Оглавление
Введение
1. Радиофизическиехарактеристики атмосферы и их связь с метеопараметрами
2. Радиорефракция
2.1 Видырадиорефракции
2.2 Методыучета радиорефракции
2.2.1 Методэквивалентного радиуса Земли
2.2.2 Методприведенного коэффициента преломления
3. Исходныематериалы и методика их обработки
4. Вертикальныепрофили радиометеорологических величин
4.1 Вертикальныйпрофиль средней температуры июля
4.2 Вертикальныепрофили средней относительной влажности и средней упругости водяного пара июля
4.3 Вертикальныйпрофиль среднего показателя преломления воздуха в июле
4.4 Повторяемостьразличных видов рефракции в июле
Заключение
Списокиспользованной литературы
Приложения
Введение
Влияние метеорологических условий на распространениерадиоволн различных диапазонов было установлено еще на заре современнойрадиофизики, однако теоретическая сложность и экспериментальные трудностиизучения этого влияния в течение длительного времени ограничивали результатыисследований лишь некоторыми, большей частью качественными выводами.
Широкое развитие технических средств радиолокации в годывойны и последующее их применение в науке и технике, возникновение телевидения,космической радиосвязи, телеуправления поставили исследователей перед остройнеобходимостью изучить закономерности распространения радиоволн с учетомвлияния всех слоев атмосферы как среды с переменным показателем преломления.
В применении к тропосфере это означало в первую очередьразвитие широких теоретических и экспериментальных исследований закономерностейраспространения ультракоротких волн (УКВ) в зависимости от метеорологическихусловий. Поскольку в обычных условиях УКВ не отражаются ионосферой,изменчивость характеристик принятого поля объясняют изменчивостью условий ихраспространения в нижней атмосфере, в частности вариациями показателяпреломления воздуха.
Все существующие теории принимают показатель преломленияза основной параметр, определяющий особенности распространения УКВ втропосфере. Зависимость показателя преломления воздуха от высоты над земнойповерхностью вызывает искривление траектории волны, излученной горизонтально. Внормальных условиях эта траектория искривляется в направлении к Земле, икривизна ее составляет около одной четверти кривизны земной поверхности. Принекоторых особых метеорологических условиях энергия волны может бытьсосредоточена в узких слоистых областях вблизи поверхности Земли, так чтодалеко за пределами радиогоризонта наблюдается аномально высокая напряженностьполя. В других условиях переходный слой между воздушными массами может вызватьотражение энергии радиоволн. В дополнение к эффектам, связанным со слоистостью,атмосфера всегда в большей или меньшей степени турбулентна, что приводит крассеянию радиоволн и уширению диаграмм направленности антенн.
Изучение атмосферы с точки зрения влияния ее нараспространение УКВ является задачей радиометеорологии. Ее составнымиэлементами являются некоторые области радиофизики (распространение радиоволн,техника сверхвысоких частот) и метеорология. Радиометеорологические исследованияактивно проводятся несколько десятилетий. Однако до сих пор актуальнымиявляются исследования, посвященные пространственно-временным изменениямкоэффициента преломления (определяемого метеорологическими величинами) вразличных районах и на разных высотах в атмосфере [1].
Курсовая работа посвящена исследованию метеорологическихвеличин и коэффициента преломления, рассчитанного по данным о температуревоздуха, влажности и атмосферному давлению, в нижнем слое атмосферы в городеХабаровск за июль. Целью данной работы является определение влиянияметеорологических условий в летний период на распространение УКВ в выбранномрайоне.
1. Радиофизические характеристики атмосферы и их связь сметеопараметрами
Радиофизическими характеристиками атмосферы являютсядиэлектрическая проницаемость и коэффициент преломления, которые между собойоднозначно связаны. В общем случае диэлектрическая проницаемость и коэффициентпреломления являются величинами комплексными [2].
Предполагая выполнимость закона Дальтона о парциальныхдавлениях, можно получить выражение для диэлектрической проницаемости (/>) смесиполярных и неполярных газов. Для тропосферы необходим, в частности, учетвлияния СО2, сухого воздуха (неполярные молекулы) и водяного пара (полярныемолекулы):
/>, (1)
где /> – постоянные величины,
/> – давление сухого воздуха,
/> – парциальное давление водяногопара в гПа,
/> – парциальное давление СО2,
/>– температура в °К [1].
Значения диэлектрической проницаемости воздуханезначительно превышают единицу. Для волн длиной более 1 см электропроводность нижней части атмосферы (тропосферы) очень мала, и диэлектрическуюпроницаемость можно считать величиной действительной [2].
При этом коэффициент преломления (n) определяетсявыражением:
/> (2)
где /> – магнитная проницаемость (длявоздуха ее полагают равной единице). Поскольку
/> (3)
можно использовать аппроксимацию:
/>. (4)
В силу малости величины n – 1 коэффициент преломленияудобно выражать в N – единицах:
/>, (5)
где К1, К2, К3, К4 – постоянные.
Постоянные коэффициенты равны [1]:
К1=77,607 /> 0,13 °К/мб
К2=71,6 /> 8,5 °К/мб
К3=(3,747 /> 0,031) · 105 (°К)2/мб.
Итак, окончательное уравнение для показателя преломления,если ограничиться для констант тремя значащими цифрами, имеет вид:
/> (6)
Значения постоянных в этой формуле рекомендованы Смитом иВейнтраубом для вычисления N с точностью 0,5%.
Уравнение упрощается, если положить
P = Pd + e:
/>. (7)
Для практического использования в радиометеорологии этосоотношение можно упростить, представив его в виде двучлена:
/>, (8)
что дает значение N с точностью порядка 0,02% дляинтервала температур от /> 50°C до + 40°C.
Обычно уравнение (8) записывают в виде:
/>. (9)
Значения коэффициента преломления, рассчитанные поформуле (9), зависят от точности измерения метеорологических элементов. Прирадиозондировании измеряется не парциальное давление (упругость водяного пара)е, а относительная влажность f, которая легко может быть пересчитана впарциальное давление е. Для этого используется следующая формула:
/>, (10)
где t – температура в °C,
f – относительная влажность воздуха в % [1].
В реальной атмосфере вследствие изменений температуры,давления и влажности происходят сложные пространственно – временные изменениякоэффициента преломления. Различают сезонные и суточные изменения коэффициентапреломления в тропосфере, а также случайные изменения, обусловленныеатмосферной турбулентностью. Сезонные изменения обусловлены, главным образом,годовым ходом влажности с максимумом в теплое полугодие. Наибольшие изменениякоэффициента преломления имеют место в нижнем трехкилометровом слое атмосферы,что обусловлено большими изменениями в этом слое температуры и влажности.Суточные изменения коэффициента преломления атмосферы наиболее значительны внижнем километровом слое и могут достигать 10 – 15N – ед. Они также обусловленыбольшим суточным ходом температуры и влажности воздуха. Случайные флюктуациикоэффициента преломления связаны с атмосферной турбулентностью и могут достигатьзначения 10N – ед.
