基于蒸發(fā)波導的電磁波傳輸條件_圖文

1、基于蒸發(fā)波導的電磁 波傳輸條件AbstractThe existence duct environment affects the propagation path of radio waves and forms a different EM energy coverage. This propagation mechanism causes multiple propagation path and lead complex co-channel interference problems in the communication systems. Meanwhile, because o

2、f instability of the layers, serious path fading is also caused. In military, the presence of the duct environment may cause serious effects to radar systems, such as radio holes and extension of detection range. Thus, study and discussion in depth of it is very significant in the fields of communic

3、ation and national defense.In this paper, firstly we discuss the physical character of the evaporation duct, including the physical properties, how to use PJ model to solve the height of evaporation duct and the influence factors in the atmosphere. Then, we discuss the two main influence factors of

4、the propagation distance of the radio waves, the frequency and the launch elevation of radio waves. Finally, we discuss the propagation distance of the radio waves transmitting in the evaporation duct and give two different solution of the propagation distance.緒論人們在利用雷達進行探測時,經(jīng)常會發(fā)現(xiàn)一些電磁波的異常傳 播。其中一種顯著的

5、現(xiàn)象是:在一定的氣象條件下,在大氣邊界層尤 其是在近地層中傳播的電磁波, 受大氣折射的影響, 其傳播軌跡彎向 地面, 當曲率超過地球表面曲率時, 電磁波會部分地被陷獲在一定厚 度的大氣薄層內(nèi), 就像電磁波在金屬波導管中傳播一樣, 這種現(xiàn)象稱 為大氣波導傳播, 形成波導傳播的大氣薄層稱為大氣波導層。 大氣波 導現(xiàn)象使得雷達有可能觀測到數(shù)倍于雷達正常探測距離處的目標, 實 現(xiàn)所謂超視距探測和超視距接收, 并且大氣波導可增加雷達測距、 測 角、測速的誤差,使雷達探測出現(xiàn)大面積盲區(qū)。大氣波導現(xiàn)象經(jīng)常會 將雷達正常探測條件下不可能出現(xiàn)在雷達顯示屏上的遠處的陸地雜 波或海面雜波等顯示出來,從而大大增加了雷

6、達雜波信號分布范圍, 降低了雷達的檢測分辨性能。 大氣波導存在與否對短波通信的影響也 很大, 因此充分研究大氣波導現(xiàn)象及其對電磁波傳播的影響具有廣闊 的應用前景。 大氣波導是對流層環(huán)境的一種異常大氣結(jié)構(gòu), 自二戰(zhàn)以 來人們就開始了有關(guān)低空大氣波導的研究。 二戰(zhàn)結(jié)束后, 在對許多影 響大氣波導中電波傳播的大氣物理因素研究取得進展以后, 人們開始 了對大氣波導形成的物理機制及相關(guān)的大氣過程、大氣波導傳播理 論、 低空大氣波導探測和預報以及應用展開了全面研究。 根據(jù)大氣修正折射率的空間分布特征, 可將大氣波導分為表面波導、 懸空波導和 蒸發(fā)波導三類。 大氣波導傳播現(xiàn)象的出現(xiàn)不僅可以使電磁波偏離原來

7、的傳播方向, 而且能夠使電磁波以較小的衰減沿波導傳播到很遠的地 方。在無線電管理上, 這就使系統(tǒng)間的相互干擾問題復雜化,既可能 干擾其它線路又可能形成新的傳播路徑。 在軍事應用上, 大氣波導傳 播會導致雷達盲區(qū)的出現(xiàn)和雷達雜波的增強, 從而造成定位失效甚至 目標丟失, 但當具有合適的頻率及發(fā)射仰角時雷達又能實現(xiàn)超視距探 測, 這就為雷達探測視距以外的目標提供了一種新途徑; 大氣波導現(xiàn) 象還可能會造成正常微波通信電路的中斷,但也會因此而形成遠距 離、 大容量信息傳輸?shù)男滦臀⒉ǔ暰嗤ㄐ朋w制, 從而解決缺乏基礎(chǔ) 通信設(shè)施的廣闊海域的通信保障問題; 大氣波導的出現(xiàn)也將大大地增 加敵我雙方電子作戰(zhàn)的靈

8、活性, 使基于電子武器系統(tǒng)的電子偵察與反 偵察、電子干擾與反干擾、電子欺騙與反欺騙、電子隱身與反隱身、 電子摧毀與反摧毀等具有新的攻防作戰(zhàn)手段, 這對我方獲取戰(zhàn)場電磁 優(yōu)勢、 掌握戰(zhàn)場電磁頻譜使用和控制權(quán)具有極其重要的指導意義。 總 之, 隨著無線電電子系統(tǒng)性能要求與工作頻率的提高, 如何克服大氣 反常傳播給電子系統(tǒng)性能帶來的負面影響, 更好地了解低空大氣及其 動態(tài)特性, 對雷達、通信、光電傳感器、自動目標識別和作戰(zhàn)任務(wù)規(guī) 劃的指揮和控制來說至關(guān)重要。 同時, 如何利用大氣反常傳播這一現(xiàn) 象來提高電子系統(tǒng)的工作效能, 并對各種大氣環(huán)境參數(shù)進行遙感、 遙 測, 通過研究大氣波導環(huán)境中各種氣象條件

9、、 戰(zhàn)場條件下的電波傳播 特性以及提高電波傳播特性建模的精確性, 使以大氣波導傳播為代表的大氣反常傳播特性研究的重要性變得十分突出。 另外, 大氣波導傳 播特性不僅與氣象條件有關(guān), 還與地理位置、氣候區(qū)域緊密聯(lián)系,一 些傳播特性預測不能簡單地套用已有的預測模式, 必須針對不同區(qū)域 進行深入地測量分析和試驗研究, 才能更好地為我國國防中電子武器 系統(tǒng)的總體設(shè)計、性能優(yōu)化和評估提供理論依據(jù)和技術(shù)支持。 本文首先介紹了海洋環(huán)境下的大氣波導, 著重介紹蒸發(fā)波導; 然 后對蒸發(fā)波導的分布規(guī)律進行了闡述, 給出蒸發(fā)波導高度的求法以及 如何利用 PJ 模型去求解;最后重點說明電磁波射線的頻率和仰角對 射線在

