ЛЕКЦИЯ 4. С точки зрения РРВ атмосферу делят на три области: тропосферу, стратосферу и ионосферу

ВЛИЯНИЕ АТМОСФЕРЫ И ПОДСТИЛАЮЩЕЙ

ПОВЕРХНОСТИ НА РРВ

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА АТМОСФЕРЫ

С точки зрения РРВ атмосферу делят на три области: тропосферу, стратосферу и ионосферу

Тропосферу – до 10-15 км

Стратосферу – до 60 км

Ионосферу – до 60-15¸20 км.

Тропосфера – неоднородная среда в которой характерно наличие неоднородностей диэлектрической проницаемости и возможность появления гидрометеоров (дождя, снега, града, тумана).

Относительная диэлектрическая проницаемость воздуха зависит от метеорологических параметров (формула Дебая)

.

– температура по абсолютной шкале, , атмосферное давление, давление водяного пара в мбарах (бар = 10⁵ )

Коэффициент преломления

.

Поэтому вводят индекс преломления

.

У поверхности земли меняется от 260 до 460 единиц.

Регулярные изменения e характеризуют среднее состояние тропосферы. Наиболее заметное – убывание с высотой.

.

– отклонение от 1 у поверхности Земли; – вертикальный градиент диэлектрической проницаемости.

В реальной атмосфере всегда имеет место отклонение зависимости от экспоненциальной. Причиной этого являются слоистые и турбулентные неоднородности в тропосфере. Толщина слоистых неоднородностей – 0,5-100 м и горизонтальные размеры – десятки км. Причиной возникновения турбулентных неоднородностей являются быстрые вертикальные и горизонтальные перемещения воздушных масс, в результате идет образование вихрей и их диссипация, возникают локальные неоднородности давления, температуры и влажности. Образующиеся глобулы имеют размеры до 100 м. Среди гидрометеоров наибольшее влияние на РРВ оказывают дожди. В зависимости от интенсивности дождей территория страны разбивается на климатические районы для которых имеются кривые статистического распределения средне минутной интенсивности дождей.

При рассмотрении влияния тропосферы на РРВ необходимо учитывать основные факторы: рефракцию радиоволн, переизлучение гидрометеорами тропосферы, ослабление газами и гидрометеорами и деполяризацию.

Ионосфера – в условиях наличия магнитного поля представляет собой анизотропную среду. Влияние ионосферы в см диапазоне незначительно. Учитывается только поворот плоскости поляризации в дециметровом диапазоне (эффект Фарадея).

Стратификация и турбулентность – основные явления, определяющие существо физических процессов в тропосфере. Здесь, по современным представлениям, имеет месте следующая картина. При слабом ветре преобладает устойчивая стратификация – турбулентность развита слабо. Мелкомасштабные вихри распола­гаются у поверхности Земли и затухают на высоте. В потоке воз­духа присутствуют нерегулярные вкрапления, имеющие протя­женность по направлению ветра. При безразличной стратификации (умеренные и сильные ветры) мелкомасштабные вихри почти постоянны по высоте, протяженность крупных вихрей с высотой растет. При неустойчивой стратификации (свободная конвек­ция) существуют восходящие и нисходящие потоки, на которые наложены мелкомасштабные вихри, ослабевающие с высотой. Квазигоризонтальные вихри с горизонтальными размерами боль­ше 3 км, особенно сильные в циклонической области, располагаются на границе пограничного слоя. При наличии турбулентного движения поток воздуха в целом можно представить в виде неко­торого среднего движения, на которое наложены флуктуационные скорости элементов турбулентности. Средние значения индекса преломления у поверхности Земли, их сезонные и суточные изменения, как показывают многочисленные экспериментальные исследования, имеют достаточно четкую корреляцию с климатогеографическими особенностями района.

При определении условий распространения радиоволн важно знать не только значение индекса преломления у поверхности Земли, но и распределение его среднего значения по высоте. В первом приближении при решении ряда задач принимают, что с увеличением высоты температура уменьшается линейно (6,5°С на километр), давление уменьшается по барометрическому закону, влажность убывает по экспоненциальному закону. Это приводит к стандартной экспоненциальной модели тропосферы

,

где Н=7,35 км – масштаб высоты; h – текущая высота, км.

В качестве средней стандартной модели тропосферы берут

.

