Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Распространенней рассеяние радиоволн на границе океан-атмосфера 16
1.1 Распространение СВЧ и УК радиоволн и радиометеорологические измерения над морем. 16
1.2 Динамические характеристики поверхностного волнения и обратное рассеяние электромагнитных волн 24
Глава 2. Моделирование рефракции радиоволн в приводном слое атмосферы 32
2.1 Постановка задачи 32
2.2 Рефракция в загоризонтной области. Метод нормальных волн. 43
2.3 Загоризонтное распространение УКВ и СВЧ в поверхностных волноводах. 50
2.4 Влияние волновода испарения на распространение УКВ и СВЧ в области прямой видимости и полутени. 58
Глава 3. Влияние рефракции на радиолокационное рассеяние от морской поверхности 70
3.1 Метеорологические измерения 71
3.2 Методика радиолокационных измерений 75
3.3 Пространственная структура радиолокационных отражений в условиях сверхрефракции 84
Глава 4. Оценка высотного профиля индекса рефракции по структуре радиосигналов 92
4.1. Использование ВКБ-приближения для восстановления профиля тропосферных волноводов 93
4.2 Восстановление волновода испарения по пространственной структуре радиолокационных сигналов 101
Глава 5. Определение характеристик энергонесущего волнения по данным радиозондирования 108
5.1 Методика радиозондирования поверхности 109
5.2 Пространственные спектры и анизотропия энергонесущего волнения 112
5.3 Реконструкция пространственно-временной структуры океанской зыби по СВЧ-радиолокационному рассеянию 122
5.4 Влияние энергонесущего волнения на структуру спутниковых радиосигналов 129
Глава 6. Доплеровские измерения динамических характеристик поверхности океана 138
6.1 Судовой доплеровский комплекс и методы обработки сигналов 139
6.2 Угловая зависимость обратного рассеяния 155
6.3 Спектры и нелинейная динамика волнения 161
6.4 Модуляция коротковолновых составляющих волнения 172
Заключение 182
Литература
- Динамические характеристики поверхностного волнения и обратное рассеяние электромагнитных волн
- Пространственная структура радиолокационных отражений в условиях сверхрефракции
- Пространственные спектры и анизотропия энергонесущего волнения
- Спектры и нелинейная динамика волнения
Введение к работе
Исследования распространения радиоволн сантиметрового диапазона в приводном слое атмосферы и их рассеяния на морской поверхности ведутся достаточно давно и интенсивно. Этим вопросам посвящена обширная литература. Необходимость таких исследований двухсторонняя: с одной стороны - это прямые задачи (моделирование волновых полей) для радиосвязи, радиолокации, радионавигации; с другой стороны - обратные задачи (восстановление параметров среды по волновому полю) для океанологии, радиометеорологии, мониторинга окружающей среды, экологии. В последние годы бурно развиваются радиофизические методы, позволяющие получать информацию о состоянии атмосферы и поверхности океана из космоса, с искусственных спутников Земли.
Кроме дистанционных радиофизических методов для зондирования поверхности океана и приводного слоя атмосферы применяется множество параллельных методов - оптических, акустических, контактных. Для построения адекватных моделей распространения и рассеяния электромагнитных волн над морской поверхностью с одной стороны возникает необходимость комплексных измерений (с использованием различных экспериментальных методик) для сопоставления результатов, с другой стороны - требуюіся достаточно дешевые радиофизические методы, позволяющие проводить мониторинг процессов на границе океан-атмосфера в режиме реального времени. Развитию именно таких методов и посвящена настоящая работа.
Экспериментальные исследования распространения и рассеяния радиоволн в приводном слое атмосферы приобретают особую актуальность в связи с тем, что до сих пор не создано теоретических моделей, адекватно описывающих скользящее распространение электромагнитных волн над взволнованной морской поверхностью. Чаще всего при решении задач распространения радиоволн в атмосфере над морем авторы лишь приближенно учитывают влияние поверхностного волнения и наоборот, - при решении задач
рассеяния электромагнитных волн на взволнованной морской поверхнос (зондировании волнения),- не учитывают условия распространения в атмосфере
Из-за большого числа факторов, оказывающих влияние і распространение радиоволн, и которые невозможно учесть одновременн теоретические модели часто неадекватно описывают происходящие процессі При экспериментальных исследованиях в натурных условиях возникак дополнительные проблемы, связанные с изменением метеоусловий. Все задач возникающие при анализе радиосигналов - статистические, требующі большого времени для обработки и усреднения данных. Поэтому оказывает< важным производить, измерения и обработку сигналов в режиме реальної времени. ,,..'
