Розподіл метеовеличин і коефіцієнта заломлення повітря в нижньому шарі атмосфери влітку

Зміст

Введення

1. Радіофізичні характеристики атмосфери та їх зв'язок з метеопараметров

2. Радіорефракція

2.1 Види радіорефракціі

2.2 Методи обліку радіорефракціі

2.2.1 Метод еквівалентного радіуса Землі

2.2.2 Метод наведеного коефіцієнта заломлення

3. Вихідні матеріали та методика їх обробки

4. Вертикальні профілі радіометеорологіческіх величин

4.1 Вертикальний профіль середньої температури липня

4.2 Вертикальні профілі середньої відносної вологості і середньої пружності водяної пари липня

4.3 Вертикальний профіль середнього показника заломлення повітря в липні

4.4 Повторюваність різних видів рефракції в липні

Висновок

Список використаної літератури

Програми

Введення

Вплив метеорологічних умов на поширення радіохвиль різних діапазонів було встановлено ще на зорі сучасної радіофізики, проте теоретична складність і експериментальні труднощі вивчення цього впливу протягом тривалого часу обмежували результати досліджень лише деякими, більшою частиною якісними висновками.

Широкий розвиток технічних засобів радіолокації в роки війни і подальше їх застосування в науці і техніці, виникнення телебачення, космічної радіозв'язку, телекерування поставили дослідників перед гострою необхідністю вивчити закономірності поширення радіохвиль з урахуванням впливу всіх шарів атмосфери як середовища з перемінним показником заломлення.

У застосуванні до тропосфері це означало в першу чергу розвиток широких теоретичних і експериментальних досліджень закономірностей поширення ультракоротких хвиль (УКХ) залежно від метеорологічних умов. Оскільки в звичайних умовах УКВ не відображаються іоносферою, мінливість характеристик прийнятого поля пояснюють мінливістю умов їх розповсюдження в нижній атмосфері, зокрема варіаціями показника заломлення повітря.

Усі існуючі теорії приймають показник заломлення за основний параметр, що визначає особливості поширення УКВ в тропосфері. Залежність показника заломлення повітря від висоти над земною поверхнею викликає викривлення траєкторії хвилі, випромененої горизонтально. У нормальних умовах ця траєкторія викривлюється у напрямку до Землі, і кривизна її становить близько однієї чверті кривизни земної поверхні. При деяких особливих метеорологічних умов енергія хвилі може бути зосереджена у вузьких шаруватих областях поблизу поверхні Землі, так що далеко за межами радиогоризонта спостерігається аномально висока напруженість поля. В інших умовах перехідний шар між повітряними масами може викликати відображення енергії радіохвиль. На додаток до ефектів, пов'язаних зі шаруватість, атмосфера завжди більшою чи меншою мірою турбулентна, що призводить до розсіювання радіохвиль і розширення діаграм спрямованості антен.

Вивчення атмосфери з точки зору впливу її на поширення УКХ є завданням радіометеорологів. Її складовими елементами є деякі області радіофізики (поширення радіохвиль, техніка надвисоких частот) і метеорологія. Радіометеорологіческіе дослідження активно проводяться кілька десятиліть. Проте до цих пір актуальними є дослідження, присвячені просторово-тимчасових змін коефіцієнта заломлення (визначеного метеорологічними величинами) в різних районах та на різних висотах в атмосфері [1].

Курсова робота присвячена дослідженню метеорологічних величин і коефіцієнта заломлення, розрахованого за даними про температуру повітря, вологості та атмосферного тиску, в нижньому шарі атмосфери в місті Хабаровськ за липень. Метою даної роботи є визначення впливу метеорологічних умов у зимовий період на поширення УКВ в обраному районі.

1. Радіофізичні характеристики атмосфери та їх зв'язок з метеопараметров

Радіофізичний характеристиками атмосфери є діелектрична проникність і коефіцієнт заломлення, які між собою однозначно пов'язані. У загальному випадку діелектрична проникність і коефіцієнт заломлення є величинами комплексними [2].