Представляет интерес зависимость от g_N=dN/dh высоты градиента индекса преломления. Для стандартной тропосферы.

.

Турбулентность в тропосфере возникает в результате совокупного влияния ветра (динамическая турбулентность) и атмосферной конвекции (термическая турбулентность) на отдельные количества воздуха.

Вследствие того что диэлектрическая проницаемость e и коэффициент преломления n зависят от давления, влажности и температуры газов тропосферы, которые при наличии турбулентности изменяются хаотически во времени и пространстве, то e и n изменяются во времени и пространстве также случайным образом.

Если скорость движения газов тропосферы не превышает некоторого критического для каждого состояния тропосферы значения, то движение воздуха называют ламинарным или плоским. При этом отдельные слои воздуха движутся параллельно друг другу, обтекая встречающиеся препятствия равномерными слоями. При достижении (и превышении) некоторой скорости, называемой критической, ламинарное течение воздуха превращается в турбулентное, беспорядочное, вихреобразное движение. Вихреобразное движение газов воздуха сопровождается вращением (вихрями) как отдельных частиц газов, так и объемов газов. Вначале образуются наиболее крупные вихри с наибольшим линейным размером l_max, называемым внешним масштабом вихря (турбулентности). Эти более крупные вихри в процессе движения воздуха постепенно и последовательно разбиваются (распадаются) на все более мелкие по размерам вихри, пока в самых малых вихрях с линейным размером l_min вся кинетическая энергия вихря не превратится в тепловую энергию отдельных частиц газов воздуха, так что на создание вихрей с размерами меньше l_min просто не останется энергии. Размер l_min называют внутренним масштабом вихря (турбулентности) На рис схематически показаны турбулентные вихри, образующиеся в тропосфере, а также внешний (l_max) и внутренний (l_min) масштабы турбулентности.

Всю область изменения мас­штабов турбулентные вихрей делят на три интервала, обладающие разными свойствами.

Энергетический интервал (интервал образования вихрей). В этом интервале под действием внешних сил при перемещении воздушных масс начинают образовываться наиболее крупные вихри с размерами, большими или равными l_max (l_B ³ l_max). Турбулентные области с размерами, лежащими в этом интервале, приобретают энергию за счет ветрового сноса и градиента температуры. При этом в общем случае в данном интервале вихри (турбулентность) анизотропны.

Инерционный интервал, в котором размеры вихрей изменяются от l_min до l_max. В этом интервале крупные вихри постепенно и последовательно превращаются в более мелкие, пока не достигнут наименьшего из размеров l_min (l_max > l_B ³ l_min). Потерь энергии вихрей при этом не происходит, поэтому интервал и получил название «инерционный интервал». В этом интервале турбулентность имеет существенно изотропный характер.

Вязкий интервал (интервал диссипации), в котором вихри даже с минимальным размером l_min (l_B < l_min) становятся неустойчивыми и постепенно разрушаются, а энергия вращательного движения вихря переходит в тепловую.

Эксперименты показывают, что l_max имеет порядок нескольких десятков либо сотен метров, а l_min – нескольких миллиметров.

Флуктуации диэлектрической проницаемости вследствие турбулентного движения воздуха имеют порядок De»10^-6. Наличие таких флуктуаций означает, что в фиксированный момент времени существуют области тропосферы, диэлектрическая проницаемость которых отличается от диэлектрической проницаемости соседних, окружающих областей на De=10^-6. Эти области и представляют собой, мелкомасштабные объемные неоднородности тропосферы.

ОТРАЖЕНИЕ РАДИОВОЛН В ТРОПОСФЕРЕ

Вызываются отдельными электрическими неоднородностями, которые представляют собой области со значениями n отличными от коэффициента преломления окружающего воздуха на величину Dn =10^-4¸10^-6.

Причинами переизлучения электромагнитной энергии является рассеяние на объемных турбулентных неоднородностях, некогерентное отражение от слоистых неоднородностей и когерентное отражение от толщи атмосферы.

В результате облучения неоднородности становятся источником вторичного излучения. Суммарное вторичное поле является результатом интерференции. Интенсивность в некотором направлении зависит от угла рассеяния j между этим направлением и направлением падающей волны.

На границах протяженных горизонтальных слоев имеет место резкий скачок диэлектрической проницаемости, что обуславливает частичное отражение радиоволн на границе раздела. Случайный характер образования и изменения турбулентных слоев обуславливает некогерентость сложения волн переизлученных неоднородностями.

