MAKALAH RADAR DAN NAVIGASI
A tmosphe tmospherr i c Ef f ects
Disusun Oleh : 1. 2. 3. 4.
Andreas Mestika Adi Robby Irawan Sartika Rizki Hartanti Tri Kencana Galaxy
13221728 13221739 13221713 13221715
JURUSAN TEKNIK ELEKTRO PROGRAM STUDI TEKNIK TELEKOMUNIKASI INSTITUT SAINS DAN TEKNOLOGI NASIONAL 2013
Atmospheric Effects Efek atmosfer pada propagasi radar : 1. Pembiasan dari sinar diantara target dan radar 2. Redaman gelombang yang mengelilingi garis edar 3. Putaran pada polarisasi gelombang pada ionosfir (pada frekuensi dibawah S – band) band) Redaman dan rotasi Faraday mempunyai keterkaitan dalam persamaan radar, tetapi pembiasan juga harus dipertimbangkan karena sinar dibiaskan dari radar diatas lintasan lurus geometric kepada target, penurunan redaman relative pada lintasan lurus garis edar yang dipakai.
7.1 Pembiasan Troposfer
Contoh untuk indeks bias troposfer sebagai sebuah fungsi dari ketinggian yang diperlukan, dan kita menyajikan contoh alternative yang diizinkan dari perbedaan letak radar dan efek cuaca di semua frekuensi radar.
7.1.1 Indeks Bias di Udara
Pembiasan gelombang radar pada troposfer tergantung dari bagian nyata n dari indeks bias, dimana fungsi dari temperatur T, tekanan udara P, udara P, dan tekanan partial e, pada e, pada kadar uap air. Bagian nyata dari indeks bias biasanya dijelaskan pada saat pembiasan N, permulaan dari n dari kesatuan dan diberikan dengan [3, p. 7, Eq. (1.15)]:
Dimana : T P da da e P
= Temperatur (dalam K) = Tekanan partial dari udara kering (dalam mbar) = Tekanan partial dari uap air (dalam mbar) = P da = Tekanan udara (dalam mbar) da + e
Atmospheric Atmospheric Effects
1
Atmospheric Effects Efek atmosfer pada propagasi radar : 1. Pembiasan dari sinar diantara target dan radar 2. Redaman gelombang yang mengelilingi garis edar 3. Putaran pada polarisasi gelombang pada ionosfir (pada frekuensi dibawah S – band) band) Redaman dan rotasi Faraday mempunyai keterkaitan dalam persamaan radar, tetapi pembiasan juga harus dipertimbangkan karena sinar dibiaskan dari radar diatas lintasan lurus geometric kepada target, penurunan redaman relative pada lintasan lurus garis edar yang dipakai.
7.1 Pembiasan Troposfer
Contoh untuk indeks bias troposfer sebagai sebuah fungsi dari ketinggian yang diperlukan, dan kita menyajikan contoh alternative yang diizinkan dari perbedaan letak radar dan efek cuaca di semua frekuensi radar.
7.1.1 Indeks Bias di Udara
Pembiasan gelombang radar pada troposfer tergantung dari bagian nyata n dari indeks bias, dimana fungsi dari temperatur T, tekanan udara P, udara P, dan tekanan partial e, pada e, pada kadar uap air. Bagian nyata dari indeks bias biasanya dijelaskan pada saat pembiasan N, permulaan dari n dari kesatuan dan diberikan dengan [3, p. 7, Eq. (1.15)]:
Dimana : T P da da e P
= Temperatur (dalam K) = Tekanan partial dari udara kering (dalam mbar) = Tekanan partial dari uap air (dalam mbar) = P da = Tekanan udara (dalam mbar) da + e
Atmospheric Atmospheric Effects
1
Persamaan ini mempunyai ketelitian sampai ≈ 0.5 % pada semua frekuensi radar, sedikit menurun untuk frekuensi di atas 60 GHz daerah penyerapan oksigen. Tekanan partial e dapat ditunjukkan sebagai fungsi dari berat jenis ρ [4, p. 16-3]: 16-3]:
Dimana ρ adalah dalam g/m3. Jadi, (7.1) dapat dituliskan seperti :
7.1.2 Standar Atmosfer
Standar atmosfer telah ditetapkan oleh komite ahli dari US pada tahun 1950, dan 1976 versi [5] yang masih berlaku dan diperbaharui oleh para ahli dari NOAA, NASA, dan USAF. Hal ini identik dengan ICAO 1964 standar hingga 32-km ketinggian dan ISO 1973 standar hingga 50 km. temperatur dan tekanan data dibawah ketinggian 30km, lihat gambar 7.1, relevan dengan radar. Perhatikan bahwa profil tekanan dekat dengan eksponensial, meskipun perubahan kemiringan kemiringan pada ketinggian ≈ 11 km.
Gambar 7.1 temperatur dan tekanan dari standar atmosfer US. 1976
Atmospheric Atmospheric Effects
2
Temperature ditandai dengan tiga segmen linier dengan perubahan kemiringan pada 11km dan 20 km. parameter pada permukaan laut yaitu : Temperatur T(0) Tekanan (Pressure) P(0) (Pressure) P(0)
288K; 1013.25 mbar
dimana (0) menunjukkan ketinggian permukaan laut. Profil tekanan dapat di dekati dengan dua bagian eksponensial.
7.1.3 Pencantuman Uap Air
standar atmosfer tidak menentukan kadar uap air di udara, tetapi nilai permukaan laut untuk standar atmosfer yaitu ρ0 = 7.75 g/m 3. Hal ini dapat dibandingkan dengan kepadatan uap air jenuh, 12.8 g/m 3 pada 288K. ketika dikombinasikan dengan standar atmosfer, ini mengarah pada parameter permukaan laut berikut : Berat jenis uap air ρw0 Berat jenis uap air jenuh air jenuh ρ wmax Kelembapan relative RH Tekanan partial uap air e0 Tekanan partial udara kering P kering P da0 da0
7.75 g/m 3 12.8 g/m 3 60% 10.3 mbar (dari 7.2) 1002.7 mbar
Komponen Pembiasan permukaan laut dan udara kering dan uap air dapat dihitung menggunakan (7.1) : Pembiasan N Pembiasan N 0 Pembiasan udara kering N kering N d d0 Pembiasan uap air Nw0
319.2 ppm 70.1 ppm 49.1 ppm
jadi 85% dari permukaan laut menghasilkan pembiasan dari udara kering dan 15% dari uap air, meskipun tekanan parsial dari uap air hanya 1% dari tekanan total. Blake [1, p 207] menunjukkan sebuah profil vertical dari pengukuran ρw sebagai sebuah fungsi dari ketinggian dimana dapat ditingkatkan pada nilai permukaan laut ρw0 = 7.75 g/m 3 untuk menghasilkan Gambar 7.2 Profil untuk berat jenis uap air dapat ditunjukkan oleh contoh berikut :
Atmospheric Atmospheric Effects
3
Gambar 7.2 Berat jenis uap air vs ketinggian ρw0 = 7.75 g/m 3
Dimana pembiasan permukaan laut uap air adalah ρw0 = 7.75 g/m 3 , untuk 60% kelembapan relative dalam standar atmosfer. Profil yang terpisah harus digunakan untuk tekanan udara dan berat jenis uap air untuk menghitung konsentrasi uap air pada ketinggian rendah.