Для решения обратных задач рассеяния ,и рефракции радиоволн последние годы разработан ряд достаточно эффективных методов, но ог требуют регуляризации решений (априорной информации) и, что оказываете особенно важно, определенной точности измерений; которую зачасту невозможно обеспечить. Кроме того, они не учитывают всех влияющі факторов. Поэтому развитие методов статистической обработки и оценк отдельных факторов, определяющих вклад в случайные и регулярнь составляющие радиосигналов при распространении радиоволн представляете крайне актуальным.
Для зондирования водной поверхности разработаны и успеїш применяются множество дистанционных методов - от зондировав энергонесущего волнения в декаметровом (KB) диапазоне до лазерног зондирования гравитационно-капиллярной ряби. При этом радиолокационнс зондирование в КВ-диапазоне несет информацию об анизотропи крупномасштабного волнения (зыбь и длинные ветровые волны). Лазерне зондирование поверхности позволяет получить информацию мелкомасштабном волнении, но требует неподвижности точки измереіші Пассивные измерения оптического и радиотеплового излучения повсрхнос'і океана позволяю! получить пространственные спектры волнения в широко
диапазоне, но не содержат фазовых измерений скорости элементов поверхности. Сложности при двумерном пространственном сканировании и обработке изображений приводят к трудностям получения информации об анизотропии мелкомасштабного волнения.
В результате,перечисленные отдельные методы несут мало информации о волнении промежуточного масштаба и динамике волнения. В этом промежуточном интервале поверхностных волн наиболее сильно проявляются нелинейные эффекты и волнение имеет максимально крутые уклоны. Поверхностные волны этого диапазона (единицы метров) дают наибольший вклад в модуляцию сигналов при рассеянии сантиметровых электромагнитных волн. Для поверхностных волн этого диапазона до сих пор не разработано адекватных геофизических моделей, поскольку для него высокая нелинейность сочетается с влиянием энергонесущего волнения. Для получения максимально полной информации о динамических процессах на водной поверхности требуются пространственно-временные измерения, которые трудно реализовать в открытом море. Возникает необходимость исследовать дрейфовые и турбулентные составляющие скорости поверхности, влияющие на процессы переноса на поверхности океана, образование поверхностных пленок и сликов. Это обуславливает важность развития методик, позволяющих получать наиболее полную информацию о динамических характеристиках водной поверхности. Все вышеизложенное определяет АКТУАЛЬНОСТЬ . и ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ работы.
ЦЕЛЬЮ РАБОТЫ является развитие методов радиофизического зондирования поверхности океана и приводного слоя атмосферы, в частности -оперативной оценки условий распространения СВЧ-радиоволн над морской поверхностью и определения случайных динамических характеристик поверхности океана.
В ЗАДАЧИ ИССЛЕДОВАНИЙ входила разработка экспериментальных методов, методик обработки данных, проверка моделей в натурных условиях
(судовые измерения в открытом море), позволяющие получать информацию в реальном времени. В частности:
-
Экспериментальное исследование рефракции и проверка теоретических моделей распространения электромагнитных волн сантиметрового диапазона в приводном слое атмосферы.
-
Разработка радиофизической методики, позволяющей проводить оперативную оценку условий распространения радиоволн над морем и оценить профиль волновода испарения в приводном слое атмосферы.
-
Исследование обратного (радиолокационного) рассеяния электромагнитных волн сантиметрового диапазона на морской поверхности при малых углах скольжения и разработка методики измерений и обработки данных, позволяющей получать наиболее полную информацию об энергонесущем волнении в открытом море, с борта судна.
-
Исследование физических механизмов и оценка пределов применимости моделей обратного рассеяния сантиметровых волн на поверхности океана.
-
Исследование динамических характеристик высокочастотных составляющих спектра поверхностного волнения, которые оказывают определяющее влияние на рассеяние сантиметровых радиоволн и вносят значительный вклад в динамические процессы на поверхности океана.
НОВИЗНА РАБОТЫ определяется разработанными методиками измерений и обработки данных, а также интерпретацией полученных результатов в рамках нового направления (СВЧ-радиофизический мониторинг поверхности океана и приводного слоя атмосферы).
ДОСТОВЕРНОСТЬ полученных результатов определяется
сопоставлением данных, полученных различными экспериментальными методами и согласием экспериментальных результатов с модельными теоретическими расчетами.
Динамические характеристики поверхностного волнения и обратное рассеяние электромагнитных волн
Исследование поверхностного волнения и сопутствующих динамических процессов на границе океан-атмосфера имеет длительную историю и обширную библиографию. Отметим лишь несколько обзоров и монографий [36, 39, 81, 99, 101].