Припускаючи здійснимість закону Дальтона про парціальних тисках, можна отримати вираз для діелектричної проникності ( ) Суміші полярних і неполярних газів. Для тропосфери необхідний, зокрема, врахування впливу СО2, сухого повітря (неполярні молекули) і водяної пари (полярні молекули):

, (1)

де - Постійні величини,

- Тиск сухого повітря,

- Парціальний тиск водяної пари в гПа,

- Парціальний тиск СО2,

- Температура в ° К [1].

Значення діелектричної проникності повітря незначно перевищують одиницю. Для хвиль довжиною більше 1 см електропровідність нижній частині атмосфери (тропосфери) дуже мала, і діелектричну проникність можна вважати величиною дійсної [2].

При цьому коефіцієнт заломлення (n) визначається виразом:

(2)

де - Магнітна проникність (для повітря її вважають дорівнює одиниці). Оскільки

(3)

можна використовувати апроксимацію:

. (4)

У силу малості величини n - 1 коефіцієнт заломлення зручно виражати в N - одиницях:

, (5)

де К1, К2, К3, К4 - постійні.

Постійні коефіцієнти рівні [1]:

К1 = 77,607 0,13 ° К / мб

К2 = 71,6 8,5 ° К / мб

К3 = (3,747 0,031) · 105 (° К) 2/мб.

Отже, остаточне рівняння для показника заломлення, якщо обмежитися для констант трьома значущими цифрами, має вигляд:

(6)

Значення постійних у цій формулі рекомендовані Смітом і Вейнтраубом для обчислення N з точністю 0,5%.

Рівняння спрощується, якщо покласти

P = Pd + e:

. (7)

Для практичного використання в радіометеорологів це співвідношення можна спростити, представивши його у вигляді двочлена:

, (8)

що дає значення N з точністю порядку 0,02% для інтервалу температур від 50 ° C до + 40 ° C.

Зазвичай рівняння (8) записують у вигляді:

. (9)

Значення коефіцієнта заломлення, розраховані за формулою (9), залежать від точності вимірювання метеорологічних елементів. При радіозондування вимірюється не парціальний тиск (пружність водяної пари) е, а відносна вологість f, яка легко може бути перерахована в парціальний тиск тобто Для цього використовується наступна формула:

, (10)

де t - температура в ° C,

f - відносна вологість повітря в% [1].

У реальній атмосфері внаслідок змін температури, тиску і вологості відбуваються складні просторово - часові зміни коефіцієнта заломлення. Розрізняють сезонні і добові зміни коефіцієнта заломлення в тропосфері, а також випадкові зміни, зумовлені атмосферною турбулентністю. Сезонні зміни зумовлені, головним чином, річним ходом вологості з максимумом в тепле півріччя. Найбільші зміни коефіцієнта заломлення мають місце в нижньому трикілометровому шарі атмосфери, що обумовлено великими змінами в цьому шарі температури і вологості. Добові зміни коефіцієнта заломлення атмосфери найбільш значні в нижньому кілометровому шарі і можуть досягати 10 - 15N - од. Вони також обумовлені великим добовим ходом температури і вологості повітря. Випадкові флуктуації коефіцієнта заломлення зв'язані з атмосферною турбулентністю і можуть досягати значення 10N - од.

Зазвичай враховують зміну коефіцієнта заломлення атмосфери тільки по висоті, нехтуючи горизонтальної мінливістю.

Для характеристики вертикальної мінливості коефіцієнта заломлення користуються поняттям вертикального градієнта:

, (11)

або

, (12)

де n1 і n2 - значення коефіцієнта заломлення на нижній і верхній межі шару,

H1 і H2 - висоти нижньої і верхньої меж шару.

Вертикальний градієнт dn / dH має розмірність 1 / м, а градієнт dN / dH - N - од / м. Зі співвідношення (11) випливає, що реальній атмосфері, для якої коефіцієнт заломлення зменшується з висотою, відповідають негативні значення градієнта.

У радіометеорологів для вирішення ряду завдань користуються параметрами стандартної, або нормальною, атмосфери. Нормальною вважається атмосфера, в якій мають місце лінійне зменшення температури повітря з висотою, що дорівнює 6,5 ° C на 1 км, зменшення тиску по барометричному закону:

, (13)

і спадання вологості повітря по емпіричному співвідношенню:

, (14)

де Р0 і рH - тиск на нижньому та верхньому рівнях,

g - прискорення вільного падіння,

R - універсальна газова стала,

Т - температура стовпа повітря між зазначеними рівнями,

H - висота в км,

q - питома вологість у г/м3,

b, с - коефіцієнти (+0,1112 b 0,2181; 0,0286 з 0,0375).