7.1.4 Profil Vertical Dari Pembiasan
Diberikan profil dari T, P, dan ρw (7.3) diterapkan untuk memperoleh profil pembiasan dari standar atmosfer. Dalam gambar 7.3 bahwa profil dibandingkan dengan garis putus – putus yang mewakili bagian tunggal eksponensial yang sesuai untuk nilai pembiasan ketinggian rendah yang mendominasi efek troposfer. Ini adalah salah satu keluarga profil pembiasan dikenal sebagai CRPL Exponential Referensi atmosfer, dikembangkan oleh Central Radio Propagation Laboratory. CRPL Exponential Reference Atmosphere ditentukan oleh [3, p. 65, Eq. (3.43)]:
Atmospheric Effects
4
Dimana
Gambar 7.3 Pembiasan vs Ketinggian untuk ρw0 = 7.75 g/m 3
h N 0 h0 N s h s
= ketinggian dalam km di atas permukaan laut; = pembiasan permukaan laut dalam ppm; = skala ketinggian atmosfer dalam km; = pembiasan pada ketinggian h s ; = ketinggian permukaan dalam km di atas permukaan laut.
Perkiraan symbol terlihat di bentuk terakhir dari (7.6) karena skala ketinggian h0 digunakan dengan N 0 harus sedikit lebih tinggi daripada N s . skala ketinggian telah diberikan di [3, p. 66, Table 3.3] ditunjukkan dalam Tabel 7.1, dan dapat dinyatakan untuk 200 ≤ N ≤ 450 dengan akurasi 0.02 km oleh
Contoh CPRL berdasarkan pada banyak pengukuran yang dilakukan pada tahun 1950. Garis putus – putus pada Gambar 7.3 adalah untuk sebuah pembiasaan permukaan N s = 313 ppm, digunakan oleh Blake [1, p. 183] sebagai rata – rata untuk US. Parameter – parameter ditunjukkan dalam tabel 7.1 berlaku untuk ketinggian tempat yang berbeda dan kondisi cuaca.
Atmospheric Effects
5
Tabel 7.1 Parameter – parameter CRPL Parameter k e merupakan rasio radius efektif Bumi dengan jari-jari yang benar ae = 6,378 km dan k e = 4/3 adalah nilai yang umum digunakan dalam perhitungan radar. Motivasi pengembangan CRPL exponential reference atmosphere dibahas secara rinci dalam [6], yang juga menyajikan grafik iklim di AS yang menunjukkan kontur pembiasan untuk kondisi siang dan malam pada bulan Februari dan Agustus, disesuaikan dengan nilai-nilai permukaan laut N 0. Nilai-nilai ekstrim pada grafik tersebut adalah sebagai berikut: Maximum N 0 = 390 di Gulf Coast pada bulan agustus Minimum N 0 = 285 di southern Nevada pada bulan febuari. Masuknya Ns = 450 pada Tabel 7.1 diamati hanya di tempat yang panas, lingkungan lembab. Masuknya N 0 = 200 dikaitkan dalam [3] dengan ketinggian 3 km, dekat ketinggian maksimum untuk radar darat. Rata – rata di US Ns = 313 dikaitkan dalam data CRPL dengan ketinggian permukaan 700 ft (213m), dimana permukaan laut yang sesuai N0 = 323. Data CRPL menunjukkan bahwa 250 ≤ N 0 ≤ 400 mencakup variasi kemungkinan di kondisi permukaan laut, dengan N 0 ≈ 320. Profil indeks bias untuk ketinggian tempat tertentu kemudian berdasarkan dari (7,6) menggunakan N0 yang dipilih.
7.1.5 Sinar Garis Edar Pada Troposfer 7.1.5.1 Metode Tracing Sinar
Sebuah sinar meninggalkan radar pada sudut elevasi Ө0 secara bertahap membengkok kebawah sebagai akibat dari penurunan indeks bias troposfer
Atmospheric Effects
6
dengan ketinggian h. garis edar dihitung untuk mengetahui profil vertical dari indeks bias oleh sinar tracing, dimana jarak Rd = ct d /2 diukur dengan waktu delay t d dari gema rada, diberikan pada [1, hal. 182, Eq. (5.9)]:
Dimana, N (h) = 1 + N (h) x 10-6 = profil vertical dari indeks bias; h s = ketinggian radar dalam km di atas permukaan laut dari radar h = ketingiian dalam km diatas permukaan laut sepanjang garis edar ae = 6378km = jari2 bumi
Untuk menggunakan hasil (7.8) dalam perhitungan redaman garis edar, garis edar harus dibalik untuk menghasilkan ketinggian h ( R, Ө0). Tidak ada bentuk persamaan tertutup untuk ini, jadi metode akar harus digunakan.
7.1.5.2 Ketinggian Berdasarkan Jari – jari Efektif Bumi
Jari – jari efektif bumi k eae Jari-jari efektif bumi didefinisikan sehingga sinar meninggalkan antena radar di Tingkat ketinggian hs di atas permukaan laut pada sudut elevas Ө0i mencapai ketinggian h jarak R diberikan oleh [1, hal. 187, Eq. (5,15)]
Untuk rentang radar di mana jari-jari efektif bumi dapat digunakan, pendekatan berikut ini berlaku [1, hal. 188, Eq. (5.16)]:
Sebagai contoh, pada R = 1.000 km kesalahan ketinggian kurang dari 0,4% dari nilai dari (7,9). Pendekatan ini memungkinkan perhitungan redaman yang akan dilakukan dengan akurasi yang dapat diterima lebih banyak rentang dan sudut elevasi tanpa kompleksitas tracing sinar.
Atmospheric Effects
7
7.2 Redaman Pada Troposfer
Redaman untuk garis edar radar dinyatakan sebagai produk dari koefisien redaman dua arah dalam dB / km dan panjang garis edar dalam km melewati redaman medium. Dalam persamaan berikut, koefisien redaman troposfer dua arah dilambangkan dengan k α digunakan di posisi ɣ , yang dalam literatur direferensikan menunjukkan koefisien satu arah dalam dB / km.
7.2.1 Koefisien Redaman Permukaan Laut Dari Gas Troposfer
Hasil redaman dari bagian imajiner indeks bias kompleks, yang bervariasi dengan frekuensi radar f dan dengan tekanan atmosfer P , temperatur T, dan kepadatan uap air ρ. Hubungan antara jumlah ini dan redaman (penyerapan) yang dikembangkan pada MIT Laboratorium Radiasi oleh JH Van Vleck, diringkas dalam [7]. Teori yang digunakan sebagai dasar untuk pengerjaan pada [3, Bab 7] dan oleh Blake [1, hlm 200-204]. Oksigen dan uap air menyebabkan redaman, keduanya memiliki yang kuat, garis sempit penyerapan dalam spektrum gelombang milimeter (dan pada 22,2 GHz untuk uap air). Penyerapan meluas di tingkat bawah di seluruh band yang digunakan oleh radar. 7.2.1.1 Redaman Oksigen
Garis penyerapan oksigen primer berpusat di dekat f 01 ≈ 60 GHz (λ 01 = 0.50 cm). dalam tabel 7.2 diCatat resonansi baik dipisahkan di f1- = 118.75 GHz, yang akan muncul dalam plot berikutnya.
Atmospheric Effects
8
Koefisien redaman oksigen k α0 diperoleh Van Vleck [7 pp. 646 – 656], yang persamaannya diberikan dalam [1, pp. 200 – 201] (dengan konstanta awal dua kali lipat untuk redaman dua arah) adalah sebagai berikut:
Dimana, k α0 = redaman dua arah dalam dB/km; f = frekuensi dalam GHz P = tekanan udara dalam mbar h = ketinggian dalam km T = temperature dalam K Istilah F 0μ2 N0 pada (7.11) memberikan penyerapan no resonan, sedangkan hasil F N±μ2 N± dari daftar resonansi pada tabel 7.2. factor ketinggian g (h) pada (7.13), (7.14) termasuk dalam persamaan Blake, berdasar [8]. Hasil untuk atmosfer permukaan laut ditunjukkan pada gambar 7.4.
