Содержание к диссертации
Введение
1 Фоновая радиофизическая модель морской поверхности 20
1.1 Статистические характеристики морской поверхности . 21
1.1.1 Определения спектра ветрового волнения 21
1.1.2 Модель спектра ветровых волн 25
1.1.3 Полный спектр и некоторые спектральные характеристики поверхности 35
1.2 Рассеяние электромагнитного излучения морской поверхностью 39
1.2.1 Метод малых возмущений 40
1.2.2 Двухмасштабная модель резонансного рассеяния 43
1.2.3 Квазизеркальное рассеяние 49
1.2.4 Рассеяние на обрушающихся гребнях волн 53
1.3 Полная модель радиолокационного рассеяния морской поверхностью 59
1.3.1 Сопоставление модели с данными натурных измерений . 59
1.4 Выводы по главе 65
2 Трансформация ветровых волн в горизонтально-неоднородной среде 68
2.1 Основные уравнения эволюции волн на течениях 69
2.1.1 Кинематика волн 69
2.1.2 Динамика волн 74
2.1.3 Релаксационное приближение 78
2.2 Приближённое решение задачи о трансформации волн 81
2.2.1 Линеаризация решения уравнения баланса действия . 83
2.2.2 Вариации информативных РЛ параметров 85
2.3 Роль атмосферного пограничного слоя и плёнок ПАВ 88
2.3.1 Эффект атмосферного погранслоя (АПС) 89
2.3.2 Эффект плёнок ПАВ 92
2.4 Выводы по главе 93
3 Модельные оценки поверхностных проявлений типичных динамических явлений и их РЛ контрастов 96
3.1 Обоснование выбора типа модельных течений в контексте приложения к проблемам промысловой океанологии 96
3.2 Зоны конвергенции и дивергенции течений 99
3.3 Сдвиговое течение 106
3.4 Фронтальный раздел 112
3.5 Фронтальные вихри 113
3.6 Оценка РЛ наблюдаемости мезомасштабной изменчивости океана 122
3.7 Выводы по главе 130
4 Интерпретация радиолокационных спутниковых изображений 132
4.1 Эксперимент "CoastWatch-95" 133
4.1.1 Характеристика района эксперимента 133
4.1.2 Массив контактных измерений и радиолокационных изображений 134
4.2 Анализ и интерпретация данных эксперимента "CoastWatch-95" 136
4.2.1 Анализ данных эксперимента 136
4.2.2 Интерпретация данных эксперимента с помощью модели 144
4.3 Проявление мезомасштабных вихрей 149
4.4 Выводы по главе 152
Заключение 154
Литература 160
- Полный спектр и некоторые спектральные характеристики поверхности
- Линеаризация решения уравнения баланса действия
- Обоснование выбора типа модельных течений в контексте приложения к проблемам промысловой океанологии
- Массив контактных измерений и радиолокационных изображений
Полный спектр и некоторые спектральные характеристики поверхности
Очевидно, модель рассеяния, рассмотренная в 1.2.1, не может быть непосредственно применена к реальной морской поверхности. Малость критерия Рэлея, представленная на рис. 1.6, относится лишь к коротковолновому интервалу спектра к кьг. В области спектра к кьг критерий Рэлея, очевидно, не выполняется. Как учесть влияние длинных (длинных по сравнению с брег-говской длинной волны) поверхностных волн на рассеяние радиоволн? Впервые модель рассеяния учитывающая вклад длинных волн была предложена в работе [9] и обобщена на электродинамический случай в работах [21, 96]. В этой модели морская поверхность представляется как суперпозиция мелкой ряби (к которой применима теория резонансного рассеяния) бегущих по поверхности более длинных поверхностных волн. В силу разнесённости масштабов брегговских волн и несущих длинных волн, эта модель называется двухмасштабной моделью рассеяния.
