Понятие о конфигурации объема рассеяния и геометрических параметрах интервалов реальных TPJI.

Правильное представление о конфигурации объемов рассеяния на интервалах реальных тропосферных линий и о порядке величин их геометрических параметров имеет существенное значение для понимания механизма и свойств ДТР УКВ, определяющих особенности тропосферной связи. К геометрическим параметрам, влияющим на конфигурацию объема рассеяния, относятся величины R, h_А1 и h_А2 (рис. 6.3). Ими определяются параметры R₁ и h₀. Кроме того, важными производными геометрическими параметрами являются: геоцентрический угол V, на который опирается дуга кривизны земной поверхности интервала, и минимальный угол рассеяния Q_P, соответствующий нижней точке объема рассеяния на высоте h₀.

Угол Qp; как видно из рис.6.3, равен геоцентрическому углу, на который опирается дуга кривизны земной поверхности R₁. Следовательно, при малых h_А1 и h_А2 значение Qp≈ V.

Во-первых, следует обратить внимание на малость значений углов и Qp, которые нетрудно рассчитать, используя формулы (6.3) и (6.5). Для случая, учитывая, что h_А1 = h_А2 = 10м, и принимая поверхность земли гладкой, можно получить приближенные значения, приведенные в таблице 5:

таблица 5

R1 km	R2 km	R1 =R-R2 km	h0 km	V град	Qp град
			3,3	3,4	3,2
			0,23		0,84

 

Во-вторых, необходимо указать, что верхняя граница реального объёма рассеяния фактически определяется пересечением диаграмм направленности антенн и обычно лежит значительно ниже верхней границы толщи тропосферы. Чтобы пояснить это, обратимся к рис. 6.4 и произведем некоторые расчеты. Если углы направленности антенн в вертикальной плоскости L_B достаточно малы, то верхняя точка b объема рассеяния Q, отмеченного в разрезе заштрихованной фигурой abcd, может оказаться ниже уровня h_Т.

 

границ и конфигурации.

Вертикальный размер объема рассеяния h =4xi определяется углом х и половиной протяженности интервала R/2. Учитывая малость углов Qp,Lb и выражая в градусах, можем записать

h _Q ≈ R/2 (x/57,3) (6.6)

Угол х зависит от угла направленности антенн Lb, угла места (угла возвышения) электричес-кой оси антенны Q m и угла η), под которым проходит проведенная из электрического центра антенны касательная к поверхности земли относительно горизонтали, проведенной через электрическим центр этой же антенны, а именно:

 

x = L_b/2 + Q _m + η (6.7)

Можно показать, что для гладкой поверхности земли при аэ=8500 км:

 

η [град] ≈ 0,88 √ h _АΣ [км] (6.8)

 

Здесь h_АΣ, равна сумме высот антенной опоры h_А и местности над уровнем моря h_СТ, где размещена ТРС, т.е. величина η соизмерима с реальными значениями Lb (составляющими для антенн подвижных ТРС единицы градусов) только при больших высотах расположения антенн, порядка сотен метров (большие высоты местности, горы). Чаще всего на равнинной и среднепересеченной местности величина η ≈ 0.

Угол места Q_m выбирается таким, чтобы максимум излучения антенны был направлен в нижнюю область объема рассеяния, поскольку при этом достигается максимум уровня рассеянного поля в точке приема. Отсюда следует, что величина Q_m связана с η. При больших значениях h_А и соответствующих больших η величина Q_m может быть выбрана отрицательной (в формулу 6.7 ее вводят со знаком минус). При малых высотах антенн, когда η ≈ 0, величина Q_m может иметь положительное значение, обычно на практике не превышающее ~0,5°. Таким образом, положение верхней точки b объема рассеяния можно ограничить значением угла х, при котором в выражении (6.7) можно принять η =0 и Q_m ≈ 0,5°.

Результаты расчета сведены в таблице 6:

таблица 6

R km	Lb град	х град	hq км	h0 км	hb км
			4,4	3,3	7,7
		1/5		0,2	2,2
				0,2	4,2

Из таблицы видно, что высота точки b над поверхностью земли (т.е. величина h_b) даже на интервалах большой протяженности существенно меньше величины h_Т, а вертикальный размер объема рассеяния на реальных интервалах составляет величины порядка 2-4,5км.