Atmospheric Effects
9
Gambar 7.4 Koefisien redaman permukaan laut k α0 dari oksigen atmosfer
7.2.1.2 Redaman Uap Air
Koefisien redaman dari uap air juga diperoleh Van Vleck [7, pp. 656 – 664] berdasarkan garis utama penyerapan uap air pada f W1 = 22.235 GHz. Selanjutnya sudah termasuk tambahan garis penyerapan pada frekuensi f W2 = 183.3 GHz dan f W3 = 323.8 GHz. Pernyataan untuk redaman uap air dua arah dalam dB/km yaitu :
Atmospheric Effects
10
Persamaan radar untuk Radar modern dimana: h = ketinggian dalam km; ρw (h) = indensita suap air di g/m3 pada ketinggian h; P (h) = tekanan udara di mbar di ketinggian h; T (h) = suhu dalam K di ketinggian h; Fwz = struktur garis resonansi; Fwz = resonansi frekuensi FW1 ... 3 di GHz; ∆ f w = lebar garis resonansi dalam GHz. Istilah dalam (7.19) yang melibatkan f / 100 adalah non resonant (residual) koefisien air-uap. Dari baris di atas 100 GHz, sedangkan dengan f / FR1 adalah jumlah dari kontribusi resonansi didefinisikan oleh (7.20).5 air uap koefisien atenuasi untuk standar density ρw (0) = 7,75 g/m3 ditunjukkan pada Gambar 7.5.
Gambar 7.5 Sea-tingkat koefisien atenuasi k αw uap air dengan kepadatan ρw 0 = 7,75 g/m3
7.2.1.3 Jumlah Tropospheric Attenuation Koefisien
Gambar 7.6 menunjukkan koefisien atenuasi gabungan untuk suasana permukaan laut. Dengan indensitas air-uap 7,75 g/m3, dan kontribusi individu oksigen dan uap air. Konstanta pada (7.19) - (7.21) telah berubah dari orang-orang dalam literature untuk konsisten dengan penggunaan. Dari referensi suhu T tunggal (0) = 288K, daripadakedua 288K dan 300K muncul di beberapa sastra, densitas airg/m3 dari pada tekanan parsial dalam torr, dan tekanan udara digambar, bukan di torr.
Atmospheric Effects
11
Gambar 7.6 Sea-tingkat koefisien redaman atmosfer: gabungan redaman k (garis utuh); oksigen k O (garis putus-putus), air-uap k w untuk kepadatan w0 = 7.75 g/m3 (lari-dot line).
7.2.2 Variasi Attenuation Koefisien dengan Altitude
Koefisien atenuasi oksigen dan uap air bervariasi dalam cara yang berbeda sebagai balok radar berjalan keatas melalui troposfer atmosfer dan model geometris yang dikembangkan dalam Bagian 7.1 memberikan data yang diperlukan untuk menghitung redaman pada jalan menuju target , atau melalui seluruh atmosfer keruang angkasa . Persamaan( 7.11 ) - ( 7.21 ) untuk koefisien redaman termasuk beberapa istilah yang Tergantung pada ketinggian di atas permukaan laut. Kita dapat menemukan koefisien untuk setiap ketinggian Dalam troposfer menggunakan profil vertikal tekanan P (h ) , suhu T (h ) dan air - uap density ρw(h) yang diberikan oleh ( 7.4 ) , Gambar 7.1 ( b ) , dan ( 7,5 ) . Hasilnya ditunjukkan pada Gambar 7.7,untuk ketinggian h = 0,3 km ,dan 10 km . Perhatikan bahwa redaman pada frekuensi resonansi berkurang jauh lebih lambat dari pada istilah non resonant sebagai ketinggian meningkat.Untuk alasan ini, sebuah skala sederhana redaman koefisien dengan ketinggian atau tekanan atmosfer tidak dapat digunakan. Sebaliknya, Atenuasi harus dihitung dengan integrasiatas jalan raya yang sebenarnya, menggunakan koefisien yang bervariasi dengan ketinggian. 7.2.3 Attenuation Melalui Troposfer
Total dua arah pelemahan Lαt (hm) sepanjang jalan meninggalkan radar pada ketinggian Sudut Ө0 dan mencapai ketinggian hm km diberikan oleh [1, hal. 209, Eq. (5.46)]:
Atmospheric Effects
12
Gambar 7.7 Koefisien Atenuasi k sebagai fungsi dari frekuensi pada ketinggian yang berbeda, untuk suasana Dengan indensitas air-uap permukaan laut ρw0 = 7,75 g/m3: h = 0 (garis utuh), h = 3 km (garis putus – putus), h = 10 km (garis putus-putus-dot).
dimana n (h) k α (h) ae Ө0 hs
= profil indeks bias; = koefisien redaman dalam dB / km pada ketinggian h km; = 6.378 km = radius Bumi = elevasi sudut balok meninggalkan radar; = ketinggian situs radar di km.
Untuk jalur dari permukaan laut keluar angkasa, ketinggian batas bawah hs = 0 dan atas batas ketinggian dapat diambil sebagai hm = 100 km. Gambar 7.8 menunjukkan pelemahan ke ruang untuk ketinggian balok yang berbeda sebagai fungsi dari frekuensi.
7.2.4 Redaman ke Range R
Attenuation L R, untuk jalan berkisar R pada sudut elevasi dapat ditemukan dengan merencanakan hasil (7.22) sebagai fungsi dari R(hm, dari (7,8). Hasilnya, ditunjukkan pada Gambar 7,9-7,18 yang setara dengan yang disajikan oleh Blake [1, hal 210 -216, Gambar 5,12-519], banyak digunakan untuk mendapatkan redaman atmosfer yang digunakan dalam atmosfer Efek persamaan radar. Plot yang disajikan di sini didasarkan pada permukaan laut air-uap kerapatan w0 = 7,75 g/m3, sesuai dengan kelembapan relatif 60% dalam standar atmosfer, dan diplot pada skala log-log untuk akurasi pembacaan yang lebih baik.
Atmospheric Effects
13
Gambar 7.8 redaman atmosferdari permukaan laut melalui t roposfer sebagai fungsi dari frekuensi pada balok yang berbeda elevasi sudut; atmosfer standar dengan indensitas air-uap w0 = 7,75 g/m3
Gambar 7.9 redaman atmosfer berkisar R untuk frekuensi f0 = 225 MHz pada elevasi balok yang berbeda sudut, untuk suasana standardengan air-uap indensitas w0 = 7,75 g/m3.
Atmospheric Effects
14
Gambar 7.10 redaman atmosfer berkisar R untuk frekuensi f0 = 450 MHz pada elevasi balok yang berbeda sudut, untuk suasana standar dengan air-uap indensitas w0 = 7,75 g/m3.
Gambar 7.11 redaman atmosfer berkisar R untuk frekuensi f0 = 1,3 GHz pada elevasi balok yang berbeda sudut, untuk suasana standar dengan air-uap indensitas w0 = 7,75 g/m3.
Atmospheric Effects
15
Figure 7.12 Atmospheric attenuation to range R for frequency f 0 = 3.0 GHz at different beam elevation angles, for a standard atmosphere with waterw 0 = 7.75 g/m3.
Gambar 7.13 redaman atmosfer berkisar R untuk frekuensi f0 = 5,6 GHz pada elevasi balok yang berbeda sudut, untuk suasana standar dengan air-uap indensitas w0 = 7,75 g/m3.