Теоретические модели поверхностного волнения постоянно совершенствуются. Методы описания случайного анизотропного волнения можно считать разработанными лишь в линейном приближении [73], которое заведомо не выполняется в реальных условиях на поверхности океана. Для моделирования крупномасштабного энергонесущего волнения на глубокой воде (длинные ветровые волны, зыбь) используется слабонелинейное приближение с укороченным уравнением Шредингера (в более высоком приближении - уравнением Дайста) [109]. Даже при умеренных амплитудах, распространение волновых пакетов связано с развитием неустойчивости [5, 42] и образованием двумерных структур типа бифуркаций [109]. Для нахождения устойчивых нелинейных решений для волн на глубокой воде были развиты вариационные методы и рассмотрение в рамках гамильтонова формализма [98]. Силыюнелинейные эффекты заострения и обрушения гребней волн лишь в ряде случаем допускают численные решения уравнения Лапласа, когда рассматривается идеальная жидкость в пренебрежении вязкими эффектами [105].
Методы прогнозирования и оценки ветрового волнения основаны, чаще всего, на эволюции спектров морских волн [36, 81, 101]. Высокочастотные составляющие (короткие гравитационные волны и гравитационно-капиллярная рябь) модулируется крупномасштабным волнением, и их спектральный состав определяется несколькими физическими механизмами - неоднородностью атмосферного давления, поверхностным дрейфом, нелинейной трансформацией энергии волн и обрушением их гребней. Это особенно проявляется в режиме насыщения - для развитого ветрового волнения [101]. Модели соответствующего участка равновесия в спектре ветровых волн постоянно совершенствуются [121, 134]. При этом для описания ветрового волнения повсеместно используется кинетическое уравнение (эволюции) для спектральной плотности волн [101]. В наиболее полном виде оно записывается следующим образом [76]: (1.2.1) +V »VXS = F = G+IVL-D где F - функция источника, S(f,6) - двумерный частотно-угловой спектр волновых чисел, / = gk , в и V - частота, направление и групповая скорость компоненты с волновым вектором к в направлении х. G, NL, D - слагаемые функции источника, описывающие приток энергии от ветра к волнам, нелинейный перенос энергии по спектру и диссипацию.
Необходимо отметить, что даже при максимальном возможном учете факторов, определяющих правую часть уравнения (1.2.1) при его численном решении [76], оно не описывает всех особенностей коротких гравитационных волн и гравитационно-капиллярной ряби. На динамику мелкомасштабных волн оказывают влияние, помимо прочих факторов, турбулентные процессы перемешивания поверхностного слоя океана, температурные изменения ит.д.[101]. Мелкомасштабное волнения имеет наиболее крутые уклоны и нелинейные эффекты проявляются для него особенно сильно [39, 101]. Динамика сильнонелинейных гравитационно-капиллярных волн даже без учета влияния более крупных волн представляет собой крайне сложную задачу [84]. Кроме того, модуляция мелкомасштабного волнения является индикатором неоднородных поверхностных течений [4] и сликов, образуемых поверхностными пленками [77].
В этих условиях особый интерес представляют экспериментальные исследования высокочастотных составляющих поверхностного волнения. Исследованию механизмов генерации и распространения коротких поверхностных волн посвящено большое количество лабораторных экспериментов [39, 101, 109]. В натурных условиях мелкомасштабное волнение на поверхности моря регистрируется дистанционными оптическими (солнечные блики, лазерные измерения [78]), радиометрическими [108] и радиолокационными методами [41]. Натурные исследования мелкомасштабного волнения в открытом море представляют собой серьезную проблему, так как требуют неподвижности точки измерений. Для исследования динамики мелкомасштабных волн проводятся комплексные исследования с неподвижной морской платформы [117]. Коротковолновые составляющие спектра могут являться результатом нелинейной трансформации основных спектральных компонент и двигаются с их фазовой скоростью. Выделение таких "вынужденных" гармоник простым спектральным анализом невозможно и требует пространственно-временных корреляционных измерений [101, 135], которые крайне сложно выполнить в открытом море с борта судна.
