авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 9 | 10 || 12 | 13 |

«5 5 1-.V Ф ьо A. м. БО РО ВИ К О В, и. и. ГАЙ ВО РО Н СКИ Й, Е. Г. З А К, В. В. К О С Т А Р Е В, И. П. М А З И Н, В. Е ...»

-- [ Страница 11 ] --

полагали, что данный метод не пригоден для наблюдения малы х, частиц с гб}г, а Фрис применял соотношение с?=0,®5^к и для более мелких капель. К сожалению, фор.мы кратеров бываюг часто неправильными, а края их нечетки.

Улавл-ивание частиц на слой саж и, покрытой тонким налетом:

белой окиси магния, экспериментально изучили Г. Д. Сала­ мандра и И. М. Набоко [189]. При тонком (толщиной менее.диа­ метра капель) слое сажи отношение диа.метров отпечатка d ' и капли d равно =0,77W e^, где критерий В ебера W e = ^ ^ и где р — плотность вещества капли, v — ее скорость, а — коэф­ фициент поверхностного натяжения Капли с г = й 5 0 — 400ji пра скорости б—7 im/c0k. оставляют,на толстом слое сажи (толщи­ ной в 1,6—12,Od) отпечаток Мелкие частицы, по размерам соответствующие облачным каплям, при этом не изучались.

Сивадж1 [580] предложил получать отпечатки облачных ка­ ан пель на слое желатина, содержащ ем двойную иодистую соль ртути и серебра (так называемые гидрофотографичесние пла­ стинки).

Ф'арлоу [356] применял пленку, ж которой примешан AgNOs с небольшим количеством буферной перекиси водорода Н2О2.

Капли чистой воды оставляют на пленке кратеры, а капли, со­ держ ащ ие хлориды (NaiCl, M gC b ), образуют хлористое серебро, чернеющее затем на свету и создаю щ ее более или менее темные пятна. Таким способом может быть определен не только р а з­ мер, но и оценена концентрация солей в капле.

Ровинский [il87] предложил апособ изготовления пластинок, на.которых желатиновый слой содержит мельчайшие частицы бихро'мата серебра и иодистото натрия;

на них чистые капли даю т белые отпечатки, а «солены е»—-темные.

Методика улавливания кристаллов П ри улавливании и фотографировании кристаллов в ледяных и смешанных облаках встречается ряд трудностей. Вследствие большой скорости самолета ударяющиеся о пластинку кри­ сталлы ломаются, а при фотографировании они обтаивают из-за тепла, излучаемого окружающими предметами — наблюдателем и осветителыным прибором.

Вейкман [б'й!] улавливал кристаллы на открытом самолете на пластинку из плвкоигласа, покрытую цапоновым лаком, и фотографировал их с экспозицией в 0,5 сек. Он фотографи­ ровал также отпечатки, оставленные кристаллами на лаке.

А. М. Боровиков [li8] применял особый диффузор в виде рас­ труба длиной 52 см с входным отверстием диаметром 14 см и выходным — 4 см, в котором скорость уменьшалась до 6— 7 м/сек. Пластинки, покрытые раствором перхлорвинила в ди­ хлорэтане, экспонировались в течение 0,5— 1 мин. и затем фото­ графировались, обычно при боковом освещении. Полученные та­ ким образом фото мы уж е приводили в § 58. А. Д. М.алкина по­ лучила реплики ледяных кристаллов на пленке раствора метил метакрилата.

Теория улавливания капель Как мы упоминали выше, при анализе спектров облачных капель необходимо знать эффективность улавливания капель данного размера в данном приборе. При этом необходимо от­ дельно рассматривать улавливание потока воздуха во входную, трубу или щель прибора и отдельно — улавливание капель на пластинку, цилиндр и т. п., на которые капли оседают.

в первом случае весьма важно, чтобы в потоке воздуха, входящем в прибор, распределение скоростей возможно меньще нарушалось. Это — так называемое уолавие изокинетичности.

К сожалению, «ак это будет покавано ниже, принципиально не­ возможно сохранить прямолинейность движения и неизменность скорости потока, в который помещено то или иное улавливаю­ щее приспособление (всасывающее устройство).

П редположим, что поток воздуха, в бесконечности однород­ ный и имеющий скорость и ^, соде(рж1 т в 1 см® И капель, имеющих радиус г и массу т. Рассмотрим движение капель около некоторого тела, на которое набегает этот облачный по­ ток, причем на поверхности тела могут иметься некоторые «стоки»—^отверстия или щели, куда воздух засасывается искус­ ственно. Уравнения движения малой капли тогда запишутся Б виде m - ^ = 6т:г1х (г»'— и), (76.1) = 6 г 1 Г [ ^ ( и '— и), где и и V — составляющие скорости капли v, а «' и v ' — состав­ ляющие скорости воздуха v'. При этом мы предположили, что на каплю действует сила сопротивления воздуха (стоксова си л а), равная F = 6 jt/'fx(y'— о ), где [х—'коэффициент вязкости в о зд у х а. В качестве краевого условия можно написать, что и = и я у= при х = — оо. Д ля более крупных капель, для которых разность скоростей (о'— V) может вблизи тела достигать значительной величины (большей, чем в случае свободного падения ка­ пель), в величину F, как показал И. П. М азин [134], нуж но Л.

ввести дополнительный множитель Б = (il+0,,l7Reo^ ). Здесь „ 2гр„ \ V' ~ v\ ^ Кбо = — --------- • В этом смысле малыми можно считать капли, для которых Предположим, что обтекаемое тело характеризуется неко J C торым размером /о. Вводя безразмерные координаты, ? = 7).= - р, = ‘ учетом 5, С систему (76.1) перепишем ' в форме ^ = -^ 5 (7 )'-^ ), (76. где Р = (И пде точка над буквой обозначает дифф е­ ренцирование по т. ' ‘ М ож но считать, что все приводимые рассуж дени я о капле и уравнение (76.1) относятся и к кристаллу, у которого масса m и сила сопротивления в о з­ д у х а F равны таковым для капли.

iB систему (7б.1Г) нужно ввести выражения для и ri' для потока, обтекающего тело данной ф ор м ы.. Интегрировать ее после этого почти во всех известных случаях приходится при­ ближенным или числовым методом. Только в одном случае — при сверхзвуковом потоке, натекающем под нулевым углом, атаки на клинообразное тело,— удалось получить интегралы (76.‘Г) и все необходимые выводы из них в аналитической форме [134], [576].

При засасывании исследуемого воздуха в узкую трубку мож но рассматривать вход в нее как точку стока с расходом Q см®/сек. На рис. 148 представлены вычисленные Л. М. Л еви­ ным [li25] путем решения (76.'Г) траектории, очень малых Рис. 148. Траектория капель, улавливаемых заборником (по Л. М. Л еви ну).

( т = 0, Р = 0,2 5 ) капель близ стока. Те капли, чьи траектории ле­ ж ат ниже сепар-атрисы-----------, попадают в точку стока 0. Траек / тории капель, у которых Р = 0,2 5 (^в данном случае искривлены из-за инерции меньше;

сепаратриса, отделяющая попадающие в сток капли, лежит ниже, и в сток проникает меньше капель, чем в пр-едыдущем случае лри Р = 0,2 5. Левин нашел, что при этом отношение концентрации капель По в воз­ духе, поладающем в сток, к начальной п^о будет равно п„ (76.2) = 1- 0,8 Я + 0,0 8 Р 2...

' Это значит, что при небольших Р величина щ будет умень­ шаться с ростом массы капель и скорости потока и с уменьше­ нием расхода воздуха Q в улавливающем приборе. Кроме того,, удалось показать, что внутри трубки концентрация капель вблизи, ее оси будет больше, чем в невозмущенном в оздухе, и станет убывать к стенкам, хотя численную оценку этого эф ­ фекта еще не удалось сделать.

Для потока, входящего в узкую щель, Левин получил сход­ ное выражение _ ^ = 1 _0,4 5.1 Р -0,1 4 8 Р 2.. (7б.2;

СО где в Р входит величина 1о= „ ^, а под Q подразумевается расход воздуха на единицу длины щели.

Уже простое рассмотрение рис. 14'8 и уравнений (76.2) и (76.2') показывает, что понятие изокинетичности едва ли имеет смысл. Добиться того, чтобы во всасывающее устройство входил невозмущенный поток, невозможно.

Рассмотрим теперь механизм и эффективность улавливания капель на пластинки, полуцилиндры и т. д., помещенные в по­ ток, в бесконечности ламинарный и имеющий скорость и ^. При этом мы пренебрежем, как и ранее, силой тяжести, т. е. ско­ ростью седиментации капель v *. Впрочем, ее можно учесть, выбрав в качестве оси прямую, наклоненную к горизонту под г\' мы подставим малым уг-лом 9 = a r c t g - ^. В качестве ОО в (76.1') выражения слагающих скоростей потока, обтекающего пластинку, полуцилиндр и т. д.

Поле траекторий капель (взвещенных частиц) обладает при.

этом одним важным свойством, которое указал впервые в 1051 г..

А. М. Яглом [1134]. Рассчитаем величину циркуляции скорости Г по контуру, связанному с частицами. По теореме Томсона, и з­ менение Г со временем — равно циркуляции ускорения л о этому контуру, движущ емуся с частицами. И з (76.1') находим^ что циркуляция ускорения равна dr О dt dt Но в силу потенциальности потока воздуха ^ v 'd s= и где К =. 'Отсюда следует, что Г = Го^.

% В дали перед обтекаемым телом v' = v, т. е. циркуляция Го = 0.

П оэтому во всех точках пространства Г = 0. Траектории частиц, следовательнэ, являются линиями тока некоторого потенциаль­ ного (потока, хотя и отличного от потока воздуха v'. Они нигде не пересекаются, расходятся обратно пропорционально умень­ шению скорости, и наоборот. «Плотность» тр)аекторий капель в данной точке пространства зависит от формы и разм е­ ров обтекаемого тела, и, следовательно, всякое тело, движ у­ щееся в облаке, искажает концентрацию капель в окружающ ем его пространстве. И скажение это разное для капель различных радиусов.

Чтобы использовать тело данной формы (пластинку, полу­ цилиндр, цилиндр, полутело и пр.) в качестве улавливающего прибора, надо знать величину'коэффициента улавливания для различных участков поверхности тела в функции от Р.

М ож но показать п р еж де всего, что существует некоторое наименьшее критическое значение Ркр, такое, что при 0 Р Р к р =0 и капли не оседают на тело.

(Впервые это доказал в 1040 г. Тэйлор [506] * упрощенным образом для ги'пер'болического поля скоростей близ критической точки потока, для которого можно приближенно принять щ П одставляя в (76.il) и рассматривая движение капли вдоль оси | {г\ = ц= \0), находим + (76.4) где = K, = -^ (l + V l-4 a P ).

