大气波导特征分析及其对电磁波传播的影响_姚展予.pdf

第58卷 第5期 2000年10月气 象 学 报 ACTA M ETEOROLOGICA SI N ICAVol . 58ΚNo. 5 Oct.Κ2000大气波导特征分析及其对电磁波传播的影响Ξ姚展予;北京大学地球物理系暴雨监测和预报国家重点实验室Κ 北京Κ100871Γ;中国气象科学研究院Κ 北京Κ100081Γ赵柏林 李万彪 朱元竞 杜金林;北京大学地球物理系暴雨监测和预报国家重点实验室Κ 北京Κ100871Γ戴福山;北京应用气象研究所Κ 北京Κ100029Γ摘 要文中在介绍大气折射的基本类型及其存在条件的基础上Κ 阐述了三种类型的大气波导的形成机制Κ 总结并分析了大气波导的几个主要特征Κ 并用西北太平洋云辐射实验的实测资料和西沙海域的气象资料进行了验证Κ 同时试验了蒸发波导高度对大气湿度、 气海温差、 水平风速变化的敏感性Λ 在分析大气波导对电磁波传播的影响时Κ 推导了可形成波导传播的电磁波最大陷获波长和临界发射仰角Κ 提出了电磁波形成波导传播的4个必要条件Κ并讨论了大气波导对超短波传播、 雷达探测、 短波通信等方面的影响Λ 关键词Π大气波导Κ 特征分析Κ 电磁波传播Λ1 引 言第二次世界大战以来Κ 雷达已在许多领域得到广泛的应用Λ人们在利用雷达进行探测 时Κ 经常会发现一些电磁波的异常传播现象Λ 其中一种显著的现象是Π 在一定的气象条件 下Κ 在大气边界层尤其是在近地层中传播的电磁波Κ 受大气折射的影响Κ 其传播轨迹弯向地面Κ 当曲率超过地球表面曲率时Κ 电磁波会部分地被陷获在一定厚度的大气薄层内Κ 就 像电磁波在金属波导管中传播一样Κ 这种现象称为电磁波的大气波导;ductΓ传播Κ 形成波导传播的大气薄层称为大气波导层Λ 大气波导现象使得雷达有可能观测到数倍于雷达正 常探测距离处的目标Κ 实现所谓的超视距探测Λ 大气波导现象经常发生在海洋大气环境中Λ中国东南领海有4个海区Κ 南北跨越纬度40度、3个气候带Κ 海域辽阔Κ 海况复杂Κ 海洋资源丰富Κ 地理位置重要Λ充分研究海上大气 波导现象及其对电磁波传播的影响具有广阔的应用前景ΛΞ初稿时间Π1999年9月9日Κ 修改稿时间Π1999年11月30日Λ资助课题Π 国家自然科学基金项目;49794030Γ和国家重点科技攻关项目;962020201205ΓΛ2 大气折射与大气波导2. 1 大气折射的基本类型及其存在条件影响大气环境中的电磁波传播特性的主要大气因子是大气折射率;refractive indexΓ Λ 对频率在1～100 GHz范围内的电磁波Κ 大气折射率n或大气折射指数;refractivityΓN;N单位Γ 可表示为大气温度T;单位ΠKΓ 、 大气压力P;单位ΠhPaΓ 和水汽压e;单位ΠhPaΓ的函数f≅PΨTΨeΣ Κ 其关系由下式给出[1]Πn=f≅PΨTΨeΣ= 1 +77. 6 TP+4810e Tı10- 6≅1ΣN=≅n-1Σı106=77. 6 TP+4810e T≅2Σ当电磁波传播距离很短时Κ可近似认为地球表面为平面Κ但若电磁波传播距离较长时Κ 就必须考虑地球曲率的影响Κ 此时Κ 为了将地球表面处理成平面Κ 通常使用进行了地球曲率订正的大气修正折射率;modified refractive indexΓm和大气修正折射指数;又称大气折射指数模数Γ ;modified refractivityΓM;M单位Γ 更为方便Κ 其表达式如下[1Κ2]Πm=n+Z R0≅3ΣM=≅m-1Σı106=N+Z R0ı106≅4Σ式中R0= 6. 371×106m为平均地球半径ΚZ;单位ΠmΓ 为地表以上的高度Λ式;4Γ 可简化为ΠM=N+ 0. 157Z≅5Σ将式;2Γ Κ ;5Γ 分别对高度Z求导可得ΠdN dZ= -77. 6 T2P+9620e T5T 5Z+77. 6 T5P 5Z+373256 T25e 5Z≅6ΣdM dZ=dN dZ+ 0. 