10、蒸發(fā)波導中傳播產(chǎn)生的影響, 并給出了能夠產(chǎn)生超視距傳播的 射線的最小頻率及最大仰角的求法, 以及傳播產(chǎn)生的跳距的不同計算 方法。目錄目錄第一章 蒸發(fā)波導物理特性內(nèi)容提要蒸發(fā)波導是近海面大氣由于水汽密度隨高度銳減而形成的一種 異常的電波傳播現(xiàn)象。 作為一種特殊的對流層波導傳播形式, 通過對 流層波導的形成、 參數(shù)描述以及對電波傳播的影響的分析研究, 有利 于蒸發(fā)波導中類似問題的研究。 本章通過對比, 分析了蒸發(fā)波導描述 參數(shù)、形成原因以及利用 PJ 模型求蒸發(fā)波導高度,并對我國海域蒸 發(fā)波導的環(huán)境現(xiàn)狀進行了說明。電波傳播主要受大氣吸收、 折射、 折射的影響在各個頻段上都是 顯著的, 而折射效應的

11、顯著程度主要依賴于沿路徑的折射指數(shù)變化梯 度和射線初始仰角。反射和散射的影響。在所有這些因素中,而折射 效應的顯著程度主要依賴于沿路徑實際的大氣屬于不均勻介質(zhì), 其大 氣成分、 壓強、 溫度和濕度都隨高度變化, 這種變化通常使大氣折射 指數(shù) n 隨高度增大而減小。因此在一定的大氣折射指數(shù)梯度變化條件 下, 以一定仰角發(fā)射的電磁波波束將微微向下彎曲。 通常折射指數(shù)的水平變化相對于垂直變化可忽略,對流層低層的折射指數(shù) n 大約在 1. 000250和 1. 000400之間,接近于 1。為方便引入折射率 N:(6110N n =- (11-其中, n 是大氣折射指數(shù) ;N 的單位是 n 單位。 若

12、假設(shè)地球大氣為均 勻球面分層, 即可使用球面分層介質(zhì)中的 Snell 定律得到修正折射指數(shù) (m h :(1e e h h m h n h n h r r =+ (12-其中, n(h為離地高度 h 處的空氣折射指數(shù), e r 為地球半徑。若將地球表面假想為一個平面, 而將電波射線作為等效的彎曲射 線,則大氣修正折射率 M 定義為:610e hM N r =+ (13-其中. e r 為地球半徑, 取 6370km ; h 為地面以上高度,單位是 m 。則有:0.157M N h =+ (14-由于大氣的不均勻, 電磁波在其中的傳播路徑不再是直線, 而是 彎向地面的。 若電波傳播路徑的曲率超過

13、地球表面的曲率, 則存在關(guān) 系式:10.157dNm dh -<- (15-此時, 近地層一定高度內(nèi)將發(fā)生大氣波導現(xiàn)象。將式 (1-5代入式 (1 4 式有:0dM dh < (16-則當修正折射率 M 為最小值為大氣波導的高度。 根據(jù)不同大氣層 結(jié)或探空數(shù)據(jù)就可以預測發(fā)生大氣波導的高度范圍。在海洋大氣環(huán)境中通?？沙霈F(xiàn)三種類型的大氣波導:蒸發(fā)波導 (evaporationduct、 表面波導 (surface'血 ct 和懸空波導 (olevated duct 。后兩種大氣波導也可能出現(xiàn)在陸地大氣環(huán)境中。圖 1. 2給出 了三種類型的大氣波導特征參量。表面波導是下邊界與地襲

14、相連的大氣波導, 一般發(fā)生在 300m 高度 以下的邊界大氣中。 它通常出現(xiàn)的形式有兩種:一種是波導層由一個 接地陷獲層直接構(gòu)成的表面波導 (如圖 1. 1-a ; 另一種是波導層由一 個懸空陷獲層疊加到一個修正折射率梯度較小的接地基礎(chǔ)層之上而 構(gòu)成的表面波導 (如圖 2. 1-b 。 表面波導的一個顯著特點是波導層頂 的大氣修正折射率小于地面的大氣修正折射率。 表面波導一般出現(xiàn)在 大氣較穩(wěn)定的晴好天氣里, 此時低層大氣往往有一個比較穩(wěn)定的逆溫 層, 并且濕度一般隨高度遞減。 在海洋大氣環(huán)境中常見的易于形成表 面波導的天氣條件主要有:在晴朗無風的天氣背景下, 海面夜間輻射 降溫形成一個近地層的

15、輻射逆溫層; 干暖氣團從陸地平移到濕冷的海 面上空時,形成近地層大氣溫度下冷上暖、 濕度下濕上千的狀況;雨 后造成近地層下層大氣又冷又濕的情況。1112 Z hZ h(a表面波導 (b含基礎(chǔ)層的表面波導 1h 2h ZZ h(c懸空波導 (d蒸發(fā)波導在圖 1. 1中, h 為波導頂高度, 1h 為陷獲層頂高度, 2h 為基礎(chǔ)層底高度, d 為波導厚度, 1d 為陷獲層厚度, 2d 為基礎(chǔ)層厚度, M 為波 導強度。懸空波導是下邊界懸空的大氣波導, 一般發(fā)生在 3000刪高度以下 的對流層低層大氣中。 它通常是由一個懸空陷獲層疊加到一個懸空基 礎(chǔ)層之上而構(gòu)成 (如圖 1. 1-c 。 懸空波導的