Если в начальный-момент -г=0, | = | о, 1 = — то S _ ^ + ^2 е 1 Д + ‘‘’1 р (7R 4 '\ Kl~K2^^ ^K l~K 2° ’ ^^ легко показать, что при Р когда корень У —4 а Р дей ­ и ствителен, K i— K2 0, а все величины Ки К 2, сс+Ки а+Д 'г отрица­ тельны. Тогда второе слагаемое справа в (76:4') меньше по аб­ солютной вел1 ичине, чем первое, и быстрее его приближается к 0. Это значит, что g не мож ет обратиться в О, т. е. при Р - ^ капля никогда не достигнет тела: это может 'произойти лишь при Р = -^а. Действительно, полагая ^ = 0, уравнению Д + А^2 ^ „-{Кд-Кг)^ a + Ki можно удовлетворить, полагая У 1 - 4 а Р '= О или Р= (76.5) ' Н езависимо от Тэйлора соответствующ ий вывод позднее д ал Л. М. Л е ­ вин 122].

|П. М азин в 1 9 6 7 г. показал [li3 4 ], что значение Ркр, полу­ и.

ченное из (76.5), аправедливо не только при гиперболическом приближении, но и при реальном обтекании тел той или иной фо,рмы. Л. М. Левин рассчитал значение Ркр Р22] для ряда слу­ чаев осесимметричного обтекания, показав, что для шара 1 Т С Ркр=-^, для диска Ркр= Jg, для эллиптичеокбго цилиндра Ркр = 1 „ ~ 4 (14 - а) ’ а — отношение осей его сечения.

^ Д ля нас наиболее важны случаи кругового, цилиндра, для которого к р = - [,, и плоской пластинки или бесконечной длин­ ной ленты, когда Ркр = -^.

;

. Для Р Р к р мььпоясним схему расчета на.примере круго­ вого цилиндра радиусом А. В этом случае А2(л2~у2)Л 2А 2ху “ -ОО (д ;

2 + 3,2) 2 (x2-f-y2)2j’ “-Г, Полагая запишем 1 1 _ (2 + r,2) I j '4 = (g2_L.1]2)2 } • (76.6) Разбивая траекторию на участки (см. [134]), можно для численного расчета предположить, что члены в квадратных скобках в (76.6) на каж дом г-том участке постоянны. Обозначая их соответственно через и, перепишем (76.6) в виде =. = А ). (76.6') Тогда траектория на этом участке представится уравнением т r ^ ^ b \ e ~ '^ + D.'z + bi, (^6.6") где константы а /, а ", Ь (, Ъ" находятся из начальных условий для этого участка. В расчетах, сделанных в ЦАО, обычно строилитраектории от Xo=—ПА, т. е. io = —7, для нескольких равноотстоящих точек t]i, т)2, т)з,,.... и разыскивали те точки (I*, fl*). в которых траектории вст|ретят поверхность цилиндра.

.Контролем при 3T iM может служить найденное выше правило O о потенциальности потока капель и о.связи меж ду их скоростями и расхождением траекторий. Так мож но определить плотность осаждения капель на разные участки поверхности цилиндра.

Крайняя, касающаяся цилиндра, траектория определит полный ковфф'ициент захвата (улавливания). 6 табл. 80 приведены зн а­ чения Е для цилиндра при малых числах Рейнольдса Re.

Таблица Р 0,1 2 5 0,5 1 2 3 5 10 20 50 Е О 0,1 7 0,3 7 0,5 7 0,6 7 0,7 8 0,8 9 0,9 4 0.9 7 0,9 Д ля самых малых РРкр (т. е. для малых капель и акоро стей и для (больших цилиндров) Е = 0 и улавлив.ания не происхо­ дит: чем крупнее капля (чем меньше отклоняется ее траектория перед цилиндром) и чем больше скорость, тем ближе коэффи­ циент улавливания к едийице. Очень тонкие цилиндры, напри­ мер паутинные нити, должны улавливать практически капли всех размеров.

Л С учетом поп равк и-н множителя (H -0,l7 R eo ^) (см.

в ы ш е)— величина Е будет зависеть также от Reo, уменьшаясь с ростом этого последнего.

Е. А. Новиков [1в5] рассчитал Е для так называемого полу тела, для которого (76.7) ^2+ 3 “ ==«Оо(^ +,2) «,) = “ оо(д;

2 + з.2 ) • Поток, описываемый (76.7), приблизительно соответствует тому, который имеет место в ловушке.Эльбрусской экспедиции, где за пластинкой поставлен обтекатель. Был такж е рассчитан Е для самолетного заборника капель ЦАО, для осевой части среза цилиндра, где помещаются предметные стекла [221]. На рис. 122 приведен соответствующий график для Е, причем кри­ вая 2 рассчитана для пластинки шириной 5 см и при скорости Kqo = 6Ю м/сек.

Зная Е, можно вводить поправки как в число капель, захва­ тываемых цилиндром или пластинкой, так и в величину водности (см. § 7 7 ). Такие поправ1 и вводили в спектр капель Окуайрс к и Джилспай [587], Уорнер и Ньюнхэм [i6ll;

6] и др. на основании расчетов Е, сделанных Лэнгмюром и Б лодж ет в 1946 г. без учета множителя В. Этот последний приняли во внимание Боровиков, М азин и Минервин при обра-ботке данных о спектрах и вод­ ности, приведенных в этой книге.

Заметим, что в некоторых случаях (ом. например, [21]) в мел кока1пельных облаках приборы захватывают капли, для которых заведом о РРкр- Это явление еще требует объяснения.

Оптические методы наблюдения капель и кристаллов К наиболее старым, но сохраняющим и сейчас некоторое значение методам наблюдения размеров частиц облаков отно­ сится наблюдение венцов вокруг Солнца и Луны. Венцы эти видны в очень тонких 01блачных слоях [чаще всего в As или Ас, а также в перламутровых облаках (см. § 59) в виде концентри­ ческих цветных колец, из которых яснее всего видны красные и зеленые. Теоретически угловой радус 0 п-го венца (макси­ мума яркости] в могаодиспероном облаке определяется соотно­ шением s in 0 = A „ ^, (76.8) где значения выписаны в табл. 81.

Таблицаб!

п................................. 1 2 3 А:

А п....................... 0,0 0 5,1 5 8,4 6 1 1,6 И з (76.8) можно видеть, что венцы тем больше, чем меньше г. Такой м етод иапытывался Токмачевым [20i5] в il936 г. в о б л а ­ ках во время экспедиции в районе Гагринского хребта. Тогда средний.радиус капель из таких оптических наблюдений (6,8 ц) почти совпал с апрвделенным микроскопическим методом (6,65 (л).

( Как показали опыты Меке [489], [490], рассчитанное по клас­ сической теории дифракции соотношение (76.8) годно лишь при г 4 |л. При г = 1— картина существенно нарушается, сам источник света кажется окрашенным, порядок цветов и их от­ тенки в кольцах меняются. Теория этих явлений еще мало р аз­ работана.

Впервые удачные опыты непосредственного оптического опре­ деления числа частиц в туманах сделал в 1947 г. Н. В. Кучеров 11)12]. В описанной им установке «счетное пространство» выре­ зается лучом осветителя, вспыхивающим на очень короткое время (0,0008 сек.). -Таким опаоабом в Тосно (в окрестностях Ленинграда) было оценено, например, число капель в тумане, менявшееся от 106 до 860 в 1 см®..Применяя параллельно метод улавливания, Кучеров оценил и водность тумана, менявшуюся в этих опытах от 0,02 до 0,96 г/м®.

В 1948 г. Б. В. Дерягин и Г. Я. Власенко описали поточный метод определения числа частиц в аэрозоле [68], основанный на принципе ультрамикроскопа—^ н наблюдении «вспышек» осве­ ^а щенных сбоку частиц на темном поле. Насколько известно, та­ кой метод применялся преимущественно в лаборатории.

В 1054 г. А. Е. Микиров [146— 148] создал прибор (рис. 149) для оптического измерения размеров частиц аэрозоля (парал­ лельно с ш ределением их зарядов)., В нем капли освещаются параллельным пучком света, который далее собирается в фо­ кусе объектива О2. Здесь стоит экран Э, имеющий ширину изо­ бражения щели 2. Когда м еж ду Oi и О2 нет капель, то на фотоумножитель не падает свет. При 'прохождении капли воз­ никает импульс напряжения, приблизительно пропорциональ­ ный сечению капли: он гораздо сильнее, чем при боковом осве­ щении, поскольку большие капли рассеивают в тысячи раз больше света под углом, близким к,0°, чем под углом 90°. Автор вначале применил прибор к измеревию капель дож дя, а затем и к каплям туманов и облаков, искусственно засасываемых в пространство О1О2. Полученные таким образом спектры капель в.местных слоистых облаках в районе Эльбруса обнаруживали преобладание капель с г = 5 —11|0 ц, согласующ ееся с данными, полученными другими методами.

М етод А. Е. Микирова имеет то большое преимущество, что позволяет наблюдать и мелкие облачные капли. Отметим, что Рис. 149. П рибор А. Е. М икирова для фотоэлектронного определения размеров капель.

капли с /' 2 [А в его наблюдениях практически отсутствов,ал и.

И|М были развиты также некоторые соображ ения о возможности раздельного наблкудения капель и кристаллов, имеющих р аз­ личную'индикатрису рассеяния I1J14I6].

. Б недавнее время В ебб в СШ А предложил сходный оптиче­ ский метод для определения числа и размеров облачных капель PL8]. При этом счетное пространство вырезается оветовым лучом, падающим п од малым углом © к лучу зрения, используя от­ меченное выше свойство рассеяния света каплями. В еб б показал экапериментально, что капли с г 0,3 [х почти невидимы при этом, капли с г = 0,б [х заметны ясно, а изображ ения капель с г=0,:715 [X совершенно отчетливы. Н аблю дения по этому методу в слоистых облаках на Маунт-|Вашингтон (/г=(1Ш0 м) во мно­ гих случаях указывали на очень узкие и мелкокапельные, (г = = 3— 4[х) спектры. Прибор для измерения и регистрации про­ зрачности (и, следовательно, дальности видимости) облаков 'При полете самолета описал в 119157. г. Г. М. Забродокий. В его - приборе модулированный 'пучок 'Овета от осветителя делится на два, из которых один непоаредствёяно падает на фотоэлемент (С Ц В -б!),. а 'Другой, пройдя путь в облаке длиной около 22 м, такж е падает на фотоэлемент. Разница их показаний, усиленная 26 Физика облаков дифференциальным усилителем низкой частоты, указывается лоюомепром либо записывается осциллографом, позволяющим также организовать непрерывную запись коэффициента про пуоканйя облака. Посторонние источники света (в том числе дневной свет) не влияют на показания прибора. По данным автора, метеорологическая дальность видимости L таким спосо­ бом оценивается с ошибкой не более 16% [69].

По наблюдениям Г. М. ЗаброДского, в облаках Sc и.As L чаще всего лежит в пределах 50'—^100 м, а в А с —1100'— 200 м.

В Sc, например, L быстро убывает от их нижней границы при­ мерно до 200 м над ней и дал ее меняется несистематически: в общем, в данном облаке L оказалась весьма изменчивой.

М етод, основанный на измерении ослабления инфракрасных лучей с длиной волн от 1 до |Г4[х на пути 1 м в тумане, описал в 1967 г. Элдридж [360]. В облаках Sc в обсерватории Маунт— Вашингтон он, в отличие от других авторов, обнаружил очень большое число част1 иц (в 1 см® до G IliOOO капель радиусом до 1 ji). Хотя эти капли не давали большого вклада в водность (не более 0,032 г/м®), измеренная общая водность была слишком велика — до 2,6—2,7 г/м®, что вызывает сомнения в точности метода. Как эти результаты, так и самую возможность определить однозначно спектр капель из наблюдений ослабления света позднее решительно оспаривал Пендорф [5118].