Обычно учитывают изменение коэффициента преломленияатмосферы только по высоте, пренебрегая горизонтальной изменчивостью.
Для характеристики вертикальной изменчивости коэффициентапреломления пользуются понятием вертикального градиента:
/>, (11)
или
/>, (12)
где n1 и n2 – значения коэффициента преломления на нижнейи верхней границе слоя,
H1 и H2 – высоты нижней и верхней границ слоя.
Вертикальный градиент dn/dH имеет размерность 1/м, аградиент dN/dH – N — ед/м. Из соотношения (11) следует, что реальной атмосфере,для которой коэффициент преломления уменьшается с высотой, соответствуютотрицательные значения градиента.
В радиометеорологии для решения ряда задач пользуютсяпараметрами стандартной, или нормальной, атмосферы. Нормальной считаетсяатмосфера, в которой имеют место линейное уменьшение температуры воздуха свысотой, равное 6,5°C на 1 км, уменьшение давления по барометрическому закону:
/>, (13)
и убывание влажности воздуха по эмпирическомусоотношению:
/>,(14)
где Р0 и РH – давление на нижнем и верхнем уровнях,
g – ускорение свободного падения,
R – универсальная газовая постоянная,
Т – температура столба воздуха между указанными уровнями,
H – высота в км,
q – удельная влажность в г/м3,
b, с – коэффициенты (0,1112/>b/>0,2181; 0,0286/>с/>0,0375).
Удельная влажность с парциальным давлением водяных паровсвязана соотношением:
/>.(15)
В стандартной атмосфере коэффициент преломленияизменяется с высотой по линейному закону, а в реальной атмосфере изменение N свысотой в среднем происходит по экспоненциальному закону [2].
2. Радиорефракция
Радиорефракцией называется искривление траекторииэлектромагнитных волн при распространении в атмосфере. Плотность реальнойатмосферы убывает с высотой, поэтому радиолуч, направленный с земнойповерхности вверх, будет переходить из области с большим значением плотности вобласти с малыми значениями плотности.
Если электромагнитный луч будет распространяться в плоскослоистойатмосфере, в которой коэффициент преломления изменяется постепенно, то будетпроисходить плавное искривление траектории луча. Радиус кривизны будетопределяться величиной градиента коэффициента преломления в соответствии свыражением:
/>,(16)
где dn/dH – градиент коэффициента преломления.
Представляет практический интерес случай критическойрефракции, когда радиус кривизны радиолуча, направленного вдоль земнойповерхности, равен радиусу Земли и луч огибает земной шар. Условием критическойрефракции будет:
/>,(17)
где RЗ – радиус Земли.
2.1 Виды радиорефракции
Рассмотрим различные виды радиорефракции исоответствующие им значения градиента коэффициента преломления. В зависимостиот характера искривления радиолуча различают три основных типа радиорефракции:
Отрицательную;
Нулевую;
Положительную.
Такое деление радиорефракции отражает ее влияние надальность радиосвязи в диапазоне СВЧ или на дальность радиолокационногонаблюдения обьектов.
При нулевой рефракции (нулевое значение градиентакоэффициента преломления) радиолуч остается прямолинейным. Отрицательнаярефракция (вызывающая уменьшение дальности радиосвязи) имеет место, если лучнаправлен выпуклостью вниз, т.е. луч из менее плотной среды переходит в болееплотную. Это может быть только при положительных значениях градиентакоэффициента преломления. Положительная рефракция возникает при отрицательныхзначениях градиента коэффициента преломления и делится в свою очередь на:
пониженную;
нормальную;
повышенную;
критическую;
сверхрефракцию.
Нормальная радиорефракция соответствует рефракции внормальной (стандартной) атмосфере, имеющей градиент коэффициента преломления –4·10-81/м. Радиорефракция при значениях градиента коэффициента преломления от 0 до –4·10-81/м называется положительной пониженной рефракцией. Радиорефракция при –15,7·10-8 /> –4·10-8 1/м называется положительной повышенной рефракцией. При значенииградиента />=– 15,7·10-8 1/м наблюдается критическая рефракция. При значениях градиентакоэффициента преломления менее – 15,7·10-8 1/м имеет место сверхрефракция.Радиус кривизны луча меньше радиуса земного шара, вследствие чего лучиспытывает многократное отражение от земной поверхности.
Критическая рефракция и сверхрефракция характеризуютсясверхдальним распространением радиоволн. Такое явление связывают с образованиемтак называемых атмосферных волноводов, которые могут быть как приземными, так иприподнятыми (отражение в этом случае имеет место не от земной поверхности, аот слоя атмосферы, приподнятого над землей). Атмосферные волноводы существенноповышают дальность радиосвязи на СВЧ и дальность радиолокационного наблюденияобъектов.
2.2 Методы учета радиорефракции
Явление рефракции в атмосфере приводит к ошибкамизмерения координат объектов радиотехническими и оптическими методами.Регулярную составляющую таких ошибок можно учитывать путем введениясоответствующих поправок в результаты измерений. В зависимости от изменчивостивертикального градиента коэффициента преломления различают два способа введенияпоправок:
Метод эквивалентного радиуса Земли;
Метод приведенного коэффициента преломления.
2.2.1 Метод эквивалентного радиуса Земли
Он сводит задачу криволинейного распространения радиоволнк задаче с прямолинейным распространением. Криволинейную траекторию луча«разгибают», увеличивая радиус Земли до тех пор, пока траектория луча неокажется прямолинейной. Радиус Земли, соответствующий прямолинейному лучу,называют эквивалентным радиусом и используют для расчетов. Эквивалентный радиусЗемли будет равен:
/>,(18)
где RЭ – эквивалентный радиус Земли,
KP – коэффициент пропорциональности,
RЗ – радиус Земли.
Коэффициент пропорциональности определяется формулой:
/>,(19)
где n0 – значение коэффициента преломления на уровнеземной поверхности.
Для нормальной атмосферы, полагая />= – 4·10-8 1/м,RЗ=6370·103 м, n0=1, получаем KP=1,33 и RЭ=8460 км.
При расчетах, связанных с обеспечением радиовидимости,следует оперировать с эквивалентным радиусом Земли так же, как и с обычнымрадиусом Земли при отсутствии рефракции.