157≅7Σ当大气折射指数垂直梯度;单位Πm- 1ΓdN dZ> 0时Κ 电磁波的传播轨迹将背着地球而凸起弯曲Κ 此时的大气为负折射;subrefractionΓ Λ当dN dZ= 0时Κ 电磁波的传播轨迹不发生弯曲Κ 沿直线传播Κ 此时的大气为零折射;也称无折射Γ ;nonrefractionΓ Λ当dNdZ0且5e 5Z0>0. 157零折射;无折射Γ00. 157 正折射<0<0. 157正常折射;标准折射Γ- 0. 077～00. 080～0. 157超折射- 0. 157～- 0. 0770～0. 080临界折射- 0. 1570陷获折射<- 0. 157<02. 3 大气波导的分类及其形成条件在海洋大气环境中通常可出现三种类型的大气波导[1Κ2]Π蒸发波导;evaporationductΓ 、 表面波导; 也称接地波导Γ;surface ductΓ和抬升波导; 也称悬空波导Γ;elevatedductΓ Λ后两种大气波导也可能出现在陆地大气环境中Λ图1给出了三种类型的大气波导 特征参量示意图Λ图1 大气波导及其特征参量示意图;图中h为波导顶高度Κh1为陷获层顶高度Κh2为基础层底高度Κd为波导厚度Κd1为陷获层厚度Κd2为基础层厚度Κ ∃M为波导强度Γ2. 3. 1 表面波导表面波导是下边界与地表相连的大气波导Κ 一般发生在300m高度以下的边界层大气中Λ 它通常出现的形式有两种Κ 一种是波导层由一个接地陷获层直接构成的表面波导;如图1a所示Γ Κ 另一种是波导层由一个悬空陷获层叠加到一个折射指数梯度较小的接地 基础层之上而构成的表面波导;如图1b所示Γ Λ表面波导的一个显著特点是波导顶的大气修正折射指数小于地面的大气修正折射指 数Λ表面波导一般出现在大气较稳定的晴好天气里Κ 此时低层大气往往有一个比较稳定的逆温层Κ 并且湿度一般随高度递减Λ在海洋大气环境中常见的易于形成表面波导的天气条 件主要有Π ;1Γ 在晴朗无风的天气背景下Κ 海面夜间辐射降温Κ 形成一个近地层的辐射逆温7065期 姚展予等Π 大气波导特征分析及其对电磁波传播的影响层Λ;2Γ 干暖气团从陆地平移到湿冷的海面上空时Κ 形成近地层大气温度下冷上暖、 湿度下 湿上干的状况Λ ;3Γ 雨后造成近地层下层大气又冷又湿的情况Λ2. 3. 2 抬升波导 抬升波导是下边界悬空的大气波导Κ一般发生在3000m高度以下的对流层低层大气中Κ 它通常是由一个悬空陷获层叠加到一个悬空基础层之上而构成;如图1c所示Γ Λ 抬升波导的一个显著特点是波导顶的大气修正折射指数大于地面的大气修正折射指 数Λ抬升波导的下边界高度一般距地面数十米或数百米Κ 在此高度之上一般出现一层逆温 层结Λ 在海洋大气环境中常见的易于形成抬升波导的天气条件主要有Π ;1Γ 受副热带高压 影响Κ 高层大气存在大范围的下沉运动Κ 使得干热气层覆盖于冷湿的海洋边界层低层大气之上Κ 形成一层悬空的逆温层Λ;2Γ 在季风海域和海陆风环流盛行海域Κ 干暖空气由陆地平 流至冷湿的海面近地层大气上方Κ 由于低层湍流较强Κ 而在上层形成一个湿度随高度递减 的逆温层Λ ;3Γ 冬季海洋云盖大气边界层中Κ 在低云云顶之上的混合层顶处经常会出现湿 度随高度锐减的逆温层Λ2. 3. 3 蒸发波导蒸发波导是海洋大气环境中经常出现的一种特殊的表面波导Κ 它是由于海面水汽蒸 发使得在海面上很小高度范围内的大气湿度随高度锐减而形成的;如图1d所示Γ Λ 蒸发波导一般发生在海洋大气环境40 m高度以下的近海面大气中Κ它由一个较薄 的陷获层组成Λ蒸发波导高度随地理纬度、 季节、 一日内的时间等而变化Κ 通常在低纬度海 域的夏季白天蒸发波导的高度较高Λ3 大气波导特征分析3. 1 尺度特征 通常大气波导的水平尺度为数公里至数百公里Κ 垂直尺度为数米至数百米Λ由于海洋 大气环境的水平均匀性较好Κ 容易形成产生大气波导的天气条件Κ 因此大气波导现象经常 出现在海洋大气环境中Λ 在陆地上Κ 由于地形的影响经常破坏边界层大气的水平均匀性Κ 所以只有在平坦荒芜地区或沙漠地区比较容易出现大气波导现象Λ3. 