При активном радиолокационном зондировании поверхностного волнения основным механизмом формирования радиолокационных отражений от морской поверхности считается резонансное брегговское рассеяние [114]. В декаметровом (KB) диапазоне доплеровские частотные сдвиги первого и второго порядков [127] эффективно используются для дистанционного радиолокационного зондирования анизотропного крупномасштабного волнения [40]. В СВЧ диапазоне (дециметровые и сантиметровые электромагнитные волны) обратное рассеяние формируется на гравитационно-капиллярной ряби [155]. Физические механизмы такого рассеяния на регулярной ряби экспериментально исследовались в лабораторных условиях [ПО, 123]. Однако в натурных условиях брегговские резонансные пики, как правило, не разрешаются из-за доплеровского расплывания, поскольку рябь участвует в орбитальном движении в поле крупномасштабного волнения [146, 154]. При достаточно большой площадке разрешения радиолокатора, захватывающей участки с разными орбитальными скоростями поверхности, доплеровскии спектр имеет большую ширину, и в экспериментальных исследованиях для фазовых измерений используется его центр тяжести [41, 69]. Аналогичные проблемы возникают при амплитудных измерениях [19, 33, 38], когда эффективное сечение обратного рассеяния определяется локальным уклоном поверхности, а конечная площадка разрешения затрудняет учет волнения промежуточного масштаба - от десятков сантиметров до единиц метров. Для выделения брегговских резонансных сдвигов в доплеровском спектре дециметровых радиолокационных сигналов в последние годы создаются РЛС с узкой диаграммой направленности (антенны с синтезированной апертурой), которые формируют малую облучаемую площадку на морской поверхности [137]. Измерения при этом также проводятся с неподвижной платформы [117, 154].
Теоретическое описание обратного рассеяния электромагнитных волн сантиметрового диапазона чаще всего проводится в рамках теории возмущений [10]. При этом, как правило, используется двухмасштабная модель поверхности когда рассеяние происходит на резонансной ряби, а рассеивающая площадка, уклон которой определяется крупномасштабным волнением, считается плоской [146]. Такое приближение не учитывает дифракционных эффектов и неприменимо при углах падения меньше 20 градусов [130]. Дифракция при обратном рассеянии может быть учтена в рамках теории возмущений для сплошного спектра поверхностных волн [115], но такое решение требует пологой поверхности, то есть используется приближение малых наклонов [10]. В реальных экспериментальных условиях приближение малых наклонов для высокочастотных составляющих волнения не выполняется [101]. Кроме того, существенный вклад в радиолокационные отражение вносит рассеяние на заостренных гребнях и пенных образованиях [88, 120], когда механизм рассеяния близок к зеркальному. Поэтому имеющиеся модели лишь качественно описывают некоторые особенности обратного рассеяния. Это справедливо для любых углов рассеяния, но особенно проявляется при малых углах скольжения, когда локальный наклон поверхности сравним или превышает угол облучения [10]. При построении моделей необходимо учитывать процессы переноса, турбулентные составляющие скорости поверхности [101] и неоднородность мелкомасштабного волнения [126, 154].
Пространственная структура радиолокационных отражений в условиях сверхрефракции
Для изучения влияния рефракции на пространственную структуру радиолокационных отражений от морской поверхности строились зависимости дисперсии флуктуации интенсивности ЛІ(г) в диапазоне 7-60 км. использование Л1(г) позволяет исключить низкочастотные и постоянные составляющие сигналов в приемном тракте РЛС.
Изменение азимутального направления зондирования позволяет оценить влияние анизотропного волнения, так как атмосферные условия распространения в открытом океане, при отсутствии атмосферных фронтов, неоднородного поля осадков и т.д., остаются, по-видимому, изотропными в пределах десятков километров.
Особое значение для оценки влияния рефракции имеют двухчастотные измерения. При достаточно большой рассеивающей площадке, и реализованной в экспериментах коммутации записываемых радиолокационных сигналов (смотри предыдущий параграф), средние значения интенсивности обратного рассеяния на длинах волн 3 и 10 см могут отличаться по абсолютной величине на несколько децибел, однако различия в пространственном поведении Л1(г) определяются, в основном, рефракцией радиоволн в приводном слое атмосферы.
Накопление проводилось по 150-300 импульсным посылкам. При обработке в большинстве случаев проводилась цифровая высокочастотная фильтрация. Из проведенных 70-ти сеансов измерений приблизительно в 14-ти случаях у поверхности воды существовал волновод испарения, профиль которого регистрировался по методике, изложенной в параграфе 1 настоящей главы.
На рис.3.6 приведены гистограммы вариации средней величины Л1(г) по уровню - 40дБ к А1(г0), где г0=3км. Как видно из рисунка, поведение гистограмм отличается для длин волн 3 и 10 см (рис. а и б, соответственно ). Если для радиоизлучения на длине волны 10 см уровень радиолокационных отражений монотонно убывает с дальностью, то для длины волны 3 см средний уровень радиолокационных отражений увеличивается в загоризонтной области (дальность радиогоризонта 20 км). Наличие волновода испарения приводит к увеличению уровня радиолокационных отражений для обеих длин волн , однако условия волноводного распространения меняются с длиной волны излучения .