§ 77. М ЕТО Д Ы О П Р Е Д Е Л Е Н И Я ВО ДН О С ТИ В се существующие в настоящее время методы: измерения водности можно разбить на прямые методы определения капель­ ной воды в известном объеме воздуха и на косвенные методы,, при которых водность определяется по другим свойствам или параметрам облака (по спектру раш ределения частиц, их коли­ честву, видимости в облаке, ослаблению света или УКВ и т. д.).

В течение длительного времени, вплоть до начала 40-х годов- XX в., измерения водности производились иоключительно с зем ­ ной -поверхности, например в горных странах, где и сейчас обычно измерения производятся с помощью прямых методов.

В настоящее время в подавляющем большинстве случаев изме­ рения водности, прямые и косвенные, в сво1 бодной атмосфере производятся обычно с самолета. Косвенные методы, такие как оптические и радиолокационные, имеют ряд преимуществ, так как позволяют изучать большие объемы облака практичеок-и, одновременно. Они, однако, разрабатываются лишь с недавнего времени, -более сложны как в экспериментальном, так и в теоре­ тическом отношении и пока еще недостаточно надежны.

Методика наземных измерений При первых измерениях в наземных условиях водность опре­ делялась как разность общего влагосодержания и влаж ноётй воздуха. Так, Шлагинт1 ейт в 1S58 г. определял общее влаго в содерж ан ие воздуха путём поглощения как капельной, так и парообразной влага при протягивании воздуха сквозь трубочки, наполненные гигроскопическим веществом. Этот метод с не­ большими изменениями был применен Конрадом в 1899 г.,. В аг­ нером в 1908 г. и, наконец, Кёлером в 1928 г. [426]. М етод этот громоздок и требует длительного времени для одного изме,рения (десятки минут).

'В 20-х годах XX в. было лредлож ено оП1 еделять общ ее вла р тасодерж ание воздуха, измеряя влажность воздуха, предвари­ тельно нагретого д о испарения облачных частиц. Д ля этого Альбрехт в 1905 г. [058] предлож ил поместить внутри пучка волос в волосном гигрометре небольшой электрический подогре­ ватель. В 1008 г. Кёлер [406] предложил конструкцию эспира,ционного психрометра, в котором всасываемый воздух предвари­ тельно подогревался. Вычисленная по показаниям такого подо треваем'ого психрометра влажность воздуха характеризовала его юбщее влагосодерж ание. Этот метод был более точным, чем пре- дыдущие, но и его ошибки, как показал Л. Р. Струзер в 1048 г., были значительны.

В. Я. Никандров в 104il г. [|157] предложил для измерения водности туманов использовать особый аспирационный психро­ метр, в котором к двум обычным термометрам был добавлен третий, естественно смачиваемый каплями тумана. Однако в уравнение, служ ащ ее для вычисления водности, входят разности показаний термометров, обычно очень близкие к 0°, и, следова­ тельно, точность расчета мала.

iB 1936 г. М. К- Левальт-Езерский [|Г17] вместо химичеоко^го поглощения применил механическую фильтрацию облачного -воздуха. В 1947 г. Н. В. Кучеров [1110] изготовил для той ж е цели небольшой по размерам легкий лабиринтный фильтр, стенки которого перед измерением покрывались тонким слоем масла.

И з -з а 'СЛОЖ НОСТИ работы с прибором и необходимости, точ­ ного взвешивания фильтра он не вышел за пределы л абора­ тории.

Впервые большой и достаточно надежный материал по-вод­ ности в.полевых условиях был получен при помощи предложен уного в. 10i38 г. Редфордом прибора, основанного также на прин ;

ципе механической фильтрации. Фильтром в приборе служили несколько рядов частых проволочных решеток. Рабочее сечение прибора было около 170 см^. Через прибор просасывалось в ко­ роткое время большое количество воздуха, что позволяло со ‘брать значительное количество облачной воды. Максимальная ошибка прибора, по данным автора, не превышала 20%• Широко применяемый в технике апособ электричеокаго •осаждения пытались иапользовать в своем приборе для измере­ ния водности Брен и Потенье [307] в 1942 г. Капли осаждались на стенки конденсатора, заряженного до 20 500 в. Прибор ока­ за л ся весьма ненадежным и капризным в работе.

26* в 1067 г. П етерс п редлож ил прибор, где использованы 4 ци­ лин дра д иам етром 6 мм, длиной 27 мм, внутри которы х расп о­ л агаю тся проволочны е терм ометры сапротивления, и, кром е того, д в а ц илиндра сн аб ж ен ы впутри электрическим подогре­ вателем. В клю чая терм ом етры сопротивления одного п одогре­ ваем ого и одного не п одогреваем ого цилиндра в схему н ерав­ новесного моста либо составляя схему м оста и з всех четы рех терм ом етров сопротивления, мож нб исклю чить из уравнения, даю щ его связь водности и.количества теп ла, теряем ого пощогре ваем ы м цилиндром, к а к значение тем|пературы окруж аю щ его воздуха, т а к и коэф ф ициент теплоотдачи [526].

М етодика измерений водности с сам олета И зм ерен и е водности с сам о л ета обычно основано на прин­ ципе инерционного осаж ден и^ облачны х кап ель на рабочий э л е ­ мент прибора. В рем я или, вернее, путь в облаке, на котором происходит осреднение значений водности, в разли чн ы х прибо­ р ах м ож ет к о л еб аться при этом в больш их пределах.

В первы е приборы, предназначенны е д л я изм ерения водности.

облаков с сам олета, позволивш ие собрать систематические д а н ­ ные, были п р и л о ж е н ы Д о л еж ал ем и др. в il04i6 г. [341].

Один и з.э т и х приборов п ред ставляет собой «ступенчаты е»

цилиндры из нерж авею щ ей стали д иам етром 3, 12, 25, 75 мм и длиной 10— 16 см каж ды й, вращ аю щ и еся на одной оси. В ы ­ ставленны е через особый лю к за борт сам о л ета- при полете в п ереохлаж денн ы х облаках, эти цилиндры обледеневаю т ров­ ным слоем. П осле п осадки по количеству воды,- нам ерзш ей на каж дом, из цилиндров, определялись водность об лака и спектр распределения капель.

В другом п риб оре л ед оседал на вращ аю щ ем ся диске, по поверхности которого скользит щ уп в виде усика из ф ер р о м аг­ нитного м атер и ал а. О п ец и альн ая м остовая схема п озволяла определять дистанционно толщ ину слоя л ьд а м еж ду диском и щупом. В. А. Зайц евы м в 1048 г. [74] был предлож ен достаточно простой и надеж ны й п рибор д л я изм ерения водности капельны х к ак переохлаж денны х, так и теплы х облаков. П осле р я д а улуч­ шений этот прибор в н астоящ ее врем я прим еняется на всей сети самолетного зон ди рован ия С оветского Сою за. Хотя конструкция прибора за 10 лет п ретерп ел а много изменений, принцип работы о стался преж ним.

П ри бор в савременном виде (рис. 1510) состоит из н асад к а 1, который с пом ощ ью хвоста 2 крепится на ш танге 3. Ш тан га сн аб ж ен а ручкой 4 д л я удобства м анипулирования при и зм ере­ ниях.. Д л я вьвнесения н а с а д к а п ри б ора в поток, набегаю щ ий на самолет, служ ит н ап р ав л яю щ а я труб а 5 с ф ланцем 6, на кото­ рой см онтировано секундом ерное устройство 7. Внутри н асад к а.помещ ается м агази н, имею щ ий внупрн 'кассету д л я б у м аж ­ ной ленты, кату щ ку д л я см аты вания ленты и экран с п о ­ д огревателем. В передней части н асад к а.имеется цилиндриче­ ское, точно кали б рован ное отверстие, с з а д и — б араб ан ч и к S, ось которого соединена с катуш кой, служ ащ ей д л я п ерем аты ва­ ния ленты.

Д л я измерений н ап равл яю щ ая труб а зак р еп л яется с по­ мощ ью ф л ан ц а на обш ивке сам ол ета. Ш тан га с укрепленны м н а ней насадком вы ставл яется в трубу. В момент вы хода н асад к а из. трубы скоба н ад ав л и в ает на спуск секундом ерного устрой­ ства и тем самы м вклю чает секундом ер. Э кспозиция (2— 10 сек,, иногда более) зави си т от водности О'блака. П осле нее штанга Рис. 150. Прибор В. А. Зайцева для определения водности облаков;

.

и звлекается из трубы. О блачны е капли, попадаю щ ие в насадок,, оседаю т на поверхность бум аж ной ленты и впиты ваю тся в нее..

Б у м агу п редварительно об раб аты ваю т красителем, реаги рую ­ щ им на капельн ож и дкую воду, но не чувствительным к в о д я ­ ному.пару (обычно тонким порош ком м арганцовокислото к а л и я ).

Б у м агу затем градуирую т, чтобы определить зависим ость д и а ­ м етра образую щ ихся пятен' от м ассы осевшей воды. П осле каж д ого изм ерения 'бум аж ная лента см ещ ается п ово­ ротом б ар аб ан ч и к а на 20 мм. К ассета п озволяет разм ести ть в ней ленту длиной 40'—i4S см, достаточную д л я п р о и зв о д с т в а, 20 последовательны х измерений. Д л я 'предотвращ ения р а зр ы в а под ленту ш одклады вается ленточка из целлоф ан а, сохраняю ­ щ ая свою прочность и при см ачивании водой.

'При и зм ерени ях в переохлаж денн ы х о б лаках д л я р ас тап л и ­ вания оседаю щ его л ьд а в н асад ок введен подогреватель, к о то ­ рый подклю чается 'к 'бортсети сам о л ета..

П р и б о р З а й ц ев а п озвол яет производить 3—15 наблю дений в течение одной минуты в теплы х о б л аках и 1—2 наблю дения в п ереохлаж денны х облаках. П оследую щ ая об раб отка резуль ' 405 тато в измерений и вычисления водности несложны. В н ачале и з­ м еряю тся в двух ‘ ертен д и куляряы х н ап равл ен и ях диам етры п окраш енного шятна на ленте, затем ло среднем у ди ам етру опре­ д еляю т ло соответствую щ ей табли це м ассу собранной воды. Д а ­ л ее по истинной скорости л о л ета сам олета и времени экспози­ ции определяю т объем прош едш его через н асадок воздуха. О т­ нош ение этих двух величин и д а е т искомую водность.

Точность изм ерения, по свидетельству автора метода, д о ста­ точно вы сокая. М ак си м ал ьн ая случайная ош ибка составляет при изм ерениях в теплы х о б л аках около ± 1 0 %. С лед ует за м е ­ тить, что м асса воды, влиты ваем ая в 1 см^ ф ильтровальной бум аги, в сильной степени зависит от вл аж н ости воздуха. По ‘ этому тар и р овка бумаги д о л ж н а производиться при влаж н ости воздуха, близкой к насы щ аю щ ей. В противном случае ош ибка м о ж ет достигать 30%.

