4.2. Наклонные трассы

Для волн оптического диапазона при оценках ослабления на наклонных трассах связи необходимо учитывать две особенности. Во-первых, зависимость плотности аэрозолей атмосферы от высоты над поверхностью Земли. Во-вторых, ослабление волн в облачных образованиях. По мере подъема над по­верхностью Земли плотность аэрозолей уменьшается. Наиболее известной яв­ляется модель распределения плотности аэрозолей по высоте, предложенная Эльтерманом на основании многочисленных измерений коэффициентов аэро­зольного ослабления для различных высот [6]. Предполагается, что до высот Н = 5 км коэффициент ослабления однозначно связан с метеорологической дальностью видимости S_М, под которой понимают наибольшую дальность видимости днем темных предметов с угловыми размерами, большими 0,5°, проектирующихся на фоне неба у горизонта [25]. Для высот более 5 км убывание коэффициента ослабления считается не зависящим от S_M. В [6] приведены ре­зультаты расчетов по модели Эльтермана при минимальной (s_m = 2 км), макси­мальной (s_m = 13 км) и средней (S_M = 6 км) дальностях видимости для семи зна­чений длин волн от 0,4 до 2,17 мкм. Там же рассчитаны дальности видимости s_m = 5 км и s_m = 23 км с учетом функции распределения частиц аэрозоля по размерам для континентальной дымки [1]. Приведенные выше модели не со­всем точно отражают реальные свойства аэрозолей. Это касается прежде всего электродинамических свойств частиц аэрозоля. Указанный недостаток устра­нен в модели расчетов коэффициентов ослабления, предложенной в [26]. В ос­нову модели положены данные о микрофизических свойствах континентально­го аэрозоля, полученные в результате многочисленных измерений в разных районах СНГ. Опираясь на экспериментальный материал, авторы выбрали вы­сотный профиль концентрации частиц аэрозоля. Результаты расчетов аэро­зольных коэффициентов ослабления и рассеяния для высот от 5 до 100 км и длин волн 0,6943; 1,06; 2,36 и 10,6 мкм приведены также в [6], [26], где по­строены зависимости коэффициента ослабления от высоты для трех значений длин волн (рис. 7). Четко просматриваются три слоя повышенного ослабления, соответствующие высотам 6; 10 и 18 км.

Во многих практических применениях необходимо знать ослабление в аэ­розолях атмосферы на высотах до 5 км, В этих случаях применяется экспоненци­альное убывание концентрации частиц аэрозоля с высотой. Расчет коэф­фициента ослабления приводится по соотношению 7

(86)

где β_о - коэффициент ослабления на земной поверхности; Н - высота; Н_а - эм­пирический коэффициент, определяемый из (86) при Н = 5 км,

(87)

где ­β­₅; - коэффициент ослабления на высоте Н = 5 км.

Подставив (87) в (86) и проведя интегрирование по Н, полчим значение ослабления на вертикальной трассе распространения волн

(88)

На наклонной трассе длиной L ослабление будет определяться выраже­нием

(89)

где  - угол наклона трассы к горизонту.

Рис. 7. Зависимости коэффициента ослабления аэрозолей атмосферы от высоты:

——— -  = 0,6943 мкм;

- - - - - -  = 1,06 мкм;

— • — -  = 10,6 мкм

Значительный вклад в ослабление волн оптического диапазона на наклон­ных трассах вносят облака, ослабление в которых определяется электрофизи­ческими параметрами частиц и их распределением по размерам. Характерно, что такой параметр, как водность, мало помогает при определении величины ослабления. Более важными параметрами здесь являются размеры частиц, функции распределения их по размерам и концентрация. Это связано с тем, что в отличие от миллиметрового диапазона волн, где затухание в основном вызва­но поглощением, в оптическом диапазоне волн ослабление преимущественно определяется рассеивающими свойствами частиц. Существует множество фи­зических и математических моделей облаков. Наиболее типичные из них пред­ставлены в работах [6] и [1], где разброс частиц по размерам задается гамма-распределением.

Для моделей капельно-жидких водяных облаков и дымок, представленных в [1], на рис. 8 приведена зависимость коэффициента ослабления от длины волны в пределах спектральной области 0,616,6 мкм. Кривые на рис. 8 по­строены по результатам исследований [1]. Для данной концентрации водяных капель (N=100 см^-3) семейство кривых демонстрирует изменение коэффициен­та ослабления на несколько порядков. Это является следствием изменения только размеров частиц и характера размерного распределения. Нижняя прямая β₀(0) соответствует случаю непоглощающего молекулярного воздуха на уровне

Рис. 8. Зависимости коэффициентов ослабления от длины волны для различных моделей распределения частиц по размерам:

1 - модель облака С1; 2 - модель облака С2;

3 - модель облака СЗ; 4 - модель дымки М;

5 - модель дымки Н; 6 - модель дымки L;

7 - коэффициент ослабления воздуха β₀ на высоте Н = 0 км

моря и спектральной зависимости в рэлеевском приближении (^-4 ). Значения коэффициента ослабления для моделей облаков и дымок различаются на не­сколько порядков. Подобный разрыв является следствием резкого изменения размеров и модального радиуса частиц при переходе от одного вида распреде­ления к другому. Когда для данной модели суммарная концентрация умножается на какое-то число, соответствующая кривая ослабления на рис. 8 сдвигастся вверх без изменения формы.

При оценках ослабления волн миллиметрового диапазона на наклонных трассах так же, как и для оптического излучения, необходимо учитывать ос­лабление в облаках и осадках. Оценку ослабления в дождях целесообразно проводить по формуле (55). Характеристики ослабления в облаках можно оп­ределить на основе метеонаблюдений для определенного района расположения трассы. Например, для районов Арктики можно использовать данные табл. 6. При этом необходимо использовать соотношение между метеорологической дальностью видимости S_m и водностью  облаков.