В-третьих, необходимо обратить внимание на сильную вытянутость объема рассеяния вдоль интервала, что объясняется ма­лостью углов Qp и Lb. Можно показать, что горизонтальный размер l_Q=ac объема рассеяния Q достигает значений (0,8-0,85) R, т.е. составляет почти всю длину интервала и в десятки раз превышает вертикальный размер h_Q=bd. На чертежах, подобных рис.6.4, это не отражается, поскольку такие чертежи строятся при существенно различных масштабах, принимаемых для изображения величин аэ, R и h_Т, что приводит к сильному иска­жению реальных геометрических пропорций и, в частности, углов.

Таким образом, объем рассеяния реальных интервалов ТРЛ по своей конфигурации представляет собой сильно вытянутое сигарообразное тело, максимальный поперечный размер которого составляет единицы километров, длина приближается к длине интервала, а высота расположения нижней границы над поверхностью земли в средней части интервала составляет сотни метров - единицы километров. Рассеяние волн за пределы горизонта происходит под весьма небольшими углами, составляющими величины порядка 0,8-3°.

 

 

2. Механизм и особенности дальнего тропосферного рассеяния УКВ.

- 20 мин.

 

2.1. Диэлектрическая неоднородность тропосферы.

 

Диэлектрические свойства воздушных масс тропосферы определяются физическими параметрами воздуха - температурой, давлением и влажностью, которые непрерывно изменяются, различные различных точках тропосферы и зависят от метеорологических и климатических условий, сезона года и высоты над уровнем моря.

Рассмотрим эти зависимости.

Диэлектрические свойства воздуха характеризуются диэлектрической проницаемостью ε и коэффициентом преломления n, связанным с ε соотношением:

 

ε = n²

Для воздуха эти величины близки к единице, т.е. превышают единицу лишь в десятитысяч-ных и более мелких долях. Оперировать такими величинами в практических расчетах неудобно, поэтому вводится так называемый приведенный коэффициент преломления:

 

N = (n – 1) 10⁶ ≈ (( ε – 1)/2) 10⁶

 

Индекс преломления измеряется в N-единицах и численно связан с физическими параметрами воздуха формулой:

N = ((77,6/Т (р + (4810/1) е)

где Т - абсолютная температура, град;

р -давление воздуха, мбаp;

е -упругости содержащегося в воздухе водянного пара (абсолютная влажность), мбар.

С синоптическими данными эти параметры связаны соотношениями:

 

ТК=С° + 273

 

р(мбар)=1,3р(мм. рт. ст.)

 

е (мбар)= (Е (t⁰)/100) S

где S -относительная влажность, %;

Е (t⁰) - давление содержащихся в воздухе водяных паров, которое зависит от температуры, приведено в таблице 7:

таблица 7

t0,c	-20	-15	-30	-5
E(t0)	1,3	2,4	3,0	4,7	6,2		32,4

Под диэлектрической макроструктурой тропосферыпонимают распределение по вcему объему тропосферы (по географическим значениям широты и долготы и по высоте над уровнем моря до h_Т) среднемесячных значений величины N, обозначаемых Nсp. Практическое значение параметра Ncp весьма велико, так как условия прохождения волн при ДТР УКВ зависят от этой величины в очень большой степени. Достаточно сказать. что на интервалах протяженностью 150 -200 км увеличение и уменьшение величины Ncp на 10 N-единиц приводит к соответствующему уменьшению или увеличению затухания уровня радиосигнала примерно на 5 дБ, что эквивалентно уменьшению или увеличению мощности радиопередающего устройства более чем в три раза.

На уровне моря значения Ncp принято обозначать через N₀, а на высоте h - через Ncp (h). С уве-личением высоты h величина Ncp монотонно уменьшается по экспоненциальному закону, определяемому выражением:

 

Ncp (h) = N₀ e (gN₀^h/ N₀),

 

где gN₀ - среднее значение вертикального градиента индекса преломления на

уровне моря;
h - высота, м.

Под диэлектрической микроструктурой понимают мгновенные отклонения величин N и g_N от их средних значений в данной точке тропосферы. Эти отклонения случайны непрерывно изменяются вследствие случайного изменения в каждой точке объема тропосферы физических параметров воздуха - температуры, давления и влажности.