16、一個顯著特點是波導層頂 的大氣修正折射率大于地面的大氣修正折射率。 懸空波導的下邊界高 度一般距離地面數(shù)十米或數(shù)百米, 在此高度之上一般出現(xiàn)一層逆溫層結(jié)。在海洋大氣環(huán)境中常見的易于形成懸空波導的天氣條件主要有:受副熱帶高壓影響, 高層大氣存在大范圍的下沉運動使得干熱氣層覆 蓋于冷濕的海洋邊界層低層大氣之上, 形成一層懸空的逆溫層; 在季 風海域和海陸風環(huán)流盛行海域, 干暖空氣由陸地平流至冷濕的海面近 地層大氣上方, 由于低層湍流較強而在上層形成一個溫度隨高度遞減 的逆溫層; 冬季海洋云蓋大氣邊界層中, 在低云云頂之上的混合層頂 處經(jīng)常會出現(xiàn)濕度隨高度銳減的逆溫層。蒸發(fā)波導是海洋大氣環(huán)境中經(jīng)常出

17、現(xiàn)的一種特殊的表面波導, 它 是由于海面水汽蒸發(fā)使得在海面上很小高度范圍內(nèi)的大氣濕度隨高 度銳減而形成的 (如圖 1. 1-d 。 蒸發(fā)波導一般發(fā)生在海洋大氣環(huán)境 40m 高度以下的近海面大氣中, 它由一個較薄的陷獲層組成。 蒸發(fā)波導高 度隨地理緯度、 季節(jié)、 一日內(nèi)的時間等而變化,通常在低緯度海域的 夏季、白天蒸發(fā)波導的高度較高。海上蒸發(fā)波導是由于海水的蒸發(fā)而形成的一種貼海波導, 其主要 參數(shù)是蒸發(fā)波導高度 . 蒸發(fā)波導高度是通信系統(tǒng)天線高度選擇所 用的基本參數(shù)。 由于近海面水汽隨高度升高異常迅速地下降, 使得海 面或者大面積水域上空的蒸發(fā)波導有較高的出現(xiàn)概率。且存在時間 長。一般情況下,折

18、射率 N 是空氣狀態(tài) (大氣強 P 、氣溫 T 和水汽壓 e 的函數(shù),由下式給出:13eN n T T =+=- (17-其中, n 是大氣折射指數(shù) ,P 、 T 、 e 的單位分別是 hP a 、 K 、 hP a , 且 水 汽 壓6.105100x rh e e =, rh 為 相 對 濕 度 , 273. 2255. 31l n 273. 2T Tx T -=-. (1-7式假定大氣遵循理想氣體定律, 忽略了色散效應,其中的常數(shù)是測量出來的。由于蒸發(fā)波導現(xiàn)象具有超長水平尺度特征和顯著的天氣背景, 其 特征量對大氣濕度、氣海溫差、水平風速等氣象要素的變化十分敏 感. 并且日變化和季節(jié)變化

19、相當明顯。 只要確定大氣折射參數(shù)的垂直 結(jié)構(gòu),就可確定大氣波導特征參量。表 1. 1給出了不同大氣機構(gòu)條 件下對電磁波傳播的影響。 表 1.1 各種折射類型的存在條件電波傳播通常會因為大氣折射率隨高度的變化而收到影響。 當大 氣折射率垂直梯度翻 dN /dh>0時,電磁波的傳播軌跡將背著地球而15凸起彎曲, 此時的大氣為負折射 (sub-refraction; 當 dN /dh=0時, 電磁波的傳播軌跡不發(fā)生彎曲,而沿直線傳播,此時的大氣無折射 (non refraction :當 dN /dh<0時, 電磁波的傳播軌跡將凹著鴦向 地 球 , 此 時 的 大 氣 為 正 折 射 。

20、 正 折 射 包 括 標 準 折 射 (normalrefraction、 超 折 射 (super refraction 、 臨 界 折 射 (critical refraction、陷獲折射 (trapped refraction等。當近海面的大氣修正折射率 M 滿足陷獲折射的條件時, 海面附近 的雷達發(fā)射站的電波將形成波導傳播。第二節(jié) 蒸發(fā)波導高度由第一節(jié)的(1-5 (1-6式可知,在底層大氣中,當 10.157dNm dh -<-或 0dMdh <時, 即大氣折射率 N 或修正折射率 M 隨高 度 的 增 加 而 降 低 時 , 就 會 產(chǎn) 生 大 氣 波 導 現(xiàn) 象 ,

21、而 當 10. 157dNm dh -=-或 0dMdh =時,大氣折射率及修正折射率最小,此時所對應的高度 h 即為波導高度。目前國際上描述海面蒸發(fā)波導的模型主要有:Paulu8 Jeske(PJ模型 (Jeske 1973; Paulus 1984, 1985, 1989 、 usson Genon Gauthier16BrutIl(MGB模型 (1992和 The proposed model(model A, Fairall 1978 。 這些模型都是基于 Monin Obukhov 和 LKB 理論, 各模型的不 同點在于 T 與 q 的梯度的算法。PJ 模型介紹:PJ 模型使用海面

22、以上一定高度 (6 m 上的氣溫、相對濕度、風速 以及海表溫度作為輸入,其基本思想主要有以下幾點:(1使用不隨氣壓變化的位折射率 N 來代替折射率 N ,將產(chǎn)生蒸發(fā)波導的前提條件用位折射率梯度來表示。2 引入總體理查森數(shù)來描述大氣穩(wěn)定度以及計算莫寧一奧布霍 夫長度等物理量。3 參數(shù)及結(jié)果的修正。首先, H . V . Hitney 等人建議總體理查 森數(shù)應不大于 1,否則令其為 1;其次, R . A . Paulus 通過對歷史資 料和較精確的浮標資料的分析,對氣海溫差大于一 1條件下的計算 結(jié)果進行修正, 方法為若氣海溫差為 0時的蒸發(fā)波導高度大于氣海溫 差為一 1時的蒸發(fā)波導高度,則計算