М етод непрерывной регистрации водности, малоинерционный и пригодный к а к д л я капельны х, так и д л я смеш анны х и кри ­ сталлических облаков, был даисан Т райбусом в 1048 г. [508J.

В ЭТОМ'методе иапользуется зависим ость потери теп ла с непре­ ры вно н агреваем ого цилиндра от водности о б л ака.

Д атч и к п риб ора п ред ставл яет собой тонкостенную медную трубку д иам етром 0,.8ll см и длиной 40,5 см. Т ем пература поверх­ ности ее и зм еряется терм опарой. П о оси трубки расп о л агается электролодогреватель, отделенный воздуш ны м зазором от внут­ ренних стенок трубки. П ри этом расход тепла, по Трайбусу, р авен q = So.

PCp где S — полная площ адь поверхности цилиндра, —.тем лера ту р а поверхности цилиндра, Ро— предельное значение коэф ф и ­ циента за х в а та в окрестностях особой точки, — н асы щ аю ­ щ ая упругость водяного п а р а при тем пературе цилиндра, Ew^ — то ж е при тем пературе Го воздуха, а — коэф ф ициент теплоот­ дачи, р — давлен ие воздуха. З н а я q, и Т’о, мож но определить величину водности облака.

Автор м етода считает, что при м алы х значениях водности, когда потеря теп л а на испарение м ала, точность м етода н ед о ста­ точна, а при больш их значениях водности становится вполне удовлетворительной. Такой прибор определяет воду не только в капельнож идком состоянии, но и в твердом. Н аличие обеих ф аз воды, однако, яри води т к появлению дополнительной ошибки вследствие того, что теплота иапарения воды и л ьд а р азли чн а. О днако эта ош ибка н евел и ка (н е больш е 15% ).

К онструкция прибора, позволяю щ его производить непреры в­ ное измерение водности в капельн ы х облаках, опубликована в 1949 г. В оннегатом [60i8]. С хематически конструкция прибора представлен а на..рис. 151. Основной чаётью п риб ора я в ­ ляется головка п ри б ора 1, им ею щ ая кап леоб разн ую форму.

Д и ам етр ее наибольш его сечения равен 20 мм. В лобовой части головки им еется круглое отверстие 2 д иам етром Г2 мм, п озад и него р асп о л агается полый цилиндр 3 из пористого м еталла.

М аксим альны й д иам етр пор в стенках цилиндра таков, что кап и л л яр н ы е -силы уд ерж и ваю т столб воды высотой более 40 см.

01б ъем, заклю ченны й м еж д у -стенками ц илиндра и внутренними стенками головки с помощ ью трубки 4 ч ерез кран 6, сооб­ щ ается с кали б рован н ой -стеклянной трубкой 5, располагаем ой Рис. 151. П рибор В оннегата для определения водности облаков.

горизонтально на 40 см ниж е головки. В торой конец к ал и б р о ­ ванной трубки через другой кран соединяется с зам кнуты м объемом 7. Этот объем, кром е того, соединен с рааполагаем ой вблизи головки п р и б о р а трубкой П ито 8. Это необходимо д л я того, чтобы уравновесить динам ический напор п отока на п оверх­ ность пористого цилиндра. К ран ы п озволяю т поочередно -менять м еста присоединения концов измерительной труб ки 5.

П р и д виж ении в о б л а к е облачны е капли оседаю т н а стенках ц илиндра, и в о д а (Сквозь его п ар ы в тяги вается вн утрь прибора.

П о величине см ещ ения мениска в изм ерительной трубке опреде­ л яется м асса уловленной прибором воды. В первой модели при­ б ора отсчет п рои звод и лся в и зуал ьн о через 10 сек. и, кром е тото.

через равны е пром еж утки времени автом атически п роизводи ­ л о сь фотографиросвание изм ерительны х трубок. П ереклю чение кр ан а 6 осущ ествлялось вручную.

П о сообщению автора, в переохлаж денны х о б л аках успеш но прим енялся аналогичны й прибор, снабж енны й подогревом.

В 10512 г. В ольф ом были описаны [626] конструкции, ловво л яю щ и е автом ати зи ровать процесс измерения водности м ето­ дом В оннегата. В одной из них внутри изм ерительной трубки пом ещ алась ка л л я ртути, а в ее стенки внаивали сь ллатино'вые контакты. К онтакты соединялись в две группы, через один.

К ап ля ртути, проходя мимо д в у х соседних контактов, зам ы к ал а электрическую цепь м еж ду ними, и регистрирую щ ее устройство зап и сы вало в р ем я каж д ого такого зам ы кан ия. П ри зам ы кании двух крайних контактов вклю чалось устройство поворота крана, вследствие чего н ап равлен ие д ви ж ени я ртути в кап и л л яр е и з­ менялось на противополож ное. Д а н н а я конструкция о б л а д а л а большим временем осреднения и, кром е того, вследствие з а ­ грязн ен и я контактов о к азал ась недостаточно надеж ной в экап лу атац и и.

Этот недостаток был устранен в другой конструкции, в ко ­ торой перем ещ ение капли регистрировалось группой ф отосолро тивлевий, К о гда кап л я ртути п роходи лз'м еж д у источником св ета и фотосопротивлениям и, каж д о е из ^них зам ы к ал ось, что и отме­ ч алось регистрирую щ им устройством. В рем я осреднения по п реж н ем у было значительны м.

Т ретья, наиболее уд ач н ая, конструкция п р ед став л ял а собой цилиндрический конденсатор, одной об кл ад кой которого служ ит ртуть в изм ерительном кап и лляре, а д р у г о й — м еталлическая тр у б ка, о кр у ж аю щ ая кап и л л яр. Смещ ение ртути в и зм ери тель­ ном кап и л л яр е м еняло ем кость кон ден сатора, вклю ченного в к о ­ л ебательн ы й контур с частотой 0,3 мгц. П ад ен и е н ап ряж ен и я на о б кл ад ках конденсатора, пропорциональное его емкости, регистрируется осциллограф ом.

Д л я автом атического переклю чения нап равлен ия смещ ения ртути часть сним аем ого с кон ден сатора н ап ряж ен и я в ы п р ям ­ ляется. П олученны й постоянный ток поступает в обмотку реле, сила то ка зам ы к ан и я и оппускания которого подобраны так, что р еле с р а б а ты в ае т при силе тока, соответствую щ ей м аксим альной ем кости конденсатора, а отпускает при минимальной. Это реле у п р ав л яет м еханизм ом переклю чения см ещ ения ртути в и зм ери ­ тельной трубке.

И нтегральны й коэф ф ициент за х в а т а д ан ного' прибора при обычных скоростях винтомоторны х сам олетов д л я среднего апектра к ап ел ь им еет порядок 0,9(5—0,08.

В 1040!—iiggo гг. В. Е. М инервин р азр а б о та л и применил в п ереохлаж денн ы х о б л аках прибор, в котором кап л и оседали р а в ­ номерны м слоем н а вращ аю щ ем ся цилиндре д иам етром 2 мм и длиной 10 см.

40§ Ц илиндр с помощ ью байонетио'го сц епления (щ озволяю щ его быстро производить смену цилиндрюв) н асаж ен на ось и в р а ­ щ ается электром отором через редуктор со скоростью околО' 10 оборотов в минуту. Во в р ем я изм ерения цилиндр удален от обш ивки сам олета на 40 см, в область невозмущ енного потока.

П осле экспозиции (3—10 мин.) цилиндр сним ается и м о ж ет длительно сохр1 а няться в герметически закры ваем ой бю ксе. К о­ личество собранной воды п осл е посадки сам о л ета определяется:

взвеш иванием.

О чевидно, У — объем воздуха, из которого капли оседаю т н а цилиндр, — будет р ав ен произведению скорости полета и ^, в р е ­ мени изм ерения t, длины ц илиндра I и сум м е начального, Ло,.

и конечного. Л ь рад и усов ц или н дра V = 11^.1 {А, + А,).

В предполож ении, что диам етр цилиндра в конце и зм ерения не.превышает 5 мм при скорости п о л ета от.50 д о 70 м/сек. и при спектре распределени я капель в облаках, близком к среднем у д л я данной формы облаков, мож но с ош ибкой, не п ревы ш аю ­ щей ± 2 %, п рин ять интегральны й коэф;

фициент за х в а т а равным:

д л я облаков N s 0,9i8, Sc 0,9i7, S t 0,95 и A c 0,96. Т огда м акси ­ м ал ь н ая относительная ош ибка в измерении средней водности в полете с помощ ью данного прибора не превы ш ает 8%.

Э тот прибор 'предпочтительнее других ;

прибо‘ ов при. и сследо­ р вании условий обледенения, ибо он осредняет водность на д о ста­ точно больш ом пути в п ереохлаж денн ом облаке. О днако его б о льш ая инерция и кропотливость работы по взвеш иванию бю кс н а зем ле явл яю тся н едостаткам и метода.

С ледует зам-етить, что ош ибки всех приборов, в которы х о б лачн ая вода зам ер зает, весьм а сильно в о зр астаю т при боль­ шой водности. С кры тая теплота.повышает зам етно тем п ературу обледеневаю щ ей поверхно'сти по 'Сравнению с воздухом, что вы ­ зы вает испарение части у ж е собранной воды или льда. Расчеты,, в п ер вы е сделанны е Ш метером в 1952 г., д ал и величину п ер егр ева 2,1—2,8° у цилиндров ди:аметром 3 мм при водности 0,3 г/м®.

В. Е. М инервин в.1954 г- наш ел, что при наиболее н еб л аго ­ приятны х условиях, при относительно вы соких тем пературах,, потери воды на испарение могут достигать 10%.

Е сли тем п ер атура обледеневаю щ ей поверхности повы сится до 0°, то часть оседаю щ ей В'Оды не зам1ерзнет и будет уноситься потоком воздуха. В зав'исимости от коэф ф ициента теплоотдачи, разм еров тела, тем пературы и пр. имеется критическое значение водности при котором тем п ература поверхности стаповится равной 0°. Если W W ^ p, то'почти вся осевш ая избы точная сверх в о д а не зам ер зает. Зн ач ен и я были вычислены теорети­ чески Л ад л ам о м в 1961 г. [4603, Ф резером [366] и др. в 1953 г.

и Минер:виным в 1054 и 1956 гг. Э ксп ери м ен тальн ая п роверка 409.

в специальной аэродинам ической трубе хорош о п одтверди ла теорию.

С ледует от)метить, что теоретически, зн ая тем пературу в о з­ д уха, а следовательно, и величину разности тем ператур воздуха и поверхности и упругость водяного п ар а в воздухе, мож но определить м ассу н езам ерзаю щ ей воды, т а к к ак д л я н агревания избы точной воды до 0° необходимо некоторое количество теп ла.

П оэтом у при водности об лака, превыш аю щ ей критическую, при­ боры подобного типа будут д а в а ть водность, хотя и преум ень­ шенную, но несколько превы ш аю щ ую критическую.

