Спосіб вимірювання анізотропії індексу заломлення атмосфери землі

Спосіб вимірювання анізотропії індексу заломлення атмосфери Землі, що полягає у вимірюванні тиску атмосфери (Р ) , температури атмос 3 86679 4 розраховують значення індексу заломлення для горизонтального (Nг ) і вертикального (Nв ) напря мків. Винахід відноситься до радіолокаційної метеорології, а саме, до акустичних способів вимірювання параметрів атмосфери, і може бути використаний під час складання радіокліматичних карт і в роботах з прогнозу зв'язку, навігації і радіолокації. Відомий спосіб вимірювання анізотропії індексу заломлення атмосфери Землі [М. П. Долуханов. Распространение радиоволн, изд. 3-е. - М: Изд-во «Связь», 1965. - 230 с] шляхом вимірювання величини повного тиску атмосфери (Р ) , температури атмосфери (Т ) і тиску водяних (Т ) і (e) індексу заломлення атмосфери (N) за формулою 4810ем.бар ö 77,6 æ ÷, ç Рм.бар + N= ÷ ç Т град Tград è ø де Р - повний тиск атмосфери в м бар, Т - температура повітря в градусах, е - тиск водяних парів повітря в м бар відповідно до винаходу під час обчислення індексу заломлення (N) за вище наведеною формулою вимірюють анізотропію температури повітря (Т ) у вертикальній площині шляхом вимірювання коефіцієнта анізотропії коефіцієнта амбіполярної дифузії (D a ) , а потім за допомогою поданої на графіку математичною залежністю (D a ) від коефіцієнта анізотропії величини парів повітря (e) , обчислення на підставі обмірюваних величин (Р ) , (Т ) і (e) індексу заломлення атмосфери (N) за формулою (1) 4810ем.бар ö 77,6 æ ÷ , (1) ç Рм.бар + N= ÷ Tград ç Т град ø è де Р - повний тиск атмосфери в м бар, Т - температура повітря в градусах, е - тиск водяних парів повітря в м бар. Недоліком цього способу є те, що в ньому не враховується встановлений новий ефект в атмосфері Землі [Бондаренко М. Ф., Слипченко Н. И., Делов И. А., Леонидов А. В. Результаты измерений анизотропии температуры атмосферы в під часземном слое Земли контактным способом/ «Під часкладная радиоэлектроника». - 2005. Том 4. №4. - Харьков: ХНУРЭ. - С.383-393] ефект анізотропії молекулярних процесів, відповідно до якого хаотична швидкість і довжина вільного пробігу молекул, а отже, температура і щільність атмосфери, анізотропні. Величини цих параметрів істотно залежать від кута місця і різні для вертикального та горизонтального напрямків. Під часчому, анізотропія їх істотно зміняються з висотою і погодними умовами. Цей спосіб взято нами як прототип. В основу винаходу способу вимірювання анізотропії індексу заломлення атмосфери Землі поставлена задача підвищити точність вимірювання індексу заломлення атмосфери з урахуванням встановленого нового ефекту в атмосфері Землі - ефекту анізотропії молекулярних процесів, і тим самим підвищити точність і вірогідність прогнозу радіохвиль для служб зв'язку, навігації і радіолокації, за рахунок вимірювання анізотропії індексу заломлення атмосфери. Ця задача вирішена таким чином. У способі вимірювання анізотропії індексу заломлення атмосфери Землі, що включає в себе вимірювання тиску атмосфери (Р ) , температури атмосфери (Т ) і тиску водяних парів повітря (e) , обчислення на підставі обмірюваних величин (Р ) , коефіцієнта анізотропії температури (Т ) , розрахованої на підставі відомої формули T1/ 2 D a= k (де r - щільність атмосфери, k r постійний коефіцієнт), визначають анізотропію температури для обмірюваних значень анізотропії D D величини a , причому анізотропію величини a визначають