23、結(jié)果取一 1時的結(jié)果,否則 仍按實際氣海溫差計算。PJ 模型的計算步驟:(1利用輸入?yún)?shù)計算理查德森數(shù) (12369a s ib akT T R h u T -= (18-式中:為測量參考高度; 為海洋表面周圍的空氣溫度 (單位 ; 為海洋表面周圍的空氣溫度 (單位K ; 為海洋表面的海水溫度 (單位 ; u 為海洋表面的風速 (單位 k ,且 值被限制必須小于 l 。總體理查德森數(shù)ibR 反應了大氣層結(jié)的穩(wěn)定性, 當 ib R >0時表示穩(wěn)定層結(jié);當ibR =0時表示中性層結(jié); ib R <0表示不穩(wěn)定層結(jié)。選取史 氣象水文數(shù)據(jù),蒸發(fā)波導 PJ 模型計算各條有效記錄對應的波導高度

24、 和總體理查森數(shù), 隨后對蒸發(fā)波導高度和總體理查森數(shù)進行統(tǒng)可得到 其分布規(guī)律。 表 1.2 蒸發(fā)波導高度和理查德森數(shù)分布規(guī)律(2利用理查德森數(shù)來計算 Monin Obukhov 長度1718'110eibh L R =(19- 式中:函數(shù) 將根據(jù)不同 值而有不同的計算方式,計算方式如下所示0.14ib ib ib e ib ib ib ibR R R R R R R -+-<-=+-<+(110-(3計算在海洋表面空氣折射率與海水折射率之差值,其公式如 下a sN N N =- (111-式 中 :為 海 洋 表 面 的 空 氣 折 射 率 , 計 算 方 法 如 下77.

25、610004810a akak N e T T =+ (112-式中:的 為海洋表面的空氣溫度 (單位為 K ; e 為海洋表 面周 ,其公式如下akT T rh e T -=-(113- 式中:rh 代表海洋表面周圍的相對濕度; 為海洋表面的海水折射率,計算方法如下77.610004810s s sk sk N e T T =+ (114-19式中:為海洋表面的海水溫度 (單位為 K ; 為海洋表面海水的水汽壓,表示如下273.2sks skT T e T -=- (115-(4判斷大氣與海洋表面之間的穩(wěn)定性情況,以決定用何種方程 式計算蒸發(fā)波導的高度。 當 0 l 時, 代表海洋表面周圍的

26、空氣溫度大于海洋表面的海水溫度, 此時熱量的傳播方向是由空氣往海水 傳播,因此空氣不易產(chǎn)生對流,為穩(wěn)定的狀態(tài)。此時蒸發(fā)波導高度的 計算方式表示如下=0,0N或 11' '2N=-+- (116-如果式 (10計算出來的 0<或 ' /1L >, 那么蒸發(fā)波導的高度改 由式(11計算(- (117-式中:為空氣動力學上的一個表面粗糙度參數(shù); 為大氣參數(shù) 的測量高度。而當 0<時,代表海洋表面周圍的空氣溫度小于海洋表面的海水溫度, 此時熱量的傳播方向是由海水往空氣傳播, 因此空氣會受熱 并上升, 造成對流的情形發(fā)生,此為不穩(wěn)定的狀態(tài)。在這種狀態(tài)下蒸20發(fā)波

27、導高度的計算方式表示如下 =(118-式中:0.125/A B N =-; (10ln /B h h =-,而函數(shù) 的計算方式如下1'1' 1' 1' 11' '1.02log 0.691'0.776log 0.3061'0.630log 0.161' 0.414log 0.161'1'10, 0.1110, 12.22, 2.2h L h L h L h L h h L Lh Lh L h Lh Lh L-+ -+ -+-+ ->->-=->->-<-(119-將蒸發(fā)波導高度

28、計算出來后, 接下來就可以計算修正后的折射率 隨高度的分布資料。在穩(wěn)定的狀態(tài)下 (O 1 和不穩(wěn)定 的狀態(tài)下(0>,修正后的折射率隨高度的分布可以由式 (14來計算(0'0'8s ib s ib h h h h M R h L L M h h h h M R h L L +-+< +=+-+< (120-21式中:函數(shù) 的算法是將下列方程式34' 20.81h L-= (121-利用 Newton 迭代法進行求解。即可獲得蒸發(fā)波導高度以及修正后的 折射率梯度。第三節(jié) 蒸發(fā)波導的強度與分布我國海域廣闊, 海洋資源豐富, 在經(jīng)濟和國防建設(shè)中占有舉足輕 重的

29、位置, 尤其是南海和東海海域有著重要的戰(zhàn)略意義, 該地區(qū)也是 大氣波導出現(xiàn)的高概率區(qū)。 本文利用 19821999年 18年的海洋觀測 資料和 19861999年 15年的船舶探空資料, 主要對東經(jīng) 0100140北 緯 0040海域的蒸發(fā)波導和海上低空大氣波導進行了統(tǒng)計分析,并給 出了基本的統(tǒng)計結(jié)果。參照世界氣象組織 WMO 將海域劃分為 001010的馬士頓方的方法 將東經(jīng) 0100140, 北緯 0040的海域進行劃分, 區(qū)域劃分如表一所示, 如 11005區(qū)代表東經(jīng) 0110115,北緯 0510之間的海域。各海區(qū)蒸發(fā) 波導的出現(xiàn)概率、 波導高度和波導強度 (取絕對值之后的值 的統(tǒng)計結(jié)

30、 果如表 1.3所示。 表 1.3圖 1.4各海區(qū)不同時段蒸發(fā)波導的出現(xiàn)概率22 圖 1.5各海區(qū)不同季節(jié)蒸發(fā)波導的出現(xiàn)概率 圖 1.6 不同時段蒸發(fā)波導高度和強度變化統(tǒng)計結(jié)果表明,上述海區(qū)蒸發(fā)波導出現(xiàn)概率一般在 85%左右,在 北京時間 02點、 08點和 20點波導出現(xiàn)概率較高,達到 90%左右,而 14點波導出現(xiàn)概率相對較低,約為 84%,見圖 1.3。 蒸發(fā)波導出現(xiàn) 概率隨季節(jié)也有變化,其中冬季和秋季出現(xiàn)概率在 91%左右,夏季次 之,約為 87%,春季相對較低,約為 85%,見圖 1.4。另外在圖 1.2和圖 1.4中, 部分海區(qū)的波導概率出現(xiàn) 100%和小于 70%的情況, 這是