Питома вологість з парціальним тиском водяної пари пов'язана співвідношенням:

. (15)

У стандартній атмосфері коефіцієнт заломлення змінюється з висотою за лінійним законом, а в реальній атмосфері зміна N з висотою в середньому відбувається за експоненціальним законом [2].

2. Радіорефракція

Радіорефракціей називається викривлення траєкторії електромагнітних хвиль при поширенні в атмосфері. Щільність реальної атмосфери зменшується з висотою, тому радиолуч, спрямований з земної поверхні вгору, буде переходити з області з великим значенням щільності в області з малими значеннями щільності.

Якщо електромагнітний промінь буде поширюватися в плоскослоістой атмосфері, в якій коефіцієнт заломлення змінюється поступово, то буде відбуватися плавне викривлення траєкторії променя. Радіус кривизни буде визначатися величиною градієнта коефіцієнта заломлення відповідно з виразом:

, (16)

де dn / dH - градієнт коефіцієнта заломлення.

Представляє практичний інтерес випадок критичної рефракції, коли радіус кривизни радіопроменя, спрямованого уздовж земної поверхні, дорівнює радіусу Землі і промінь огинає земну кулю. Умовою критичної рефракції буде:

, (17)

де Rз - радіус Землі.

2.1 Види радіорефракціі

Розглянемо різні види радіорефракціі і відповідні їм значення градієнта коефіцієнта заломлення. Залежно від характеру викривлення радіопроменя розрізняють три основних типи радіорефракціі:

Негативну;

Нульову;

Позитивну.

Такий поділ радіорефракціі відображає її вплив на дальність радіозв'язку в діапазоні НВЧ або на дальність радіолокаційного спостереження об'єктів.

При нульовій рефракції (нульове значення градієнта коефіцієнта заломлення) радиолуч залишається прямолінійним. Негативна рефракція (кричуща зменшення дальності радіозв'язку) має місце, якщо промінь спрямований опуклістю вниз, тобто промінь з менш щільного середовища переходить в більш щільну. Це може бути тільки при позитивних значеннях градієнта коефіцієнта заломлення. Позитивна рефракція виникає при негативних значеннях градієнта коефіцієнта заломлення і ділиться у свою чергу на:

знижену;

нормальну;

підвищену;

критичну;

сверхрефракцію.

Нормальна радіорефракція відповідає рефракції в нормальній (стандартною) атмосфері, що має градієнт коефіцієнта заломлення -4 · 10-8 1 / м. Радіорефракція при значеннях градієнта коефіцієнта заломлення від 0 до -4 · 10-8 1 / м називається позитивною зниженою рефракцією. Радіорефракція при - 15,7 · 10-8 - 4.10 -8 1 / м називається позитивною підвищеної рефракцією. При значенні градієнта = - 15,7 · 10-8 1 / м спостерігається критична рефракція. При значеннях градієнта коефіцієнта заломлення менше - 15,7 · 10-8 1 / м має місце сверхрефракція. Радіус кривизни променя менше радіуса земної кулі, внаслідок чого промінь зазнає багатократне віддзеркалення від земної поверхні.

Критична рефракція і сверхрефракція характеризуються наддалеким поширенням радіохвиль. Таке явище пов'язують з утворенням так званих атмосферних хвилеводів, які можуть бути як приземних, так і піднятими (відображення в цьому випадку має місце не від земної поверхні, а від шару атмосфери, піднесеного над землею). Атмосферні хвилеводи істотно підвищують дальність радіозв'язку на НВЧ і дальність радіолокаційного спостереження об'єктів.

2.2 Методи обліку радіорефракціі

Явище рефракції в атмосфері призводить до помилок вимірювання координат об'єктів радіотехнічними і оптичними методами. Регулярну складову таких помилок можна враховувати шляхом введення відповідних поправок в результати вимірювань. У залежності від мінливості вертикального градієнта коефіцієнта заломлення розрізняють два способи введення поправок:

Метод еквівалентного радіуса Землі;

Метод наведеного коефіцієнта заломлення.