2.2.2 Метод приведенного коэффициента преломления
Он состоит в том, что влияние кривизны земной поверхности(а следовательно, и кривизны сферической слоистой атмосферы) заменяют влияниемдополнительного значения коэффициента преломления атмосферы. Для этогокриволинейную траекторию луча вместе с земной поверхностью «разгибают» до техпор, пока сферическая поверхность Земли не превратиться в плоскую, а луч приэтом будет иметь другую кривизну. Соответствующий новой рефракции коэффициентпреломления атмосферы называется приведенным коэффициентом преломления.
Приведенный коэффициент преломления равен:
/>,(20)
или в N – единицах:
/>.(21)
Приведенный коэффициент преломления используется так же,как и обычный коэффициент преломления в задачах распространения над плоскойЗемлей [2].
3. Исходные материалы и методика их обработки
Для изучения закономерности распределения метеовеличин и показателяпреломления воздуха летом были использованы результаты, полученные в июле1977г. на высотной метеорологической мачте (ВММ) в городе Хабаровск (данныебыли взяты из «Материалов высотных метеорологических наблюдений» [3]). Этирезультаты содержат данные измерений температуры и относительной влажностиатмосферы на ВММ (из справочника были взяты средние за сутки значениятемпературы и относительной влажности на высотах 0, 24, 40, 112, 180 м). Температура воздуха на этой мачте регистрировалась термоградиентографом с погрешностью 0,2÷0,3°C.Влажность воздуха измерялась с помощью пленочного датчика с погрешностью 7%.
Данные по давлению были взяты из «Климатического атласаСССР» [4] для уровня 0 м. Для остальных высот (24, 40, 112, 180 м) давление было рассчитано по барометрической формуле:
/>,(22)
где P – давление на высоте z,
P0 – давление на исходном уровне,
g – ускорение свободного падения,
z – высота в м,
R – универсальная газовая постоянная (287, 05 Дж/кг·К),
T – температура в °K.
Обработка материалов велась с помощью процессора Exel.Данные вводились по датам; для каждой даты значения температуры, влажности идавления вводились на пяти высотах (0, 24, 40, 112, 180 м). Для того, чтобы рассчитать показатель преломления N, еще были необходимы значения упругостиводяного пара на всех высотах по суткам. Парциальное давление е было рассчитанопо формуле (10). Далее были рассчитаны значения показателя преломления N поформуле (9) и вертикальные градиенты /> по формуле (12) (см. приложениетаблица 1).
После проведения расчетов были выполнены ещедополнительные действия:
Из общего массива данных через автофильтр находилисьотдельно данные по каждой высоте за месяц; На этих высотах были посчитанысреднемесячные значения t, f, e, P, N, dN/dH и их среднеквадратическиеотклонения (см. приложение таблицы 2, 3, 4, 5, 6);
По среднемесячным значениям t, f, e, N на каждой высотебыли построены графики вертикальных профилей этих величин (см. анализ графикови сами графики в главе 4);
Была посчитана повторяемость различных видов рефракции позначениям вертикального градиента dN/dH (см. таблицы 2,3).
После проведения всех расчетов, был сделан анализполученных результатов (см. главу 4).
4. Вертикальные профили радиометеорологических величин
Для изучения закономерности распределения метеовеличин ипоказателя преломления воздуха в нижнем слое атмосферы летом был выбран городХабаровск. Он расположен в юго – восточной части нашей страны (48°35′с.ш. и 135°в.д.). Хабаровск относится к умеренному климатическому поясу, кобласти муссонного климата смешанных лесов Дальнего Востока. Средниетемпературы июля и января составляют + 16°C и – 24°C соответственно [5].
Как уже было сказано раньше, по среднемесячным значениямt, f, e, N на каждой высоте были построены графики вертикальных профилей этихвеличин (таблица 1).
Таблица 1 – Среднемесячные значения радиометеорологическихвеличин на разных высотахВысота, м Средняя t°C Средняя f% Средняя е, гПа Средний N, N — ед/м 21,9 82 21,6 355,4 24 22 78 20,8 351 40 23,1 73 20,9 349,4 112 23,2 72 20,6 345,6 180 21,5 67 17,2 331,7
Далее приведен анализ полученных графиков.
4.1 Вертикальный профиль средней температуры июля
В умеренном поясе на суше в северном полушарии самымтеплым месяцем является июль (именно этот месяц и был рассмотрен в даннойработе).
Как уже известно, температура воздуха с высотой в среднемизменяется по линейному закону:
/>,(23)
где Th – абсолютная температура на верхней границе слоя,
T0 – абсолютная температура у основания слоя толщиной h,
gt – вертикальный градиент температуры.
Если принять в соответствии с международной стандартнойатмосферой температуру воздуха у земной поверхности (на «нулевой высоте»)равной 15°C (288°K), а градиент температуры до высоты 11км равным 6,5°C на километр подъема, то получится «стандартная» зависимость температуры от высоты (вкилометрах):
/>.(24)
С годовыми и суточными изменениями приземного значениятемпературы связаны характер кривой высотного распределения температуры иградиенты пограничного слоя тропосферы. Так, например, летом высотныезависимости температуры от дня к ночи изменяют свой характер, а градиентыизменяют знак с положительного (уменьшение t с высотой) на отрицательный (ростt с высотой – инверсия). В этом смысле стандартное линейное падение температурыс высотой не отражает процессов, происходящих в пограничном слое тропосферы.
В летний период на высотах до 100 м существует (в среднем сезонном профиле) инверсия температуры, являющаяся следствием ночныхприземных инверсий. Выше 100 м наблюдается убывание t с высотой [6].
В рассмотренном мною случае, в среднемесячномвертикальном профиле температуры также имеется слой инверсии и слой падения t (см.рисунок 1).
Из графика видно, что инверсия наблюдается до высоты 80 м. В слое от 0 до 24 м слабо выраженная инверсия (градиент равен – 0,004°C/м). Выше 24 м идет резкое увеличение температуры с высотой и продолжается до 40 м (градиент в этом слое составляет – 0,069°C/м). В слое от 40 до 80 м наблюдается уменьшение интенсивности инверсии (градиент слоя равен – 0,005°C/м) – в этом слоеинверсия практически такая же как и в слое от 0 до 40 м (различие составляет 0,001°C). На 80 м наблюдается максимальное среднемесячное значение t =23,3°C. Начиная с 80 м идет уменьшение температуры с высотой (можно сказать,что на уровне 80 м происходит изгиб кривой в сторону уменьшения температуры –это критическая точка). В слое от 80 до 112 м идет слабое падение t (градиент составляет 0,003°C/м). А вот начиная со 112 м и до 180 м наблюдается резкое падение температуры (здесь градиент равен 0,025°C/м). На 180 м наблюдается минимальное среднемесячное значение t = 21,5°C.
