Курсовая работа: Распределение метеовеличин и коэффициента преломления воздуха в нижнем слое атмосферы летом

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 преломления пользуются понятием вертикального градиента:

, (11)

или

, (12)

где n1 и n2 – значения коэффициента преломления на нижней и верхней границе слоя,

H1 и H2 – высоты нижней и верхней границ слоя.

Вертикальный градиент dn/dH имеет размерность 1/м, а градиент dN/dH – N - ед/м. Из соотношения (11) следует, что реальной атмосфере, для которой коэффициент преломления уменьшается с высотой, соответствуют отрицательные значения градиента.

В радиометеорологии для решения ряда задач пользуются параметрами стандартной, или нормальной, атмосферы. Нормальной считается атмосфера, в которой имеют место линейное уменьшение температуры воздуха с высотой, равное 6,5°C на 1 км, уменьшение давления по барометрическому закону:

, (13)

и убывание влажности воздуха по эмпирическому соотношению:

,(14)