31、由于統(tǒng)計的樣本數(shù)相對較少(100造成的。23圖 1.5結(jié)果表明, 蒸發(fā)波導高度一般在 15m 左右, 在不同時段上 北京時 14點高度較高,約為 16m , 20點較低,約為 14m 。蒸發(fā)波導 高度隨季節(jié)的變化情況是, 秋季較大, 約為 16m , 冬季次之, 約為 15m , 春季相對較低,約為 13m 。各海區(qū)蒸發(fā)波導的強度一般在 35M 左右, 不同時段蒸發(fā)波導強度的變化情況和高度變化情況極其相似,見圖 1.4。第四節(jié) 影響因素蒸發(fā)波導通常具有顯著的日變化特征和季節(jié)變化特征。一般來 說,在同一海域,蒸發(fā)波導的高度白天比夜晚高,夏季比冬季高。分 析某海域的氣象資料, 其中圖 1.6為某海

32、域日問蒸發(fā)波導高度統(tǒng)計情 況,圖 1.7為某海域夜間蒸發(fā)波導高度統(tǒng)計情況。24 圖 1.6圖 1.7從以上兩圖可以看出, 對于同一海域來說, 蒸發(fā)波導的高度白天 比夜間高。 同理, 抽取某海域夏季和冬季的一個月的氣象資料加以分25析,如下圖所示。 圖 1.8 圖 1.9從以上兩圖可以看出,同一海域蒸發(fā)波導的高度夏季比冬季高 。大氣波導特征量對大氣濕度的變化非常敏感。 我們做一下蒸發(fā)波 導高度隨大氣濕度變化的敏感性試驗。選取某海域,其海面水溫為 23. 4,參考高度 6米處的氣溫為 24. 4,風速為 4. 5m /s ,氣 壓為 1006. 4hPa 。令參考高度處的大氣相對濕度從 88. 5

33、%變化到 63. 5%,由此造成的蒸發(fā)波導高度的變化如圖 1.10所示。從圖中我 們可以看出,在其他氣象因素一定的情況下,大氣相對濕度越低,蒸 發(fā)波導高度越高。 圖 1.10所示為相對濕度變化對蒸發(fā)波導高度的影響 圖 1.11所示為氣海溫差以及氣壓變化對蒸發(fā)波導高度的 影響同理, 做一下蒸發(fā)波導隨氣海溫差變化的敏感性試驗。 選取某海 域,相對濕度為 78. 6%,風速為 5. 5m /s ,氣海溫差從 -5變化到 5。仿真得到蒸發(fā)波導高度與氣海溫差的關(guān)系如圖 1.11。從圖中我 們可以看出, 當氣海溫差為正值時, 蒸發(fā)波導高度變化對氣海溫差的 變化反應比較敏感, 而當氣海溫差為負值時, 蒸發(fā)波

34、導高度變化對氣 海溫差的變化反應顯得比較遲鈍。接著,我們分析一下氣壓敏感性, 通常情況下,對流層空氣壓力可由指數(shù)形式很好地給出,即:(00exp /p z z z =- (122- 這里 是地面空氣壓力, 是均質(zhì)大氣高度, R為普適氣體常數(shù), 是空氣分子量。近海面氣壓變化范圍是 995 1032hPa ,其他初始條件不變,通過流體靜力學推導 ,仿真得 到波導高度與氣壓的關(guān)系如圖 1.10b 不所示,波導高度從 10. 93米 變化到 11. 03米,可見變化幅度非常小,氣壓敏感性最小。 圖 1.12所示為風速對蒸發(fā)波導高度的影響選取某海域,其海面水溫為 23. 4,參考高度 6米處的溫度為 2

35、4. 4,氣壓 1006. 4hPa ,相對濕度為 78. 5%,參考高度的風速由 5m /s 變化到 15m /s ,蒸發(fā)波導高度如圖 1.12所示。從圖中我們 可以看出,蒸發(fā)波導高度隨風速增大而減小,在低風速 (5m/s lOm /s 時,蒸發(fā)波導高度的變化率大于高風速時的變化率。通過上述分析表明,蒸發(fā)波導對大氣濕度、 氣海溫差、氣壓和風 速等氣象因素具有一定的敏感性, 其敏感性由高到低依次為:大氣濕 度、氣海溫差、 風速和氣壓。 其中不同的大氣層結(jié)下敏感程度又各不 相同, 另外, 蒸發(fā)波導也呈現(xiàn)季節(jié)變化特征和日變化特征, 一般來說, 在同一海域,蒸發(fā)波導的高度白天比夜晚高,夏季比冬季高。

36、需要指 出的是, 敏感性是非線性的, 不同的大氣初始條件下,相對傳感器精 度及氣象因素的敏感性會發(fā)生變化; 但總的趨勢是一樣的, 可以用同 樣的方法具體情況具體分析 。第五節(jié) 具體分布事例分析(一 南海、東海蒸發(fā)波導出現(xiàn)規(guī)律的對比分析摘要利用 2002年 13月的鐵塔平臺氣象水文數(shù)據(jù)以及 New 蒸發(fā)波導 模型分析研究了南海及東海海域蒸發(fā)波導的出現(xiàn)規(guī)律, 并利用實測數(shù) 據(jù)對模型結(jié)果進行了檢驗。 結(jié)果表明:南海海域蒸發(fā)波導的出現(xiàn)概率、 高度、 強度分別為 100%、 13. 4m 和 30. 3M , 而東海海域分別為 90%、 9. 1m 和 16. 6M ;除以 14時為代表的中午時刻,南海