2.2.1 Метод еквівалентного радіуса Землі

Він зводить завдання криволінійного розповсюдження радіохвиль до завдання з прямолінійним поширенням. Криволінійну траєкторію променя «розгинають», збільшуючи радіус Землі до тих пір, поки траєкторія променя не виявиться прямолінійною. Радіус Землі, відповідний прямолінійним променю, називають еквівалентним радіусом і використовують для розрахунків. Еквівалентний радіус Землі буде дорівнює:

, (18)

де RЕ - еквівалентний радіус Землі,

KP - коефіцієнт пропорційності,

Rз - ​​радіус Землі.

Коефіцієнт пропорційності визначається формулою:

, (19)

де n0 - значення коефіцієнта заломлення на рівні земної поверхні.

Для нормальної атмосфери, вважаючи = - 4.10 -8 1 / м, Rз = 6370.103 м, n0 = 1, отримуємо KP = 1,33 і RЕ = 8460 км.

При розрахунках, пов'язаних із забезпеченням радіовидимості, слід оперувати з еквівалентним радіусом Землі так само, як і зі звичайним радіусом Землі при відсутності рефракції.

2.2.2 Метод наведеного коефіцієнта заломлення

Він полягає в тому, що вплив кривизни земної поверхні (а отже, і кривизни сферичної шаруватої атмосфери) замінюють впливом додаткового значення коефіцієнта заломлення атмосфери. Для цього криволінійну траєкторію променя разом із земною поверхнею «розгинають» до тих пір, поки сферична поверхня Землі не перетворитися на плоску, а промінь при цьому буде мати іншу кривизну. Відповідний нової рефракції коефіцієнт заломлення атмосфери називається наведеним коефіцієнтом заломлення.

Приведений коефіцієнт заломлення дорівнює:

, (20)

або в N - одиницях:

. (21)

Приведений коефіцієнт заломлення використовується так само, як і звичайний коефіцієнт заломлення в задачах поширення над плоскою Землею [2].

3. Вихідні матеріали та методика їх обробки

Для вивчення закономірності розподілу метеовеличин та показника заломлення повітря влітку були використані результати, отримані в липні 1977р. на висотній метеорологічної щоглі (ВММ) в місті Хабаровськ (дані були взяті з «Матеріалів висотних метеорологічних спостережень» [3]). Ці результати містять дані вимірювань температури і відносної вологості атмосфери на ВММ (з довідника були взяті середні за добу значення температури і відносної вологості на висотах 0, 24, 40, 112, 180 м). Температура повітря на цій щоглі реєструвалася термоградіентографом з похибкою 0,2 ÷ 0,3 ° C. Вологість повітря вимірювалася за допомогою плівкового датчика з похибкою 7%.

Дані по тиску були взяті з «Кліматичного атласу СРСР» [4] для рівня 0 м. Для решти висот (24, 40, 112, 180 м) тиск було обчислено за барометричною формулою:

, (22)

де P - тиск на висоті z,

P0 - тиск на вихідному рівні,

g - прискорення вільного падіння,

z - висота в м,

R - універсальна газова стала (287, 05 Дж / ​​кг · К),

T - температура в ° K.

Обробка матеріалів велася за допомогою процесора Exel. Дані вводилися по датах; для кожної дати значення температури, вологості та тиску вводилися на п'яти висотах (0, 24, 40, 112, 180 м). Для того, щоб розрахувати показник заломлення N, ще були необхідні значення пружності водяної пари на всіх висотах по добі. Парціальний тиск е було розраховано за формулою (10). Далі були розраховані значення показника заломлення N за формулою (9) і вертикальні градієнти за формулою (12) (див. додаток таблиця 1).

Після проведення розрахунків були виконані ще додаткові дії:

Із загального масиву даних через автофільтр були окремо дані по кожній висоті за місяць; На цих висотах були пораховані середньомісячні значення t, f, e, P, N, dN / dH та їх среднеквадратические відхилення (див. додаток таблиці 2, 3, 4, 5, 6);

За середньомісячним значенням t, f, e, N на кожній висоті були побудовані графіки вертикальних профілів цих величин (див. аналіз графіків і самі графіки в розділі 4);

Була порахована повторюваність різних видів рефракції за значеннями вертикального градієнта dN / dH (див. таблиці 2,3).

