Dalekosiężna łączność na falach ultrakrótkich wykorzystująca naturalne zjawiska atmosferyczne



Home > Telekomunikacja > Propagacja fal radiowych
błyskawice

Bardzo interesujące jest rozchodzenie się fal ultrakrótkich w troposferze. Troposfera to najniższa, przylegające bezpośrednio do powierzchni ziemi warstwa atmosfery, w której zachodzą zjawiska decydujące o pogodzie, takie jak powstawanie chmur, wiatrów, zmian ciśnienia i wilgotności powietrza. Zjawiska te zachodzą do wysokości 2000 m nad powierzchnią ziemi. Ciśnienie, temperatura i wilgotność wpływają na wartość współczynnika załamania atmosfery dla fal elektromagnetycznych, ponieważ współczynnik załamania to w przybliżeniu pierwiastek ze względnej przenikalności elektrycznej ośrodka εr. Zawartość wody, a także gęstość i temperatura gazów wpływają na to, że współczynnik załamania atmosfery n ulega zmianom. Różnica ta nie jest wielka, tak że podaje się zamiast współczynnika załamania n — moduł załamania M = (n — 1)*1000000. Ten sposób określania właściwości załamywania przez atmosferę jest wygodny również dlatego, że można sumować moduły załamania poszczególnych warstw atmosfery i uzyskać wartość modułu wypadkowego. Moduł M zależy od temperatury, prężności i wilgotności powietrza i wyraża się wzorem:

M=79/T*(p+4800*e/T)+11,4*z

gdzie:
T - temperatura bezwzględna w stopniach Kelvina
p — ciśnienie suchego powietrza w milibarach
e — ciśnienie pary wodnej w milibarach
z — wysokość nad ziemią w metrach

W normalnej atmosferze temperatura maleje stopniowo z wysokością o ok. 1° na 100 m, także ciśnienie i wilgotność zmniejszają się stopniowo z wysokością, wskutek czego moduł M zmniejsza się z wysokością bardzo nieznacznie. Zgodnie z prawami optyki promień wchodzący w rzadszy ośrodek zostaje ugięty ku powierzchni ziemi. Występuje więc zakrzywienie biegu promienia z powrotem ku ziemi. To zakrzywianie w normalnej atmosferze jest jednak zbyt słabe, aby fala emitowana z powierzchni ziemi mogła jeszcze do niej powrócić, dlatego w takich warunkach dalekosiężna łączność radiowa między punktami naziemnymi nie jest możliwa. Atmosfera może się zachowywać w pewnych warunkach w sposób odmienny. Często występują tzw. inwersje temperaturowe powodujące inny przebieg temperatury z wysokością niż w atmosferze normalnej, w szczególności może być on nawet odwrócony. Dzieje się tak gdy nad chłodne i suche powietrze napłynie warstwa powietrza ciepłego i wilgotnego. Jest to tzw. ciepły front atmosferyczny. Jak wynika z podanego wzoru, przyrost temperatury powoduje raptowne zmniejszanie się modułu załamania, powodując wskutek tego silne zakrzywianie w kierunku ku ziemi fali radiowej w warstwie inwertowanej. W ten sposób możliwe jest uzyskanie dalekich łączności na falach ultrakrótkich. Zjawisko to jest niezależne od długości fali, możliwe są dalekie łączności równocześnie na różnych pasmach UKF. Wspomniana powyżej inwersja nosi nazwę inwersji dynamicznej. Przed nadejściem frontu ciepłego powierzchnia ziemi znajduje się w chłodnej masie powietrza. Oznaką zbliżania się frontu ciepłego jest pojawienie się wysokich chmur Cirrus, które z czasem gęstnieją i przechodzą w jednorodną zasłonę chmur Cirrostratus. Wówczas linia frontu znajduje się w odległości ok. 900 km. Z upływem czasu zachmurzenie gęstnieje, aż do braku widoczności tarczy słonecznej. Chmury kłębiaste charakterystyczne dla masy powietrza chłodnego powoli stają się coraz mniejsze, aż w odległości ok. 500 km od linii frontu zanikają. Chmury Cirrostratus ustępują gęstszym Altostratus i deszczowym Nimbostratus, z których w odległości ok. 350 km od linii frontu zaczyna padać mżawka, która przechodzi stopniowo w trwały, jednostajny opad z chmury Nimbostratus. Ponieważ prędkość przemieszczania się frontu ciepłego nie przekracza 100 km/dobę, opad ten utrzymuje się przez ok. 3 dni. W okolicach linii frontu przestaje padać, a napływające już przy ziemi powietrze ciepłe powoduje wytrącanie się mgieł adwekcyjnych. Od tego momentu pogoda jest już typowa dla ciepłej masy powietrza, a więc słaby wiatr, małe wahania dobowe temperatury, brak pionowych ruchów powietrza, zachmurzenie typu warstwowego.


Następny rodzaj inwersji to inwersja nocna; polega ona na tym, że w obszarach objętych wyżem barometrycznym, powierzchnia ziemi jest nagrzana silnie w dzień przy bezchmurnym niebie promieniami słońca, a w nocy szybko się ochładza, wobec czego wyższe warstwy powietrza pozostają nadal ciepłe. Taka inwersja występuje zazwyczaj na bardzo małych wysokościach, nie przekraczających 300 m i dlatego nazywana jest także inwersją powierzchniową. Umożliwia ona również dalekie łączności, mniejsze jednak niż w przypadku inwersji dynamicznej. W przypadku inwersji powierzchniowej ilość skoków odbitej fali radiowej jest większa niż w przypadku inwersji dynamicznej; większe też jest i tłumienie. Krótkie skoki fali uniemożliwiają pokonanie dużych akwenów wodnych, np. mórz czy zatok, nad którymi inwersja powierzchniowa nie może wystąpić, gdyż woda długo zachowuje ciepło i nie dopuszcza do ochłodzenia się znajdującego się nad nią powietrza. Dalekie łączności są możliwe wewnątrz obszaru wyżowego głównie nocą, najczęściej podczas nowiu i przy pełni księżyca, przy czym ciśnienie barometryczne musi wynosić ponad 760 mm słupka rtęci. Nadciągający front atmosferyczny umożliwia łączność wzdłuż izobary tzn. prostopadłe do kierunku poruszania się nadciągającego frontu.


Inny rodzaj inwersji występuje wtedy, gdy wielkie masy powietrza opadając nagrzewają się i stają się cieplejsze niż warstwy niżej zalegające. Jeszcze inny rodzaj — to inwersja w warstwie chmur; jak wiadomo chmury dobrze odbijają światło słoneczne, wskutek czego powietrze nad nimi jest cieplejsze niż pod nimi. Dalekim zasięgom łączności oprócz inwersji termicznej, sprzyjają jeszcze inne czynniki. Istnieje możliwość uginania się fal ultrakrótkich w górach, w wyniku gwałtownie zwiększającej się wysokości. Możliwe jest też odbicie fal radiowych od chmur burzowych oraz załamanie fal spowodowane przez wiry i prądy powietrzne.




Home > Telekomunikacja > Propagacja fal radiowych

(c) 2000 - 2019 EJK Elektronik Jerzy Kazojć