В рамках двухмасштабной модели морская поверхность разбивается на участки ("фасеты"), достаточно малые, чтобы их можно было считать в среднем плоскими, и в то же время достаточно большие по сравнению с радиусом корреляции брегговской ряби. Соответственно наклон этих участков определяется длинными волнами, а рассеяние от фасетов рассчитывается согласно резонансной теории. При этом локальный угол падения радиоволны, входящий в выражение (1.21), модулируется длинными волнами где С,х и Q — локальные наклоны поверхности вызванные длинными волнами в плоскости падения и в перпендикулярном направлении. Полагая, что наклоны длинных волн являются случайным, и уровень спектра ряби статистическая независим от наклонов длинных волн, УЭПР морской поверхности получается интегрированием выражения (1.21) по всем наклонам длинных волн где (JbrQ ioc) — резонансное рассеяние (1.21) для угла падения #/ос, р((х, (у) — совместная плотность распределения вероятности наклонов поверхности длинными волнами. Интегрирование происходит только по тем наклонам длинных волн, для которых локальный угол падения радиоволны В\ос остается больше минимального угла падения при котором брегговская теория имеет силу: 0ioc 6т{п т 10 (см. 1.2.1 и рис. 1.6)
Так как в интеграле (1.23) не учтены наклоны, для которых локальный угол падения радиоволны меньше (9/ос 6тіп, то возникает вопрос — как учесть вклад этих участков поверхности в формировании обратного рассеяния радиоволн. Этот вопрос будет рассмотрен в Здесь же только отметим, что для учета вклада этих участков в УЭПР используется другое асимптотическое решение задачи рассеяния — решение полученное в рамках метода Кирхгофа.
Рассмотрим, что следует понимать под масштабами длинных волн. С одной стороны, длина длинной волны должна быть больше радиуса корреляции брегговской ряби, который как известно имеет порядок длины волны. С другой стороны, масштаб фацета должен быть такой, чтобы на нем укладывалась по крайней мере одна брегговская волна; это может быть выполнено если (по крайней мере) kt 1/2кьг- Это условие "поглощает" условие, налагаемое на радиус корреляции. Если потребовать, чтобы условие kt 1/2кьг выполнялось для предельно малых локальных углов падения ( Q\oc « 10), то легко убедиться, что волновые числа длинных волн (несущих брегговскую рябь) должны удовлетворять условию
Таким образом, применяя двухмасштабную модель резонансного рассеяния к реальному спектру, мы будем относить интервал спектра удовлетворяющий условию (1.24) к спектру длинных волн модулирующих брегговское рассеяние. Именно для этого спектрального диапазона относится плотность распределения вероятности наклонов волн в основном выражении (1.23) двухмас-штабной модели. Интервал спектра, удовлетворяющий условию к 2/5кг соответственно относится к мелкомасштабной шероховатости, рассеивающей радиоволны в соответствии с брегговской теорией. Как следует из этого представления поверхности, спектральный интервал 1/5/гг к 2/Ъкг в рамках двухмасштабной модели выпадает из рассмотрения.
При умеренных углах падения радиоволн интеграл (1.23) может быть существенно упрощен. Расчет этого интеграла с точностью до второго порядка по наклонам крупномасштабных неровностей приводит к следующему выражению [81, 69]: здесь аъгО — УЭПР "чистого" резонансного рассеяния, определяемого формулой (1.21) при заданном угле облучения поверхности радиолокатором, С2 и С2 — дисперсии наклонов длинных волн в плоскости падения электромагнитной волны и в перпендикулярной плоскости соответственно. Изменение Сх ведет к изменению локального угла падения, а изменение ( ответственно за деполяризацию сигнала. Множители /ІІ И /І2 имеют вид: где а = arctg(Cy) — угол наклона в плоскости, перпендикулярной плоскости падения, R = GV/GH ДЛЯ горизонтальной поляризации и R — GH/GV для вертикальной. Напомним, что под С2 и С2 в формуле (1.25) понимаются не все наклоны, а только создаваемые поверхностными волнами, удовлетворяющими условию (1.24).
