«РЕЖИМ, ДИАГНОЗ И ПРОГНОЗ ВЕТРОВОГО ВОЛНЕНИЯ В МОРЯХ И ОКЕАНАХ Под редакцией д-ра геогр. наук. Е.С. Нестерова Москва 2013 УДК 551.465 Рецензент: доктор географических наук, профессор В.М.Грузинов Научно-методическое ...»

Сложности возникают также при визуальном определении ветра по состоянию поверхности моря, так как в этом случае нет точных указаний о высоте наблюдения. В литературе имеются указания, что высота над уровнем моря, к которой необходимо привести наблюденный ветер, должна быть в 2–3 раза выше высоты волн. Ниже этой высоты возникают значительные неопределенности, обусловленные влиянием волн на воздушный поток, что приводит к большому разбросу наблюденных данных.

Ветер, измеренный анемометром на борту судна, дает достаточно точное значение скорости ветра в месте положения анемометра. Однако проблема состоит в том, что анемометры на разных судах устанавливаются на различной высоте в пределах от 20 до 60 м. Ошибки, возникающие при измерениях с помощью анемометра, как правило, связаны с неправильным размещением приборов, неправильным считыванием показаний о скорости и направлении ветра, с движением судна. При массовых наблюдениях за ветром высота наблюдения обычно не корректируется, что является одним из источников ошибок наблюдений.

Для целей оперативного прогнозирования волнения и климатических обобщений наблюдения за ветром должны быть приведены к стандартному уровню 10 м. Точность приведения к этому уровню требует детальных знаний о профиле ветра в каждом случае.

На практике применяются два метода приведения ветра к «стандартному уровню», описывающие степенной или логарифмический профиль ветра. Первый, наиболее общий метод, используется климатологами, прогнозистами, инженерами и выражается следующей формулой:

где W z – скорость ветра на высоте z ; W10 – скорость ветра на высоте 10 м; показатель степени p 0,125. Решающим фактором при применении степенного закона является выбор показателя степени p. Показатель 0,125 ведет к значительному отклонению от логарифмического профиля при больших скоростях ветра. Например, показатель степени p 0,10 может быть использован при приведении скорости ветра к высоте от 20 до 10 м.

Однако зависимость этого показателя от высоты уровня, на котором производятся измерения, нарушает метод степенного закона, что делает более удобным применение логарифмического закона. Логарифмический закон вытекает из теории подобия МонинаОбухова. В предположении нейтральной стратификации в приводном слое атмосферы он записывается в следующем виде:

где z 0 – коэффициент шероховатости поверхности моря, связанный с высотой волны. При этом параметр шероховатости дает наиболее хорошие результаты при приведении ветра к стандартному уровню 10 м при значении z 0 10 4.

Метеорологическое сообщество договорилось величину изменения средней скорости ветра W с высотой z записывать в виде k 0,4 – постоянная Кармана; u – скорость трения; L – длина Монина-Обухова; – где безразмерный градиент скорости ветра.

Средняя скорость трения u определяется по формуле где – касательное напряжение ветра на единицу поверхности моря; a – плотность воздуха.

Длина Монина-Обухова является мерой атмосферной устойчивости и определяется по формуле:

где C p – теплоемкость воздуха при постоянном давлении, Ta – температура воздуха, измеренная на определенной высоте; – вертикальный поток скрытого тепла (положительный по направлению потока).

Интервал осреднения Некоторые неопределенности в измерении скорости ветра обусловлены интервалом осреднения. Как известно, осреднение производится для того, чтобы получить статистически значимую среднюю скорость ветра. Согласно рекомендациям ВМО, все морские наблюдения за ветром должны осуществляться с 10-минутным осреднением. Для прибрежных морских буровых операций требуются ежечасные наблюдения за ветром с 2минутным осреднением. В действительности все обстоит гораздо сложнее. Несмотря на рекомендации ВМО, большинство морских наблюдений производятся визуально и не известно с каким интервалом осреднения. Опыт показывает, что наблюдатели держат анемометр на ветру не более 1 мин а наиболее вероятно – 15 с. Естественно, что при этом точность наблюдений не высока. Некоторые из этих противоречий разрешаются самими наблюдателями, прогнозистами и другими пользователями этой информации.