Після проведення всіх розрахунків, був зроблений аналіз отриманих результатів (див. розділ 4).

4. Вертикальні профілі радіометеорологіческіх величин

Для вивчення закономірності розподілу метеовеличин та показника заломлення повітря в нижньому шарі атмосфери влітку було обрано місто Хабаровськ. Він розташований в південно - східній частині нашої країни (48 ° 35 'пн.ш. і 135 ° східної довготи). Хабаровськ відноситься до помірного кліматичного поясу, до області мусонного клімату змішаних лісів Далекого Сходу. Середні температури липня і січня становлять + 16 ° C і - 24 ° C відповідно [5].

Як вже було сказано раніше, за середньомісячним значенням t, f, e, N на кожній висоті були побудовані графіки вертикальних профілів цих величин (таблиця 1).

Таблиця 1 - Середньомісячні значення радіометеорологіческіх величин на різних висотах

Далі наведено аналіз отриманих графіків.

4.1 Вертикальний профіль середньої температури липня

У помірному поясі на суші в північній півкулі найтеплішим місяцем є липень (саме цей місяць і був розглянутий у цій роботі).

Як вже відомо, температура повітря з висотою в середньому змінюється за лінійним законом:

, (23)

де Th - абсолютна температура на верхній межі шару,

T0 - абсолютна температура біля основи шару завтовшки h,

gt - вертикальний градієнт температури.

Якщо прийняти відповідно до міжнародної стандартної атмосферою температуру повітря у земної поверхні (на "нульовий висоті») дорівнює 15 ° C (288 ° K), а градієнт температури до висоти 11км рівним 6,5 ° C на кілометр підйому, то вийде «стандартна »залежність температури від висоти (у кілометрах):

. (24)

З річними і добовими змінами приземного значення температури пов'язані характер кривої висотного розподілу температури і градієнти прикордонного шару тропосфери. Так, наприклад, влітку висотні залежності температури від дня до ночі змінюють свій характер, а градієнти змінюють знак з позитивного (зменшення t з висотою) на негативний (зростання t з висотою - інверсія). У цьому сенсі стандартне лінійне падіння температури з висотою не відображає процесів, що відбуваються в прикордонному шарі тропосфери.

У літній період на висотах до 100 м існує (в середньому сезонному профілі) інверсія температури, яка є наслідком нічних приземних інверсій. Вище 100 м спостерігається убування t з висотою [6].

У розглянутому мною випадку, у середньомісячному вертикальному профілі температури також є шар інверсії і шар падіння t (див. малюнок 1).

З графіка видно, що інверсія спостерігається до висоти 80 м. У шарі від 0 до 24 м слабко виражена інверсія (градієнт дорівнює - 0,004 ° C / м). Вище 24 м йде різке збільшення температури з висотою і триває до 40 м (градієнт в цьому шарі становить - 0,069 ° C / м). У шарі від 40 до 80 м спостерігається зменшення інтенсивності інверсії (градієнт шару дорівнює - 0,005 ° C / м) - в цьому шарі інверсія практично така ж як і в шарі від 0 до 40 м (відмінність становить 0,001 ° C). На 80 м спостерігається максимальне середньомісячне значення t = 23,3 ° C. Починаючи з 80 м йде зменшення температури з висотою (можна сказати, що на рівні 80 м відбувається вигин кривої у бік зменшення температури - це критична точка). У шарі від 80 до 112 м йде слабке падіння t (градієнт становить 0,003 ° C / м). А от починаючи з 112 м і до 180 м спостерігається різке падіння температури (тут градієнт дорівнює 0,025 ° C / м). На 180 м спостерігається мінімальне середньомісячне значення t = 21,5 ° C.

Малюнок 1 - Вертикальний профіль середньої температури липня

4.2 Вертикальні профілі середньої відносної вологості і середньої пружності водяної пари липня

Як ми знаємо, основний внесок у зміни коефіцієнта заломлення вносять зміни значень вологості. У тропосфері північної півкулі незалежно від сезону року вологість повітря зменшується з висотою, досягаючи мінімуми поблизу тропопаузи. У стандартній атмосфері вологість повітря зменшується з висотою по емпіричному співвідношенню (14).