/>
Рисунок 1 – Вертикальный профиль средней температуры июля
4.2 Вертикальные профили средней относительной влажностии средней упругости водяного пара июля
Как мы знаем, основной вклад в изменения коэффициентапреломления вносят изменения значений влажности. В тропосфере северногополушария независимо от сезона года влажность воздуха уменьшается с высотой,достигая минимумы вблизи тропопаузы. В стандартной атмосфере влажность воздухаубывает с высотой по эмпирическому соотношению (14).
Среднегодовые и сезонные профили распределения влажностине отражают «мгновенных», существующих в данный момент времени профилей.«Мгновенные» профили обладают значительно более сложной конфигурацией сразличного рода изгибами и изломами и характеризуются большой изменчивостью вовремени [6].
Вертикальный профиль средней относительной влажности июляне имеет больших изломов, а ведет себя довольно сглажено (см. рисунок 2).Падение f с высотой совсем небольшое. В слоях от 0 до 40 м и от 112 до 180 м более выраженное уменьшение влажности. А вот в слое от 40 до 112 м ее падение практически не наблюдается. Вообще разница f между нулевым уровнем и высотой 180 м составляет всего 15%.
/>
Рисунок 2 – Вертикальный профиль средней относительнойвлажности июля
Вертикальный профиль средней упругости водяного пара июляпрактически повторяет ход вертикального профиля f (см. рисунок 3). В слоях от 0до 24 м и от 112 до 180 м наблюдается более выраженное падение, а в слое от 24до 112 м изменений в упругости водяного пара практически не наблюдается(отличие состоит в том, что относительная влажность практически не меняется с 40 м, а упругость водяного пара с 24 м). Разница е между нулевым уровнем и высотой 180 м составляет всего 4,4 гПа. Из графиков видно, что, действительно, среднемесячные профилираспределения влажности не отражают «мгновенных», существующих в данный моментвремени профилей.
/>
Рисунок 3 – Вертикальный профиль средней упругостиводяного пара июля
4.3 Вертикальный профиль среднего показателя преломлениявоздуха в июле
Вследствие большой изменчивости показатель преломленияудобно характеризовать средними (усредненными за определенный период времени)величинами. Конкретные профили коэффициента преломления, полученные во времяодного зондирования, существенно отличаются от усредненных высотныхраспределений N и от стандартной радиоатмосферы. Эти отличия обусловленынерегулярным характером высотного распределения температуры и влажности,которое изменяется во времени и зависит от погоды и климата [6].
Представление о закономерностях среднего изменения свысотой коэффициента преломления атмосферы можно получить из анализа выражения(9). Из этого выражения следует, что увеличение Р и е вызывает рост N, в товремя как увеличение Т приводит к уменьшению N. Если взять частные производныесоотношения (9) последовательно по Р, е и Т, то получится выражение для оценкивеличины вклада, вносимого каждым метеорологическим параметром в изменение N.Для средних летних условий это выражение примет вид:
/>,(25)
где ∆T, ∆P, ∆e – приращения среднихзначений температуры, давления, упругости водяного пара соответственно.
Из выражения (25) видно, что изменения величины N в однойточке в основном зависят от изменения температуры и влажности, причем влияниевлажности заметно превосходит влияние температуры, т.к. величины ∆e и ∆Tпри выбранной системе единиц примерно одного порядка; влияние давления в этомслучае настолько мало, что им можно даже пренебречь [7].
По средним значениям N на высотах 0, 24, 40, 112, 180 м был построен график вертикального профиля показателя преломления воздуха в июле (см. рисунок4). Из графика видно, что показатель преломления убывает с высотой. Этопроисходит потому, что (если опять же анализировать выражение (9) ) Р и е свысотой уменьшаются, а Т увеличивается до определенного уровня, а потомуменьшается. В слое от 0 до 24 м идет достаточно выраженное падение N (градиентздесь равен – 0,183 N – ед/м). В слое от 24 до 40 м немного уменьшается интенсивность падения N, но не сильно (градиент составляет – 0,100 N–ед/м).А вот от 40 до 112 м наблюдается самое маленькое (незначительное) уменьшение Nс высотой (градиент слоя составляет всего – 0,053 N – ед/м). Начиная со 112 идо 180 м наблюдается самое сильное падение N с высотой (градиент здесь самыйбольшой и равен – 0,204 N – ед/м). Разница между нулевым уровнем и высотой 180 м составляет 23,7 N – ед/м (такая небольшая разница скорее всего обусловлена сглаженнымсреднемесячным ходом влажности – изменения ее тоже очень маленькие повертикали).
Данный, среднемесячный профиль N близок к стандартнойлинейной зависимости. И поэтому можно аппроксимировать этот профиль линейнойзависимостью (на графике аппроксимация показана черной линией).
Уравнение этой линии выглядит следующим образом:
/>,(26)
где у – значение N,
х – значение высоты.
Величина достоверности аппроксимации составляет: R2 =0,9356.
/>
Рисунок 4 – Вертикальный профиль среднего показателяпреломления воздуха в июле
Видно, что эта характеристика составляет приблизительно94%. Это говорит о том, что аппроксимация вполне достоверна.
4.4 Повторяемость различных видов рефракции в июле
В ряде приложений широко применяются данные не о самомкоэффициенте преломления, а о величине его вертикального градиента. Длястандартной атмосферы с нормальной (стандартной) рефракцией вертикальныйградиент равен: /> N – ед/м. Однако в приземном слоеградиенты, близкие к стандартному, наблюдаются сравнительно редко вследствиебольшой изменчивости профиля N на этих высотах. К стандартной величинеградиента близки лишь средние значения градиента в достаточно толстом слоевоздуха – в слое 0 – 1000 м и более, причем время усреднения тоже должно бытьдостаточно большим – усреднение за месяц, за сезон и т.п.
Как и приземные значения показателя преломления,градиенты подвержены сезонным изменениям, причем сезонный ход среднемесячныхзначений градиента связан с сезонным ходом самого коэффициента преломления. Сувеличением высоты слоя воздуха сезонные колебания градиентов уменьшаются, и навысотах более 600 м ими можно пренебречь [6].
Детальное рассмотрение многочисленных N – профилей,полученных в разную погоду в разное время суток, показало в основномбольшинстве случаев наличие критических и сверхкритических градиентов величиныN в самом нижнем 25 – метровом слое атмосферы. Для слоя 25 – 121 м – характерна повышенная рефракция. Слой выше 120 м выглядит самым стабильным, он приближается кстандартной атмосфере.