Atmospheric Effects
16
Gambar 7.14 redaman atmosfer berkisar R untuk frekuensi f0 = 10 GHz pada elevasi balok yang berbeda sudut, untuk suasana standar dengan air-uap indensitas w0 = 7,75 g/m3.
Gambar 7.15 redaman atmosfer berkisar R untuk frekuensi f0 = 15 GHz pada elevasi balok yang berbeda sudut, untuk suasana standar dengan air-uap indensitas w0 = 7,75 g/m3
Atmospheric Effects
17
Gambar 7.16 redaman atmosfer berkisar R untuk frekuensi f0 = 35 GHz pada elevasi balok yang berbeda sudut, untuk suasana standardengan air-uap indensitas w0 = 7,75 g/m3.
Gambar 7.17 redaman atmosfer berkisar R untuk frekuensi f0 = 45 GHz pada elevasi balok yang berbeda sudut, untuk suasana standar dengan air-uap indensitas w0 = 7,75 g/m3.
Atmospheric Effects
18
Gambar 7.18 redaman atmosfer berkisar R untuk frekuensi f0 = 95 GHz pada elevas ibalok yang berbeda sudut, untuk suasana standar dengan air-uap indensitas w0 = 7,75 g/m3. 7.2.5 Attenuation untuk kering dan lembap atmosfer
Data Attenuation kadang-kadang diperlukan untuk indensitas air-uap selain w0 = 7,75 g/m3 digunakan dalam Angka 7,8-7,18. Karena kontribusi relative Oksigen dan uap air bervariasi dengan frekuensi dan ketinggian, kurva redaman yang tepat untuk densitas air-uap lainnya mengharuskan perhitungan dengan menggunakan (7.22) diulang untuk kondisi kelembapanlainnya. Solusi Blake untuk masalah ini adalah untuk merencanakan terpisah keluarga kurva untuk k O dan untuk k W sebesar 7,75 g/m3 pada frekuensi di atas L band. Total redaman k kemudian ditemukan dengan mengalikan k diplot k W dalam decibel oleh rasio w /m3 w/7.75 dan menambahkannya ke O oksigen. Sebuah alternative untuk metode Blake menyesuaikan kadar air-uap, yang menghindari prosedur tahapan,adalah untuk skala pembacaan dari kurva Angka7,8-7,18 langsung oleh air-uap faktor W , yang didefinisikan sebagai
dimana k (0), k O(0), dan k W (0) adalah koefisien redaman di permukaan laut. Angka 7.19 menunjukkan W untuk beberapa nilai Atenuasi skala yang diberikan oleh L(hm, w) = W (w) L(hm,7.75) hanya perkiraan, karena gagal untuk model Variasi dalam koefisien relatif sebagai fungsi dari ketinggian, tapi seperti yang ditunjukkan pada Gambar 7.20 dekat dengan nilainilai yang tepat. Perbedaan kurang dari kesalahan pengetahuan kepadatan air-uap.
Atmospheric Effects
19
Untuk rata-rata kondisi atmosfer kurva yang diberikan dalamAngka 7,8-7,18 dapat digunakan secara langsung.
Gambar 7.19 Air-uap faktor W sebagai fungsi frekuensi untuk kepadatan air-uap yang berbeda.
Gambar 7.20 Atmospheric L redaman L sebagai fungsi dari jangkauan untuk f 0 = 10 GHz pada ketinggian yang berbeda sudut, dengan air-uap indensitas w0 = 12,5 g/m3. Garis padat: hasil yang tepat dari (7.22), garis putus-putus: pendekatan menggunakan produk redaman untuk w0 = 7,75 g/m3 dan faktor air-uap Wp.
Atmospheric Effects
20
7.3 REDAMAN DARI PRESIPITASI
7.3.1 Koefisien Redaman Hujan di 293K
Studi teoritis redaman hujan disajikan oleh Goldstein [ 11 ] dan Gunndan Timur [ 12 ] , yang hasilnya tetap digunakan luas. Banyak analisis yang dan Model yang saat ini pelemahan cuaca berasal dalam laporan perusahaan 1945Ryde dan Ryde [ 13 ] dan kertas berikutnya mereka diterbitkan pada tahun 1946 oleh FisikSociety, London [ 14 ] , tak satu pun dari yang tersedia saat ini . Penyesuaian yang lebih baru disajikan oleh Blake [ 1 , hlm 214-221 ] , dan Nathanson [ 15 , hlm 226-228 ]. Model standar yang berhubungan koefisien atenuasi k αr untuk curah hujanmengambil bentuk [ 1 , hal. 215 , Persamaan. ( 5.47) ] : dB/km k (r r )= αr
dimana rr a b
= curah hujan dalam mm / jam ; = faktor pengali yang tergantung pada frekuensi f0 ; = eksponen yang tergantung pada frekuensi f0 .
dandiperbarui di sini untuk mencocokkan data dalam [ 1 , hal. 228 , Tabel 6.4 ] :
Dimana: C0= 6,2x10-5, f 1 = 3 GHz , f 2 = 35 GHz , f 3 = 50 GHz , f 4 = 110 GHz , dan x f = 16.7log ( 0.13f 0 ) . Perubahan yang dibuat di sini untuk persamaan Blake adalah bahwa istilah terakhir dalam penyebut dari ( 7.25 ) memiliki eksponen 0.65 daripada 0,5 , dan parameter x f sekarang 16.7log ( 0.13f 0 ) daripada 16.7log (0.1f 0 ) . Efeknya menurun a ( f 0 ) untuk f 0 > 90 GHz , dan pergeseran puncak kurva untuk b ( f 0 ) dari 10 GHz menjadi 7,75 GHz . itudihasilkan dua arah koefisien redaman hujan k αr ditampilkan sebagai fungsi dari frekuensi pada Gambar 7.21 , untuk tingkat curah hujan yang berbeda.Tabel Nathanson yang memberikan nilai yang sedikit berbeda dari a dan b untuk horisontal dan polarisasi vertikal , konsisten dengan pengamatan yang memprediksi pergeseran bertahap sirkuler terpolarisasi gelombang polarisasi elips . Itu adalah isu penting dalam
Atmospheric Effects
21
Gambar 7.21 Dua arah koefisien redaman hujan pada T = 293K sebagai fungsi frekuensi untuk berbagai tingkat curah hujan, dihitung dengan menggunakan (7.24) dengan a dan b dari (7.25) dan (7.26). sistem komunikasi dengan polarisasi diplexing, tetapi rata-rata setiap konstan atas kedua polarisasi memadai untuk menghitung radar redaman dalam hujan, memberikan akurasi yang lebih baik daripada yang bisa dibenarkan oleh model cuaca. Medhurst [16] dan Catatan Blake yang diukur redaman sering melebihi yang diperkirakan oleh teori. Blake menunjukkan bahwa ini mungkin akibat dari kelembaban relatif mendekati 300% selama badai hujan, efek yang dapat dimodelkan dengan meningkatk (7.23) dan menerapkan gas atmosfer. 7.3.2 Suhu Ketergantungan Rain Attenuation Beberapa studi [10-13, 17, 18] telah menunjukkan bahwa redaman hujan bervariasi secara signifikan dengan suhu tetesan air. Hasil Ryde, yang disajikan dalam [17, p. 19-12, Tabel 19-1] menunjukkan bahwa koefisien atenuasi untuk T = 291K, digunakan dalam model bagian sebelumnya, harus dikalikan dengan faktor koreksi tercantum dalam Tabel 7.3. Sementara nilai-nilai berbeda secara signifikan dari beberapa hasil sebelumnya di [12, 13], terutama untuk panjang gelombang yang lebih panjang pada temperatur rendah, mereka muncul untuk mewakili model yang memadai. Data pada Tabel 7.3 dapat didekati dengan pendekatan berikut:
Atmospheric Effects
22
Hasil (7.27) diplot pada Gambar 7.22 sebagai fungsi dari panjang gelombang di m dan frekuensi dalam GHz. Transisi mendadak untuk persatuan di 0.015m panjang gelombang realistis, tetapi untuk panjang gelombang lebih pendek koreksi yang sebenarnya kurang dari 10% dan tidak memerlukan pemodelan yang akurat. Efek dari suhu yang lebih tinggi dan lebih rendah dibandingkan pada Gambar 7.23 untuk tingkat curah hujan yang tinggi dan rendah. Hal ini dapat dilihat bahwa hanya microwave dan radar yang lebih rendah band dipengaruhi secara signifikan oleh perubahan suhu, tetapi koefisien dapat menambah atau mengurangi dengan faktor dua di L-band dan 1,6 untuk S-band. Ketidakpastian dalam profil temperatur di atas luasnya wilayah hujan sehingga mencegah estimasi akurat kerugian untuk X-band dan frekuensi yang lebih rendah, tetapi terbesar kesalahan terjadi di mana persentase redaman rendah, dan kesalahan yang dihasilkan dalam Perhitungan kisaran moderat.