Коэффициент отражения от всей толщи обусловлен плавной зависимостью . Пользуясь сферически слоистой моделью можно пояснить с помощью рисунка. Отражение имеет когерентный характер, так как амплитуда и фаза являются детерминированными величинами. Турбулентность в атмосфере возникает в результате перемещения больших масс воздуха из-за неравномерного нагрева солнцем земной поверхности. Неравномерность в распределении давления в различных областях земной атмосферы является причиной движения воздушных масс. Благодаря неровностям земной поверхности и ее нагреву воздух при своем движении перемешивается, что и приводит к турбулентности.

ПОГЛОЩЕНИЕ И РАССЕЯНИЕ РАДИВОЛН

Рассмотрим ослабление радио сигнала в регулярной (без атмосферных образований) тропосфере. Электромагнитные волны длиной меньше 3 см в такой тропосфере испытывают поглощение. Агентами, поглощающими энергию радиоволны, являются кислород, водяной пар, озон и углекислый газ. Остальные газы (СО, NO, NО₂, N₂O) энергию радиоволн практически не поглощают. На рисунке приведены графики зависимости коэффициентов поглощения и для диапазона l=30 см...1 мм в чистой атмосфере на уровне Земли при t=20°С, р= 760 мм рт.ст., абсолютной влажности р_в ==7,5 г/м³. Из графиков видно, что в рассматриваемом диапазоне волн есть два максимума поглощения в кислороде (при l=5,0 мм и l=2,5 мм) и два пика поглощения в парах воды (при l=1,35 мм и l=15,2 мм). На боле коротких волнах (l<2 мм) поглощение определяется главным образом парами воды.

Коэффициент поглощения в кислороде зависит от концентрации частиц в единице объема N₁, абсолютной температуры Т и ширины линии поглощения Dn.

Вызывается гидрометеорами (дождем, снегом, туманом, градом), а также водяными парами и газами. Водяные пары и газы вызывают заметное поглощение лишь на волнах короче 3 см. На более длинных волнах оно меньше 0, 013 дБ/км.

Практически заметные потери энергии обусловленные поглощением и рассеянием радиоволн гидрометеорами, наблюдается на волнах короче 5 см. Так при слабом дожде 1 мм/ч поглощения на волне 3 см составляет 0,03 дБ/км, а при ливнях 100 м/ч возрастает до 3 дБ/км. На волнах длиннее 5 см при тех интенсивностях, которые обычно наблюдается в умеренных широтах поглощение в гидрометеорах не наблюдается.

Физический смысл ослабления в гидрометеорах: при прохождении радиоволн в каждой капле наводятся токи смещения (токи поляризации),они обуславливают тепловые потери и являются источником вторичного излучения, в результате чего уменьшается доля энергии распределенной в необходимом направлении,

Поглощение в газах тропосферы вызывается кислородом и водяным паром.

Нерезонансное поглощение связано с затратами энергии на преодолении взаимного трения молекул воды и кислорода, обладающих электрическими и магнитными моментами. Резонансное поглощение происходит в результате затрат энергии на переходы молекул в более высокое энергетическое состояние. В результате спонтанных обратных переходов молекул и атомов в более низкие энергетические состояния запасенная энергия излучается, создавая шум атмосферы.

РАСПРОСТРАНЕНИЕ РАДИОВОЛН НА РРЛ ПРЯМОЙ

ВИДИМОСТИ

Влияние тропосферы заключается в рефракции радиоволн, их отражении от слоистых неоднородностей и поглощении в дождях.

Близость земной поверхности служит причиной отражения, интерференции и дифракции. Дифракция радиоволн проявляется в виде огибания возвышенностей земли.

РЕФРАКЦИЯ РАДИОВОЛН

Вблизи поверхности Земли изменение диэлектрической проницаемости с высотой достаточно хорошо апроксимируется линейной зависимостью. В приземленном слое вертикальный градиент в среднем не меняется с высотой

g(h)=g .

Упрощенное выражение для радиуса кривизны траектории волны:

.

При распространении вдоль земли (угол на высоте h_F)

.

То есть траектория волны является дугой окружности, и зависит только от вертикального градиента.

