Электрические свойства тропосферы и стратосферы. Диэлектрическая проницаемость тропосферы и стратосферы. Коэффициенты преломления

Страницы работы

5 страниц (Word-файл)

Фрагмент текста работы

17.2. Электрические свойства тропосферы и стратосферы

17.2.1. Диэлектрическая проницаемость тропосферы и стратосферы

Электрические свойства атмосферы, как и любой среды, характеризуются диэлектрической проницаемостью, магнитной проницаемостью и удельной проводимостью. Магнитная проницаемость атмосферы с достаточно высокой степенью точности принимаются величиной постоянной и равной магнитной проницаемости вакуума. Остальные два параметра испытывают значительные изменения в зависимости от положения точки наблюдения, времени, солнечной активности, частоты распространяющейся волны и т. д.

Приведем вывод формул, связывающих электрические параметры атмосферы с ее физическими параметрами, имея в виду, что этот вывод поможет лучше уяснить физические процессы, происходящие в атмосфере при распространении в ней радиоволн.

Согласно представлениям макроскопической электродинамики диэлектрическая проницаемость и проводимость определяются совокупностью токов, возникающих в среде под действием внешнет поля. В неионизированных областях атмосферы (тропосфере и стратосфере) плотность полного тока, наводимого внешним полем, имеет две составляющие:

        ] —Јсм0                                                                              (17.1)

Здесь      — плотность тока смещения в свободном пространстве:

смо E0dE/dt ioep.          (17.2)  — плотность тока поляризации (см. также гл, 1):

        Лол = EoX,.dE/dt = ioeox,E.                                                (17.3)

В (17.3) — относительная диэлектрическая восприимчивость вещества, зависящая от электрической и магнитной структур молекул и атомов, термодинамических условий, а также от частоты воздейству-


югцего поля. В общем случае Х — комплексная величина, однако на частотах ниже 15...20 ГГц, когда потери в тропосфере и стратосфере малы (см. 18.3.1), Х можно считать действительной величиной:

          хк = ар/Т+                                                                        (17.4)

где а 1 и — постоянные коэффициенты; р — давление газа; (1) — абсолютная влажность воздуха, т.е. давление водяных паров; Т — температура. из =    + арт + +0/T 2)i.

Напомним [18], что в среде без потерь (б 0)ј = i0EoErE. Следовательно,

           Е = 1 + ар/Т+                                                                   (17.5)

Постоянные и определяются экспериментально; наиболее вероятные значения = 1,52 • 10-4 ' а = 0,745, поэтому

                1+1,552-10—4       48100)

(17.6)

где р и о выражены в миллибарах; Т — в градусах по шкале Кельвина.

Из полученных формул следует, что чем большер и о, тем больше Е . Это связано с тем, что при возрастании р и о увеличивается число молекул в единице объема и, следовательно, ток поляризации, При увеличении Т возрастает скорость хаотического теплового движения молекул, препятствующего упорядоченному смещению связанных зарядов, т.е. ток поляризации уменьшается.

В стратосфере р и 0) на несколько порядков меньше, чем в тропосфере, а Т больше (см. рис. 17.1 и 17.2), поэтому относительная диэлектрическая проницаемость стратосферы гораздо меньше отличается от единицы, чем Е тропосферы (Е п). Обычно считают, что свойства стратосферы близки к свойствам свободного пространства, т.е. принимают Е 1. Исходя из этого в дальнейшем будем рассматривать только тропосферу.

Наряду с диэлектрической проницаемостью во многих случаях пользуются коэффициентом преломления тропосферы, который, учи-


тывая, что Е мало отличается от единицы

48100

п(17.7)

13——4258

Значения п (как и Е ) весьма мало отличаются от единицы и даже у поверхности Земли в разных метеорологических и климатических условиях лежат в пределах 1,00025...1 ,00046. Оперировать такими значениями не всегда удобно, поэтому часто вводят так называемый приведенный коэффициент преломления тропосферы:

                                          77,6         48100

 -1).106

Численные выражения приведенного коэффициента преломления называются 1У-единицами. У поверхности Земли N меняется от 260 до 460 №единиц.

В большинстве случаев зависимость Е (h) близка к экспоненциальной:

          En(h) = 1 + ДЕ,юехрфтТДЕю),                                           (17.8)

где ЛЕЮ — приземное (h = 0) отклонение Е от единицы; % — вертикальный градиент диэлектрической проницаемости тропосферы у земной поверхности:

            % = dENdh.                                                                       (17.9)

Обычно при среднем состоянии тропосферы < 0, т.е. Е убывает с высотой. Учитывая (17.7), можно получить связь gT с градиентом коэффициента преломления: = 2d11T/dh.

В качестве первого приближения, дающего представление о среднесезонном распределении Е по высоте, можно воспользоваться понятием стандартной радиоатмосферы, для которой дею - 5,78 10-4 ,

—7,85 • 10-8 1/м. Подставляя эти значения в (17.8), получаем

             Епф) = 1 + 5,78  104 /1),                            (17.10)

где высота выражена в метрах. Стандартная радиоатмосфера характеризует среднестатистическое, наиболее вероятнос состояние тропосферы в умеренных климатических условиях и вводится как некоторый эталон.

Реально значения ДЕЮ и gT претерпевают сезонные изменения и различны для разных климатических условий. Например, для Подмосковъя от января до июля значения меняются от 6,12 • 10-4 до 6,14 • 10-4 а значения gT — от —7,46 • 10-8 до —8,43 • 10-8 Ум. Подробные данные, относящиеся к различным климатическим зонам земного

Похожие материалы

Информация о работе

Тип:
Конспекты лекций
Размер файла:
1 Mb
Скачали:
0