Распределение метеовеличин и коэффициента преломления воздуха в нижнем слое атмосферы летом — страница 3

части атмосферы (тропосферы) очень мала, и диэлектрическую проницаемость можно считать величиной действительной [2]. При этом коэффициент преломления (n) определяется выражением: (2) где - магнитная проницаемость (для воздуха ее полагают равной единице). Поскольку (3) можно использовать аппроксимацию: . (4) В силу малости величины n – 1 коэффициент преломления удобно 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 и Вейнтраубом для вычисления N с точностью 0,5%. Уравнение упрощается, если положить P = Pd + e: . (7) Для практического использования в радиометеорологии это соотношение можно

упростить, представив его в виде двучлена: , (8) что дает значение N с точностью порядка 0,02% для интервала температур от 50°C до + 40°C. Обычно уравнение (8) записывают в виде: . (9) Значения коэффициента преломления, рассчитанные по формуле (9), зависят от точности измерения метеорологических элементов. При радиозондировании измеряется не парциальное давление (упругость водяного пара) е, а относительная влажность f, которая легко может

быть пересчитана в парциальное 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 изменения коэффициента преломления. Различают сезонные и суточные изменения коэффициента преломления в тропосфере, а также случайные изменения,

обусловленные атмосферной турбулентностью. Сезонные изменения обусловлены, главным образом, годовым ходом влажности с максимумом в теплое полугодие. Наибольшие изменения коэффициента 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 в нижнем километровом

слое и могут достигать 10 – 15N – ед. Они также обусловлены большим суточным ходом температуры и влажности воздуха. Случайные флюктуации коэффициента преломления связаны с атмосферной турбулентностью и могут достигать значения 10N – ед. Обычно учитывают изменение коэффициента преломления атмосферы только по высоте, пренебрегая горизонтальной изменчивостью. Для характеристики вертикальной изменчивости коэффициента