3.3. Наблюдения за волнением 3.3.1. Общие положения Наблюдения за элементами волн осуществляются как визуально, так и с помощью контактных и дистанционных методов и способов измерений параметров волн [2, 3, 7–15, 18–20, 23, 26, 28–33, 36–39]. К ним относятся:

– волноизмерительный буй (направленный и ненаправленный);

– волноизмерительный радар;

– электромагнитный измеритель течений/давления;

– спутниковая альтиметрия;

– самописцы волнения (волнографы) различных типов;

На сегодняшний день известно значительное количество методов и средств измерений волнения, однако наибольшее распространение получили волномерные буи. Их преимущество перед другими методами измерений заключается в возможности их использования в открытом море без каких-либо специальных сооружений (свай, платформ и т.д.), их полная автономность, возможность передачи измеренной информации по радиоканалу, возможность измерения высоты и периода волн в широком диапазоне.

Контактные измерения ветровых волн производятся, как правило, в весьма неблагоприятных природных условиях, что предъявляет очень высокие требования к механической прочности, простоте и надежности волноизмерительных устройств (особенно к их измерительным блокам, работающим в воде). Из известных средств измерения волнения наиболее перспективными для массовых измерений в настоящее время являются волнографы, устанавливаемые на судах и автоматических буйковых станциях [18, 27, 29, 33, 36, 38].

';

Существует много задач практического и научного характера, для решения которых требуются различные методы измерений волн и различные их характеристики. Так, для оперативных задач требуется получение элементов волн, по которым можно вычислить их функции распределения; для исследовательских задач может потребоваться определение частотного спектра волнения, а для исследования качки судов требуется определение двумерного спектра и т.д. Для решения первых двух из названных задач достаточно измерять вертикальные колебания поверхности воды в точке; для решения третьей задачи кроме этого необходимо измерять уклоны поверхности моря в данной точке в разных направлениях или получать топографию достаточно большого участка поверхности моря.

Понятие «значительная волна»

Запись колебаний уровня, вызванных волнами в фиксированной точке, обычно имеет нерегулярный вид. Группы высоких волн чередуются с волнами меньших высот. Самый простой способ охарактеризовать такую запись – это определить среднюю высоту и средний период волны. Однако, как показывает опыт мореплавания, практическая ценность этих величин невелика, потому что они придают несоразмерный вес большому числу малых волн, которые возникают между группами более высоких волн. Поэтому Свердруп и Манк (1947) в практических целях ввели термины «значительная высота» и «значительный период» волн, которые повсеместно используются в расчетах и прогнозах волнения.

Значительная высота волны определяется как средняя из одной трети самых высоких волн из наблюденных. Она близко соответствует высоте волны, наблюдаемой визуально на судах. Во время наблюдений за высотой волны наблюдатель обычно концентрирует свое внимание только на хорошо выраженных волнах, находящихся вблизи центра волновой группы, и сообщает ее как значительную высоту волны. Математически значительную высоту волны можно определить по формуле где N – общее количество волн.

Чтобы определить значительную высоту волны, все значения высоты волн, снятые с волнограммы, необходимо ранжировать в понижающем порядке и затем взять 1/3 часть, содержащую самые высокие волны, тогда средняя из них и будет значительной высотой волны. Аналогичная операция производится и с периодами. Эта процедура придает больший вес высоким волнам, учет которых важен в связи с их влиянием на суда и береговые сооружения. Иногда вместо термина «значительная высота» волн употребляют термины «характерная высота» волн или «преобладающая высота» волн.

3.3.2. Визуальные наблюдения Визуальные наблюдения за ветром и ветровым волнением с судна или с берега являются самым простым способом оценки размеров элементов ветровых волн. Однако получаемые таким способом данные не всегда согласуются с инструментальными измерениями, но с другой стороны, визуальные наблюдения являются одним из основных способов получения информации о ветре и волнении. Систематические наблюдения за ветром и волнением ведутся еще со времен парусного флота и выполняются штурманским составом судов. Наблюдения проводились с помощью хорошо известной шкалы Бофорта [25], связывающей высоту волны со скоростью ветра и оценивающей состояние поверхности моря по таким характеристикам, как «белые барашки», брызги, полосы пены и т.п. В 1947 г.