Atmospheric Effects
23
7.3.3 Statistik Curah Hujan Tingkat Probabilitas menghadapi redaman hujan yang diberikan tergantung dari jenis iklim di mana radar dioperasikan. Gambar 7.24 menunjukkan persentase waktu dan sesuai jam per tahun di mana curah hujan melebihi tingkat diberikan untuk empat iklim. Mengambil iklim benua sebagai contoh, "moderat" tingkat 3 mm / jam dapat diharapkan sekitar 1% dari waktu, atau 90 jam per tahun. Itu probabilitas hujan dianggap "berat," 16 mm / jam, sekitar 0,2%, sesuai dengan 18 jam per tahun. Kebutuhan untuk memasukkan tingkat-tingkat pelemahan dalam menghitung jangkauan.
Atmospheric Effects
24
lation tergantung pada keandalan yang dibutuhkan dari layanan radar . Misalnya, signifikan pengurangan jangkauan untuk 18 jam per tahun mungkin tidak dapat diterima untuk bandara radar pengawasan di lokasi yang sering digunakan, tetapi dapat diterima untuk radar lainnya . Statistik lebih rinci tentang hujan dapat ditemukan dalam buku ini ditujukan untuk subyek dengan Derek [ 19 ] , dimaksudkan untuk menggambarkan masalah redaman hujan pada komunikasi jalan . Di antara data yang ia menyajikan adalah ketinggian maksimum hujan sel yang sesuai dengan tingkat curah hujan yang diamati dengan probabilitas 0,001 % dan 1,0 % . Pada lintang antara 40 mereka adalah ketinggian 4-5,5 km dan 2,7-4,6 km , masing-masing. Nathanson [ 15 , hal. 223 ] menyajikan plot sebagai fungsi ketinggian curah hujan km . Dia menunjukkan bahwa model dengan menggunakan seragam tingkat hingga 4 - km ketinggian cukup dalam banyak kasus . Di sisi lain, ada telah pengukuran hujan reflektifitas sesuai dengan tingkat melebihi 250 mm / jam dalam awan petir, yang didukung oleh arus naik pada ketinggian di dekat 12 km, selama saat-saat ketika permukaan tidak menerima hujan. Nathanson mencatat bahwa " desain pertahanan udara , kontrol lalu lintas udara , atau multimode sistem udara sangat berbeda dengan apa-apa dekat tingkat curah hujan 20 mm / jam . Sekarang juga pertanyaan tentang kemampuan musuh untuk beroperasi di lingkungan seperti itu . radar pengawasan udara militer dan sipil biasanya menentukan luas 1 - untuk 4-mm / jam hujan dan kadang-kadang badai mungkin 16 mm / jam selama diameter 10 sampai 20 km. Lebih berat badai memiliki diameter yang lebih kecil. "Dia menyarankan hubungan perkiraan yang dalam satuan metrik mengkonversi ke d 41.7 23.7log rr
Atmospheric Effects
25
dimana d = diameter badai di km dan rr = tingkat curah hujan dalam mm / jam. Data daerah yang diduduki oleh badai hujan jarang. Semakin tinggi tingkat curah hujan lebih terbatas luasnya horisontal, dengan daerah dekat 5 km2 untuk sel hujan yang intens. Tabel 7.4 menunjukkan pathlengths khas dan redaman untuk daerah besar hujan ringan dan daerah kecil hujan yang intens. Panjang garis dan redaman berlaku untuk elevasi sudut sedemikian rupa sehingga jalan tetap di bawah ketinggian hujan maksimum saat melintas dalam volume hujan. Sebagai perbandingan, redaman atmosfer udara ditampilkan di baris terakhir dari tabel. Hal ini dapat dilihat bahwa kehadiran hujan ringan memiliki efek kecil pada X band atas tingkat volume hujan dibandingkan dengan udara, sementara hujan deras lebih dari tiga kali lipat pelemahan dalam jarak kecil. Perbandingan yang akan mengubah untuk band-band lainnya. Efek hujan kekacauan pada jangkauan deteksi harus dipertimbangkan, tentu saja, bersama dengan pelemahan dibahas di sini (lihat Bab 9).
7.3.4 Attenuation in Snow
Water in frozen form has a much lower attenuation coefficient than rain. Blake presents an expression [1, p. 221, Eq. (5.53)] derived from Gunn and East [12, p. 536] that gives the two-
dimana rs dalam mm / jam adalah kadar air cair setara dan dalam m.6 Gambar 7.25 menunjukkan hasil (7.29) untuk salju tarif rr = 0,32, 1,0, dan 3,2 mm / jam, dengan kurva untuk hujan pada 1 mm / jam untuk perbandingan. Harga lebih dari
Atmospheric Effects
26
3,2 mm / jam jarang terjadi, tetapi koefisien meningkat tajam untuk melelehkan salju di lapisan bawah yang sempit tingkat di mana suhu udara mencapai 273K. Di atas lapisan itu, suhu nilai koreksi untuk menggantikan konstan 4,4 10 5 di (7.29) dapat diturunkan dari Data di [11]:
Pengaruh koreksi suhu adalah untuk mengurangi redaman salju di Band microwave di daerah di mana suhu jauh di bawah 273K, sebagai ditunjukkan pada Gambar 7.25. 7.3.5 Atenuasi di Awan Derivasi Goldstein redaman awan [11] tetap definitif, dikonfirmasi oleh Gunn dan East [12]. Keduanya didasarkan pada karya Ryde [13, 14] dan Mie klasik Teori tentang hamburan dari benda bulat [20]. Redaman kecil, tetesan air bulat dihitung
dari kompleks konstanta dielektrik c air, diberikan sebagai fungsi dari panjang gelombang oleh Debye rumus [21]:
Atmospheric Effects
27
Atmospheric Effects
28
7.3.6 Efek Cuaca pada Sistem Kebisingan Suhu
Perhitungan suhu langit Bagian 6.3.2 dianggap hanya redaman dalam suasana yang jelas. Setiap kenaikan redaman dari curah hujan atau awan disertai dengan peningkatan suhu kebisingan sistem. Total suhu kebisingan ditemukan dengan menambahkan satu arah koefisien atenuasi cuaca kw1 (f0, h) dari (7.24), (7.29), atau (7,35) dengan yang dari troposfer dalam integral dari (6.21):
Atmospheric Effects
29
Dalam banyak kasus suhu fisik konstan TPW berlaku untuk cuaca, dan kebisingan komponen suhu dinyatakan sekitar dengan menambahkan ke suhu troposfer komponen cuaca yang diberikan oleh
Misalnya, kw1 kerugian w = 1 dB dalam partikel pada Tw = 290K kontribusi 60K untuk suhu kebisingan. Redaman yang jelas-pesawat dari rentang lebih pendek mengurangi Tw, sementara redaman cuaca dari rentang luar cuaca mengurangi suhu udara yang jelas- kontribusi, menurut integral kedua di (7.38).