Как следует из выражения (9), появление большихградиентов N должно иметь место в тех слоях атмосферы, где наиболее резковыражена инверсия температуры и происходит падение с высотой абсолютнойвлажности воздуха. Летом именно в слое до 100 м наиболее резко выражены ночные инверсии температуры, а днем наблюдается значительное падение влажности с высотой.Оба эти фактора и обусловливают сверхкритическую и повышенную рефракции внижнем 120 метровом слое атмосферы [7].
По полученным значениям N на разных высотах (во все днииюля) определялись вертикальные градиенты dN/dH для слоев 0 – 24, 24 – 40,
40 – 112, 112 – 180 м. Градиенты были разбиты на 4 интервала:
1. Отрицательный (/>);
2. Пониженный (/>);
3. Повышенный (/>);
4. Сверхкритический (/>).
В соответствии с этой разбивкой для каждого видарефракции были посчитаны их повторяемости. (см. таблицы 2, 3).
Таблица 2 – Повторяемость различных видов рефракции в июлеВид рефракции Число случаев Повторяемость в % Отрицательная 22 18 Пониженная 11 9 Повышенная 24 19 Сверхрефракция 67 54
Таблица 3 – Повторяемость различных видов рефракции вкаждом слоеСлой, м Отрицательная Пониженная Повышенная Сверхрефракция 0 — 24 5 2 3 21 24 — 40 8 – 5 18 40 — 112 8 9 10 4 112 — 180 1 – 6 24
Отрицательная рефракция наблюдалась в общем случае замесяц всего в 18% из 100%. Она была отмечена во всех слоях. От 0 – 24, 24 – 40,40 – 112 м чаще всего (повторяемость рефракции в этих слоях практическиодинаковая, но наблюдалась она в разные дни), и лишь 1 раз в слое 112 – 180 м (9 июля).
Положительная пониженная рефракция наблюдалась меньшееколичество раз за месяц и составила всего 9%. Была отмечена она в основном вслое
40 – 112 м, а вот в слое 0 – 24 м наблюдали ее всего 2 раза (16 и 24 июля).
За месяц чаще всего наблюдали положительную повышеннуюрефракцию и сверхрефракцию, которые составили соответственно 19% и 54%.Повышенная рефракция чаще отмечалась в слоях 24 – 40, 40 – 112,
112 – 180 м; меньше всего в слое 0 – 24 м (всего 3 раза). Полученные результаты соответствуют выводам, сделанным в работе [7] о том, чтодля слоя 25 – 121 м характерна повышенная рефракция. Сверхрефракция составиласамый большой процент повторяемости за месяц (наблюдалась она во всех слоях).Наиболее часто она встречалась в слоях 0 – 24 и 112 – 180 м (повторяемость ее в этих слоях практически одинаковая). Меньше всего раз сверхрефракция былаотмечена в слоях 24 – 40 и 40 – 112 м. Это так же соответствует выводам вработе [7] о том, что сверхрефракция в большинстве случаев наблюдается в нижнем25 – метровом слое.
Из полученных результатов можно сделать вывод о том, чтонаибольшую повторяемость в июле повышенной и сверхкритической рефракций внижнем 180 – метровом слое атмосферы обусловливают 2 фактора:
Резко выраженная инверсия температуры воздуха;
Падение с высотой влажности воздуха.
Заключение
В результате проделанной работы можно сделать следующиевыводы:
В летний период в умеренном климатическом поясе навысотах до
80 м существует (в среднем месячном профиле) инверсия
температуры, являющаяся следствием ночных приземныхинверсий.
Выше 80 м наблюдается убывание температуры с высотой;
Сглаженный ход (падение) среднемесячных вертикальныхпрофилей относительной влажности и упругости водяного пара обусловлен тем, чтоэти профили распределения влажности не отражают «мгновенных», существующих вданный момент времени профилей, которые обладают значительно более сложнойконфигурацией с различного рода изгибами и изломами и характеризуются большойизменчивостью во времени;
Изменения величины N в основном зависят от изменениятемпературы и влажности, причем влияние влажности заметно превосходит влияниетемпературы, влияние давления мало;
Показатель преломления убывает с высотой из – за того,что давление и упругость водяного пара с высотой уменьшаются, температураувеличивается до определенного уровня, а потом уменьшается;
Среднемесячный профиль N близок к стандартной линейнойзависимости;
Наибольшую повторяемость летом повышенной (19%) исверхкритической (54%) рефракций в нижнем 180 – метровом слое атмосферыобусловливают 2 фактора:
резко выраженная инверсия температуры воздуха;
падение с высотой влажности воздуха;
Летом в умеренном климатическом поясе образуются весьмаблагоприятные метеоусловия для появления сверхрефракции, которая в свою очередьповышает (из – за волноводов) дальность радиосвязи на СВЧ и дальностьрадиолокационного наблюдения объектов.
И в заключении можно сказать о том, что исследованиевертикального профиля показателя преломления радиоволн (и его градиентов),особенно в нижнем слое атмосферы до высоты 300 – 500 м над поверхностью земли, имеет большое значение для обеспечения надежной работы радиорелейныхлиний, станций слежения за спутниками и некоторых других современныхрадиосистем. Однако данных о пространственно – временном распределениипоказателя преломления радиоволн в нижнем слое атмосферы явно недостаточно –эта проблема остается очень актуальной в наше время.
Список использованной литературы
1. Бин Б.Р., Даттон Е.Дж. Радиометеорология: Пер. с англ. /Под ред. А.А.Семенова. – Л.: ГМИ, 1971. – 363с.
2. Павлов Н.Ф. Аэрология, радиометеорология и техника безопасности. – Л.:ГМИ, 1980. – 432с.
3. Материалы высотных метеорологических наблюдений – Часть 2, вып. 4. – М.:ЦВГМО, 1978. – 195с.
4. Климатический атлас СССР/ Гл.ред. Т.П. Сидоренкова. – М.: ПКО“Картография”, 1972. – 610с.
5. Атлас по географии России: (с компл. контур. карт) / Сост. и под. к изд.ПКО “Картография” в 1996г.; Отв. ред. В.И. Щербакова. – Испр. в 1998г. – М-быразн. – М.: Роскартография, 2000. – 1атл.(56с.)
6. Казаков Л.Я., Ломакин А.Н. Неоднородности коэффициента преломлениявоздуха в тропосфере. – М.: Наука, 1976. – 168с.
7. Вяльцева Э.Е. Изменчивость коэффициента преломления атмосферы для УКВ впограничном слое // Метеорология и гидрология. – 1972. — №2. – С. 8 – 14.