ВМО был принят международный код, уницифирующий наблюдения за ветром и волнением, хотя сведения о ветре и волнении продолжали содержать балловую оценку. С тех пор этот код претерпел несколько изменений, что, естественно, сказывалось на однородности рядов наблюдений и затрудняло решение климатических задач. Только с 1 января 1968 г. эта неоднородность была устранена введением кода КН-09, в котором высоты волн наблюдаются, кодируются и передаются в полуметрах.

Важным также оставался вопрос наблюдений за волнами зыби. До 1968 г.

информация передавалась только об одной системе волн зыби, даже если в действительности таких систем было больше. Только в коде, введенном с 1 января 1982 г.

(код КН-01С, международная форма FM 13 SHIP), помимо наблюдений за ветровыми волнами предусмотрены наблюдения и сообщение информации о двух видимых системах волн зыби. Визуальные наблюдения позволяют определить каждый элемент разных волн, а не одной и той же волны. Эти наблюдения по своему характеру являются дискретными и приурочиваются к отдельным моментам времени, обычно к установленным ВМО срокам наблюдений [43].

Основное преимущество попутных судовых наблюдений заключается, во-первых, в их массовости, глобальном охвате всего Мирового океана, а во-вторых, в том, что они представляют длительные ряды наблюдений, исчисляемые десятками лет. Именно поэтому визуальные наблюдения остаются пока одним из основных источников для получения статистических оценок характеристик волнения. В процессе визуальных наблюдений определяются элементы не одной и той же волны, а разных волн, значения которых затем осредняются.

Данные визуальных наблюдений лежат в основе разработанных режимных пособий и атласов. В этом отношении спутниковые измерения волн пока не могут заменить данные визуальных наблюдений. Спутникам, безусловно, принадлежит будущее, однако на сегодняшний день даже массивы ветроволновых данных, построенные на основе нескольких спутников (ERS, TOPEX/POSEIDON, GEOSAT, NSAT), имеют продолжительность наблюдений не более 10–15 лет и не могут использоваться для оценок долговременной изменчивости параметров ветра и волн. Точность альтиметрических измерений волн существенно зависит от алгоритмов, используемых для пересчета характеристик отраженных от поверхности моря сигналов в параметры волнения, т.е. спутниковые данные сами нуждаются в альтернативном источнике информации для их калибровки. Визуальные наблюдения за волнами могут представлять один из таких альтернативных источников.

Следует иметь в виду, что данные отдельных визуальных наблюдений над волнами характеризуются высоким уровнем погрешностей. Поэтому было выполнено большое количество исследований по оценке точности визуальных наблюдений путем их сравнения с данными инструментальных измерений волн [1, 6, 19, 31, 40]. Полученные в ходе визуальных наблюдений данные о периоде волн еще менее надежны, так как наблюдатель склонен концентрировать свое внимание на коротких волнах, игнорируя более длинные пологие волны.

Поскольку визуальные наблюдения несут значительную долю субъективизма, они должны выполняться строго в соответствии с инструкцией для того, чтобы их можно было проинтерпретировать в терминах и параметрах, используемых при анализе и прогнозе волн.

Одним из существенных недостатков многолетних рядов визуальных наблюдений за ветром и волнением является их временная неоднородность, обусловленная частой сменой системы кодировки элементов волн. Это сильно затрудняет их использование для исследования многолетнего режима ветра и волн. Только с введением в январе 1982 г. международной формы кода FM 13 SHIP, когда данные наблюдений за волнением стали выражаться не в баллах, а в полуметрах (для высот) и в секундах (для периодов), методика визуальных наблюдений была унифицирована.

Наблюдатель на судне должен уметь отличать систему ветровых волн от систем волн зыби. Волны, распространяющиеся в том же направлении, что и ветер, считаются ветровыми волнами; все другие системы волн являются, по определению, волнами зыби. Волны зыби обычно значительно длиннее ветровых волн, более пологи и имеют более правильную, почти симметричную форму без образования гребней и барашков. Направление распространения зыби может значительно отличаться от направления ветра. Нередко волны зыби распространяются навстречу ветру или под прямым углом к нему. В открытом океане ветровое волнение и зыбь наблюдаются почти всегда одновременно, при этом на фоне ветровых волн волны зыби бывают почти незаметны, что создает определенные трудности для наблюдателя. Чисто ветровое волнение без зыби встречается только в заливах, проливах и других защищенных районах моря, а в открытом море только после длительного затишья, охватывающего обширные пространства моря. Зыбь в чистом виде наблюдается в открытом океане только при полном безветрии. Опытному наблюдателю иногда удается различить несколько систем волн зыби и определить размеры волн каждой системы.