37、海域一天當中 蒸發(fā)波導基本上都出現(xiàn)在不穩(wěn)定及近中性層結(jié)條件下, 而東海海域蒸 發(fā)波導在穩(wěn)定、 不穩(wěn)定和近中性層結(jié)條件下的出現(xiàn)概率差別不大; 相 對蒸發(fā)波導高度而言, New 模型診斷蒸發(fā)波導出現(xiàn)概率和強度的效果更好;不穩(wěn)定及近中性弱不穩(wěn)定層結(jié)條件下, New 模型診斷的蒸發(fā)波 導高度偏低, 穩(wěn)定層結(jié)條件下模型結(jié)果偏高, 近中性弱穩(wěn)定條件下模 型結(jié)果與實測最吻合。(二渤海蒸發(fā)波導出現(xiàn)規(guī)律1. 根據(jù) PJ 模型計算的蒸發(fā)波導高度試驗期間利用實測氣象數(shù)據(jù)和 PJ 模型計算的每日蒸發(fā)波導高度 平均值如圖 1.13所示。從圖中可見,試驗期間渤海海區(qū)的蒸發(fā)波導 高度日平均值在 8 m 以上的只有 8次,其

38、余時間的蒸發(fā)波導高度日平 均值都在 8 m 以下。主要原因是試驗期間渤海海區(qū)多雨,導致相對濕 度偏大,從而使蒸發(fā)波導高度值偏低,不利于形成大氣波導。 圖 1.13試驗期間蒸發(fā)波導高度日平均值變化圖同樣, 根據(jù)計算得到的每天每小時的蒸發(fā)波導高度值, 可以繪制 出一天的蒸發(fā)波導高度變化圖, 來分析一天當中蒸發(fā)波導高度的變化 情況。以 6月 18日為例, 如圖 1.14所示,從圖中可以看出,一天之 內(nèi)蒸發(fā)波導高度是在不斷變化的, 凌晨和中午的高度較高, 午夜最低。31 圖 1.14 6月 18日蒸發(fā)波導高度變化圖2. 與雷達實際探測結(jié)果的比對C 波段對海搜索雷達。 6月 22日6月 29日的岸基 C

39、 波段對海 搜索雷達記錄的探測畫面和渤海海區(qū)海圖進行比對分析。 在這里選擇 每一部雷達出現(xiàn)大氣波導和不出現(xiàn)大氣波導的兩幅不同的探測畫面, 雷達探測顯示畫面中相鄰兩個距標圈之間的距離為 20 n mile。 C 波段雷達在沒有大氣波導現(xiàn)象時的探測距離為 40 n mil左右, 90 n mil處的老鐵山水道根本就無法探測到,而在有大氣波導的時 候不僅老鐵山水道能夠探測到,而且探測距離甚至至少達到了 100 n mil(由于 C 波段雷達在 100 n mil外不做數(shù)據(jù)32 圖 1.15 C波段對海搜索雷達顯示畫面 圖 1.16 S波段對海搜索雷達顯示畫面處理,畫面不顯示 100 n mil外的情

40、況 ,探測距離至少是沒有大氣 波導時的 2. 5倍。S 波段對海搜索雷達。 在沒有大氣波導現(xiàn)象的時候探測距離為 40 n mil左右,無法探測到距離 90 n mil外的老鐵山水道中的目標, 而在有大氣波導的時候可以清晰的探測到老鐵山水道海域的情況, 觀 察一段時間后, 可以看到往返老鐵山水道的船只非常多, 而且探測距 離甚至達到了 180 n mil,可以探測到山東半島,這時 S 波段雷達的 探測距離是沒有大氣波導時的 4. 5倍,探測距離大大增加。33 分析中采用了 NCEP 庫中 1990 2008 年的再分析數(shù)據(jù),首先將 某年某日某時刻的氣象數(shù)據(jù)輸入到 NPS 預測模型中,計算出蒸發(fā)波

41、 導高度樣本,然后利用統(tǒng)計方法獲得不同海域的月平均分布規(guī)律。 圖 1.17中粗線構(gòu)成的方格是按照 分辨率形成的馬斯頓 方格, 根據(jù)這種劃分, 我國周邊主要海域的蒸發(fā)波導特性只能用黃海、 東海、南海北部、南海中部、南海南部 5個馬斯頓方格進行表示,顯 然很難準確地描述蒸發(fā)波導的統(tǒng)計規(guī)律,實用性較差。 相反,采用 NCEP 數(shù)據(jù)的網(wǎng)格是圖中細線構(gòu)成的方格,與馬斯頓方格相比,分辨 率提高約 28倍 .圖 1.17 蒸發(fā)波導特性網(wǎng)格點劃分圖在 AREPS 軟件中,從獲得統(tǒng)計特性的樣本數(shù)來看,黃海、東海、 南海北部、南海中部、南海南部 5 個馬斯頓方格的樣本數(shù)分別為3436131, 161840, 49

42、665, 289345, 40734,由于數(shù)據(jù)來自船測數(shù)據(jù), 東海和南海中部的樣本數(shù)較多, 這與該海域航線很忙有關(guān) . 本文采用 1990 2008 的 NCEP 數(shù)據(jù),除 2001年數(shù)據(jù)有異常不使用外,每個格 點的數(shù)據(jù)樣本數(shù)為 26280, 若與 AREPS 軟件一樣求取馬斯頓方格內(nèi)的 平均,則每個馬斯頓方格內(nèi) NCEP 樣本總數(shù)為 735840,大約分別是以 上 AREPS 中 5個馬斯頓方格樣本數(shù)的 20, 4.5, 14.8, 2.5 和 18倍 . 利用自 1990年以來共 18 年的 NCEP 氣象數(shù)據(jù),采用 NPS 模型可 計算得到全球海域的蒸發(fā)波導高度月平均值,如圖 1.18所