Л егк о п о казать, что количество «потерянной» воды равно З д есь A W = W ^ — —-разность м еж д у ф актически и зм ерен­ ным и критическим значением водности, L i — ск р ы тая теплота п лавлен и я л ьд а, То—^температура (абсолю тн ая) набегаю щ его потока воздуха. Топда, очевидно, истинное "значение водности м ож но определить как = 1F.P + (Г „ - Г,р ) ( ) 273^ О днако в связи с тем, что абсолю тны е ошибки в и зм ер ен и е Wa сравним ы с величиной разн ости ' W.^— I^Kp, введение такой поправки не улучш ит качество измерений при сверхкритической водности.

З а сл у ж и в а ет поэтому вним ания предлож ение Ф резера и др.

f3l6i6] и сп ользовать д л я повы ш ения принудительное о х л а ж ­ дение обледеневаю щ ей поверхности ниж е 0°, наприм ер твердой углекислотой.

О д н ако, если охл ад и ть поверхность ниж е тем пературы воз­ духа,- то это п ри вед ет к сублим ационном у образованию на ней льда. П ри м аксим альной разн ости упругостей водяного п ар а у поверхности и в воздухе (п оряд ка 6 м б) количество сублим ата будет эквивалентно обледенению в об лаке с водностью около:

0,25 г/м®- С ледовательно, метод охлаж ден и я целесообразно при­ м енять лиш ь при измерении значительны х величин водности, в несколько р аз цревы ш аю щ их ее критические значения.

Е сли регули ровать охлаж дение обледеневаю щ ей поверхности так, чтобы ее тем п ература р ав н ял ась тем пературе воздуха, то ош ибки за счет иопарения или сублим ации и неполного за м е р ­ зан и я воды будут отсутствовать. О днако практически м етод регулируем ого охлаж ден и я обледеневаю щ ей поверхности до настоящ его врем ени не уд алось осущ ествить.

В 1956 г. В. Е. М инервин [il!52] попы тался и спользовать в ы д е­ ление скрытой теплоты плавлени я д л я определения водности.

П редлож енны й им прибор п р ед став л ял собой тонкостенный цилиндр диам етром 35 мм, составленны й и з двух термически и золированны х полуциливдров, один из которы х был обращ ен к ветру. С внутренней стороны к ним были подклеены о д и н ак о­ вые проволочны е терм ом ет1 ы сопротивления (по д в а на каж д о м р из полуц и лин дров),.являю щ и еся соответствую щ ими плечами мостиков'ой схемы. П ри отсутст^вии обледенения, когд а тем п ера­ ту р а обоих полуцилиндров р а в н а, м ост сбалан си рован. П рд обледенении тем п ература п олуц и лин дра, обращ енного навстречу потоку, п овы ш ается и по степени ее повы ш ения мож но опреде­ лить количество вы деляю щ егося тепла и, следовательно, коли ­ чество зам ер заю щ ей воды, а отсю да ic поправкой на коэф ф и ­ циент у л авл и ван и я, и водность об лака. С равнение с методом вращ аю щ егося цилиндра п о к азал о, что расхож д ен и е м еж д у ними п е превы ш ает, к а к п равило, ± 2 0 %, т. е. н аходится в п р ед е­ л ах погреш ностей обоих приборов. К оэф ф ициент инерции при­ б ора всего около 2—3 сек. П рибор п озвол яет непреры вно реги ­ стри ровать тем п ературу обледеневаю щ ей поверхности. Д л я упр-ощения расчетов необходимо уменьш ить диам етр цилиндра до 3—б мм, когда мож но полож ить коэф ф ициент за х в а т а р а в ­ ^ ным единице..

К ром е того, прибор имеет один весьм а сущ ествевны й н ед о­ статок — изм ерение водностей, превы ш аю щ их критические, с его помощ ью п р а к т и ч е с ш невозмож но.

Уорнер и Н ью вхем в 1052 г. [616] предлож или д л я и зм ере­ ния водности облаков прибор, в котором использован а способ­ ность бумаги изм енять электрическое сопротивление в зав и си ­ мости от увлаж н ен и я. В еличина последнего зави си т от м ассы воды, оседаю щ ей н а бум агу в единицу врем ени, т. е- водности.

П ри б ор (рис. 162) п ред ставл яет собой клин, в основании которого леж и т равнобедренны й треугольни к с основанием 1,7 ом и п ротиволеж ащ им углом '20°. В ы сота кл и н а б см. Угол клина, обращ енны й навстречу потоку, сопряж ен с полуцилинд­ ром 1, в стенке которого им еется щ ель 2 ш ириной 2,5 мм. П о ­ зад и щ ели р ас п о л ага ется ролик 3, по котором у проходит б у м аж ­ н ая лен та, см аты ваем ая с катуш ки 4, заклю ченной в защ итны й цилиндр. Д л я передвиж ения ленты со скоростью от 5 д о 60 см /м ив. сл у ж и т роли к 5. Н а ра;

сстоянии около 5 см от щ ели р асп о л агаю тся две щ етки 6, обеспечиваю щ ие надеж ны й э л е к т­ рический контакт с бумагой. Щ ель м ож ет дистанционно за к р ы ­ в ать ся ш торкой 7.

Экспери-;

ентально было найдено, что сопротивление сухой бумаги, н ах о д ящ ей ся м еж ду кон тактам и прибора, около 10^ ом.

У меньш ение сопротивления бумаги в зависимости от коли чества поглощ енной воды было определено эксперим ентально в спе­ циальной аэродинам ической трубе, где п ар ал л ел ь н о производи­ лось измерение водности искусственного облака.

А вторы прибора считаю т, что в п риборе врем я осредневия звачений водвости м ож но уменьш ить до 2 — 13 сек. и что зн ачен ия водности изм еряю тся с пом ощ ью данного п риб ора с ошибкой,, не превы ш аю щ ей ± 2 0 % в теплы х о б л аках и ±;

30% в п ере­ охлаж ден н ы х о б л аках при тем лературе до — 4°. П ри более низ­ ких тем п ер атурах прибор не р аб отает т а к же, к ак й при дож де.

С ледует зам етить, что облачн ая в о д а не явл яется, строго говоря, дистиллированной, в ней всегд а растворено переменное количество — от 10~® до г/л хлоридов. Посколь'ку эл ек тр о ­ проводность слабы х растворов пропорциональна концентрации, н ельзя считать зависим ость сопротивления смоченной бум аж ной ленты простой линейной функцией степени ее увлаж н ен и я.

Рис. 152. Прибор Уорнера и Ньюнхэма.

В 1'9!Й6 г. К ам пе и др. [417] предлож или д л я изм ерения вод­ ности прибор, д атчик к о то р о го. явл яется некоторым видои зм е­ нением гигристора, п редлож ен ного в 11947 г. Хиксом д л я и зм ер е­ ния влаж ности воздуха. О н п р ед став л яет собой цилиндр диам етром 6 мм и длиной 50 мм, изготовленны й из изоляц ион ­ ного м атер и ал а, на поверхности которого биф илярно намотаны д ве тонкие платиновы е проволочки длиной около 1 м каж дая С верху д атч и к покры т хлористы м литием. К проволочкам п о д ­ клю чается источник питани я напряж ением 24 в. Ток, пр10Х0д я щий через эту цепь, регистрируется с помощ ью сам опищ ущ его м иллиам перм етра. Д о тех пор, пока на поверхность д атч и к а не попадет кап ельн ож и дк ая вода, сила то ка в цепи пренебрелсимо м ала. П ри увлаж нении слоя хлористого лития сопро1ивление цепи ум еньщ ается и сила тока в ней в озрастает п ропорцио­ н альн о количеству осевш ей вощы. О дновременно более сильный ток и, следовательио, н агрев ц илиндра уси ли вает испарение воды с него.

Д л я уменьш ения потерь воды на разб ры зги ван и е капель д а т ­ чик до м ещ ается в защ итн ы й кож ух, имею щий в сечении удобо обтекаем ую форму. В доль образую щ ей ко ж у х а п рорезается у зк а я щ ель, сквозь которую к ап л и п опадаю т на по1 ёрхность в цилиндра. Д л я п редотвращ ен и я обледенения л о б о в ая часть ко ж у х а сн аб ж ен а электрообопревом.

Т ар и р 0)вка п р и б ора производилась в специальной аэр о д и н а­ мической трубе, п озволявш ей созд авать искусственную водность д о б г/м®. К оэф ф ициент ине|рции прибора м енее 1 сек., и он м ож ет р аб о тать до тем ператур ниж е —'ilO°. Очень скудны е д а н ­ ные о раб о те этого п ри б ора ещ е не позволяю т судить о его д о ­ стоинствах.

iK сож алению, несм отря н а больш ое количество различны х по принципу и конструкции приборов д л я изм ерения водности капельны х о б лаков ни один из них не удовлетворяет всем треб о­ ван иям, которы е у ж е сегодня п ред ъявляю тся к таком у прибору.

Д л я реш ен ия некоторы х конкретны х зад ач м ож ет бы ть пригоден тот или иной метод. О днако простой безы нерционны й метод, позволяю щ ий п р и лю 1бых тём пе|ратурах с достаточной точностью бы стро и надеж н о и зм ерять водность, ещ е не созд ан.

М етоды измерения водности смеш анны х и кристаллических облаков iBce описанны е вы ш е методы, д а ж е в том случае, если их возм ож н о прим енять лри отрицательны х тем пературах, не при­ годны д л я измерений в кристаллических и см еш анны х облаках.

Д л я и зм ерени я водности кри сталли ческих облаков В. А. З а й ­ цев предлож ил прибор, в котором облачны й воздух проходит сквозь ф ильтр из тонкой капроновой сетки- Ф ильтры в приборе см енны е и м огут и звл ек ать ся и храниться в герм етически зак р ы ­ ваем ы х м еталлических бю ксах. В месте с ними ф ильтры взвеш и ­ ваю тся на зем ле до и после изм ерения, б л аго д ар я чему опреде­ л яется количество уловленной воды.

В. Е. М ииервян п рим ен яя д л я и зм ерен и я водности щристал личеоких о б л ако в прйбор, в KorqpoM облачн ы е элем енты у л а в ­ ливали сь в небольш и е (диа1мет|ром 10 мм) (Сменные м етал л и ч е­ ские цилиндры, устан авл и ваем ы е н а в р ем я и зм ерен и я ш у т р и о б тек ател я калл еобрави ой фор1 ы с м и д ел ев ьм сечанием 20 мм.

М Э лем енты о б л а к а, д остигавш ие дна или стенок цилиндра при уда!ре 'О них, р ас п л ав л ял и сь и п рим ерзали, вследствие чего вы ­ д у ван и е попавш их внутрь ц илиндра л ед ян ы х к1р|и1сталлов оказы г в а лось и ш н ачительн ы м.

Н еобходим ость производить точное взвеш и ван ие, иметь больш ое колягавство ф ильтров или цилиндров д ел ает оба 01пи санны х м етода неудобны ми в работе. Н б главны м их недостат­ ком яв л яется трудность (надежно определить ноэффищиент зах в ат а (приборов д л я ;

}^ри'Оталлш, в связи с чем точность и зм е­ рений оотаетоя яи зкой.

Т ад ам образом, вопрос oi6 изидрвнии водности к р и стал ­ лических о!блаиов до н астоящ его времени не решен- уд овлет ворителыно. Больш ую трудность со зд ает и в-есьма м алое зн а­ чение водности в кристаллических об лаках.

Косвенные методы К освенны е методы изм ерения водности основаны на и зуче­ ний оптических и электрических свойств об лака.