Поведение полученных экспериментально зависимостей Л1(г) сравнивалось с поведением расчетной функции ослабления радиоволн. Модельные расчеты функции ослабления ( с учетом двукратного прохождения радиоизлучения) проводились для измеренного профиля N{z) = ує(г) с учетом импедансных граничных условий на поверхности. Следуя Фоку [102], задача решалась в параболическом приближении.
В случае регулярной рефракции решение может быть представлено в виде контурного интеграла (3.3.5), который в пределах прямой видимости вычисляется в приближении геометрической оптики, в области тени - по методу нормальных волн, в области полутени - численно [106]. При расчетах за высоту одного из корреспондентов принималась высота антенн РЛС, а высота второго корреспондента менялась в пределах 0.5-2м, в зависимости от высоты поверхностного волнения.
На рис.3.7 приведены характерные расчетные и экспериментальные зависимости (а- длина волны 10 см, б-длина волны 3 см) для случая нормальной рефракции, когда волновода испарения в приводном слое не наблюдалось.
В условиях сверхрефракции (наличие волновода испарения) собственные значения мод в области тени рассчитывались по методу эволюции спектрального параметра, с использованием метода инвариантного погружения (см. [28]). На рис.3.8 приведены расчетные зависимости функции ослабления и экспериментальные зависимости АЦг) для волновода испарения, профиль которого показан на рис.3.1. Волнение в это время составляло 2 балла. Зависимости соответствуют "захвату" в волноводный канал двух мод на длине волны 3 см (см. рис.3.86 ,в). интерференцией которых объясняется наличие минимума в загоризонтной области. На длине волны 10 см сильно затухающей оказывается даже первая мода, поэтому соответствующая зависимость мало отличается от зависимости для случая нормальной рефракции (рис.3.7). Экспериментальные зависимости на рис.3.8 б,в отличаются только азимутальным направлением зондирования на угол 70 . Поведение А1(г) в целом сохраняется. Отличие состоит в появлении структуры, имеющей вид квазипериодических биений. Ее появление оказалось характерным для сигналов обоих диапазонов (см. рис.3.7) и связано, по-видимому, с недостаточным временем усреднения и структурой энергонесущего волнения.
Энергонесущее волнение (ветровые волны, зыбь) приводит к временной модуляции радиолокационного сигнала с характерным периодом в несколько секунд [69]. Если период такой модуляции оказывается кратным 3,45 сек (период вращения антенны или интервал времени между двумя последовательными записями сигналов с выбранного направления), то это может привести к модуляции Л1(г).
Согласие экспериментальных данных с модельными расчетами для двух частотных радиолокационных наблюдений позволяет заключить, что пространственные изменения радиолокационных сигналов рассеянных морской поверхностью, непосредственно связаны с функцией ослабления радиоволн. Рефракция оказывает определяющее влияние на уровень радиолокационных отражений на загоризонтной области, что особенно проявляется при длине волны излучения 3 см.
Таким образом, реализованная методика радиолокационных измерений позволяет простыми средствами, в реальном масштабе времени оценить функцию ослабления радиоволн и, соответственно, условия их распространения в приводном слое атмосферы.
Пространственные спектры и анизотропия энергонесущего волнения
Обратное рассеяние СВЧ электромагнитных волн на морской поверхности формируется на резонансной гравитационно-капиллярной ряби [114, 155]. При этом энергонесущее волнение (ветровые волны, зыбь) меняет локальный угол рассеяния, что приводит к модуляции радиолокационного сигнала [146, 156]. Зависимость интенсивности радиолокационных отражений от угла рассеяния нелинейна, однако, при малом уклоне морской поверхности (малый диапазон изменения угла рассеяния), в пространственном спектре радиолокационного сигнала в явном виде присутствует пространственный спектр уклонов поверхности [38]. В натурных экспериментах [19, 21] это особенно проявляется в условиях, близких к штилевым - генерация ряби слабым ветром на пологой, длинной зыби, когда наиболее применима двухмасштабная модель поверхности, построенная в рамках теории возмущений [10]. Покажем, что при скользящем некогерентном радиолокационном зондировании с борта судна удается выделить спектр энергонесущих волн и оценить азимутальную анизотропию волнения [19].
На рис.5.2 приведены характерные временные спектры флуктуации радиотеплового излучения поверхности, полученные при радиометрических измерениях в течение 7мин. Зависимости соответствуют различным состояниям морской поверхности: а - штилевые условия с узким спектром волнения, в котором доминирует длинная зыбь, б - ветровое волнение с достаточно широким спектром (2 балла).
