|
Ро |
|
|
где до — ускорение силы тяжести, которое может .быть найдено по формуле (3.26), ро —полное давление воздуха в точке О, 8о — гео центрическое расстояние точки О, от которой отсчитываются дина мические высоты у. Так как мы считаем, что источник В находится вне атмосферы, то верхний предел в интеграле равен нулю (рв = 0).
Интегрируя по частям (5.63), получим:
|
1*оI |
Раро [1 + 2Д], |
|
5оРо “ 2 Г8рй8 |
|
|
1*в| |
9о |
|
|
|
Л |
_1_ IРо-^-8 <18. |
|
|
|Яо1 |
|
Для вычисления 1\ требуется знать закон изменения давления с высотой. При использовании модели двухслойной атмосферы в шкале высот, отсчитываемой от точки О, имеем:
Т = Т0 + ау, 0 < у |
< у ' т |
Т = Тт = 216,6Ъ°К, |
у > у'т, |
где а = (до/9*)<*б-
Высота границы тропопаузы у'т = (у т - у 8о )Я з /д о , УзО —дина мическая высота точки О над эллипсоидом. Решением уравнения
ф9оМ
КТ Ф
будут функции:
Р = Ро ( Т°т0°‘У') |
( ° ^ У ^ Ут). |
р ^р т е -К ^ -У 'т ) |
(у > у^), |
где рт —давление на границе тропопаузы,
Рт = р о |
д0М _ |
д8М |
|
Яа |
К а8 |
||
’ |
В результате для модели двухслойной атмосферы получим:
Интегралы легко вычислить, используя систему аналитических вычислений МАРЬЕ. Первый интеграл может быть представлен в виде ряда:
Ут |
1 |
1 /За |
#о |
50 \2 50 |
2 П |
0,0017246 - 0,1568 х 10"6/1 + 49,7790-^.
То
Здесь мы предположили, что у'т « ут - Л, $о = 6378140 м. При вы числении М использовалась формула (5.59), в которой мы положи ли ра = 1000 мбар, рю = 13 мбар, и, значит, М = 28,8213. Второй интеграл при этих предположениях равен 0,0002266.
В результате имеем: |
|
2', О,022275р0 1,003902 - |
0,3136 х 10-6Л + 99,558^ , (5.64) |
5о |
То. |
где до —ускорение силы тяжести (3.26) (в м /с2), ро —давление в миллибарах в точке ОуН — высота точки О над эллипсоидом в мет рах. Величина фазового набега в зените 2д находится в метрах.
Если требуется ббльшая точность, то первый интеграл в (5.62) может быть оценен численно. Для этого плотность влажного возду ха в точке наблюдения находится из решения уравнения (5.54).
Количество водяного пара может определяться с помощью раз личных характеристик влажности воздуха. В частности, часто ис пользуемая величина —относительная влажность (в %) —по опре делению равна отношению парциального давления водяного пара рт к давлению насыщенного при данной температуре пара Е :
и = |
• 100%. |
(5.65) |
Е
Для расчета Е в справочнике «Атмосфера» рекомендуется ис пользовать формулу:
Е = а • Юь*/(с+‘).
Тогда парциальное давление водяного пара может быть вычислено по формуле:
|
Рги = А - е р(т\ |
(5,66) |
|
где |
= |
В (Т —273?!6) |
|
|
|
||
|
1 ’ |
С Ч (Т -2 7 3 ? 1 6 )’ |
|
А = 610,2900 |
и%_ |
В = 17,6998; |
С = 243?7864. |
|
100’ |
|
|
Коэффициенты А, В, С найдены по данным таблицы 5.1.1 из спра вочника «Атмосфера».
Зная парциальное давление водяного пара, можно найти его плотность:
(5.67)
рт = П й Г -