Таким образам, диэлектрическая микроструктура тропосферы обусловлена микроструктурой воздушных масс, физическая модель которой основана на представлении о том, что в воздушном пространстве существуют находящиеся в непрерывном движении и изменении местные (локальные) неоднородности двух типов: вихревые, аппроксимируемые горизонтально приплюснутыми сферами (т.н. глобулами), и слоистые, горизонтально вытянутые, представ-ляемые сильно сплюснутыми слоями.

Подвижность глобул сравнительно велика, возникновение отображаемых ими вихрей, изменения их размеров и распад происходят достаточно быстро (минуты, доли минут). Подвижность слоев гораздо меньше, структура их более устойчива, возникновение, изменения и распад относительно медленны (десятки минут, часы).

Подвижности воздушных масс обусловлены неравномерностью разогрева лучистой энергией Солнца поверхности земли и воздуха и вследствие этого горизонтальных перемещений воздушных масс (ветров) и вертикальных (конвекционных) потоков. На границах соседних горизонтальных или вертикальных потоков воздуха, если их относительная скорость превосходит критическое значение, зависящее от вязкости среды (для воздуха эта скорость мала), в соответствии с теорией турбулентности жидкостей и газов А. Н. Колмогорова и

А. М. Обухова возникает турбулентное (вихревое) движение воздуха. Первоначальные размеры вихрей составляют в диаметре десятки и сотни метров, далее они дробятся на более мелкие вихри и их энергия переходит в тепловую; диапазон средних диаметров вихрей (глобул) - от сотен метров до сантиметров. Наиболее вероятны вихри, составляющие в поперечнике 50-60 м. Вихревые неоднородности существуют практически регулярно на всех высотах тропосферы, хотя в нижних слоях они более интенсивны.

Слоистые неоднородности возникают по ряду причин. Слои, в которых по высоте наблюдается положительный (вместо нормаль­ного отрицательного)

температурный градиент, так называемые температурные инверсии, возникают вследствие динамического разогрева в ветровом слое, в результате адиабатического разогрева воздуха при его оседании и сжатии в областях антициклона, вслед­ствие натекания разогретых воздушных масс на водную повер­хность, при радиационном охлаждении почвы в ясные летние ночи после жаркого дня и т. д. Кроме инверси-онных существуют слои, в пределах толщины которых с увеличением высоты температура сначала повышается, а затем плавно понижается. Вертикальные размеры слоев составляют величины порядка десятков метров, реже сотен метров. Протяженность слоев достигает единиц и десятков километров. Слоистые неоднородности существуют нере­гулярно, однако, как правило, до высот порядка двух километров (что важно для подвижных ТРЛ) количество слоев протяженнос-тью 0,5-10 км составляет 4-5 на один километр высоты. Облака, характерный частный случай слоистых неоднородностей, видимых глазом.

Диэлектрическая "контрастность" глобул и слоев различна и характеризуется перепадом величины N на границах неоднород­ностей. На границах глобул скачки N составляют (0,1-3) N -единиц, в среднем они уменьшаются с увеличением высоты. На границах слоев перепады N на порядок больше и лежат в пределах

(1-10) N - единиц.

Графическим отображением "мгновенного" состояния микрос­труктуры тропосферы является реализация вертикального N -профиля тропосферы, снятая с помощью радиорефрактомера:

 

Рис. 6.5. Вид одной реализации вертикального "мгновенного" N- профиля тропосферы.

 

Как видно из рисунка, флюктуации величины N(h) относительно значения Ncp (h) могут быть существенными. Мелкие отклонения обусловлены влиянием глобул, значительные отклонения опреде­ляются присутствием слоев.

Средние значения N (h) и их N -профили получают путем усред­нения ряда реализаций, снимаемых в течение соответствующего месяца.

Количественно микроструктура тропосферы характеризуется статистическими методами. Величина N представляется в виде:

 

N = Ncp + ∆N

 

где ∆N - мгновенное случайное отклонение величины N от Ncp в рассматриваемом локальном объеме ("точке") тропосферы.

Кроме того, вводится среднеквадратичное на единицу длины (обычно 1 км)

 

 

значение величины ∆N, обозначаемое ∆N² и называ­емое интенсивностью флюктуаций (на данном отрезке длины). Чем больше интенсивность флюктуаций, тем сильнее эффект рассеяния волн.