43、示為西太 平洋蒸發(fā)波導高度平均值隨月份的變化,圖 1.19是從南到北 4個局 部海域的波導平均高度隨月份的變化 . 分析圖 1.18和圖 1.19可看出 不同海域、不同月份的蒸發(fā)波導具有以下明顯的時空分布特征: 1渤海及黃海:3 7月的波導高度很高,尤其是在 5 月,達 到西太平洋海域的最高值, 在黃海典型海域的波導平均值高達 28.5m ; 該海域全年中 1 月、 8 月、 12 月的波導相對較低。2 東海及其以東的西太平洋海域:1 4月和 10 12 月的波導 較高,而在 5 9 月的平均波導高度小于 10 m。3南海北部沿海海域:1 3 月和 11, 12月的波導較高,平均 值約為 14

44、 m,而在 4 10 月的平均波導高度較低,一般小于 10 m。35圖 1.18西太平洋蒸發(fā)波導高度隨月份的變化4 南海中部海域:整體上比其他海域的蒸發(fā)波導弱, 除 1, 2 月 和 12月的波導高度約 10 m外,其他月份的波導高度平均值都較低 . 5整個西太平洋海域:1 5 月和 10 12 月,西太平洋北部海 域比赤道附近海域的蒸發(fā)波導強,而在 6 8 月,黃海、渤海的波導 較高,西太平洋南部海域的波導次之,而東海的波導較低 .因此,從長時間的統(tǒng)計平均來分析, 在我國周邊海域,由于受到 復雜氣象要素和氣候變化的影響, 蒸發(fā)波導的分布規(guī)律并不簡單符合 “南方比北方高、夏季比冬季高”的一般原

45、則,而是具有復雜的時空 分布特征和內(nèi)在原因 .圖 1.17比較了 AREPS 和 NCEP 數(shù)據(jù)所獲得的蒸發(fā)波導高度 . AREPS 在中國周邊海域主要有 4 個 的馬斯頓方格(見圖1.17 ,分別是南海、南海北部、東海和黃海 . 為了具有可比性,將馬斯頓方格內(nèi)所有 NCEP 數(shù)據(jù)格點的蒸發(fā)波導高度進行平 均,也獲得了相同馬斯頓方格的蒸發(fā)波導平均值 . 從圖 1.18 中可以 看出:由于蒸發(fā)波導估計的數(shù)據(jù)來源不同, 最重要的是估計蒸發(fā)波導 的方法不同,蒸發(fā)波導高度存在較大差異, NPS 估計值一般比 PJ 估 計值小,這與文獻中認為 PJ 模型估計值偏大的結(jié)果一致 . 從模型的 理論分析和數(shù)據(jù)

46、的時效性,以及通過前述的與浮標數(shù)據(jù)的比較來看, 本文基于 NCEP 數(shù)據(jù)和 NPS 模型的蒸發(fā)波導分析結(jié)果,具有更高的精 度 .第六節(jié) 綜合分析1渤海及黃海:3 7 月的波導高度很高, 主要原因是該海域在 這些月份的氣海溫差大于 0 ,近海面處于穩(wěn)定層結(jié)特征,再加上 該海域具有 2 m/s的小風速,相對濕度一般小于 80%,由 2.3 節(jié)的 分析可知,這種氣象條件將形成很高的蒸發(fā)波導; 1月和 12 月處于 不穩(wěn)定條件,盡管相對濕度較低,但由于溫度和風速較低,導致波導 高度較低; 8 月多為中性條件,但由于風速僅為 3m/s,且相對濕度 約為 90%,導致 8 月份的蒸發(fā)波導為全年最低 .2東

47、海及其以東的西太平洋海域:近海面氣象大部分處于不穩(wěn)定條件, 1 4 月和 10 12 月的波導較高,主要原因是相對濕度較 低,一般在 80%以下,而在 5 9 月的平均波導高度小于 10 m,主 要原因是相對濕度很高,平均值高達約 90%.3 南海北部沿海海域:以不穩(wěn)定層結(jié)為主, 1 3月和 11, 12 月 的波導較高,平均值約為 14m ,主要原因是相對濕度較低、且風速較 大;而在 4 10 月的平均波導高度較低,一般小于 10 m,主要原因 是風速變小,而相對濕度很高,平均值高達 90%左右 .4南海中部海域:近海面主要是不穩(wěn)定氣象條件, 1, 2 月和 12 月的風速較高,波導高度約為

48、 10 m ,其他月份的波導高度平均值 都較低,主要原因是該海域在 1 4 月、 10 12 月的相對濕度一般 都在 85%以上, 而 5 9 月的風速又較小, 使得該海域整體上比其他 海域的蒸發(fā)波導弱 .5整個西太平洋海域:1 5月和 10 12月,西太平洋北部海 域比赤道附近海域的蒸發(fā)波導強, 主要原因是相對濕度在北部海域較 低;而在 6 8 月,黃海、渤海的波導較高,與該海域處于穩(wěn)定層結(jié) 有關(guān),西太平洋南部海域的波導次之,東海的波導較低, 主要原因是 東海在 6 8 月份的相對濕度高,且風速不大 .6風向的影響:我國絕大多數(shù)地區(qū)一年中風向發(fā)生著規(guī)律性的 季節(jié)更替,這是由我國所處的地理位置

49、主要是海陸配置所決定的 . 由 于大陸和海洋熱力特性的差異, 冬季嚴寒的亞洲內(nèi)陸形成一個冷性高 氣壓, 東部和南部的海洋上相對成為一個熱性低氣壓, 高氣壓區(qū)的空 氣要流向低氣壓區(qū) . 因此,在 1 4月和 9 12 月,東海及其以南的大部分海域以東北風居多,黃海以北主要為西北風 . 相反在 5 8月 的夏季, 大陸熱于海洋,高溫的大陸成為低氣壓區(qū),涼爽的海洋成為 高氣壓區(qū),因此我國大部分近海以東南風和西南風為主 .風向?qū)ο鄬穸染哂兄匾挠绊?. 在黃海、 東海北部及其以東的 西太平洋海域, 在 1 4月和 11 12月,由于主要是西北風,由大陸 風帶來的干燥氣流使得該部分海域的相對濕度比南方