У ж е д авн о эксперим ентально и теоретически бы ла у с та ­ новлена связь водности о б л а к а с дальностью видимости L в нем.

С вязь эта д л я монодисперсного о б л ака имеет вид L= C где С = 2,6.

Обычно о б л а к а полидисперсны, поэтому эф ф ективное з н а ­ чение г долж но быть тем или иным путем вычислено по спек­ тру капель. П рощ е всего предполож ить, что тогда в качестве г следует б рать средний арифметический радиус 2 ««''г Б. В. Кирю хин в 1946 г. предлож ил и спользовать д л я этой цели значение г, определяем ое как - '^ п г ^ г= 2 Это значение наиболее физически обосновано.


Д л я изм ерения видимости в о б л а к ах с сам ол ета в Ц А О бы ла прим енена м етодика, описанная Ю. А. Гильгнером в 1949 г. [62]. О на зак л ю ч ал ась в следую щ ем: небольш ой чер­ ный конус вы п ускался н а тросе с сам ол ета (« П О -2 » ). В об лаке в момент потери видимости конуса из сам олета на фоне о б л а ­ к а отсчиты валась дли н а выпущ енного троса. В значение вел и ­ чины измеренной д альности видимости ввод и лась п оправка, обусловленн ая м алы м и угловы ми разм ерам и конуса при и зм е­ рениях. О дновременно производилось измерение спектра р а з ­ меров капель.

Д ан н ы й метод п озволял получить значение водности при наличии н адеж н ого изм ерения спектра капель, осредненного по больш ом у объем у (на пути д о 100 м ). О днако он в зн ачи ­ тельной степени огран и чи вает м аневренноеть сам ол ета и п р а к ­ тически м ало и спользуется н а соврем енны х сам олетах.

В случае прим енения автом атического регистрирую щ его пр и б о р а д л я и зм ерения д альности видимости т а к а я м етодика м ож ет д ат ь возм ож н ость п олучать зн ачен ия водности ср а зу д л я больш их объем ов о б л а к а, что невозм ож но при д ругих методак.

К ам п е в 1'950 г. рассч и тал средние зн ачен ия водности д л я облаков разли чн ы х форм по средней дальн ости видимости в о б л а к ах данной форм ы и среднем у р азм ер у капель. О чевид­ но, что точность полученных таки м путем значений невелика.

IB последнее в р ем я и сследователи п р ед лагаю т опре­ д ел я т ь водность об лаков с зем ли с помощ ью рад и олок атора.

М етодика так и х изм ерений и зл о ж ен а в § 81. Особенность м е­ то д а состоит а т о м, что осреднение ведется по весьм а больш ом у объем у (до 10® м® ), но зато распределени е водности по в ер ­ ти кал и н а д данны м пунктом м ож ет бы ть получено в весьм а короткий срок.

§ 78. РАДИОЛОКАЦИОННЫЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ ОБЛАКОВ З а последние годы аэрологии возникли и быстро р а зв и в а ­ ю тся радиотехнические методы наблю дений, основанны е на иапользовании радиолокационной техиики. Б ольш и е во зм о ж н о ­ сти ради олокац ион н ы х методов наблю дения определяю т ш иро­ кие перспективы их прим енения д л я исследован и я облаков в бли ж айш ем будущ ем.

И м ею щ иеся ради олокац ион н ы е методы наблю ден и я осно­ ван ы на отраж ении ради оволн от скоплений рассеиваю щ их части ц или от диэлектрических неоднородностей, сущ ествова­ ние которы х обусловлено некоторы ми метеорологическими явлен и ям и. К обш ирном у кругу принципиально возм ож ны х объектов рад иолокационного наблю ден и я в тропосф ере отно­ сятся к а к о б л ак а, осадки, тум аны и другие аэрозоли, п ред ста­ вляю щ и е множ ественны е точечны е источники радиоэхо, т а к и зоны турбулентности и инверсии.

В последнее в р ем я уд ал о сь таки м способом непосредствен­ но н аб л ю д ать и ф ронтальны е разд ел ы в атм осф ере (н езави ­ симо от 'Связанных с ними процессов кон ден сац и и). В сем этим явлен и ям сопутствует появление диэлектрических неоднород­ ностей воздуш ной среды, а следовательно, и более или менее интенсивное о траж ен и е радиоволн.

И з радиолокац ион н ы х наблю дений по времени за п а зд ы в а ­ ния и по продолж ительности отраж ен ны х сигналов оп ред ел я­ ю тся координаты и протяж енность отраж аю щ и х объектов, а по величине и особенностям ради оэхо — некоторы е физические х арактери сти ки источников отраж ения.

п р о д о л ж и тел ьн о сть единичного изм ерения при радиолока-.

ционных наблю ден и ях весьм а коротка, т а к к а к в основном определяется только очень м алы м временем распространения радиоволн от п еред атчи ка до источника радиоэхо и обратно.

П оэтом у з а незначительны й срок, практически мгновенно, могут быть получены сведения о явлениях, происходящ их в п ре­ д ел ах больш ой площ ади, соизмерим ой с м асш табам и атм рсф ер ных процессов. Э то очень важ н о, наприм ер при наблю дении турбулентности. В случае необходимости наблю дения могут проводиться почти непреры вно с интервалом м еж ду отдель­ ными изм ерениям и, не превы ш аю щ им сотых долей секунды.

М ал ая величина поглощ ения ради волн практически исклю чает воздействие излучения рад и о л о к ато р а н а объект измерения.

Р езу л ьтаты н аблю дения, регистрируем ы е на эк р ан ах радио-, локационны х отметчиков, п редставляю тся в н аглядном и у д о б ­ ном д л я и-спользования виде. Н апри м ер, на экр ан е отм етчика кругового об зора созд ается электрон н ая к а р та располож ени я источников отраж ен ия.

В тех случаях, когда исследую тся не только о б л ака, но и сопутствую щ ие им осадки, радиолокационны е данны е я в л я ю ­ тся особенно полезными. И нтенсивны е осадки в виде д о ж д я или снега об н аруж и ваю тся больш инством обычных р ад и о л о к а­ торов сантим етрового д и ап азон а, если д а ж е их конструкция не усоверш енствована с целью по!выщения эфф ективности м е ­ теорологического применения. В то ж е врем я р ад и о л о к ац и ­ онное наблю дение облаков встречает затруд н ен и я вследствие м алой величины радиоэхо, быстро убы ваю щ ей с увеличением длины волны. М ож но утверж д ать, что н икаки е виды облаков, д а ж е н а сам ы х незначительны х удален и ях, не могут быть об н а­ руж ены обычным ради олокатором с длиной волны 10 см и более. Д о настоящ его времени радиолокационное обнаруж ение облаков, не даю щ и х осадков, было осущ ествлено только на волнах короче 3,2 см.

Р адиоэхо, созд аваем ое облаком, зави си т от его удаления, его ф изических парам етров и технических данны х р ад и о л о к а­ ционной станции, используемой д л я наблю дений. М ощ ность сигнала радиоэхо на входе прием ника м ож но рассч и тать по достаточно простой приближ енной ф орм уле У NdP (78.1) где С — постоянный коэффициент, — им пульсная мощ ность п ередатчи ка, — ап ертура антенны р ад и олок атора, h — д л и ­ на ц уга волн и м п ульса (численно р а в н а я произведению д л и ­ тельности и м тул ьса передатчика на -скорость распростран ен ия ради-01Б0,лн, т. е. 3-10® к м /сек.), N —^концентра-ция облачны х ч а­ стиц, — диам етр облачны х капель, R — удален и е о б л а к а от р ад и о ло к атора, Я — д ли н а волны.

Ф орм ула (78.1) явл яется приближ енной, т а к к а к не учиты ­ вает зату х ан и я радиоволн на пути п рям отой обратного р асп р о ­ странения. О днако, исходя из нее, м ож но оценить, наприм ер, каки м требованиям д о л ж н а удювлетварять рад и олокац и он н ая станция, п р едназначенн ая д л я наблю дений за облакам и. Д л я осущ ествления наблю дений необходимо, чтобы мощ ность радиоэхо п ревы щ ала миним альную мощ ность, которая м ож ет быть об н ар у ж ен а приемником рад и олок атора, т. е. радиоэхо не д о лж н о превосходить собственные щумы приемника.

'К ак видно из (78.1), величину си гн ала ради оэхо мож но су­ щ ественно увеличить рациональны м выбором парам етров радиолокационной станции. Но, конечно, при этом не долж но ухудш аться качество наблю дений или значительно увели чи ва­ ться стоимость и слож ность устройства апп аратуры. Т ак, н а ­ пример, увеличение мощ ности зондирую щ его им пульса я в л я ­ ется трудной зад ач ей, в, частности, вследствие отсутствия в технике мощ ных генераторов сантиметрового д и апазона. У ве­ личение ап ертуры антенны, вероятно, наиболее целесообразно, но им еется опасность н еобнаруж ения облаков ниж него яруса вследствие р езкогс падения усиления антенн больш ого р а зм е ­ р а на м алы х вы сотах.

У длинение им пульса ' п ередатчи ка связан о с необходи­ мостью увеличения мощ ности модуляторного устройства и.

кроме того, что более важ но, сн и ж ает точность определения высоты гран и ц облаков.

В ероятно, д л я увеличения наиболее целесообразно уменьш ение длины волны радиолокационной станции (до п ре­ д ел а, за которы м начинает резко усиливаться поглощ ение воз­ ду х о м ). У величение мощ ности ради оэхо пропорционально, как это следует из форм улы (78.1) четвертой степени частоты. П о ­ этому в станциях, предназначаем ы х специально д л я н аб лю д е­ ния за о б лакам и, вы би рается дли н а волны 8,6 мм.

О дн ако необходимо зам етить, что эта волна явл яется опти­ мальной только д л я облаков без осадков, т а к к ак хотя при такой волне зат\?хание в атм осферны х га за х минимально, но зату х ан и е в осадк ах очень велико и явл яется причиной боль­ ших ош ибок при наблю дениях.

§ 79. ЭЛЕМЕНТЫ ТЕОРИИ РАДИОЛОКАЦИОННОГО ОБНАРУЖЕНИЯ ОБЛАКОВ Р адиолокаци он н ое обнаруж ение облаков возм ож но б лаго ­ д а р я рассеянию радиоволн на облачны х частицах.

Э лектром агн и тная энергия и злучается радиолокатором в виде последовательности очень коротких мощ ных импульсов, причем излучение сконцентрировано в пределах узкого кону­ с а — электром агнитного луча. Если на пути распространения 27 Ф и зи кл о бл аков последовательности импульсов расп ол агается рассеиваю щ им объект, то часть энергии в о звр ащ ается к приемнику р ад и оло­ като р а. К ак правило, передатчик и приемник рад и олокац ион ­ ной станции имею т общ ую антенну. У ловленный антенной сиг­ нал, или радиоэхо, очень малой величины по сравнению с зондирую щ ими им пульсам и, усиливается, детектируется и в том или ином виде п ред ставл яется на экр ан е электрон но­ лучевой трубки отметчика. Р а зв е р тк а отметчика синхронизи­ ро ван а с импульсами п ередатчи ка, и так к ак н ачало движ ения пятна р азвертки совп адает с м оментом излучения им пульса, то по располож ению и зображ ен и я им пульса радиоэхо на р а з ­ вертке определяется расстояние до создавш его его объекта.