відомим способом на підставі отриманих під час радіолокаційних спостережень іонізованих метеорних слідів залежностей Da f (a ) Da = f (b ) = і (де a - кут між вертикаллю і напрямком радіопроменя, a b - кут місця D радіопроменя) шляхом визначення величини a (Daг ) в результаті для горизонтального напрямку lg Da = f (lg a ) екстраполяції залежності до значень a = 90 ° , і величини Da для вертикального на(Daв ) в результаті екстраполяції прямку lg Da f (lg b ) = залежності до значень b = 0° , а D потім для отриманих таким чином значень aг , і Daв знаходять коефіцієнт анізотропії величини D КD = a г Da Daв як , після чого для знайденого знаКD чення за математичною залежністю анізотропії коефіцієнта амбіполярної дифузії від коефіцієнта анізотропії температури повітря, поданою на Фіг. 3, визначають коефіцієнт анізотропії температури KT повітря , а потім для знайденої величини (K T ) обчискоефіцієнта анізотропії температури люють значення температури для горизонтального 5 напрямку (Tг ) (Тв ) з розв'язання (Tг ) і (Тв ) системи рівнянь для двох невідомих ì Тг + Тв = Т ср ï 2 ï , (2) íТ ï г = КТ ï Тв î де Т ср обмірюваної і вертикального 86679 - середнє значення температури, в період вимірювань на KT досліджуваній висоті, - коефіцієнт анізотропії температури повітря, після чого для знайдених Tг Тв значень і та обмірюваних у період вимірювань величини повного тиску атмосфери (Р ) і тиску водяних парів (е) за формулою (1) розраховують значення індексу заломлення для (N ) (N ) горизонтального г і вертикального в . Розглянемо спосіб більш докладно. На Фіг. 1 подана функціональна схема пристрою для реалізації цього способу. lg Da = f (lg a ) і На Фіг. 2 наведена залежність lg Da = f (lg b ) На Фіг. 3 наведена теоретична залежність (Da ) анізотропії коефіцієнта амбіполярної дифузії від анізотропії температури атмосфери (Т ) , розDa = k T1/ 2 r рахована на підставі відомої формули (де r - щільність атмосфери, k - постійний коефіцієнт). На Фіг. 4 наведені результати оцінки індексу (Nв ) і горизонзаломлення для вертикального (Nг ) напрямків, отримані нами в тального результаті використання даних, отриманих у [Делов И. А. Анизотропия параметров ионизованного метеорного следа, связанных с молекулярными процессами в атмосфере// Изв. АН СССР Геомагнетизм и аэрономия. - 1986, Т. 26, №2. - С.265268]. Ці результати були отримані таким чином. Дані, що подані на Фіг. 2, взяті з роботи [Делов И. А. Анизотропия параметров ионизованного метеорного следа, связанных с молекулярными процессами в атмосфере// Изв. АН СССР Геомагнетизм и аэрономия. - 1986, Т. 26, №2. - С.265-268] і використовуються нами тут як приклад визначення D анізотропії величини a під час радіолокації метеорних слідів. На підставі Фіг. 2, де подані залежності lgD a = f (lg a ) і lg D a = f (lg b ) , були знайдені значенDa D для горизонтального напрямку aг шляхом lg Da = f (lg a ) екстраполяції залежності до значень a = 90 ° і для вертикального напрямку Daв шляlg Da = f (lg b ) хом екстраполяції залежності до знаD чень b = 90 ° . Потім для отриманих значень aг і ня 6 Daв D , був обчислений коефіцієнт анізотропії a як D КD = a г Daв . Після чого для знайденого значення КD за математичною залежністю коефіцієнта анізотропії дифузії від коефіцієнта анізотропії темKT ператури повітря з Фіг. 3 було знайдено K коефіцієнт анізотропії температури повітря T , а потім для знайденої величини коефіцієнта (K T ) були обчислені знаанізотропії температури