Середньорічні і сезонні профілі розподілу вологості не відбивають «миттєвих», існуючих в даний момент часу профілів. «Миттєві» профілі мають значно більш складною конфігурацією з різного роду вигинами і зламами і характеризуються великою мінливістю в часі [6].

Вертикальний профіль середньої відносної вологості липня не має великих зламів, а веде себе досить згладжено (див. малюнок 2). Падіння f з висотою зовсім невелике. У шарах від 0 до 40 м і від 112 до 180 м більш виражене зменшення вологості. А от у шарі від 40 до 112 м її падіння практично не спостерігається. Взагалі різниця f між нульовим рівнем і висотою 180 м складає всього 15%.

Малюнок 2 - Вертикальний профіль середньої відносної вологості липня

Вертикальний профіль середньої пружності водяної пари липня практично повторює хід вертикального профілю f (див. малюнок 3). У шарах від 0 до 24 м і від 112 до 180 м спостерігається більш виражене падіння, а в шарі від 24 до 112 м змін до пружності водяної пари практично не спостерігається (відмінність полягає в тому, що відносна вологість практично не змінюється з 40 м, а пружність водяної пари з 24 м). Різниця е між нульовим рівнем і висотою 180 м складає всього 4,4 гПа. З графіків видно, що, дійсно, середньомісячні профілі розподілу вологості не відбивають «миттєвих», існуючих в даний момент часу профілів.

Малюнок 3 - Вертикальний профіль середньої пружності водяної пари липня

4.3 Вертикальний профіль середнього показника заломлення повітря в липні

Внаслідок великої мінливості показник заломлення зручно характеризувати середніми (усередненими за певний період часу) величинами. Конкретні профілі коефіцієнта заломлення, отримані під час одного зондування, істотно відрізняються від усереднених висотних розподілів N і від стандартної радіоатмосфери. Ці відмінності обумовлені нерегулярним характером висотного розподілу температури і вологості, яке змінюється в часі і залежить від погоди і клімату [6].

Подання про закономірності середнього зміни з висотою коефіцієнта заломлення атмосфери можна отримати з аналізу виразу (9). З цього виразу випливає, що збільшення Р і е викликає зростання N, в той час як збільшення Т призводить до зменшення N. Якщо взяти приватні похідні співвідношення (9) послідовно по Р, е і Т, то вийде вираз для оцінки величини вкладу, внесеного кожним метеорологічним параметром у зміну N. Для середніх літніх умов це вираз набуде вигляду:

, (25)

де ΔT, ΔP, Δe - прирости середніх значень температури, тиску, пружності водяної пари відповідно.

З виразу (25) видно, що зміни величини N в одній точці в основному залежать від зміни температури і вологості, причому вплив вологості помітно перевершує вплив температури, тому що величини Δe і ΔT при вибраній системі одиниць приблизно одного порядку; вплив тиску в цьому випадку настільки мало, що їм можна навіть знехтувати [7].

За середнім значенням N на висотах 0, 24, 40, 112, 180 м був побудований графік вертикального профілю показника заломлення повітря в липні (див. малюнок 4). З графіка видно, що показник заломлення зменшується з висотою. Це відбувається тому, що (якщо знову ж аналізувати вираз (9)) Р і е з висотою зменшуються, а Т збільшується до певного рівня, а потім зменшується. У шарі від 0 до 24 м йде досить виражене падіння N (градієнт тут дорівнює - 0,183 N - од / м). У шарі від 24 до 40 м трохи зменшується інтенсивність падіння N, але не сильно (градієнт становить - 0,100 N-од / м). А ось від 40 до 112 м спостерігається найменша (незначне) зменшення N з висотою (градієнт шару складає всього - 0,053 N - од / м). Починаючи з 112 і до 180 м спостерігається найбільше падіння N з висотою (градієнт тут найбільший і дорівнює - 0,204 N - од / м). Різниця між нульовим рівнем і висотою 180 м складає 23,7 N - од / м (така невелика різниця швидше за все обумовлена ​​згладженим середньомісячним ходом вологості - зміни її теж дуже малі по вертикалі).