7.4 TROPOSPHERIC LENS LOSS
Sinar meninggalkan antena radar yang dibiaskan ke bawah di troposfer, seperti yang ditunjukkan pada Gambar 7.28. Sebuah sinar meninggalkan permukaan pada sudut elevasi 0 tiba di titik sasaran (R, ht) yang sudut elevasi sejati t . Waktu tunda atas jalan ini melebihi dari jalur vakum oleh t = ( Rd R)/c, di mana Rd diberikan oleh
Gambar 7.28 Geometri dari jalan sinyal melalui troposfer.
Atmospheric Effects
30
Ray-tracing rumus (7.8). Lentur dari jalan ray adalah terbesar untuk 0 = 0 dan menurun secara monoton sebagai 0 meningkat. Hasilnya adalah bahwa energi yang dipancarkan dari permukaan dalam sebuah sudut membentang dari 0 sampai 0 + 0 didistribusikan melalui sektor sudut sedikit lebih besar t ke t + t pada target, mengurangi energi densi-ty relatif terhadap bahwa diperkirakan untuk propagasi dalam ruang hampa. Efek ini adalah de-jelaskan oleh Weil [22], yang menyajikan plot dari dua arah loss sebagai fungsi dari tar-get sudut elevasi dan jangkauan. Kerugian dapat dihitung dengan cara yang berbeda, tetapi sebuah metode sederhana adalah untuk mengekspresikan kehilangan lensa satu arah sebagai turunan dari sudut elevasi akhir ray t sehubungan dengan nilai 0 saat meninggalkan antena:
dimana 0 adalah sudut peluncuran dari antena, 0 adalah kenaikan kecil di sudut itu, dan t adalah kenaikan yang sesuai pada elevasi yang benar dari sinar tib-val sudut di kisaran target. Karena (7.8) tidak dapat terbalik untuk mengevaluasi turunan-tive diwakili oleh (7.40), t diperoleh menggunakan algoritma akar-mencari, memungkinkan turunannya untuk didekati melalui perbedaan sudut kecil 0 di sudut peluncuran ray dari permukaan. Hasilnya pada Gambar 7.29 sebagai dua arah loss lensa Llens2 dalam desibel. Faktor Lensa yang sesuai digunakan dalam (1.25) adalah
Hasil ini dalam perjanjian dekat dengan data yang disajikan dalam [22] dan [1, hal. 192, Gambar 5.7]. Yang terakhir, namun meluas dalam kisaran hanya 750 km dan kerugian
Atmospheric Effects
31
Gambar 7.29 Dua arah loss lensa troposfer sebagai fungsi dari jangkauan untuk ketinggian balok yang berbeda. Sudut mendekati nol gagal untuk menunjukkan terus meningkat yang mencapai maksimum untuk R > 2.000 km . Kurva pada Gambar 7.28 de - bagianuntuk minimum diplot elevasi balok 0.03 pada rentang panjang dari kurva mulus karena kesulitan dalam algoritma untuk menemukan derivatif dalam ( 7.40 ) dari ray -tracing ekspresi (7.8) di < 0.1. Namun, variasi biasanya ditemui dalam bias profil indeks mengakibatkan perbedaan pada kehilangan lensa di wilayah ini yang menutupi kesalahan komputasi . Kesimpulan dalam [ 1 ] timbal balik yang berlaku untuk kerugian lensa di jalan kembali gema sudah benar , karena proses bias linear dan setara dengan peningkatan beamwidth antena , dengan kerugian yang sesuai sebagai sinar lulus melalui dan melampaui troposfer dan kembali ke radar di sepanjang jalan yang sama . Kehilangan lensa bukan hasil dari disipasi energi di troposfer , dan kontras dengan kerugian atmosfer lainnya tidak berkontribusi pada suhu kebisingan sistem . Untuk alasan ini , itu termasuk dalam persamaan radar sebagai faktor respon tergantung jangkauan F lens untuk tetap terpisah dari troposfer penyerapan - tion L. 7.5 EFEK ionosfer
Ionosfer mempengaruhi kinerja jangkauan radar dalam dua cara : memperkenalkan rotasi Faraday polarisasi gelombang , menyebabkan polarisasi yang diterima berbeda dengan yang dikirim , dan hal itu menyebabkan penyebaran komponen yang berbeda dari spektrum signal , memperluas denyut nadi dan mengurangi amplitudonya . Kedua efek ini adalah variabel, tergantung
Atmospheric Effects
32
pada jalur melalui lapisan ionosfer dan kerapatan elektron dari lapisan ini. Rotasi Faraday juga tergantung pada kekuatan dan arah medan magnet sehubungan dengan arah sinar. 7.5.1 Geometr i Ray di I onosfer
Geometri dari jalan ray melalui lapisan ionosfir ditunjukkan pada Gambar 7.30. Ray daun permukaan bumi pada ketinggian sudut , memasuki lapisan di ketinggian h1 dan keluar pada h2. Kerapatan elektron maksimum lapisan terjadi pada ketinggian hm, dimana elevasi ray sudut relatif terhadap horisontal lokal . The pathlength melalui lapisan adalah R, yang diberikan oleh
Bumi medan magnet H diarahkan pada beberapa sudut relatif terhadap daerah horizontal, berbeda dengan dari arah sinar.
Gambar 7.30 Geometri jalan ray melalui lapisan ionosfir.
7.5.2 Str uktu r ion osf er
Siang hari ionosfer terdiri dari tiga lapisan, yang dikenal sebagai E, F 1, dan lapisan F2 (yang lebih rendah, lapisan D yang lemah adalah tidak penting dalam operasi radar). Pada malam hari, lapisan E menghilang dan F 1 dan F2 lapisan bergabung menjadi lapisan F tunggal. Elektron kepadatan N e ionosfer digambarkan pada tahun 1927 oleh Sydney Chapman, dan persamaan itu telah digunakan oleh Millman [23] untuk mendapatkan efek pada radar transmisdiskusi:
dimana N m = kerapatan elektron maksimum dalam electrons/m3;
Atmospheric Effects
33
Z
= (h hm)/h0 = ketinggian normal;
H Hm h0
= ketinggian normal; = ketinggian kepadatan maksimum di m; = ketinggian skala m.
Nilai-nilai N m, hm,, dan h0 untuk hari biasa dan malam kondisi ditunjukkan pada Tabel 7.5, dan kerapatan total ditunjukkan pada Gambar 7.31 sebagai fungsi dari altitude.7 Table 7.5 Chapman Parameter ionosfer Layers
Layer Daytime E
N m (m3) 1.5 1011
Daytime F1 Daytime F2
hm (km)
h0 (km)
100
10
3.0 1011
200
40
1.25 1012
300
50
Nighttime E
8 109
120
10
Nighttime F
4 1011
300
45
Gambar 7.31 Khas ionosfer kepadatan elektron Ne: siang hari (garis utuh), malam hari (garis putus-putus).