Н аправлен и е определяется либо по полож ению оси антен­ ны в момент появления сигнала, либо другим и приемами, по­ добны ми используемы м при радиопеленгации. Т аким образом определяю тся все координаты: удаление, угол м еста и азимут.

М ош ность сигнала,, приходящ аяся на единицу площ ади, перпендикулярную лучу, -при изотропном излучении будет р авн а р _ Е сли ж е излучение явл яется направленны м, то где G — т а к назы ваем ы й выигрыш или усиление антенны.

Если сечение цели обозначить то п ерехваты ваем ая ею энергия будет равн а PtGS.

Р, О блачны е частицы рассеиваю т энергию изотропно, и сигнал на входе приемника определится вы раж ением р ( 79 2) В наш ем случае радиолокационной целью является облако, т. е. скопление м ельчайш их отраж ател ей с разм ерам и, много меньшими длины волны. Д л я отдельной сферической, частицы такого р азм ер а эфф ективное рассеиваю щ ее сечение равн о — »• »

где е — диэлектрическая постоянная.

П у сть,о бъ ем, в пределах которого находятся частицы, и зл у­ чение которы х с беспорядочны м распределением ф аз одновре менно дости гает приемника, равен V, тогд а общ ее р ад и о л о к а­ ционное сечение всего отраж аю щ его объем а П одставив (79.4) в (79.2), получаем Р ^= W. (79.S) У читы вая, что G = ^ где h = c x, и что приемной антеи ны одноврем енно дости гает сигнал только от половины об луч а­ ем ы х частиц, находим (7 9.5 ') У равнение (79.6') справедливо только д л я частиц сф ериче­ ской формы и при отсутствии зату х ан и я излучения н а пути прям ого и обратного распространения.

В ы р аж ен и е (79.6') отли чается от известного р а д и о л о к а ­ ционного у равн ен ия тем, что мощ ность ради оэхо обратно про­ п орци он альна не четвертой степени, а только к в ад р ату у д а л е ­ ния. Это зави си т от того, что разм еры о б л а к а велики по с р а в ­ нению с сечением зондирую щ его л уча, б л аго д ар я чему число облучаем ы х части ц в о зр аста ет прям о пропорционально к в а д ­ р ату расстояния.

Если м еж д у р ад и олок атором и н аб лю д аем ы м участком о б л а к а на пути распростран ен ия зондирую щ его и м пульса и ради оэхо р асп о л агаю тся осадки или о б л а к а, то величина м ощ ­ ности си гн ал а ум еньш ается.

З ату х ан и е энергии в о б л а к ах или осадк ах определяется логариф м ической мерой — числом д ец ибелл н а единицу пути распростран ен ия. У читы вая, что затухан и е н а килом етр при S водности 1 г/м® в д ец и б ел л ах /C = 1 0 1 g (^ ), (79.6) где Р, — мощ ность без учета затухан и я, а Р „ — мощ ность,, ум еньш и вш аяся вследствие затухан и я, получаем В том случае, когда участок, заполненны й облаком, вы зы ­ ваю щ им, затухани е, располож ен в и нтервале удалений от Ро до 27* й распределение водности облака на пути распространения описывается функцией W { R ), получим.

= (79.7) W{R)dR, к или, заменяя Р, его выражением (79.50, (7 9 -П 5„ ?

П о след н яя ф орм ула определяет мощ ность ради оэхо с уче­ том з а т у х а н и я ' в об лаках, находящ и хся на пути прям ого и обратного распространения. А налогично м ож но учесть и за т у ­ хание в атм осф ерны х газах, но в этом нет больш ой необходи­ мости, т а к к а к оно незначительно.

§ 80. МЕТОДЫ РАДИОЛОКАЦИОННОГО НАБЛЮДЕНИЯ ОБЛАКОВ Е сли радиолокационное наблю дение облаков проводится д л я определения высоты их границ и приближ енного изучения внутренней структуры, то изм ерительной ап п аратуры не тр е­ буется, а в качестве и нд и катора наиболее удобен отметчик к р у ­ гового обзора.

Е сли ж е необходимо получить количественны е данны е, то использую тся дополнительны е устройства и и зм ери тельная ап п ар ату р а, а отметчик кругового обзора зам ен яется отметчи­ ком типа «А» (т.е. осциллограф ом с ж дущ ей р а з в е р т к о й ),п о з ­ воляю щ им непосредственно и зм ерять относительную величину си гн ала р ад и оэхо н а вы ходе прием ника рад и олок атора. С этой точки зрения методы наблю ден и я р азд ел яю тся на качествен ­ ные, без изм ерительны х операций, и количественны е, где р ад и о ­ технические изм ерения необходимы.

К лассиф и каци я способов ради олокац ион н ы х наблю дений з а об лакам и м ож ет быть т а к ж е проведена с учетом х ар а к тер а д ви ж ени я электром агнитного л у ч а радиолокационной станции.

Н аиб олее прост метод верти кальн ого радиолокационного зондирования облаков. А нтенна станции при этом неподвиж на и р асп о л агается горизонтально, а излучение н ап равл яется в зенит. П о этом у способу обн аруж и ваю тся только о б л ака, про­ ходящ ие н ад пунктом зондирования. Д л я докум ентации р езу л ь ­ татов наблю дения прим еняется регистратор специальной кон­ струкции.

Второй метод д а е т верти кальн ы е р азр езы облаков, вы пол­ н яем ы е при плавном повороте- электром агнитного луча от го­ ризонтального до вертикального н ап равлен ия.

К ар ти н а распределени я облачны х м асс (или областей осад ­ ков) iB плоскости вращ ени я луча п олуч ается на экр ан е инди­ к ато р а кругового об зора при синхронном с лучом вращ ении линии радиалыной развертки.

.Н ак о н ец, возм ож н о проведение разр езо в в горизонтальной плоскости или по поверхности конуса, об разуем ого вращ ением электром агнитного луча по азим уту при неизменном верти­ кальном угле.

Рис. 153. Радиолокационная станция вертикального зондирования облаков аэрологической обсерватории. Д иам етр параболической антенны 20 м.

Зд есь, к а к и при верти кальн ы х р азр е зах, д л я получения н аглядной картины пространственного распределени я о т р а ж а ­ ю щих частиц наиболее удобен отметчик кругового обзора.

В ерти кальн ое зондирование облаков вы полняется при непо­ движ ном луче р ад и о л о к ато р а, и поэтогму м огут прим еняться антенны с р еф лекторам и больш их разм еров. Н а рис. 153 п оказан общий вид станции аэрологической обсерватории, имею щей ж е ­ лезобетонны й м еталлизи рован ны й реф лектор с диам етром, рав ' ным 20 м. Б л а г о д а р я больш ом у вы игры ш у, обеспечиваемому антенной такого р азм ер а, эта станция о б н аруж и вает н е только осадки, но и о б лака.

Р еги стр ац и я результатов наблю дений производится посред-?

ством проектирования и зображ ен и я н еп одви ж н ой. линии р а з ­ вертки отметчика кругового обзора н а равном ерно д ви ж у щ у ­ ю ся ф отопленку, на которой, следовательно, по оси абсцисс отлож ено врем я. Р асстоян ие участков развертки, имеющ их повышенную яркость свечения, от оси абсцисс п ропорц и ональ­ но высоте облаков н ад пунктом наблю дения. А налогично опре­ д ел яется толщ ина слоя об лака.

Т аким образом, на фотопленке и зо б р а ж ае тся вертикальное распределени е отраж аю щ и х частиц — получается временной р азр е з о'блачности.

О б р азц ы так и х записей, полученны х на ф оторегистраторе, п редставлен ы на рис. ill54.

П ри описываемом методе весьм а просто при регистрации р азд ел и ть о б л ака и осадки. П ри уменьш ении усиления, произ водимо1 а1 т 01м атически через р авн ы е и нтервалы времени, сигна­ мв л ы радиоэхо облаков исчезаю т с экр ан а, в то врем я к ак более интенсивны е сигналы осадков сохраняю тся. Т аким образом, чередую щ иеся линии разной длины, получаемы е н а записи, д аю т ясную картин у располож ени я зон осадков внутри о б л а ­ ков.

Н а рис. 155 и зображ ен временной радиолокационны й р а з ­ рез грозового о б л ака, из которого вы п ад аю т осадки. З д есь м ож но р азли чи ть тонкую структуру верхней части;

области осадков. Этот ж е способ, в особенности при увеличении числа ступеней регулировки усиления, можно' использовать й д л я вы ­ д еления скоплений относительно крупны х кап ель в облаках.

В ерти кальн ы е радиолокационны е р азр езы облаков могут проводиться только при вращ аю щ ем ся по ази м уту и углу места электром агнитном луче, что сущ ественно услож н яет конструкцию антенны;

Но зато это т;

метод, сохран яя возм ож н ость в ер ти к ал ь ­ ного зондирования, значительно увеличивает количество объ­ ектов наблю дения, п озволяя н аб лю д ать и за об лакам и, прохо­ дящ им и в стороне от станции. К ром е того, при вертикальны х р а зр е за х регистрирую тся к а к пространственны е разли чи я, так и изменения очертаний о б л а к а во времени, что невозм ож но при зондировании неподвиж ны м лучом.

П ри выполнении верти кальн ы х р азрезов антенна у с т а н а ­ вли вается по азимуту, д л я которого намечено провести разрез.

З атем угол н аклон а луча равном ерно и зм еняется от О до 90° или от О до 180°. Синхронно с поворотом антенны пово-рачива ется и линия рад и альн ой развертки отметчика кругового обзо­ ра. П ри этом на экран е возни кает и зображ ен и е вертикального р а зр е за облачности, который мож но сф отограф ировать. Обычно врем я вы полнения одного р а зр е за составляет 10— 15 сек. О б р а­ зец ф отограф ии эк р ан а с ради олакац и он ны м и зображ ением верти кальн ого сечения грозового о б л а к а п редставлен н а рис. 156. Д л я удобства обработки снимков при верти кальн ы х р а зр е за х использую тся яркостны е метки дальности, создаю щ ие на ф отограф ии м асш табны е круги.

М етод горизонтальны х р азрезов облаков или разрезов по коническим п оверхн остям. не отличается от прим еняем ого при Рис. 155. Временной разрез облаков и выпадаю щих из них осадков.

обнаруж ении ливней и гроз. Л и ни я развертки в р ащ ается вместе с поворотом антенны по азимуту, причем на экран е появляется св етящ аяся к а р та сечения отраж аю щ и х объектов п оверх­ ностью вращ ени я эл ектр о ­ магнитного луча.

По ряд у таких разрезов, соответствую щ их р азл и ч ­ ным углам п одъ ем а антенны, м ож но построить п ростран ­ ственную м одель об лака.

И зм ерение интенсивно­ сти сигналов ради оэхо о б л а ­ ков в зависим ости от задачи наблю дений и имею щ ейся ап п аратуры м ож ет, быть осущ ествлено различны ми способами.