Линеаризация решения уравнения баланса действия
В ряде случаев мезомасштабные явления в море сопровождаются изменениями поверхностной температуры (фронтальные зоны). Изменения поверхностной температуры должны влиять на стратификацию атмосферного погранслоя и, следовательно, на поверхностные ветровые напряжения (и приводный ветер), определяющие локальные статистические характеристики морской поверхности и, соответственно, обратное рассеяние радиоволн. Экспериментальные исследования, проведенные в работе [60], показали, что эффекты трансформации атмосферного погранслоя в реальных условиях весьма значительны. В работах [23, 8] этот эффект был использован для интерпретации РЛ изображений фронтальной зоны Гольфстрима, при этом учитывалось влияние АПС лишь на мелкомасштабной волнение, ответственное за резонансное рассеяние. В настоящем исследовании мы обобщаем этот результат и в рамках единой схемы учитываем влияние эффектов стратификации на все длины поверхностных волн, что дает возможность появиться отклику на состояние АПС во всех "компонентах" рассеяния — и в квазизеркальном отражении, и в рассеянии на барашках.
Мы будем полагать, что параметры свободной атмосферы (геострофический ветер и температура воздуха на высоте порядка 1 км) пространственно однородны или масштабы их изменчивости намного больше масштабов рассматриваемого мезомасштабного явления в океане. В этом случае, изменения приводного ветра могут происходить только лишь за счет взаимодействия воздушного потока с неоднородностями морской поверхности. Описание трансформации воздушного потока над пространственными изменениями температуры подстилающей поверхности достаточно сложная задача, решение которой зависит от того набегает ли воздушный поток на холодную или теплую поверхность. При набегании воздушного потока на фронт поверхностной температуры, в нижней части АПС начинает формироваться внутренний погранслой (ВПС), адаптированный под новую поверхностную температуру. С удалением от фронта толщина ВПС 5 увеличивается и на расстояниях порядка X ос G/f (здесь G — скорость геострофического ветра, / — параметр Кориолиса) достигает толщины нового равновесного АПС. Анализ проблемы трансформации АПС выходит за рамки данной работы. Здесь мы только отметим, что на расстояниях от линии фронта, превышающих величину XQ ОС 0,01G// (что при скорости ветра 10 м/с соответствует расстоянию 1 км), ВПС развивается внутри Экмановской части планетарного АПС. В этом случае потоки тепла и импульса в приводном слое слабо зависят от X и приблизительно соответствуют тем значениям, которые существуют в установившемся равновесном АПС. Так как в контексте рассматриваемой проблемы нам достаточно иметь простые соотношения, которые давали бы "правильную" оценку эффекта, то в дальнейшем мы будем пренебрегать деталями трансформации АПС. Для модельных оценок будем полагать, что АПС в каждой пространственной точке находится в равновесном состоянии, локально адаптированным под характеристики подстилающей поверхности. Для расчета трансформации спектра нам необходимо знание поля ветровых напряжений. Если мезомасштабное явление сопровождается пространственными изменениями поверхностной температуры Tw, то поверхностные напряжения и потоки тепла (при известных параметрах свободной атмосферы) находятся из законов сопротивления для планетарного АПС где /І = кщ/fL — параметр стратификации планетарного АПС, L — масштаб длины Монина-Обухова, G = Geltpa — комплексная геострофическая скорость, ifo направление вектора геострофической скорости, it — и ег Рз — комплексная динамическая скорость, tps — направление вектора приводного ветра, ZQ И ZT — масштабы аэродинамической шероховатости и "температурной" шероховатости, Т = Q/u — масштаб температуры воздуха, Q — поток тепла, Та — потенциальная температура свободной атмосферы (на высоте порядка 1 км), Л (/І), В (/І), С {її) — универсальные функции теории плане тарного АПС. Их явный можно найти, например, в [60] (уравнение (19) при d = 2). Для заданных значений Tw, Та и G решение системы уравнений (2.33) может быть найдено итерациями. Однако, для практических приложений параметр її с достаточной точностью может быть оценен как (здесь Та и Tw должны быть выражена в К). Это соотношение совместно с определением д, приведённым выше, дает прямую зависимость поверхностных ветровых напряжений от температуры поверхности моря (при заданных параметрах свободной атмосферы).