Приложение
Таблица 1 – Среднесуточные значения радиометеорологическихвеличин на разных высотахЧисло Высота, м Средняя t°C Средняя f% Среднее P, гПа Средняя е, гПа Средний N, N — ед dN/dH, N -ед/м 1 23,1 81 1000,0 22,8 359,0 -0,147 1 24 23 79 997,3 22,1 355,5 0,623 1 40 26,5 75 995,5 25,9 365,4 -0,167 1 112 24,3 75 987,3 22,7 353,4 -0,222 1 180 22,5 70 979,6 19,0 338,3 2 21,7 89 1000,0 23,0 362,1 -0,265 2 24 20,4 89 997,2 21,3 355,7 0,070 2 40 22,6 82 995,4 22,4 356,8 0,009 2 112 22,7 84 987,2 23,1 357,5 -0,298 2 180 20,3 76 979,4 18,1 337,2 3 21,2 82 1000,0 20,6 352,3 -0,256 3 24 21,8 75 997,2 19,5 346,1 -0,112 3 40 22,7 71 995,4 19,5 344,3 -0,033 3 112 23,3 69 987,3 19,7 342,0 -0,294 3 180 20,8 60 979,4 14,7 322,0 4 21,6 78 1000,0 20,1 349,4 -0,185 4 24 21,8 74 997,2 19,3 345,0 0,113 4 40 23,7 70 995,4 20,5 346,8 -0,133 4 112 23,7 64 987,3 18,7 337,3 -0,205 4 180 21,3 60 979,5 15,2 323,3 5 20,5 92 1000,0 22,1 360,0 -0,231 5 24 19,6 91 997,2 20,7 354,4 0,320 5 40 23,5 81 995,4 23,4 359,6 -0,155 5 112 20,8 83 987,2 20,3 348,4 -0,209 5 180 19,4 76 979,3 17,1 334,2 6 21,9 86 1000,0 22,5 359,6 -0,196 6 24 22,3 81 997,2 21,8 354,9 0,838 6 40 26,5 77 995,5 26,6 368,3 -0,177 6 112 24,5 76 987,3 23,3 355,5 -0,291 6 180 22,1 69 979,5 18,3 335,8 7 22,8 86 1000,0 23,8 363,6 -0,290 7 24 23 80 997,3 22,4 356,7 0,173 7 40 25,2 75 995,5 24,0 359,4 -0,084 7 112 24,9 73 987,3 22,9 353,3 -0,258 7 180 22,1 69 979,5 18,3 335,8 8 24,1 91 1000,0 27,3 376,1 -0,445 8 24 24,4 82 997,3 25,0 365,4 0,088 8 40 27,4 73 995,5 26,6 366,8 -0,170 8 112 25,5 72 987,4 23,4 354,6 -0,203 8 180 24,2 67 979,7 20,2 340,8 9 20 89 1000,0 20,8 354,8 -0,203 9 24 19,2 88 997,2 19,5 349,9 -0,178 9 40 21 79 995,4 19,6 347,1 -0,042 9 112 20,2 81 987,1 19,1 344,0 0,092 9 180 19,5 92 979,3 20,8 350,3 10 21,6 81 1000,0 20,8 352,8 -0,202 10 24 21,1 79 997,2 19,7 347,9 -0,074 10 40 22,4 74 995,4 20,0 346,7 0,002 10 112 22,7 75 987,2 20,6 346,9 -0,209 10 180 20,5 71 979,4 17,1 332,7 11 18,3 95 1000,0 19,9 353,7 -0,286 11 24 17,4 92 997,2 18,2 346,9 -0,310 11 40 17,9 85 995,3 17,4 341,9 0,014 11 112 18,3 87 987,0 18,3 342,9 -0,223 11 180 17 77 979,2 14,9 327,8 12 16,7 84 1000,0 15,9 338,4 -0,322 12 24 16,3 77 997,2 14,2 330,7 -0,121 12 40 16,7 74 995,3 14,0 328,7 -0,025 12 112 17,2 73 987,0 14,3 327,0 -0,147 12 180 15,3 69 979,0 12,0 317,0 13 17,2 88 1000,0 17,2 343,4 -0,296 13 24 17,1 81 997,2 15,8 336,3 -0,246 13 40 17,1 77 995,3 15,0 332,4 0,010 13 112 17,5 79 987,0 15,8 333,1 -0,155 13 180 16,3 73 979,1 13,5 322,5 14 20,6 80 1000,0 19,4 347,9 -0,178 14 24 21,4 74 997,2 18,8 343,6 -0,199 14 40 21,9 70 995,4 18,3 340,4 -0,024 14 112 22,7 68 987,2 18,7 338,7 -0,195 14 180 20,5 64 979,4 15,4 325,4 15 23,7 73 1000,0 21,3 351,7 -0,158 15 24 24,2 69 997,3 20,8 347,9 -0,107 15 40 24,9 66 995,5 20,7 346,2 0,005 15 112 25,9 65 987,4 21,7 346,6 -0,208 15 180 23,6 62 979,6 18,0 332,5 16 24,6 76 1000,0 23,5 359,3 -0,012 16 24 25,3 74 997,3 23,8 359,0 -0,129 16 40 26,2 70 995,5 23,8 356,9 -0,020 16 112 27,7 66 987,4 24,5 355,5 -0,313 16 180 25,3 59 979,7 19,0 334,2 17 22,5 79 1000,0 21,5 354,1 -0,439 17 24 21,4 74 997,2 18,8 343,6 0,087 17 40 23,2 70 995,4 19,9 345,0 -0,002 17 112 24,4 68 987,3 20,7 344,8 -0,262 17 180 23 59 979,6 16,5 327,0 18 19,2 89 1000,0 19,8 351,6 -0,277 18 24 18,9 84 997,2 18,3 345,0 -0,265 18 40 19,5 78 995,4 17,6 340,7 0,013 18 112 20,4 78 987,1 18,6 341,6 -0,227 18 180 19 69 979,3 15,1 326,2 19 22,1 86 1000,0 22,8 360,5 -0,159 19 24 23 80 997,3 22,4 356,7 -0,175 19 40 23,6 76 995,4 22,1 353,8 -0,018 19 112 24,4 74 987,3 22,6 352,5 -0,252 19 180 22 69 979,5 18,2 335,4 20 27,2 72 1000,0 25,9 365,5 0,027 20 24 27,8 71 997,3 26,5 366,2 -0,271 20 40 28,3 67 995,5 25,7 361,8 0,011 20 112 29,6 65 987,5 26,9 362,6 -0,318 20 180 27,2 59 979,9 21,2 341,0 21 23,5 85 1000,0 24,6 365,6 -0,267 21 24 23,6 80 997,3 23,2 359,2 -0,286 21 40 24,1 75 995,4 22,5 354,7 -0,024 21 112 24,8 73 987,3 