чення температури для горизонтального напрямку (Tг ) і вертикального (Тв ) з розв'язання системи (T ) (Т ) рівнянь із двох невідомих г і в ì Тг + Тв = Т ср ï 2 ï , íТ ï г = КТ ï Тв î Т ср де - середнє значення температури, обмірюване в період вимірювань на досліджуваній K висоті, T - коефіцієнт анізотропії температури. T Т Після чого для знайдених значень г і в та обмірюваних у період змін на досліджуваних висотах величин повного тиску атмосфери (Р ) і тиску водяних парів (e) за формулою (1) були обчислені значення індексу заломлення атмосфери для го(Nг ) і вертикального ризонтального напрямку (Nв ) . Результати оцінки (Nг ) і (Nв ) подані в табл. 1 (Фіг. 4). Як випливає з таблиці, поданої на Фіг. 4, отримані індекси заломлення атмосфери на досліджуваних висотах ( » 95км) істотно (приблизно вдвічі) відрізняються у вертикальному напрямку (Nв ) від горизонтального (Nг ) . Подана на Фіг. 3 теоретична залежність коефіцієнта анізотропії коефіцієнта амбіполярної (D ) дифузії a від анізотропії температури (Т ) були отримані таким чином. Задавалися значенням коефіцієнта анізотропії температури атмосфери на досліджуваній висоті, K рівним T (n1,n2, n3 и т.д.) і для цих значень за T1/ 2 формулою D a = k визначався коефіцієнт веr D личини анізотропії a . При цьому враховувалося, що, відповідно до закону Паскаля, тиск повітря (Р ) на будь-якій висоті в усі сторони однаковий, тобто P = rT = const . У цьому випадку, якщо, наприклад, температура (Т ) зросла в горизонтальному напрямку, то для виконання умови P = rT = const необхідно, щоб щільність атмосфери в цьому напрямку (r ) у стільки ж разів зменшилася, і тоді, 7 згідно з виразом D a = k 86679 T1/ 2 D , величина a зросте r за рахунок збільшення Т у n разів, а за рахунок r - у n разів, тобто Da в цьому напрямку зросте в n n разів. Наприклад, температура повітря в горизонтальному напрямку порівняно з вертикальним зросла вдвічі, тобто анізотропія температури K = 2 D дорівнює T , величина a в цьому напрямку n n = 2 × 1,4 = 2,8 рази, тобто анізотропія KDa = 2,8 Da відповідно дорівнюватиме . Якщо KT = 3 коефіцієнт анізотропії став рівним , то Da коефіцієнт анізотропії величини зростає у = дорівнюватиме n n 3 × 1,7 » 5,1 і так далі, задаючи анізотропією температури атмосфери в такий спосіб, визначаємо коефіцієнт анізотропії величиD ни a . Маючи отриману таким чином теоретичну D залежність коефіцієнта анізотропії величини a від коефіцієнта анізотропії температури Т, можна вирішити зворотну задачу, тобто для обмірюваного коефіцієнта анізотропії величини Da можна за теоретичною залежністю, представленою на Фіг. 3, визначити коефіцієнт анізотропії температури атмосфери. Суть способу. За допомогою метеорного радіолокатора шляхом реєстрації радіоехо від іонізованих метеорних слідів ведуть реєстрації амплітудно-часових характеристик радіоехо. Потім за отриманими даними відомим способом [Делов И. А. Анизотропия параметров ионизованного метеорного следа, связанных с молекулярными процессами в атмосфере// Изв. АН СССР Геомагнетизм и аэрономия. - 1986, Т. 26, №2. - С.265-268] визначають величиDa lg Da = f (lg a ) ну , і будують залежності , lg Da = f (lg b ) . 3a отриманими залежностями відомим способом [Делов И. А. Анизотропия параметров ионизованного метеорного следа, связанных с молекулярными процессами в атмосфере// Изв. АН СССР Геомагнетизм и аэрономия. 