Параллельно с радиометрическими измерениями проводилась запись радиолокационных сигналов, которые по описанной выше методике, оцифровывались непосредственно или записывались на аналоговый магнитофон с полосой до 5 МГц и дальнейшая обработка проводилась на берегу.
Пусть U„(t,q ) - огибающая амплитуды радиолокационного сигнала п-ой посылки в заданном направлении ср, I(n,t,) - его интенсивность. j(t, ф) - дисперсия флуктуации амплитуды, полученная по реализациям. Как было показано в главе 3, нормированное статистическое распределение P(Un U0) на начальном участке радиолокационного сигнала хорошо аппроксимируется двухпараметрическим распределением Вейбулла
На рис.5.3 приведены данные, соответствующие слабому ветру и длинной зыби (рис.5.2 а) и развитому ветровому волнению (рис.5.2 б). Показан результат усреднения энергетических спектров флуктуации интенсивности отраженных сигналов, соответствующий 128 импульсным посылкам локатора (длина волны излучения 10 см) на каждом из выбранных азимутальных направлений. Спектры соответствуют различным азимутальным углам ф) и даны зависимости а(ф) и С(ф). На рисунках хорошо видно изменение структуры спектров, связанное с анизотропией волнения. Особенно это проявляется для длинной зыби (рис.5.3 ). При этом направление распространения зыби (наиболее выраженный максимум в спектре при Ф=135) совпадает с одним из максимумов зависимости а(ф). Второй максимум а(ф) определяется направлением ветра. Развитое ветровое волнение имеет более широкий спектр (рис.5.2 б), что и проявляется в спектре радиолокационного сигнала (рис.5.3)-Регулярный подъем спектральных кривых в области низких пространственных частот объясняется расходимостью излучения в азимутальной плоскости.
Интересным представляется тот факт, что поведение параметра С(ф) на рис. 53 не совпадает с поведением ст(ф). Общая тенденция заключается в уменьшении параметра формы С в направлении ветра, то есть в минимальном отклонении от релеевского распределения. Это, по-видимому, объясняется следующим. Уровень радиолокационных отражений и интенсивность флуктуации радиолокационного сигнала в направлении ветра увеличиваются. На этом фоне вероятность аномальных амплитудных выбросов, которыми определяется отклонение от релеевского распределения, в целом уменьшается.
Для анализа структуры пространственного спектра радиолокационного сигнала использовалось, в основном, радиолокационное рассеяние на длине волны Зсм, поскольку в этом случае (за счет более узкой, чем на длине волны 10 см, диаграммы направленности) реализуется меньшая азимутальная расходимость излучения. На начальном участке сигнала (0.4-1.5 км) зависимость I(t) может считаться статистически однородной (см.главу 3.). Тогда режим радиолокационного зондирования поверхности в заданном азимутальном направлении подобен режиму локатора бокового обзора [41]. В рамках первого порядка теории возмущений, следуя работе [38], можно предположить, что спектр отраженного сигнала определяется суммой спектра уклонов морской поверхности и его автокорреляционной функции с некоторыми коэффициентами
На рис.5.4 (кривая 1) приведен энергетический спектр флуктуации интенсивности радиолокационного сигнала WA!(x) на длине волны Зсм в направлении распространения зыби. В то же время была получена временная зависимость радиояркостной температуры воды и ее энергетический спектр приведен на рис. Из него можно заключить, что в период проведения измерений в поверхностном волнении преобладала крупная зыбь с длиной волны -200м. Высота такой зыби, согласно Пирсону [80], составляет порядка Зм. Из рис видно, что спектр в показанной " частотной области состоит из двух участков (условно обозначенных I и II), имеющих похожую форму, но существенно отличающихся по амплитуде. Подобная структура прослеживалась, в той или иной степени, практически во всех спектрах, полученных при наличии зыби и несильном ветре. Это позволяет предположить, что участки I и II соответствуют первому и второму членам в формуле (5.2.2). То есть спектр отраженного сигнала представляет собой сумму спектра уклонов поверхности и его автокорреляционной функции.
В заключении необходимо отметить, что предложенная интерпретация является в целом спорной, несмотря на то, что подтверждается экспериментальными данными. Структура радиолокационных отражений в значительной степени определяется мелкомасштабным волнением, уклоны которого превышают характерные уклоны пологого энергонесущего волнения. Формула (5-2.2) получена в предположении статиснически-однородного мелкомасштабного волнения и не учитывает его модуляцию вследствие влияния крупных волн. Полученная пространственная структура спектра радиолокационных отражений может объясняться не столько самим уклоном энергонесущих волн, сколько неоднородностью ряби на его склонах. В любом случае, однако, низкочастотные составляющие в спектре радиолокационного сигнала непосредственно связаны со спектром энергонесущего волнения.