22,8 352,9 -0,250 21 180 23,9 64 979,6 18,9 336,0 22 23,8 71 1000,0 20,9 349,6 -0,243 22 24 25,2 63 997,3 20,1 343,8 -0,217 22 40 25,5 60 995,5 19,5 340,3 -0,219 22 112 26 49 987,4 16,4 324,6 -0,140 22 180 25,2 45 979,7 14,4 315,1 23 25,9 81 1000,0 27,0 372,1 -0,067 23 24 26 80 997,3 26,8 370,5 -0,319 23 40 26,5 75 995,5 25,9 365,4 -0,094 23 112 26,1 73 987,4 24,6 358,6 -0,167 23 180 25,2 69 979,7 22,1 347,3 24 25,7 80 1000,0 26,4 369,7 -0,029 24 24 25,7 80 997,3 26,4 369,0 -0,431 24 40 25,8 75 995,5 24,9 362,1 0,050 24 112 26,7 76 987,4 26,6 365,7 -0,249 24 180 24,6 72 979,7 22,2 348,8 25 26,2 69 1000,0 23,4 356,7 0,000 25 24 26,7 68 997,3 23,8 356,7 -0,352 25 40 26,5 65 995,5 22,5 351,1 -0,004 25 112 27,3 64 987,4 23,2 350,8 -0,209 25 180 25,2 61 979,7 19,5 336,6 26 19,3 58 1000,0 13,0 321,8 0,060 26 24 19,4 60 997,2 13,5 323,2 -0,231 26 40 18,4 59 995,4 12,5 319,6 -0,047 26 112 20,1 54 987,1 12,7 316,2 -0,114 26 180 18,2 52 979,3 10,8 308,4 27 21,2 70 1000,0 17,6 339,3 0,056 27 24 21,5 71 997,2 18,2 340,6 -0,246 27 40 21,8 67 995,4 17,5 336,7 -0,095 27 112 22,9 60 987,2 16,7 329,9 -0,175 27 180 21,8 54 979,5 14,1 318,0 28 17,4 89 1000,0 17,6 345,0 0,108 28 24 19,1 86 997,2 19,0 347,6 -0,408 28 40 19,9 77 995,4 17,8 341,1 -0,007 28 112 19,8 79 987,1 18,2 340,6 -0,131 28 180 18,9 75 979,3 16,3 331,6 29 22,3 84 1000,0 22,6 359,0 -0,055 29 24 22,7 82 997,3 22,6 357,7 -0,244 29 40 23,3 77 995,4 22,0 353,8 -0,058 29 112 23,1 76 987,3 21,4 349,7 -0,193 29 180 22 70 979,5 18,5 336,6 30 23,6 94 1000,0 27,3 377,2 -0,253 30 24 22,8 93 997,3 25,7 371,1 -0,299 30 40 23,9 85 995,4 25,2 366,4 -0,080 30 112 24,2 81 987,3 24,4 360,6 -0,237 30 180 22,9 74 979,6 20,6 344,5 31 18,7 85 1000,0 18,3 345,9 -0,490 31 24 18,8 73 997,2 15,8 334,2 -0,163 31 40 19,4 69 995,4 15,5 331,6 -0,060 31 112 18,3 70 987,0 14,7 327,3 -0,120 31 180 17,7 65 979,2 13,1 319,1
Таблица 2 – Значения радиометеорологических величин навысоте 0 м за месяцЧисло Высота, м Средняя t°C Средняя f% Среднее P, гПа Средняя е, гПа Средний N, ед 1 23,1 81 1000,0 22,8 359,0 2 21,7 89 1000,0 23,0 362,1 3 21,2 82 1000,0 20,6 352,3 4 21,6 78 1000,0 20,1 349,4 5 20,5 92 1000,0 22,1 360,0 6 21,9 86 1000,0 22,5 359,6 7 22,8 86 1000,0 23,8 363,6 8 24,1 91 1000,0 27,3 376,1 9 20 89 1000,0 20,8 354,8 10 21,6 81 1000,0 20,8 352,8 11 18,3 95 1000,0 19,9 353,7 12 16,7 84 1000,0 15,9 338,4 13 17,2 88 1000,0 17,2 343,4 14 20,6 80 1000,0 19,4 347,9 15 23,7 73 1000,0 21,3 351,7 16 24,6 76 1000,0 23,5 359,3 17 22,5 79 1000,0 21,5 354,1 18 19,2 89 1000,0 19,8 351,6 19 22,1 86 1000,0 22,8 360,5 20 27,2 72 1000,0 25,9 365,5 21 23,5 85 1000,0 24,6 365,6 22 23,8 71 1000,0 20,9 349,6 23 25,9 81 1000,0 27,0 372,1 24 25,7 80 1000,0 26,4 369,7 25 26,2 69 1000,0 23,4 356,7 26 19,3 58 1000,0 13,0 321,8 27 21,2 70 1000,0 17,6 339,3 28 17,4 89 1000,0 17,6 345,0 29 22,3 84 1000,0 22,6 359,0 30 23,6 94 1000,0 27,3 377,2 31 18,7 85 1000,0 18,3 345,9 Средние значения 21,9 82 1000,0 21,6 355,4 Ср.квад.отклонение 2,7 8,3 0,0 3,4 11,6
Таблица 3 – Значения радиометеорологических величин навысоте 24 м за месяцЧисло Высота, м Средняя t°C Средняя f% Среднее P, гПа Средняя е, гПа Средний N, N — ед 1 24 23 79 997,3 22,1 355,5 2 24 20,4 89 997,2 21,3 355,7 3 24 21,8 75 997,2 19,5 346,1 4 24 21,8 74 997,2 19,3 345,0 5 24 19,6 91 997,2 20,7 354,4 6 24 22,3 81 997,2 21,8 354,9 7 24 23 80 997,3 22,4 356,7 8 24 24,4 82 997,3 25,0 365,4 9 24 19,2 88 997,2 19,5 349,9 10 24 21,1 79 997,2 19,7 347,9 11 24 17,4 92 997,2 18,2 346,9 12 24 16,3 77 997,2 14,2 330,7 13 24 17,1 81 997,2 15,8 336,3 14 24 21,4 74 997,2 18,8 343,6 15 24 24,2 69 997,3 20,8 347,9 16 24 25,3 74 997,3 23,8 359,0 17 24 21,4 74 997,2 18,8 343,6 18 24 18,9 84 997,2 18,3 345,0 19 24 23 80 997,3 22,4 356,7 20 24 27,8 71 997,3 26,5 366,2 21 24 23,6 80 997,3 23,2 359,2 22 24 25,2 63 997,3 20,1 343,8 23 24 26 80 997,3 26,8 370,5 24 24 25,7 80 997,3 26,4 369,0 25 24 26,7 68 997,3 23,8 356,7 26 24 19,4 60 997,2 13,5 323,2 27 24 21,5 71 997,2 18,2 340,6 28 24 19,1 86 997,2 19,0 347,6 29 24 22,7 82 997,3 22,6 357,7 30 24 22,8 93 997,3 25,7 371,1 31 24 18,8 73 997,2 15,8 334,2 Средние значения 22,0 78 997,2 20,8 351,0 Ср.квад.отклонение 2,9 8,0 0,0 3,5 11,5