1986, Т. 26, №2. - С.265-268] визначають величину Da D D для вертикального aв і горизонтального aг напрямків. Після чого знаходять коефіцієнт D D анізотропії величини a як K Da = аг . Dав Потім будують теоретичну залежність Da KDa від коефіцієнта анізотропії величини ( ) коефіцієнта анізотропії температури атмосфери (K T ) . Задаючи значеннями коефіцієнта анізотропії температури атмосфери на досліджуваній висоті, K T = n1, n2 , n3 рівними і т.д., за формулою 8 T1/ 2 , визначають коефіцієнт анізотропії веr Da личини . При цьому враховується, що, відповідно до закону Паскаля, тиск повітря (Р ) на Da = k будь-якій висоті в усі боки однаковий, тобто P = rT = const . Тому під час збільшенні температури в n разів щільність атмосфери повинна у стільки ж разів зменшитися, щоб величина Р не Da змінилася, а величина в цьому напрямку Da = k T1/ 2 r в n n зростає відповідно виразу разів. Маючи залежність коефіцієнта анізотропії веD KDa личини a від коефіцієнта анізотропії велиT(K T ) , для обмірюваного значення величини чини KDa знаходять величину коефіцієнта анізотропії (K T ) , а потім визначають величину температури Tг Т і в , розв'язуючи систему рівнянь для двох T Т невідомих г і в ì Т г + Тв = Тср ï 2 ï íТ ï г = КТ ï Тв î . Т ср Тут - середнє значення температури, обмірюване в період вимірювань на досліджуваній K висоті, а T - коефіцієнт анізотропії температури. T Т Після чого для знайдених значень г і в та обмірюваних у період змін величини повного тиску атмосфери (Р ) і тиску водяних парів (e) за фор ( ) мулою (1) розраховують значення індексу заломлення атмосфери для горизонтального напрямку (Nг ) і вертикального (Nв ) . Розглянемо пристрій для реалізації запропонованого способу, функціональна схема якого подана на Фіг. 1. Пристрій містить передавач (1), виходом приєднаний до передавальної антени (2), а входом - до синхронізатора (3); приймач (4), входом приєднаний до приймальної антени (5), а виходом - до входу синхронізатора (3), що виходом приєднаний до приймача (4), передавача (1) і ЕОМ (6); ЕОМ (6) виходом приєднану до синхронізатора (3). Розглянемо роботу пристрою. За командою з ЕОМ (6) передавач (1) через передавальну вузькоспрямовану антену випромінює під визначеним кутом місця b радіоімпульс, радіоехо, що відбилося від іонізованого метеорного сліду приймається приймальною антеною (5), підсилюється у приймачі (4) до потрібного рівня і надходить на ЕОМ (5). Одночасно в ЕОМ (5) надходить значення дальності до метеорного сліду і кут місця b радіопроменя. В 9 86679 ЕОМ (5) за заданим алгоритмом визначаються всі необхідні дані для розрахунку індексу заломлення (N ) (N ) у вертикальному в і горизонтальному г напрямках. Вимірювання проводяться протягом часу, необхідного для одержання потрібного статистичного матеріалу. N На виході ЕОМ (5) ми одержуємо значення в N і г , обмірювані за заданий інтервал часу для визначеного висотного інтервалу. Комп’ютерна верстка Д. Шеверун 10 Як випливає з вищесказаного і табл. 1, пропонований спосіб дозволяє підвищити точність і вірогідність вимірювання індексу заломлення (N) з урахуванням нового ефекту, встановленого в атмосфері Землі, шляхом вимірювання анізотропії D амбіполярної дифузії a . Це дозволяє, в свою чергу, підвищити точність і вірогідність прогнозу радіохвиль для служб зв'язку, навігації і радіолокації. Підписне Тираж 28 прим. Міністерство освіти і науки України Державний департамент інтелектуальної власності, вул. Урицького, 45, м. Київ, МСП, 03680, Україна ДП “Український інститут промислової власності”, вул. Глазунова, 1, м. Київ – 42, 01601