2 天气特征 大气波导现象经常出现在晴朗、 稳定、 无风的天气背景下Λ 在稳定的大气层结中经常 存在逆温层Κ 当逆温层中的大气湿度随高度递减时就容易形成表面波导或抬升波导Λ表面 波导上升后会转变为抬升波导Κ 抬升波导下沉后也会转变为表面波导Λ在晴朗无风的海洋 大气环境中则很容易出现蒸发波导Λ 在海洋云盖大气环境背景下Κ 经常会在低云云顶之上的混合层顶处出现湿度随高度 锐减的逆温层Κ 从而产生一个抬升波导层Λ图2给出了由北京大学地球物理系参加的西北 太平洋云辐射实验;日本奄美大岛Κ1990年1月和1991年1月Γ 中的一次典型观测实例Λ 图2a是1991年1月16日8Π00Κ 此时奄美大岛处于冷气团控制下Λ来自西北中国大 陆的干冷气团到达暖湿的海面上Κ 形成混合层Κ 水汽不断由海面输送到混合层中Κ 于是在 混合层上层不断有凝结过程发生Κ 形成了云层Λ此时在云层上方的混合层顶处出现了强的 逆温和湿度锐减Κ 形成一个抬升波导Λ 图2b是1月16日20Π00Κ此时气压下降Κ气温上806气 象 学 报 58卷图2 1991年1月日本奄美大岛海洋上空大气结构;a. 16日8Π00Μb. 16日20Π00Μc. 17日8Π00Μd. 17日20Π00Γ 升Κ 大气总水汽量增加Κ 暖湿气团入侵Κ 在干冷空气上爬升Κ 位于800 hPa附近的逆温层近 于消失Κ 抬升波导也随之消失Λ图2c是1月17日8Π00Κ 此时气压继续下降Κ 气温升高Κ 大 气总水汽量继续增加Κ 导致下雨Κ 奄美大岛受暖湿气团控制Λ图2d是1月17日20Π00Κ 此 时气压回升Κ 气温下降Κ 奄美大岛重新被干冷气团控制Κ 混合层重新出现Κ 混合层顶处再次出现湿度锐减的逆温层Κ 抬升波导再次出现Λ3. 3 日变化特征和季节变化特征 蒸发波导通常具有显著的日变化特征和季节变化特征Λ 一般来说Κ 在同一海域Κ 蒸发 波导的高度白天比夜晚高Κ 夏季比冬季高Λ 由于蒸发波导出现在海洋大气边界层近地层内Κ 受海面微气象条件的影响Κ 对于蒸发波导高度的确定Κ 通常是根据近地层相似理论利用海面气象海洋观测资料来确定[5～11]Λ根据M onin- Obukhov相似理论Κ 对大气折射指数N有Π5N 5Z=N3 kZ5N≅ZLΣ≅8Σ式中N为N的湍流平均量ΚN3为N的特征尺度Κk为Karman常数ΚZ为垂直高度ΚL为M onin- Obukhov长度Κ 5N为N垂直廓线的普适函数Λ 对式;8Γ 从海面粗糙度高度Z0积分到参考高度Z1Κ 并用梯度形式L′ 替代L后有Π△N≅Z1Σ=N3 kS≅9Σ其中 △N≅Z1Σ=N≅Z1Σ-N{≅Z0ΣΨS=∫Z1Z05N≅ZL′ΣZdZΨ由式;8Γ 、 ;9Γ 得Π9065期 姚展予等Π 大气波导特征分析及其对电磁波传播的影响5N{5Z=△N≅Z1Σ S Z5N≅ZL′Σ≅10Σ应用梯度理查孙数R i和总体梯度理查孙数R ib我们推导出计算L′的公式如下ΠL′=U≅Z1Σ2T≅Z1Σ # g[T≅Z1Σ-T≅Z0Σ]≅11Σ式中U和T分别为水平风速和温度的湍流平均量Κ # 为廓线系数Λ当大气折射指数垂直梯度等于临界值a;=- 0. 157m- 1Γ时Κ 所对应的高度即为蒸发波导高度hΚ 此时从式;10Γ 可得Πh=△N≅Z1Σ aS5N≅h L′Σ≅12Σ式;12Γ 即为我们从相似理论出发推导的计算蒸发波导高度的公式Λ运用上述方法Κ 选用1998年夏季西沙气象站的气象资料和全球海表面温度网格点资料Κ 我们计算和分析了中国西沙海域1998年夏季蒸发波导高度的日变化Κ 结果表明Π 中国西沙海域夏季蒸发波导的平均高度在20～25 m左右Κ蒸发波导高度具有显著的日变化特征Κ 一般白天高度明显比夜晚高Κ 下午高度平均比上午要高Κ 一天中的蒸发波导高度极大值基本出现在下午Λ图3给出了19。