Таблица 4 – Значения радиометеорологических величин навысоте 40 м за месяцЧисло Высота, м Средняя t°C Средняя f% Среднее P, гПа Средняя е, гПа Средний N, N — ед 1 40 26,5 75 995,5 25,9 365,4 2 40 22,6 82 995,4 22,4 356,8 3 40 22,7 71 995,4 19,5 344,3 4 40 23,7 70 995,4 20,5 346,8 5 40 23,5 81 995,4 23,4 359,6 6 40 26,5 77 995,5 26,6 368,3 7 40 25,2 75 995,5 24,0 359,4 8 40 27,4 73 995,5 26,6 366,8 9 40 21 79 995,4 19,6 347,1 10 40 22,4 74 995,4 20,0 346,7 11 40 17,9 85 995,3 17,4 341,9 12 40 16,7 74 995,3 14,0 328,7 13 40 17,1 77 995,3 15,0 332,4 14 40 21,9 70 995,4 18,3 340,4 15 40 24,9 66 995,5 20,7 346,2 16 40 26,2 70 995,5 23,8 356,9 17 40 23,2 70 995,4 19,9 345,0 18 40 19,5 78 995,4 17,6 340,7 19 40 23,6 76 995,4 22,1 353,8 20 40 28,3 67 995,5 25,7 361,8 21 40 24,1 75 995,4 22,5 354,7 22 40 25,5 60 995,5 19,5 340,3 23 40 26,5 75 995,5 25,9 365,4 24 40 25,8 75 995,5 24,9 362,1 25 40 26,5 65 995,5 22,5 351,1 26 40 18,4 59 995,4 12,5 319,6 27 40 21,8 67 995,4 17,5 336,7 28 40 19,9 77 995,4 17,8 341,1 29 40 23,3 77 995,4 22,0 353,8 30 40 23,9 85 995,4 25,2 366,4 31 40 19,4 69 995,4 15,5 331,6 Средние значения 23,1 73 995,4 20,9 349,4 Ср.квад.отклонение 3,1 6,3 0,0 3,9 12,5
Таблица 5 – Значения радиометеорологических величин навысоте 112 м за месяцЧисло Высота, м Средняя t°C Средняя f% Среднее P, гПа Средняя е, гПа Средний N, N — ед 1 112 24,3 75 987,3 22,7 353,4 2 112 22,7 84 987,2 23,1 357,5 3 112 23,3 69 987,3 19,7 342,0 4 112 23,7 64 987,3 18,7 337,3 5 112 20,8 83 987,2 20,3 348,4 6 112 24,5 76 987,3 23,3 355,5 7 112 24,9 73 987,3 22,9 353,3 8 112 25,5 72 987,4 23,4 354,6 9 112 20,2 81 987,1 19,1 344,0 10 112 22,7 75 987,2 20,6 346,9 11 112 18,3 87 987,0 18,3 342,9 12 112 17,2 73 987,0 14,3 327,0 13 112 17,5 79 987,0 15,8 333,1 14 112 22,7 68 987,2 18,7 338,7 15 112 25,9 65 987,4 21,7 346,6 16 112 27,7 66 987,4 24,5 355,5 17 112 24,4 68 987,3 20,7 344,8 18 112 20,4 78 987,1 18,6 341,6 19 112 24,4 74 987,3 22,6 352,5 20 112 29,6 65 987,5 26,9 362,6 21 112 24,8 73 987,3 22,8 352,9 22 112 26 49 987,4 16,4 324,6 23 112 26,1 73 987,4 24,6 358,6 24 112 26,7 76 987,4 26,6 365,7 25 112 27,3 64 987,4 23,2 350,8 26 112 20,1 54 987,1 12,7 316,2 27 112 22,9 60 987,2 16,7 329,9 28 112 19,8 79 987,1 18,2 340,6 29 112 23,1 76 987,3 21,4 349,7 30 112 24,2 81 987,3 24,4 360,6 31 112 18,3 70 987,0 14,7 327,3 Средние значения 23,2 72 987,3 20,6 345,6 Ср.квад.отклонение 3,1 8,5 0,1 3,6 12,1
Таблица 6 – Значения радиометеорологических величин навысоте 180 м за месяцЧисло Высота, м Средняя t°C Средняя f% Среднее P, гПа Средняя е, гПа Средний N, N — ед 1 180 22,5 70 979,6 19,0 338,3 2 180 20,3 76 979,4 18,1 337,2 3 180 20,8 60 979,4 14,7 322,0 4 180 21,3 60 979,5 15,2 323,3 5 180 19,4 76 979,3 17,1 334,2 6 180 22,1 69 979,5 18,3 335,8 7 180 22,1 69 979,5 18,3 335,8 8 180 24,2 67 979,7 20,2 340,8 9 180 19,5 92 979,3 20,8 350,3 10 180 20,5 71 979,4 17,1 332,7 11 180 17 77 979,2 14,9 327,8 12 180 15,3 69 979,0 12,0 317,0 13 180 16,3 73 979,1 13,5 322,5 14 180 20,5 64 979,4 15,4 325,4 15 180 23,6 62 979,6 18,0 332,5 16 180 25,3 59 979,7 19,0 334,2 17 180 23 59 979,6 16,5 327,0 18 180 19 69 979,3 15,1 326,2 19 180 22 69 979,5 18,2 335,4 20 180 27,2 59 979,9 21,2 341,0 21 180 23,9 64 979,6 18,9 336,0 22 180 25,2 45 979,7 14,4 315,1 23 180 25,2 69 979,7 22,1 347,3 24 180 24,6 72 979,7 22,2 348,8 25 180 25,2 61 979,7 19,5 336,6 26 180 18,2 52 979,3 10,8 308,4 27 180 21,8 54 979,5 14,1 318,0 28 180 18,9 75 979,3 16,3 331,6 29 180 22 70 979,5 18,5 336,6 30 180 22,9 74 979,6 20,6 344,5 31 180 17,7 65 979,2 13,1 319,1 Средние значения 21,5 67 979,5 17,2 331,7 Ср.квад.отклонение 2,9 8,9 0,2 2,9 10,2