Atmospheric Effects
34
7 Banyak literatur menyatakan kepadatan elektron per cm 3 dan ketinggian di
“
”
cm, untuk menghindari kesalahan konversi dalam perhitungan banyak efek ionosfer, kepadatan per m 3 dan ketinggian dalam m yang digunakan di sini. Kepadatan elektron bervariasi atas dan ke bawah oleh faktor sampai sekitar dua, tergantung pada kondisi matahari dan lintang, tetapi nilai-nilai yang ditunjukkan pada Gambar 7.30 dapat digunakan untuk menghitung efek khas pada sinyal radar. 7.5.3 Jumlah E lektron H itu ngan
Efek dari ionosfer pada sinyal radar sebanding dengan total elec-tron count N t di kolom yang memiliki penampang satu cm 2 membentang dari radar ke target:
dimana ae adalah jari-jari bumi di m. Fungsi F adalah cosecan dari sudut elevasi lokal balok di ketinggian h. Ini menggambarkan rasio pathlength melalui setiap dh elemen ketinggian di daerah ketinggian ray dengan ketebalan elemen itu, memungkinkan integrasi terhadap ketinggian daripada jangkauan. Integrasi (7.44) ke ketinggian 106 m cukup untuk menangkap efek dari ionosfer, karena kerapatan elektron di atas ketinggian yang cukup rendah untuk diabaikan. Total jumlah elektron ditunjukkan sebagai fungsi target ketinggian pada Gambar 7.32 untuk siang hari dan malam hari kondisi khas. Sinyal dari target yang di bawah 100 km akan mengalami efek ionosfer diabaikan, seperti yang akan ditunjukkan saat rotasi Faraday dan dispersi efek dihitung dalam bagian berikut. 7.5.4 F araday Rotasi
Millman memberikan persamaan untuk rotasi Faraday (h) yang dialami pada jalur dua arah antara radar dan target [24, p. 362, Eq. (1-138)]:
Atmospheric Effects
35
Gambar 7.32 jumlah total elektron Khas untuk siang hari dan malam hari ionosfer di ketinggian sudut 0 dan 90 .
C
= 9.1 1028 = elektron massal di g; = 3 1010 = kecepatan cahaya dalam cm / s;
F F (h) H
= frekuensi dalam Hz; = faktor didefinisikan oleh (7.45); = Medan magnet bumi di gauss;
M
= sudut antara sinar dan medan magnet; N e(h) = kerapatan elektron per cm3; h1, h2 = batas ketinggian di cm dari kerapatan elektron yang signifikan; h
= ketinggian di cm.
Medan magnet bervariasi dengan ketinggian seperti :
di mana H0 0,65 gauss adalah nilai permukaan laut di lintang bunga terbesar. Konstan dalam (7.46) menjadi 4,73 ketika h dinyatakan dalam m, c dalam m / s, dan Ne dalam elektron per m 3. Meskipun sudut bervariasi dengan arah di mana radar melihat target, maksimum Faraday sudut rotasi dapat ditemukan untuk = 0, yang (7.46) dapat ditulis sebagai
Atmospheric Effects
36
Rotasi Faraday sudut max (h) untuk f = 100 MHz di bawah siang hari yang khas dan kondisi malam hari pada 0 dan 90 elevasi ditunjukkan sebagai fungsi target ketinggian pada Gambar 7.33. Untuk ketinggian di atas 600 km rotasi Faraday ditunjukkan pada Gambar 7.34 sebagai fungsi dari frekuensi. Kerugian rata-rata sebagai polarisasi bervariasi dari nol sampai maksimum untuk radar menggunakan polarisasi linier diberikan oleh
dan kerugian ini ditunjukkan pada Gambar 7.35 sebagai fungsi frekuensi untuk target pada h = 300 km. Kerugian adalah 3 dB bila dirata-rata lebih dari 20 rotasi, dan os-cillates sebagai nomor yang menurun, memuncak dekat 4 dB ketika ratarata antara 0
Gambar 7.33 Khas Faraday rotasi sudut untuk siang hari (garis padat) dan malam hari (garis putus-putus) pada 0 dan 90 sudut elevasi, sebagai fungsi dari ketinggian, untuk f = 100 MHz.
Atmospheric Effects
37
Gambar 7.34 Khas Faraday rotasi sudut untuk siang hari (garis padat) dan malam hari (garis putus-putus) ionosfer pada 0 dan 90 sudut elevasi, sebagai fungsi dari frekuensi, untuk h 600 km.
Gambar 7.35 Faraday kehilangan rotasi sebagai fungsi dari frekuensi. dan 130 rotasi . Sebagai rotasi maksimum jauh berkurang kerugian tersebut kembali diproduksi, mendekati 0 dB untuk rotasi maksimum kurang dari 20 . Untuk ionosfer siang nol elevasi, Gambar 7.34 menunjukkan bahwa sudut rotasi kurang dari 20 untuk f 3GHz. Hal ini diperlukan pada L-band (1,3 GHz) dan bawah untuk memungkinkan rotasi Faraday dalam menerapkan persamaan radar target di atas sekitar 250-km ketinggian. Kerugian dapat dihilangkan dengan menggunakan polarisasi melingkar, di mana rotasi hanya mengubah fase sinyal yang diterima. Jika polarisasi linear digunakan untuk transmisi, antena penerima dual-terpolarisasi dapat digunakan, dua polarisasi linear yang dikombinasikan baik adaptif, untuk mengikuti sinyal polarisasi diputar, atau dengan noncoherently menjumlahkan output dari penerima dua channel, menimbulkan integrasi kecil loss. Karena sudut rotasi Faraday tidak dapat diprediksi secara akurat efeknya pada probabilitas deteksi harus diperlakukan sebagai jumlah statistik dan
Atmospheric Effects
38
hilangnya corre-sponding (Gambar 10.5) dievaluasi sebagai fungsi dari Pd, seperti dibahas dalam Bagian 10.2.1.
7.5.5 Dispersi Across Signal Spectrum 7.5.5.1 Refractivity Di Ionosfer Sumber kedua kerugian ionosfer dalam persamaan radar hasil dari dispersi seluruh spektrum sinyal, menyebabkan distorsi pulsa yang diterima. The refractivi-ty Ni ionosfer adalah fungsi dari kerapatan elektron:
Dimana, f 0 = frekuensi carrier dalam Hz; N e(h) = kerapatan elektron per m3; H = ketinggian.
7.5.5.2 Time Delay melalui Ionosfer
Waktu tunda dari sinyal gema dari target melebihi nilai ruang kosong di atas troposfer dengan t, yang bervariasi dengan frekuensi, untuk diberikan jumlah total elektron Nt:
Dimana, Nt = jumlah total elektron per m2 diberikan oleh (7.44); c = kecepatan cahaya dalam m / s.
Atmospheric Effects
39
Penundaan ini positif karena kecepatan kelompok di ionosfer adalah v g = nic. Keterlambatan mikrodetik ditunjukkan pada Gambar 5.36 sebagai fungsi dari rasio N t/ f 2 dimana f adalah dalam Hz.
Gambar 7.36 ionosfir keterlambatan waktu dalam s sebagai fungsi dari rasio Nt/f0 Sebagai contoh, sebuah sinyal pada frekuensi pembawa f0 = 100 MHz, menggema dari target luar siang hari ionosfer khas nol elevasi dengan Nt = 1018/m2, kembali ke radar dengan 28 s delay tambahan, sesuai dengan kisaran 4,2 km di luar target yang sebenarnya. Rentang tambahan tidak signifikan dalam menggunakan persamaan radar, tetapi dalam pro-cess melewati ionosfer frekuensi yang berbeda dalam pulsa spektrum pengalaman penundaan diferensial. Membiarkan f0 menjadi frekuensi carrier, dan f offset dari frekuensi dari komponen spektral gelombang, kita bisa ex-press penundaan diferensial t sebagai:
Dimana, t F
= perbedaan waktu keterlambatan s; = frekuensi offset dalam Hz dari f0 frekuensi pembawa.