Даний, середньомісячний профіль N близький до стандартної лінійної залежності. І тому можна апроксимувати цей профіль лінійною залежністю (на графіку апроксимація показана чорною лінією).

Рівняння цієї лінії виглядає наступним чином:

, (26)

де у - значення N,

х - значення висоти.

Величина достовірності апроксимації становить: R2 = 0,9356.

Малюнок 4 - Вертикальний профіль середнього показника заломлення повітря в липні

Видно, що ця характеристика становить приблизно 94%. Це говорить про те, що апроксимація цілком достовірна.

4.4 Повторюваність різних видів рефракції в липні

У ряді програм широко застосовуються дані не про сам коефіцієнті заломлення, а про величину його вертикального градієнта. Для стандартної атмосфери з нормальною (стандартною) рефракцією вертикальний градієнт дорівнює: N - од / м. Однак у приземному шарі градієнти, близькі до стандартного, спостерігаються порівняно рідко внаслідок великої мінливості профілю N на цих висотах. До стандартної величиною градієнта близькі лише середні значення градієнта в досить товстому шарі повітря - в ​​шарі 0 - 1000 м і більше, причому час усереднення теж повинно бути досить великим - усереднення за місяць, за сезон і т.п.

Як і приземні значення показника заломлення, градієнти зазнають сезонних змін, причому сезонний хід середньомісячних значень градієнта пов'язаний із сезонним ходом самого коефіцієнта заломлення. Зі збільшенням висоти шару повітря сезонні коливання градієнтів зменшуються, і на висотах понад 600 м ними можна знехтувати [6].

Детальний розгляд численних N - профілів, отриманих в різну погоду в різний час доби, показало в основному більшості випадків наявність критичних і надкритичних градієнтів величини N в самому нижньому 25 - метровому шарі атмосфери. Для шару 25 - 121 м - характерна підвищена рефракція. Шар вище 120 м виглядає найстабільнішим, він наближається до стандартної атмосфери.

Як випливає з виразу (9), поява великих градієнтів N повинне мати місце в тих шарах атмосфери, де найбільш різко виражена інверсія температури і відбувається падіння з висотою абсолютної вологості повітря. Влітку саме в шарі до 100 м найбільш різко виражені нічні інверсії температури, а вдень спостерігається значне падіння вологості з висотою. Обидва ці фактори і обумовлюють надкритичну і підвищену рефракції в нижньому 120 метровому шарі атмосфери [7].

За отриманими значеннями N на різних висотах (у всі дні липня) визначалися вертикальні градієнти dN / dH для шарів 0 - 24, 24 - 40,

40 - 112, 112 - 180 м. Градієнти були розбиті на 4 інтервали:

1. Негативний ( );

2. Знижений ( );

3. Підвищений ( );

4. Надкритичної ( ).

Відповідно до цієї розбивкою для кожного виду рефракції були пораховані їх повторюваності. (Див. таблиці 2, 3).

Таблиця 2 - Повторюваність різних видів рефракції в липні

Таблиця 3 - Повторюваність різних видів рефракції в кожному шарі

Негативна рефракція спостерігалася в загальному випадку за місяць всього в 18% з 100%. Вона була відзначена у всіх шарах. Від 0 - 24, 24 - 40, 40 - 112 м найчастіше (повторюваність рефракції в цих шарах практично однакова, але спостерігалася вона в різні дні), і лише 1 раз в шарі 112 - 180 м (9 липня).

Позитивна знижена рефракція спостерігалася менша кількість раз за місяць і склала лише 9%. Була відзначена вона в основному в шарі

40 - 112 м, а ось в шарі 0 - 24 м спостерігали її всього 2 рази (16 і 24 липня).

За місяць найчастіше спостерігали позитивну підвищену рефракцію і сверхрефракцію, які склали відповідно 19% і 54%. Підвищена рефракція частіше відзначалася у шарах 24 - 40, 40 - 112,

112 - 180 м; найменше в шарі 0 - 24 м (всього 3 рази). Отримані результати відповідають висновкам, зробленим у роботі [7] про те, що для шару 25 - 121 м характерна підвищена рефракція. Сверхрефракція склала найбільший відсоток повторюваності за місяць (спостерігалася вона у всіх шарах). Найбільш часто вона зустрічалася в шарах 0 - 24 і 112 - 180 м (повторюваність її в цих шарах практично однакова). Менше всього раз сверхрефракція була відзначена в шарах 24 - 40 і 40 - 112 м. Це так само відповідає висновків в роботі [7] про те, що сверхрефракція в більшості випадків спостерігається в нижньому 25 - метровому шарі.