Уровень спектра брегговской ряби определяется локальным ветром и пропорционален и , где величина т определяется длиной радиоволны. Например, для Ки-диапазона т = 2, а для С-диапазона т = 1,5. Поэтому, изменения ветровых напряжений (или динамической скорости и ) через фронт отображаются в пространственных вариациях УЭПР. Для того, чтобы проиллюстрировать важность атмосферного эффекта в формировании РЛ изображения фронтальной зоны, на рис. 2.5 показаны расчеты зависимости геострофического коэффициента сопротивления Сд = ul/G2 от перепада температуры Та — Tw и соответствующего параметра стратификации /J, для двух значений геострофической скорости ветра G = 5 м/с и G = 20 м/с.
Обоснование выбора типа модельных течений в контексте приложения к проблемам промысловой океанологии
В этой главе мы рассмотрим проявление модельных течений в РЛ информативных параметрах морской поверхности. В качестве модельных типов течений мы рассмотрим зоны конвергенции/дивергенции, границу течения (которая может быть стационарной или меандрирующей), температурный фронт и мезомасштабные вихри. Рассматриваются проявления течений различных масштабов при различных скоростях ветра. Во всех рассматриваемых случаях (за исключением вихрей) максимальная скорость течения равна ит = 50 см/с, а вектор скорости течения направлен вдоль оси х. При анализе проявления мезомасштабных вихрей поле течения задавалось из решения численной модели фронтальных вихрей опубликованной в работе [35].
Одной из важнейших задач промысловой океанологии является определение местоположения промысловых скоплений рыбы. Для многих видов рыб известны ареалы их распространения, миграционные пути. Однако промысел возможен только там, где рыбы образуют массовые скопления. Чаще всего такие скопления образуются около естественных границ, куда входят берег, дно, градиентные зоны гидрологических и гидрохимических показателей, на участках обильного развития кормовых организмов. Скопления нагульной рыбы формируются вокруг скоплений пищи. Основным компонентом питания пелагических рыб является зоопланктон, который концентрируется в зонах гидрологических фронтов, районах конвергенции вод с различными температурно-солёностными характеристиками.
Как отмечает автор работы [5], "границы постоянных течений являются постоянными океанологическими фронтами. Именно в самих фронтальных зонах наблюдаются наивысшие концентрации пелагических рыб. Это обусловлено тем, что фронты и фронтальные зоны отличаются богатой кормовой базой (особенно для планктонофагов). Кроме того, фронтальные зоны характеризуются большими градиентами различных параметров, в том числе температуры; они отличаются незначительной шириной зон с оптимальными для рыб условиями внешней среды.
Столь же богаты пищей для рыб и промысловыми запасами конвергенции холодных и теплых течений (например, Куросио и Ойясио, Фолклендского и Бразильского). Кроме того, важные в промысловом отношении скопления рыб отмечаются обычно в центрах круговых потоков воды на боковых границах течений. Подобные круговые потоки, вихри, меандры являются местами скоплений многих пелагических рыб, например, сельди в Северной Атлантике, лосося в Беринговом море, сардинопса и ставриды в Юго-Восточной части Тихого океана." Помимо формирования картины распределения кормовой базы рыб, динамические океанические явления способствуют образованию районов, предпочитаемых теми или иными видами рыб по температурно-солёностным признакам. Например, в [5] отмечается, что
"Анализ распределения скоплений тунцов в Мировом океане позволяет прийти к выводу о строгой их приуроченности к определенным районам в системе постоянных течений тропических вод. Каждый вид тунцовых, со храняя свойственную виду избирательность по отношению к физическим характеристикам среды (прежде всего — температуре), занимает строго определенное положение в той или иной системе течений. Так, в Саргассовом море, представляющем собой квазистационарный макромасштабный антициклонический вихрь, тунцы распределяются строго по периферии моря. В Индийском океане районами концентрации тунцов являются зоны конвергенции вод в экваториальных течениях. В Карибском море скопления тунцов образуются на локальных участках циклонических круговоротов, так как постоянные течения в Карибском бассейне не образуют четко выраженной лентообразной структуры.