50、海域小, 這與蒸 發(fā)波導在該海域較強的分布特征比較一致 . 而我國東南沿海在 5 9 月的相對濕度較高, 這主要是由于東南風從海洋帶來的濕潤空氣, 而 且也是熱帶風暴和臺風多發(fā)季節(jié), 雨水較多產(chǎn)生的, 這與東南沿海在 這些月份的蒸發(fā)波導高度較低比較一致 .從以上分析可以看出, 西太平洋蒸發(fā)波導的時空分布特征, 受多 種氣象要素時空分布特性的影響, 其內(nèi)在關(guān)系十分復雜, 影響的主要 要素包括氣海溫差、相對濕度、風速和空氣溫度, 風向雖沒有直接作 用,但風向的轉(zhuǎn)換,也反映在相對濕度的變化上, 從而引起蒸發(fā)波導 特性的變化 . 圖 1.19 氣海溫差長時間月平均值的時空分布 圖 1.20 相對濕度長

51、時間月平均值的時空分布第二章 電磁波傳輸極限頻率 (臨界波 長內(nèi)容提要本章系統(tǒng)介紹了電磁波在傳輸過程中頻率與波長的問題。 本章內(nèi)容中,首先介紹了極限頻率(臨界波長中相關(guān)的一些基 礎(chǔ)知識,然后介紹了極限頻率(臨界波長的具體計算方法,最后還 介紹了傳輸頻率對損耗的影響。通過本章的學習, 讀者可以對電磁波傳輸?shù)念l率和波長方面的內(nèi) 容有深入的了解。第一節(jié) 極限頻率(臨界波長要實現(xiàn)大氣波導傳播, 首先必須判定是否有大氣波導的存在, 然 后還要知道波導的厚度、高度、出現(xiàn)時間等波導特征參數(shù),這就需要 進行實地測量,或進行大氣波導特征參數(shù)的預測。另外,我們知道, 當對流層大氣中存在蒸發(fā)波導時, 在對流層大氣中

52、傳播的電磁波不一 定都能形成波導傳播。 因為在大氣中傳播的電磁波能否被在特定氣象 條件下產(chǎn)生的大氣波導捕獲到波導層中形成波導傳播, 要取決于該電磁波的波長 (頻率 、發(fā)射源與蒸發(fā)波導所處的相對位置以及發(fā)射源的 發(fā)射角度等參數(shù)。 對于蒸發(fā)波導傳播而言, 除了確定存在蒸發(fā)波導之 外,還需要知道實現(xiàn)蒸發(fā)波導傳播的電波的臨界波長和穿透角 (或稱 為臨界入射角 。因此可以說,只有在一定頻率 (或波長 范圍內(nèi)的無線 電波才能實現(xiàn)蒸發(fā)波導傳播, 這就需要事先獲得蒸發(fā)波導的臨界頻率 (或波長 ,只有工作頻率大于臨界頻率或工作波長小于臨界波長時才 能進行蒸發(fā)波導傳播。所以說, 實現(xiàn)蒸發(fā)波導傳播的必要條件是:電磁

53、波的波長必須小 于最大陷獲波長 ,或頻率必須高于最低陷獲頻率 。第二節(jié) 極限頻率計算(臨界波長第一節(jié)中提到, 要實現(xiàn)蒸發(fā)波導傳播, 則對電波頻率與波長是有 一定限制的。根據(jù)對流層折射的波模理論, 若要形成蒸發(fā)波導傳播, 則無線電 波的波長、 空氣折射率梯度和波導層厚度三者之間必須滿足一定的關(guān) 系。 由于產(chǎn)生波導概率最大的一般是海上蒸發(fā)波導, 實際應用中的環(huán) 境主要是海上或海岸, 形成的蒸發(fā)波導一般為表面波導, 因此這里只 討論表面波導傳播中雷達波長、空氣折射率梯度與波導層厚度的關(guān) 系。假定波導層內(nèi)的大氣折射率 N 沿高度線性遞減,即波導層內(nèi)的0.157dN Ndh<-單位 /m,且為一常

54、數(shù),若電磁波在波導底以一定的仰角射入波導層形成波導傳播, 則根據(jù)對流層折射的波模理論可得出此時 的水平極化波的最大自由空間波長 m ax h 和垂直極化波的最大自由空 間波長 max v ,并且有 maxmax 3v h =采用平地球模型和電波射線描跡技術(shù), 并引入天線高度, 可得到 波導傳播時水平極化波和垂直極化波的截止波長分別為:(1/263/2max100.25h T T T n h n dh a h N=- +(21-(1/263/2max100.75v T TT N n h n dh a h =- + (22-式中、分別為在波導傳播時水平極化波與垂直極化波的截止波長, 單位 cm ;

55、 為雷達天線處的空氣折射指數(shù), 為地球平均 半徑, m ; 為天線高度, m ; 為波導層頂高與天線高度之差, m;為波導層內(nèi)折射率的變化量。 根據(jù)頻率與波長的關(guān)系 可以推出蒸發(fā)波導傳播的極限頻率為3/2m ax 120h h f -=(23- 3/2m ax 40v h f -=(24- 如果假定發(fā)射源在地表面, 其折射指數(shù), 再利用折射率 N 與修正折射率 M 的關(guān)系式,則簡化上式,可以得到 1/23/2max0.25h dM ddh =- (25- 1/23/2m ax0.75v dM ddh =- (26-3/2m ax h f -=(27- 3/2m ax v f -=(28- 這里, d 為波導的厚度,單位 m , f 的單位為 GHZ 。(2-5式給出的是受大氣波導影響而形成波導傳播的水平極化 電磁波最大波長, 對應的頻率為最低陷獲頻率, 波長小于該最大值范 圍、 頻率高于該最