Atmospheric Effects
40
Istilah orde pertama atas keterlambatan diferensial dengan demikian sebanding dengan keterlambatan t dari f0-frekuensi pembawa dikalikan dengan deviasi frekuensi sebagai sebagian kecil dari mobil-carrier. Pada contoh sebelumnya pulsa di f0 = 100 MHz, keterlambatan pada frekuensi pembawa adalah t = 28 s. Untuk gelombang dengan lebar spektral B = 1 MHz, di ionosfer ini, komponen spektral ekstrim dipisahkan oleh 0,5 MHz dari operator akan memiliki keterlambatan yang berbeda dengan t dari yang dari Komponen utama dari spektrum. Pada f0 = 100 MHz, ini sesuai dengan pergeseran dalam fase di seluruh spektrum sinyal.
7.5.5.3 Pengaruh Ionosfer on Diterima Pulse
Hasil dispersi spektral adalah pergeseran fase diferensial seluruh spektrum sinyal gema, diberikan untuk f dan f0 di Hz oleh
Spektrum sinyal biasanya digambarkan dengan fungsi A (f), dimana f menunjukkan frekuensi relatif terhadap operator di f0. Spektrum sinyal yang diterima kemudian
dimana 0 = 2 (f0 + f) t adalah delay fase dari carrier. Unit istilah dalam tanda kurung siku sesuai dengan fase dari carrier, yang kedua untuk efek dispersif seluruh bandwidth sinyal. Dengan asumsi H respon filter (f), kita dapat menulis ekspresi untuk gelombang keluaran pada target dengan ruang bebas delay td sebagai
Dengan tidak adanya dari ionosfer (td) akan menjadi gelombang keluaran dari filter yang cocok.
Atmospheric Effects
41
Efek dari dispersi pada gelombang yang diterima ditunjukkan pada Gambar 7.37, yang dihitung untuk frekuensi pembawa yang memberikan produk ditunjukkan keterlambatan diferensial dan bandwidth lebih jalan dengan jumlah total elektron 3 1017 per m2. Dalam Gambar-ure 7.38 kelebihan pembawa waktu tunda t telah dihapus untuk menyelaraskan bentuk gelombang, untuk membandingkan efek pada bentuk pulsa dan amplitudo. Pulsa yang ditransmisikan Diasumsikan untuk plot ini adalah persegi panjang dengan lebar = 0,1 s, sehingga bandwidth suara transmisi dan cocok-filter Bn = 10 MHz. Sebagai frekuensi carier berkurang terhadap 145 MHz dari 10 GHz, di mana dela y ionosfer diabaikan ( t = 0), delay meningkat menjadi 4 s, penundaan diferensial waktu meningkat menjadi t = 0,5 s = 5 / B, pulsa memperluas ke 0,5 s, dan amplitudo yang menurun menjadi kurang dari setengah tegangan aslinya.
Gambar 7.37 Bentuk gelombang pulsa persegi panjang 0,1 s melewati ionosfer dan filter yang cocok untuk bentuk gelombang yang ditransmisikan (Bn = 1).
Atmospheric Effects
42
Gambar 7.38 Detail bentuk gelombang dari Gambar 7.37 dengan waktu tunda dihapus.
Gambar 7.39 ionosfer kerugian dispersi sebagai fungsi dari TBN. Karena respon filter tidak dapat disesuaikan untuk mengkompensasi pergeseran fasa atas bandwidth sinyal, ada kehilangan sinyal amplitudo, yang ditunjukkan pada Gambar 7.39. Kerugian ini dibahas oleh Brookner [25], yang menggambarkan perluasan dan rugi pulsa Gaussian. Kurva-Nya menunjukkan, misalnya, bahwa "bandwidth yang tersedia" untuk propagasi pada sudut elevasi rendah melalui ionosfer siang parah terbatas sekitar 1 MHz pada f0 = 100 MHz, konsisten dengan kurva untuk TBN = 0,5 pada Gambar 7.37 dan hilangnya 1,3 dB ditunjukkan pada Gambar 7.38. Untuk kompresi pulsa dan bentuk gelombang lainnya , sesuai yang ditransmisikan spektrum A ( f ) dari sinyal yang ditransmisikan dan filter yang cocok H ( f ) dapat dimasukkan ke dalam ( 7.55 ) untuk mendapatkan bentuk gelombang dari gema yang diterima . TBN harus mengikuti kurva yang mendekati Gambar 7.37 .Kerugian , ketika dinyatakan sebagai fungsi dari produk
Atmospheric Effects
43
7.6 RINGKASAN EFEK ATMOSFER
Refraksi troposfer adalah penyebab kesalahan dalam pengukuran posisi target , tapi persamaan radar tidak terpengaruh oleh masalah tersebut. Hal ini dipengaruhi , namun, dengan fakta bahwa jalan ray melalui troposfer terletak di atas garis geomet - ric langsung ke sasaran , yang mengurangi kepadatan , dan karenanya redaman , di sepanjang jalan . Oleh karena itu , perhitungan atenuasi harus dilakukan dengan model - ray tracing appropri - makan untuk troposfer . Koefisien redaman gas atmosfer dapat ditemukan dari teori yang dikembangkan selama Perang Dunia II oleh JH Van Vleck , dan diperpanjang selanjutnya untuk menutupi wilayah gelombang milimeter . Blake [ 1 ] memberikan persamaan yang diperlukan dan diplot hasilnya. Hasil yang sama diplot di sini sebagai fungsi dari jangkauan di kil - ometers . Sebuah alternatif untuk prosedur nya untuk menyesuaikan dengan kadar air pra -disajikan yang memegang akurasi dalam batas-batas yang ditetapkan oleh ketidakpastian dalam model atmosfer . Curah hujan dan awan menambah redaman udara jelas, dan model yang digunakan oleh Blake diperpanjang di sini untuk memasukkan efek temperatur. Variasi normal dalam suhu dapat mengubah koefisien redaman hujan, dinyatakan dalam dB / km, lebih dari 3:1 kisaran diwakili oleh faktor-faktor antara 1,8 dan 0,6 relatif terhadap nilai-nilai di 291K yang sering dikutip. Literatur tentang efek ini masih jauh dari bersatu, tetapi model perkiraan dikembangkan di sini untuk memperkirakan koreksi ini. Untuk menggambarkan kinerja radar saat cuaca hadir, efek redaman pada suhu langit diungkapkan di sini oleh Selain terpisahkan disajikan dalam Bab 6 yang memberikan konvensional suhu langit cerah udara. Koreksi ini menjadi semakin penting karena suhu penerima kebisingan dikurangi menjadi dekat atau di bawah suhu langit yang cerah. Pengaruh ionosfer pada persamaan radar penting bagi radar beroperasi di bawah S-band pada target di atau di luar lapisan F. Rotasi Faraday dari sinyal polarisasi gema menyebabkan kerugian bila selain polarisasi melingkar digunakan. Ada juga batas dispersi pada bandwidth sinyal yang dapat didukung oleh jalur transmisi melalui ionosfer, dan kekuatan sinyal gema berkurang tajam sebagai bandwidth melebihi kebalikan dari penundaan diferensial seluruh spektrum. Efek ionosfer sangat penting dalam VHF dan UHF radar ketika mereka digunakan untuk deteksi dan pelacakan rudal balistik, tapi harus dipertimbangkan dalam aplikasi tersebut bahkan untuk radar L-band.
Atmospheric Effects
44