На примере сайры хорошо видно влияние фронтальных зон на поведение и распределение рыб. Зимой сайра находится в теплых (14-25С) водах течения Куросио. Весной, с усилением адвекции вод на север, она мигрирует в зону взаимодействия вод Куросио и Ойясио. Осенью, по мере охлаждения воды, сайра мигрирует на юг.
Величина и стабильность скоплений сайры во многом зависят от расположения и резкости проявления фронтальной зоны. Если фронт выражен резко (т.е. наблюдаются значительные градиенты температуры на незначительном расстоянии), расположен в широтном направлении и смещается на юг медленно, то формируются наиболее мощные и стабильные скопления сайры. Если же фронт выражен слабо или вытянут по долготе, то скопления чаще всего образуются там, где воды Ойясио в виде языков внедряются в теплые воды (в так называемых "вершинах" ветвей Ойясио).
Аномальные по развитию гидрологических процессов годы сказываются на поведении сайры. Если прибрежная ветвь Ойясио ослабевает, то сайра идет на юг преимущественно вдали от берегов. В те годы, когда прибрежные ветви холодной воды усиливаются, то они способны "прижать" рыбу очень близко к берегу (на расстояние нескольких кабельтовых). Кроме того, замечено, что годы высоких уловов сайры совпадают с периодами повышенной активности циклонической деятельности в нижней атмосфере." Таким образом, зоны конвергенции/дивергенции, границы течений (которые могут быть стационарными или меандрирующими), температурные фронты и мезомасштабные вихри могут являться объектами мониторинга в интересах рыбного промысла. В последующих разделах этой главы приводятся расчёты РЛ информативных параметров и РЛ образов перечисленных океанических явлений.
На рис. 3.1 представлены модельные расчеты проявления зон конвергенции и дивергенции течений в среднеквадратичном наклоне морской поверхности и интенсивности обрушений волн при различных скоростях ветра и масштабах неоднородности течения. Зона конвергенции/дивергенции течений определена как область XQ х хо + L, в которой происходят линейные изменения скорости течения от их(хо) — О до UX(XQ + L) — ит. При этом, отрицательные значения ит соответствуют конвергенции, а положительные — дивергенции течений.
Массив контактных измерений и радиолокационных изображений
Можно предположить, что именно эти зоны и ответственны за наблюдаемые радиолокатором проявления границ течений. При этом, как следует из (3.5), в пределах границы течения существует как конвергентная, так и дивергентная зоны. "Биполярная" структура РЛ проявления границы течений отмечалась во многих наблюдениях (см., например, [51]).
На рис. 3.66 представлен модельный расчет генерации дивергенции вектора течения в области сдвига продольной компоненты течения (представленного на левом фрагменте рисунка), смещающейся в поперечном направлении со скоростью 0,25 м/с. Соответствующая конвергентно/дивергентной зоне компонента течения перпендикулярная его границе, приведена на рис. 3.6а. Проявление меандрирующей границы течения в вариациях среднеквадратичного наклона поверхности и обрушениях волн при ветре 5 м/с и 10 м/с показано на рис. 3.7. Видно, что учет нестационарности течения приводит к резкому увеличению контраста проявления. Источник этого увеличения — наведённая на границе течения дивергенция вектора течения.
Чередование зон конвергенции и дивергенции течения приводит к "бипо-лярности" поверхностного проявления. Очевидно, что эти вариации s2 и q приведут к значительным РЛ контрастам; их порядок соответствует контрастам, представленным на рис. (3.4) и (3.5) для конвергентно/дивергентных зон. Заметим так же, что как следует из рис. (3.4) и (3.5), при одной и той же величине конвергенции и дивергенции течения, амплитуда положительного РЛ контраста (соответствующего конвергенции) заметно больше амплитуды отрицательного контраста (соответствующего дивергенции). По видимому, этим фактом можно объяснить то, что в большинстве наблюдений проявления границ течений отмечаются именно как области усиленного РЛ рассеяния.