Я ркость свечения экр ан а электронно-лучевой трубки отметчика кругового обзо­ р а зави си т от интенсивности Рис. 156. Радиолокационное сече'ние грозового облака в вертикальной си гн ала на вы ходе прием ­ плоскости. ника. О днако прям ой про­ порциональности м е ж д у я р ­ костью и сигналом на входе не сущ ествует. О на н аруш ается нелинейностью амплитудной характери сти ки видеоусилителя (ограничиваю щ его наиболее интенсивные сигналы д л я п редо­ хранения э к р ан а от прож и ган ия) и р я д а других причин.

В’следствие этого раопределение яркости на изображ ении только приблизительно соответствует действительном у р ас п р е­ делению интенсивности ради оэхо и м ож ет быть использовано только д л я качественны х оценок. Точность определения вели ­ чины си гн ала м ож ет быть увеличена посредством, вклю чения;

в приемный т р ак т радиолокационной станции калиброванного аттеню атора (м агази н а зату х ан и й ). П ри круговом обзоре или верти кальн ы х р а з р е з а х по мере введения дополнительного з а ­ ту х ан и я с э к р ан а отм етчика будутл^счезать и зображ ен и я слабо о тр аж аю щ и х участков. :

Границы ум еньш аю щ ихся светящ ихся участков будут соот­ ветствовать линиям равной и постепенно увеличиваю щ ейся интенсивности сигналов. Р азн и ц а уровней м 0 щ 1 е[0сти сигналов, соответствую щ их соседним линиям, р ав н а величине, н а кото­ рую изменено затухан и е аттеню атора.

Зн ачен ие м иним ально обнаруж им ой мощ ности си гн ала м ож ет быть установлено при наблю дении засветки э к р а н а сиг­ н алом кали брац ион н ого ген ератора при полностью вы веден ­ ном затухани и аттеню атора. Если эта величина Р, min, то соответствую щ ая значению интенсивности эха н а границе и зо­ б р аж ен и я при затухани и аттен ю атора К\, оп ределяется по ф ор­ муле =, (80.1) Этот способ изм ерения требует длительного времени и не обеспечивает больш ой точности, но иногда прим еняется б л а ­ го д ар я н аглядности представлен и я результатов наблю дений.

В еличина сигналов м ож ет быть определена по отклонению линии р азвер тк и н а отметчике типа «А». Почти всегда зн ач е­ ние си гн ал а бы стро ф луктуирует вследствие хаотического д ви ­ ж ени я облачны х элем ентов. П оэтом у Для изм ерения необхо­ дим о ф о тограф и ровать эк р ан отметчика. О днако и н а ф отогра­ фии ещ е н евозм ож но провести непосредственный отсчет отклонения, т а к к а к очертания линии р азвертк и и з-за быстрых изменений си гн ала получаю тся разм ы ты м и.

Е сли частицы облаков, создаю щ их радиоэхо, распределены беспорядочно, то вероятность ам плитуды вы броса си гн а­ л а W (х) d x, л еж ащ ей в п ред ел ах х x + d x, будет равн а -(-У W (х) d x = —2~ е ^dx. (80.2) где Хо — средн еквадратическое значение х.

Н епосредственное изм ерение Хо практически весьм а за тр у д ­ нительно, но н аи более вер о ятн ая величина Хр = 0, Ш х а, со зд аю щ ая наи больш ее потемнение пленки, м ож ет бы ть оп ре­ д ел ен а и использован а д л я установления Хо. М ощ ность, соответ­ ствую щ ая единице длины ам плитуды си гн ала н а отметчике^ определяется изм ерением величины вы броса, создаваем ого к а ­ либрованны м сигналом, п одаваем ы м на вход приемного устройства.

Н ап р яж ен и е си гн ала м ож ет быть та к ж е изм ерено непосред^ ственно на вы ход е прием н ика без помощ и отметчика. Д л я этого необходим специальны й и нтегратор импульсов. Н а вход и нтегратора в и нтервал ах м еж д у зондирую щ ими им п ульсам и через клю чевую схему п одаю тся короткие вы резки прини­ м аем ого си гн ала с длительностью около '1 мксек. П остоян н ая времени интегратора вы би рается достаточной д л я оценки сред­ него зн ачен ия нескольких сотен импульсов. Точность измерений с интегратором приблизительно р ав н а получаемой при исполь­ зовании отм етчика типа «А».

П ри лю бом из методов изм ерения интенсивности рад и оэхо необхрдимо учиты вать: нелинейность ам плитудной х ар а к тер и ­ стики прием ника, подавление сигналов в первы е моменты времени после излучения зондирую щ его им пульса и наличие собственных ш умов прием ника. О ш ибки изм ерения, возникаю щ ие вследствие этих причин, могут быть и справлены внесением соответствую щ их поправок.

Е сли отсутствует генератор кали брован ного си гн ала, то в к а ­ честве этал о н а м ож ет быть использовано радиоэхо известной цели, вы полняем ой в виде м еталлической сферы или угол ­ кового о тр аж ател я, т а к к а к действительное эф ф ективное свече­ ние этих тел хорош о совп ад ает с расчетны м.

§ 81. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВОДНОСТИ ОБЛАКОВ В еличина Z = 2 iV c fs= 6 4 определенная из р а д и о л о к а ­ ционных наблю дений, м ож ет быть при благоприятны х усл о­ виях и сп ользован а д л я дистанционного изм ерения водности облаков.

П ростейш ий подход к этом у д ает эмпирически полученная Д. А тласом и др. зависим ость ^ облаков от их водности. W.

В общ ем виде Z = aW '^ (81.1) где iZ вы р аж ен о в мм®/м®, а а и р-— постоянны е коэффициенты.

Т акой вид ф орм улы предполагает, что водность м еняется г л а в ­ ным о бразом за счет разм еров, а не з а счет различного числа к ап ель в единице объем а.

П о эксперим ентальны м данны м Д и м а [ЗЗб] А тлас [Й66] опре­ делил, что а = 0,0 4 8, p==i2 и, следовательно, Z = 0,048H?'2 (8 1.Г ) со среднеквадратичной ош ибкой 53%.

Б ез учета затухан и я в атм осф ере и в о б л аках р ад и о л о к а­ ционное уравнение д л я об лаков зап и ш ется в виде Рг = ^. (81.2) О днако если сигнал радиоэхо поступает на вход приемника от.накотюрого участка внутри об лака, то, как указы валось, на величину влияет к а к затухан и е в атм осф ерны х газах, т а к и з а ­ тухание в об лаке на пути распростран ен ия прям ого и о б р ат­ ного излучения. Если обозначить через R расстояние от р ад и о ­ л о к а т о р а до н аблю даем ой части о б л ака, через /?о — путь р а с ­ пространения от р ад и олок атора до о б л ака, не заполненны й облачной м а с с о й т о R R 1 п - : ^ = - 2 f K W d R - 2 f AdR, (81.3) '' Ro о где — мощ ность радиоэхо после затухан и я в о б л а к ах и а т ­ мосфере, /С — коэф ф ициент затухан и я в о б л аках при единич­ ной водности, вы раж енны й в неперах. Л — затухан и е в атм ос­ ферны х газах.

И спользуя ур авн ен и я (81.1), (81.Г ) и (81.3), получим R 1п- ^ = 2 1 n ft-f 2 1 п Г - 21ni?-2 KWdR f Ro R - 2 f AdR. (81.3') У добнее п ользоваться норм ализованной величиной м ощ ­ ности радиоэхо R р= f i n y j ' AdR. (81.4) о Это величина мощности радиолокационного сигнала, и сп р ав ­ л ен н ая н а влияние удален и я, импульсной мощ ности и з а т у х а ­ ния при распространении в атм осфере.

Т еперь уравнение упрощ ается:

R l n / = ln 6 + l nVS7- 2 I* K W d R. (81. Д иф ф ерен ц ируя по R, получаем d\nl \ dW KW.

dR W dR R -л Ro определяются no отметчику дальности.

О бозначив — получаем после п реобразований и интег­ рирования VI = - K I d R + C.

f (81.4") R, П остоян ная интегрирования С оп ределяется, если полож ить /С—0 и учесть (81.4);

тогда. Очевидно, С = Ь. О бозначив н о р м а­ лизованны й сигнал н а расстоянии Ri через h, получаем в ы р а ­ ж ение д л я водности W (81.5) j КШ Ro П оследняя, таким образом,, определяется только по м ощ ­ ности н орм ализованного си гн ала в точке изм ерения и его распределением на пути распространения в облаке.

Н еобходимы е д л я пользования вы раж ен и ем (81.5) величины определены эксперим ентально.

Зату х ан и е в капельны х о б л аках зави си т от длины волны и тем пературы, к а к это видно из таб л. 82, приводимой Д о н а л ь д ­ соном.

Таблица Величина К затухания в капельножидких облаках на пути прямого и обратного распространения в 1 км в неперах при водности 1 г / м Тем пература (град.) X см 0 10 0, 0,86 0,456 0, 1,25 0,245 0,187 0, 3.2 0, 0,0395 0, И з опыта известна и величина затухан и я в атмосферны х газах, необходим ая д л я н орм али зац ии мощности радиоэхо (табл. 83).

Н еобходимо зам етить, что достаточно точное определение водности облаков радиолокационны м методом возм ож но только в том случае, если они являю тся капельны м и, но не сод ерж ат крупных капель, радиус которы х сравним с длиной волны.

К ак это п оказано Хэдкоком и др. [584], линейная зависим ость затухан и я от водности д л я кристаллических и смеш анны х об­ лаков н аруш ается. П опы тка А тласа [266], [267], К ернера [420] и др. учесть форму кристаллов оказал ось неудачной. Равны м о бразом Б л ан ч а р д i[579] установил, что д л я крупных капель c i 2 9 [x значения а и р в соотнош ении (8 1.1 )' изм еняю тся, причем постоянный м нож итель в о зр аста ет до 2000 д л я ' м оро­ сящ его д о ж д я.

Т а б л и ц а Поглощение в атмосфере, рассчитанное на 1 км, в децибеллах я = 3,2 км, 7' = —5°, / 7 = 1013 мб, г = 28'’, а=Зг/мЗ А = 1 0 Г/мЗ 0, 0,86 0, 0, 0, 1, 0, 0, 3, О чевидно т ак ж е, что если н а пути распростран ен ия н аб л ю ­ д аю тся осадки, изм ерить W н ельзя ввиду вносимого ими си ль­ ного затухани я.

В ероятно, главной причиной ош ибок указан н ого м етода рад иолокационного изм ерения водности являю тся разл и чи я в сп ектрах р азм еров кап ель облаков. Д р у га я причина состоит в неточности радиоизм ерений в собственном см ы сле слова, которы е в сантим етровом д и ап азон е ещ е недостаточно о тр аб о ­ таны.

В одность облаков, к а к это п о казан о А тласом [220J и др;

., м ож ет быть оп ределен а та к ж е и по радиолокационны м данны м о затухани и, полученным при синхронны х н аблю ден и ях на двух установках, имею щ их различную длину волны. В общ ем виде средн яя мощ ность ради оэхо определяется вы раж ен и ем CZKs Ri ’ где С — постоянный коэф ф ициент, зави сящ ий от данны х р ад и о ­ л о като р а, Z и К-^— множ итель, характери зую щ и й затухание.



Pages:     | 1 |   ...   | 9 | 10 || 12 | 13 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.