 

2.2. Механизм дальнего тропосферного распространения УКВ.

 

Механизм ДТР УКВ весьма сложен, в нем сочетаются в различных пропорциях, изменяющихся во времени, несколько процессов, которые в соответствии с физической моделью тропосферы чаще всего принято разделять на три: рассеяние радиоволн турбулентными неоднородностями (глобулами); отражение волн слоистыми неоднородностями; отражение волн всей толщей тропосферы.

Рис.6.6 Условное отображение зависимости величины рассеянного глобулой радиосигнала

от угла рассеяния (а) и соответствующей диаграммы направленности глобулы (б).

Процесс рассеяния радиоволн глобулами поясняется с помощью pиc.6.6. На рис. 6.6 показана глобула (Гл), находящаяся в электрическом поле плоской падающей волны, посылаемой антен­ной передатчика станции А. Так как глобула характеризуется диэ­лектрической неоднородностью относительно окружающей ее среды, величина возникающих в ней токов смещения несколько отлична от токов смешения в окружающем пространстве. Поэтому переизлучение энергии областью пространства, в котором размещена глобула, происходит не только в направлении проходящей волны, являющемся продолжением направления падающей волны, но и в стороны под некоторыми углами (рис.6.6). Главным является тот факт, что рассеяние в стороны ничтожно мало по сравнению с переизлучением "вперед" и чрезвычайно быстро уменьшается с увеличением угла рассеяния θр, т.е. в направлении точки расположения антенны станции Б, находящейся на поверхности земли, эффект рассеяния существенно ослаблен несмотря на то, что реальные значения угла рассеяния в направлении на точку Б составляют (см. таб. 5.) еди­ницы и даже десятые доли градуса. На рис.6.6(б) изображена диаг­рамма направленности (ДН) глобулы, характеризуемая сильной вытянутостью, гораздо большей, чем это условно представлено на чертеже. Уровень переизлучения в направлении станиии Б харак­теризуется положением точки 1 на диаграмме направленности.

Нетрудно представить, что, поскольку в пространстве диаграмма направленности есть тело вращения вокруг направления падающей волны плоской фигуры, показанной на рис.6.6(б), минимальным значением угла рассеяния θр для находящейся на поверхности земли станции Б

будет лишь в том случае, если антенна станции Б находится в вертикальной плоскости, проходящей через антенну станции А и данную глобулу.

Именно этим и объясняется острая направленность максимума процесса рассеяния и вытекающее отсюда требование точной встречной ориентации антенн станций А и Б.

Наиболее эффективно при условии равных перепадов величины N рассеивают глобулы, поперечник которых приблизительно определяется величиной:

 

h_CЛ = λ/ θр (град)

Суммарное поле рассеяния в точке Б характеризуется вектором Ер, представляющим собой сумму векторов Ei, отображающих компоненты рассеяния в точку Б от n неоднородностей, находящих­ся в данный момент в объеме рассеяния Q:

 

n

Ер = Σ Ei (6.9)

i=l

 

Так как число n неоднородностей типа глобул в объеме Q велико и непостоянно (особенно при боковом ветре) и, креме того, изменяются их интенсивности, размеры и взаимное располо-жение внутри объема Q, то в выражении 6.9 случайным образом изменя­ются, как само число n, так и модули, и фазы компонента Ei, оказыва­ются непостоянными во времени значения модуля и фазы вектора Ер. Значения фазы этого вектора распределены равномерно в пре­делах 0-2π, а значения модуля - по случайному закону, который, вообще говоря, не определяется однозначно. Среднеквадратичное значение модуля величины E_P определяет уровень рассеяния, который в очень сильной степени зависит от точности встречной ориентации антенн и высоты расположе-ния объема рассеяния, влияющих на величины углов рассеяния. а также от размера объема рассеяния. При этом существует понятие оптимального размера объема рассеяния, обеспечивающего максимум переизлучения, поскольку при дальнейшем его увеличении глобулы, находящиеся в верхней части объема, рассеивают энергию под существенно большими углами, т.е. неэффективно. Установленно, что величина [Ер]² обратно пропорциональна 4-й и 5-й степени минимального угла Qp, показанного на рис.6.3. Процесс отражения радиоволн слоистыми неоднородностями ил-люстрируется рис.6.5. Вследствие более существенного скачка величины N на границах слоя, малости угла падения φпад (т.е. угла встречи, примерно равного Qp/ 2) и больших горизонтальных размеров слоя, от его нижней и верхней границ возникают отраженные волны под углами ϕотр = ϕпад. В этом случае интенсивность отра­женных слоями волн оказывается существенно выше интенсивности волн, рассеиваемых глобулами. При равной контрастности по величине N наиболее сильный эффект отражения наблюдается от тех слоев, для которых волны, отраженные от верхних и нижних границ (6.7а), совпадают по фазе. Очевидно, что для некоторых реальных значении угла это определяется соотношением между толщиной слоя и длиной глобулы.