Для приближенного учета влияния рефракции радиоволн на работу РРЛ вводят понятие эквивалентного радиуса Земли R_э. При этом получат, что зависимость e(h) линейна, и в качестве g используется эффективный вертикальный градиент диэлектрической проницаемости воздуха. Под эффективным градиентом понимают постоянный в пространстве градиент, e при котором напряженность поля в точке приема такая же, как при реальном изменении e с высотой вдоль трассы РРЛ.

Введение R_э позволяет перейти от реальной криволинейной траектории волны над поверхностью Земли с радиусом R=6370 км к прямолинейной траектории над некоторой воображаемой земной эквивалентной поверхностью с радиусом R_э.

Переход можно сделать при условии сохранения неизменной разности кривизны траектории волны и поверхности Земли.

Отсюда

На практике часто используют понятие коэффициента рефракции

В зависимости от значения g различают два вида тропосферной рефракции

Отрицательную рефракцию или субрефракцию при которой g >0, p <0, R_Э<R, 0< К_э <1 и траектория волны обращена выпуклостью вниз.

Положительная рефракция - рефракция при которой g <0, p >0 и траектория волны обра­щена выпуклостью вверх.

Частными случаями положительной реф­ракции являются:

Нормальная рефракция: g =-8-10^-8 1 /м =25000км К_э =4/3

Критическая рефракция: g =-2/R=-31.4·10^-8 1/м p = R =6370 kм R_Э = ∞ К_Э = ∞

Сверхрефракция: g<31,4·10^-81/м p < R R_Э <0 К_Э<0

При сверхрефракции радиоволна испытыва­ет в нижних слоях тропосферы полное внутреннее отражение. В этом случае говорят о волноводном распространении.

В приближении геометрической оп­тики волноводный характер распространения радиолокационного сигнала в приводном (приземном) волноводе можно трактовать как последовательное преломление (сверхрефракция) лучей в верхней части волновода с отражением их от водной (земной) по­верхности в его нижней части вследствие большей диэлектриче­ской проницаемости воды (земли) по сравнению с тропосферой (рис. 1.4). В общем случае волноводный характер распростране­ния радиоволн в тропосфере возможен при условии, что диэлектрическая проницаемость в некотором ее слое убывает с высотой значительно быстрее, чем в прилегающих к нему областях тропо­сферы. Отметим, что кроме приводных (приземных) волноводов в тропосфере могут быть приподнятые волноводы.

Несмотря на значи­тельное увеличение дальности, это явление не используется для организации радиосвязи из-за малой вероятности появления тропосферных волноводов. Однако оно должно учитываться при анализе электромагнитной совместимости РЭ работающих в одном диапазоне частот.

ВЛИЯНИЕ ОТРАЖЕНИЯ РАДИОВОЛН ОТ ГЛАДКОЙ ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ

Рассмотрим, как распространяются радиоволны над гладкой поверхностью Земли, когда длина пролета r РРЛ не превышает расстояния прямой видимости r₀,

,

где

.

Учитывая h_А, h_B<<R и полагая R_э =8500 км для стандартной (или нормальной) рефракции

.

В предположении r<r₀ найдем мощность ослабления при интерференции радиоволн прямой и отраженной. Для коротких пролетов r<0,2r₀ можно пренебречь сферичностью Земли. Пусть передающая антенна с коэффициентом усиления G_ПД излучает мощность Р_изл расположенная в точке А на высоте h_А. Найдем напряженность поля в точке В расположенной на высоте h_B. Будем считать h_А, h_B>>λ, h_А, h_B<<r.

Комплексные амплитуды напряженностей полей создаваемые в точке В прямой волной

.

.

И соответственно отраженной волной

.

.

F – модуль коэффициента отражения; – фазовый сдвиг при отражении от Земли.

Полагая при определении амплитуд r_пр≈r_omp≈r получаем комплексные амплитуды

.

где Δr=r_omp-r_пр – разность хода отраженной и прямой волн.

Множитель ослабления:

,

а его модуль

.

Разность хода

.

Учитывая r_A>>h_A, r_B>>h_B, r>>[h_Bh_A] получим

.

Тогда

.

.

При изменении любой из величин h_A, h_B, r изменения множителя ослабления носят осциллирующий характер.

Интерференционные максимумы появляются при условии, что прямая и отраженная волна приходят в точку приема в фазе, т. е.

; m=1,2,3…

при этом V_m=1+Ф_m для мин

; n=1,2,3…, V_n=1-Ф_n..

Дата добавления: 2014-01-13