Приведенные результаты получены достаточно простыми экспериментальными средствами (некогерентная навигационная РЛС). Возможности реализованной методики измерений и обработки данных проиллюстрированы на примере характерных метеоусловий: при слабом ветре и зыби на поверхности моря и при развитом ветровом волнении. Представленная методика статистической эбработки радиолокационных сигналов позволяет получить достаточно полную информацию об анизотропном энергонесущем волнении и оценить некоторые особенности радиолокационного рассеяния сантиметрового электромагнитного излучения при малых углах скольжения. В следующем параграфе будет показана возможность получения информации о пространственно-временных динамических характеристиках энергонесущего волнения.
Спектры и нелинейная динамика волнения
Использованная методика измерений и обработки данных позволяет получить "мгновенные" значения орбитальной скорости и наклонов поверхности. При этом временные зависимости доплеровских сдвигов f„,(t) и fc(t) существенно отличаются, поскольку значение fm(t) определяется скоростью участков поверхности с максимальным уклоном. В силу этого удобно анализировать не спектр случайного процесса /„,(() , а его статистическое распределение. Для узкого спектра волнения максимум в распределении скоростей точек отражения в линейном приближении определяется фазовой скоростью поверхностной волны, а ширина распределения ;вязана с групповой скоростью и шириной спектра [73, 101]. Аналогично можно проанализировать в таких точках и распределения орбитальной скорости юверхности.
На рис.6.7 приведены характерные распределения P(f,„), полученные при разных летеоусловиях ( 1 - скорость ветра 8м/с, волнение - 2балла, 2 - неразвитое волнение іри скорости ветра 4м/с). Распределения рис.6.7 отражают спектральный состав юлнения в течении 15сек (с учетом скорости судна пространственный масштаб доставляет 70м). Центральные пики определяются проекцией орбитальной скорости іесущей волны. При неразвитом волнении (кривая 2) в распределении четко прослеживаются боковые пики, соответствующие второй гармонике несущей частоты, а ассиметрия распределения несет информацию о нелинейной трансформации волны (короткий гребень и длинная впадина [101]). Характерно, что распределение Р(/с) при этом не сильно отличается от нормального (кривые 3,4 на рис. 6.7), поскольку в этом случае оно определяется орбитальными скоростями на всех участках поверхности. Оценка несущей частоты для кривых 1,2, при скорости судна 4м/с , составляет, соответственно, 0.35 и 0.4Гц. При этом для более развитого волнения (кривая 1) оценка скорости несущей волны, полученная из распределения, составляет 0.7 от фазовой скорости. Это согласуется с большей шириной распределения P(fJ, поскольку в линейной теории групповая скорость волнового пакета составляет половину фазовой.
Если спектр проекции орбитальной скорости поверхности Gc(co -со0) представляет собой энергетический спектр зависимости fc(t), линейно смещенный на величину щ=2п/о - доплеровский сдвиг, связанный со скоростью судна, то при получении адекватного временного спектра возвышений поверхности Gn(to) необходимо учитывать дисперсию ветровых волн,- разную скорость спектральных компонент С(со ) в сравнении со скоростью судна С0
На рис.6.8 (кривые 1,2) приведены характерные спектры, полученные при усреднении 16-ти последовательных записей в течении одного сеанса измерений. В обоих спектрах четко прослеживается общая спектральная структура волнения. Это само по себе является подтверждением адекватности восстановления одномерного профиля волнения, так как соответствующие временные зависимости среднего частотного сдвига и локального уклона поверхности слабо скоррелированы.
Коэффициент корреляции fc(t) и 9П(0 при интервале спектральной обработки с=0. ІЗсек не превышал 0.1, в то время, как коэффициент корреляции наклона и иггенсивности рассеянного радиолокационного сигнала достигал 0.5. Кроме того , ггатистическое распределение 9П2(0 близко к нормальному, следовательно, волнение сильно анизотропно, и поперечные размеры отражающей площадки меньше гребней сруппых волн. Для изотропного волнения распределение 0п2(О стремиться к невскому [9]. По оценкам, спектры, приведенные на Рис.6.8, достаточно хорошо (писывают волнение до характерных длин волн порядка 0,5м. Для более коротких. волн начинают сильно сказываться конечные поперечные размеры отражающей шощадки.
На рис.6.9 приведена характерная запись профиля ветрового волнения H(t) при корости судна 3.5 м/с. На временном участке Т, предшествующем гребню крупной олны (тах(Яф), Рис.6.9), наблюдаются квазипериодические затухающие сцилляции. Подобные структуры, с различной амплитудой и периодом, егистрировались в большинстве случаев перед обрушением гребня. При развитом етровом волнении, в каждой записи, аналогичной приведенной на рис. . рисутствовали 1-2 участка, соответствующих обрушению гребня рупномасштабного волнения. Такие участки легко фиксируются в биолокационном сигнале, поскольку им соответствуют аномальные амплитудные сбросы при рассеянии на гребне, когда механизм отражения близок к зеркальному .