Теперь мы рассмотрим проявления фронтальной зоны, характеризуемой изменениями как скорости течения, так и поверхностной температуры. Здесь мы рассмотрим меандрирующий фронт, в котором профили продольной и поперечной (индуцируемой за счет меандрирования границы течения) компонент скорости течения имеет вид, представленный на рис. 3.6. Профиль поверхностной температуры Tw через фронт выбран подобным профилю продольной компоненте скорости. Мы рассматриваем два случая, когда нейтрально стратифицированный ветровой поток со скоростью 5 м/с (на стандартном уровне) набегает на теплый и холодный фронт. В обоих случаях модуль перепада температуры равен \ATW\ = 5.
Результаты расчетов трансформации среднеквадратичного наклона и обрушения волн, а так же РЛ проявления фронта представлены на рис. 3.8 и 3.9 соответственно. Штриховые линии показывают влияние чисто атмосферного фактора, т.е. когда эффекты течения не учитываются. В этом случае основным фактором, определяющим трансформацию морской поверхности, являются переменные ветровые поверхностные напряжения. При набегании воздушного потока на холодный фронт, в его нижней части формируется устойчиво стратифицированный внутренний погранслой, в котором ветровые напряжения существенно ослаблены по сравнению напряжениями в нейтрально стратифицированном АПС на наветренной стороне фронта. В случае теплого фронта картина обратная — ветровые напряжения на теплой стороне фронта существенно усилены. Как следует из (2.29) пространственные вариации ветровых напряжений приводят к трансформации спектра и, следовательно, к вариациям s2 и q. Модельные расчёты показали, что приближенно можно полагать, что локальные значения среднеквадратичного наклона и доли поверхности моря покрытой барашками соответствуют их равновесным значениям, соответствующим локальной динамической скорости. Влияние атмосферного фактора на РЛ проявление фронта показан на рис. 3.9 штриховой линией (при расчете УЭПР спектр брегговской ряби соответствует локальной динамической скорости). Трансформация АПС через поверхностные ветровые напряжения приводит к ступенчатой структуре РЛ проявления фронта, которая наблюдалась, например, в экспериментах [23]. Учет сдвига скорости течения приводит к "изрезанности" проявления границы фронта. Как было обсуждено в предыдущем разделе, причиной этого являются индуцированные за счет меандрирования течения конвергентно/дивергентные зоны. Пространственных вариаций УЭПР этого типа явления, показанные на рис. 3.9 (ВВ поляризация, 9 = 23) весьма похожи на те, что наблюдались в реальных условиях (например, в экспериментах [51]).
Одними из наиболее эффектных проявлений мезомасштабной динамики океана на РЛ изображениях являются радиолокационные образы фронтальных вихрей. Фронтальные вихри образуются вдоль фронтальных разделов в случае бароклинной неустойчивости. Они имеют спиралевидную структуру и характерные размеры порядка первых десятков километров. Вплоть до восьмидесятых годов они считались редким явлением, однако, фотографии, сделанные с космических аппаратов [74, 82] и спутниковые радиолокационные изображения [30, 40, 51] показали, что фронтальные вихри — обычное явление в океане.
В данном разделе мы проанализируем формирование РЛ образа мезомас-штабного вихря, основываясь на модельных расчетах поля скорости поверхностных течений и температуры. В недавней работе [35] предложена модель зарождения и развития фронтальных вихрей. Эти вихри являются результатом бароклинной неустойчивости сдвигового течения. Как известно, баро-клинная неустойчивость порождает мезомасштабные аномалии (и является океаническим аналогом фронтальных минимумов и максимумов в атмосфере, определяющих погоду в средних и высоких широтах).