 

 

 

а) Прох.

Рис.6.7. Процесс переизлучения и отражения радиосигнала слоис­той неоднородностью (а)

и соответствующая диаграмма направлен­ности отражения от слоя (б).

Наибольшее отражение дают слои, толщина которых:

h_CЛ = λ/ θр (град)

Диаграмма направленности ДН отражения (и рассеяния) волн от слоистых неоднородностей имеет лепесток, направленный под углом φотр (рис.6.7б).

Суммарное электрическое поле в точке Б, обусловленное отражением от слоев, может быть представлено вектором Е_С, определяемым суммой, подобной (6.9). Однако в этом случае чис­ло n составляет единицы (или может быть равно нулю), а компоненты Еi - более интенсивны, но также характеризуются случайностью и некоррелированностью модулей и фаз. Интерферентность компо­ненты Ei, несмотря на неотносительно малую абсолютную и относи­тельную подвижность слоев, может приводить к существенным и быстрым изменениям модуля и фазы вектора Ес, что объясняется относительной малостью длин волн (дециметры, сантиметры).

Рассеяние волн глобулами и отражение волн слоями характери­зуется многолучевостью, при которой фазовые углы компоненты Еi случайны и практически некоррелированы. Поэтому теории ДТР УКВ, основанные на учете рассмотренных механизмов, получили название некогерентных.

Процесс отражения волн всей толщей тропосферы поясняется с помощью рис.6.8. Поскольку плотность толщи тропосферы моно­тонно убывает с увеличением высоты, это вызывает диффузное "отражение", т.е. рассеяние волн. Если представить, что вся толща тропосферы разбита на n слоев толщиной Δh и внутри каждого слоя значение индекса преломления Ni постоянно, а на границах слоев оно претерпевает скачок на величину

ΔN=N_k -N_k+1, то от границ слоев должны возникать отраженные лучи, сходящиеся в точку Б. Из такой модели исходят когерентные теории ДТР УКВ, название которых объясняется постоянством сдвигов фаз между отраженны­ми компонентами в точке Б. Реально слои, показанные на рис. 6.8 отсутствуют, т.е. можно предположить, что их число бесконечно, а толщина близка к нулю и,

следовательно, число отраженных ком­понент также бесконечно, а интенсивность их ничтожно мала.

 

Рис.6.8. Пояснение модели процесса переизлучения радиосигнала

всей толщей тропосферы согласно когерентным теориям.

Рис. 6.9. Формирование вектора напряженности электрического
поля при ДТР УКВ как суммы трех основных составляющих.

 

Таким образом, суммарное поле в точке Б (рис.6.9) может быть представлено суммой трех векторов:

Е_Σ = Е_Р + Е_С + Е_К (6.10)

 

Когерентная компонента Е_к присутствует всегда и флюктуирует относительно слабо. Обычно к ней приплюсовывают и дифракци­онную компоненту электрического поля. Компоненты Е_р и Е_с явля­ются основными, причем компонента Е_с более интенсивна, но в принципе может отсутст-вовать. Вектор суммарного поля Е_Σ харак­теризуется случайным, практически равномерным рас-пределением фазы и сложными по структуре замираниями модуля. При уменьшении интервалов до протяженностей меньше 90-100 км дифракционная компонента поля быстро возрастает и пре-вуа­лирует над суммой компонент поля ДТР УКВ (см. формулу 6.10), интервал из тропосферного переходит в закрытый радиорелейный.