Необходимо отметить, что форма самого гребня не соответствует профилю рис.6,9, поскольку методика восстановления H(t) основывается на брегговском механизме радиолокационного рассеяния .
На рис.б. приведены характерные записи Qn(t)- fc(t),f„,(0, а также интенсивности рассеяния I(t) во время образования острого волнового гребня и его обрушения. В зависимости I(t) присутствует аномальный выброс, когда энергия рассеянного сигнала концентрируется в узком частотном диапазоне, что соответствует механизму отражения, близкому к зеркальному.
Анализ записей, аналогичных приведенным на Рис.6.10 , позволяет проследить нелинейную трансформацию поверхностных гравитационных волн с учетом дисперсионных соотношений, поскольку они содержат информацию о "мгновенных" шачениях наклона и орбитальной скорости поверхности. Одной из характерных зсобенностей зависимости 6п(У) является появление коротковолновых составляющих т временном участке (Г=4сек), предшествующем обрушению гребня, чего не шблюдается в зависимостях/,//,) nfc(t). Для исследования динамики гравитационных юлн метрового масштаба применялась "скользящая" спектральная обработка 0п(/), rJt) и fc(t), подобная описанной выше для доплеровского спектра. На рис.6.11 приведены усредненные с учетом скорости судна по 16-ти записям соответствующие спектры G//(co ), G,„(co ), Сс.(со ) (кривые 1,2,3) при развитом ветровом волнении силой балла. В каждой записи присутствовало 1-2 участка с аномальным рассеянием на обрушающемся гребне волны. Средние спектры на участках, предшествующих обрушению (кривые 4,5,6), отличаются от равновесных. Появление коротковолновых сомпонент в спектре уклонов поверхности не проявляется в спектре орбитальных (и, ответственно, фазовых ) скоростей. Наблюдается даже обратная тенденция - трицательное отклонение зависимостей G„,(co), Gc(a ) от равновесия в середине :пектрального диапазона рис.6. 11. Это может объясняться уже отмеченным эффектом юдавления коротких свободных волн течениями на склонах крупномасштабного юлнения [101]. Появление высокочастотных составляющих в спектре Gm( ) связано, ю оценкам, с методикой обработки данных - переходом максимума доплеровского пектра G(fm) от одного брегговского резонансного пика к другому (/„, смещается на ;еличину Afr, рис.6.1). Для сравнения на рис.б.11 (пунктир) приведен теоретический пектр орбитальной скорости на участке равновесия (закон "степени -3"[101]).
Таким образом, на склонах ветрового волнения наблюдается нелинейная енерация гармоник метрового масштаба, не удовлетворяющих дисперсионному оотношению для свободных гравитационных волн. Этот результат качественно огласуется с анализом нелинейной динамики поверхностных волн, когда эволюция tyra волн конечной амплитуды сопровождается интенсивным образованием волновых :омпонент комбинационных частот, распространяющихся с фазовой скоростью образующих [109]. На склонах ветрового волнения реализуются, по-видимому, [елинейные условия их эффективного резонансного роста и неустойчивого разрушения вместе с гребнем волны.. Поскольку масштаб биений значительно [ревышает гравитационно-капиллярный диапазон, физический механизм их образования принципиально отличается от описанного в [84] для сильных равитационно-капиллярных волн. Осциллирующие решения имеют место в теории [елинейных эволюционных уравнений, которыми описываются волны на мелкой оде. Например, осциллирующую структуру имеют слабые приливные боры, которые описываются каноническим уравнением Кортевега - де Вриза (КДВ) с добавлением члена, ответственного за затухание (уравнение Кортевега - де Вриза - Бюргерса) [98]. Похожую структуру имеет численное решение уравнения КДВ, описывающее нелинейную эволюцию периодической волны в диспергирующей среде, когда на ее гребне появляются осцилляции, развитие которых приводит к распаду волны на солитоны [12]. На рис. 6$ показан возможный путь образования осцилляции. На склоне энергонесущего волнения возникает такое соотношение между нелинейными искажениями и дисперсией, при которых квазипериодические структуры возникают в процессе эволюции волны меньшего масштаба, а затем разрушаются вместе с гребнем крупной волны. Такая интерпретация носит предположительный характер, адекватное описание эффекта требует детального теоретического анализа и численного моделирования.