З отриманих результатів можна зробити висновок про те, що найбільшу повторюваність у липні підвищеної та надкритичної рефракцій в нижньому 180 - метровому шарі атмосфери обумовлюють 2 чинники:

Різко виражена інверсія температури повітря;

Падіння з висотою вологості повітря.

Висновок

У результаті виконаної роботи можна зробити наступні висновки:

У літній період в помірному кліматичному поясі на висотах до

80 м існує (в середньому місячному профілі) інверсія

температури, що є наслідком нічних приземних інверсій.

Вище 80 м спостерігається спадання температури з висотою;

Згладжений хід (падіння) середньомісячних вертикальних профілів відносної вологості і пружності водяної пари обумовлений тим, що ці профілі розподілу вологості не відбивають «миттєвих», існуючих в даний момент часу профілів, які мають значно більш складною конфігурацією з різного роду вигинами і зламами і характеризуються великою мінливістю у часі;

Зміни величини N в основному залежать від зміни температури і вологості, причому вплив вологості помітно перевершує вплив температури, вплив тиску мало;

Показник заломлення зменшується з висотою з - за того, що тиск і пружність водяної пари з висотою зменшуються, температура збільшується до певного рівня, а потім зменшується;

Середньомісячний профіль N близький до стандартної лінійної залежності;

Найбільшу повторюваність влітку підвищеної (19%) і надкритичної (54%) рефракцій в нижньому 180 - метровому шарі атмосфери обумовлюють 2 чинники:

різко виражена інверсія температури повітря;

падіння з висотою вологості повітря;

Влітку в помірному кліматичному поясі утворяться досить сприятливі метеоумови для появи сверхрефракціі, яка в свою чергу підвищує (з - за хвилеводів) дальність радіозв'язку на НВЧ і дальність радіолокаційного спостереження об'єктів.

І в ув'язненні можна сказати про те, що дослідження вертикального профілю показника заломлення радіохвиль (і його градієнтів), особливо в нижньому шарі атмосфери до висоти 300 - 500 м над поверхнею землі, має велике значення для забезпечення надійної роботи радіорелейних ліній, станцій спостереження за супутниками та деяких інших сучасних радіосистем. Однак даних про просторово - тимчасовий розподіл показника заломлення радіохвиль в нижньому шарі атмосфери явно недостатньо - ця проблема залишається дуже актуальною в наш час.

Список використаної літератури

1. Бін Б.Р., Даттон Е.Дж. Радіометеорологів: Пер. з англ. / Под ред. А.А. Семенова. - Л.: ГМІ, 1971. - 363с.

2. Павлов Н.Ф. Аерологія, радіометеорологів і техніка безпеки. - Л.: ГМІ, 1980. - 432с.

3. Матеріали висотних метеорологічних спостережень - Частина 2, вип. 4. - М.: ЦВГМО, 1978. - 195с.

4. Кліматичний атлас СРСР / Гл.ред. Т.П. Сидоренковому. - М.: ПКО "Картографія", 1972. - 610С.

5. Атлас з географії Росії: (з компл. Контур. Карт) / Укл. і под. до видавництва. ВКТ "Картографія" у 1996р.; Відп. ред. В.І. Щербакова. - ІСПР. в 1998р. - М-б різн. - М.: Роскартография, 2000. - 1атл. (56с.)

6. Казаков Л.Я., Ломакін О.М. Неоднорідності коефіцієнта заломлення повітря в тропосфері. - М.: Наука, 1976. - 168с.

7. Вяльцева Е.Є. Мінливість коефіцієнта заломлення атмосфери для УКВ в прикордонному шарі / / Метеорологія та гідрологія. - 1972. - № 2. - С. 8 - 14.

Додаток

Таблиця 1 - Середньодобові значення радіометеорологіческіх величин на різних висотах