Особенно трудно визуально отделить ветровые волны от зыби, когда угол между направлениями распространения систем ветровых волн и зыби не превышает 20°. Когда высота ветровых волн hвв и зыби hз определены, высота «смешанного» волнения hсв определяется по формуле Визуальные наблюдения с берега имеют смысл лишь для данного конкретного места, поскольку волны при приближении к берегу резко меняют свои характеристики, а наблюдатель находится слишком далеко от этих волн, чтобы правильно их оценить.

Для проведения наблюдений с берега желательно иметь зафиксированную вертикальную проградуированную волномерную рейку, по которой можно определить высоту проходящих волн. Для этого также могут быть использованы плавающие предметы, например веха, плавающий буй и др. Важно, чтобы наблюдения за высотой и периодом с берега проводились в таком месте, где волны не деформируются и не отражаются от берега.

Для этого пункт наблюдений должен находиться за пределами зоны прибоя, вне непосредственной близости от волнолома или крутых берегов, и быть полностью открыт со стороны моря. С другой стороны, пункт наблюдений за волнением не должен быть слишком удален от станции и должен быть доступным для наблюдений в любую погоду.

Для примерного определения высоты расположения пункта наблюдения за волнением можно воспользоваться формулой где H – высота пункта, м; S – расстояние от пункта наблюдений до места установки волномерной рейки, вехи или буя, м.

Визуальные наблюдения за волнением должны вестись в следующем порядке: сначала определяются тип волнения и направление распространения волн, затем переходят к определению высоты, периода и длины волн. После этого выполняют наблюдения за морским прибоем. Во всех случаях наблюдения за волнением должны сопровождаться определением скорости и направления ветра. При появлении в море плавучих льдов наблюдения за волнением не прекращаются, а продолжаются до тех пор, пока наличие льдов не мешает различать очертания вершин и подошв отдельных волн.

Большая часть информации о визуальных наблюдениях за волнением поступает от судов добровольных наблюдений. Результаты этих наблюдений регистрируются в судовом журнале и передаются через портовых метеорологов в береговые центры для использования и последующей архивации. Кроме того, они распространяются по Глобальной системе телесвязи.

Плотность судовых наблюдений сильно варьирует по районам Мирового океана. Так, в Северной Атлантике на каждый 10-градусный квадрат приходится около 40 сводок в сутки, в то время как в других районах Мирового океана это количество может быть набрано только за месяц. Тропическая зона океана и Южное полушарие всегда были плохо освещены данными наблюдений. Национальные океанографические и метеорологические службы многих стран располагают этой информацией, и ее можно получить по любому району, обратившись с просьбой в соответствующую страну, курирующую тот или иной район моря или океана.

Самые большие крупные наборы данных визуальных наблюдений находятся в США в Национальном центре климатических данных (Мировой центр данных А – метеорология, Федеральное здание, Ашвилл, NС 28801) и в Метеорологическом бюро Соединенного Королевства (Джонсон-Хаус, Метеорологическое бюро, Лондон Роуд, Бракнелл, Беркшир RG 12 2SY).

3.3.3. Контактные методы измерения волн Взамен несовершенных методов визуального определения волн большое развитие получили контактные и дистанционные методы измерения волн. Начало активной разработки средств измерения морского волнения приходится на пятидесятые годы прошлого столетия. В нашей стране это было связано с добычей нефти на шельфе Каспийского моря. В это же время в Государственном океанографическом институте (ныне Федеральное государственное бюджетное учреждение «Государственный океанографический институт им. Н.Н. Зубова») было разработано три типа самописцев волн:

судовый волнограф ГМ-16, дистанционный измеритель волн прибрежной зоны ГМ-61 и радиоволнограф ГМ-32. Значительный вклад в разработку первых волноизмерительных приборов внесли А.П. Морозов, Н.И. Теляев, Б.Х. Глуховский, Я.Г. Виленский, Б.А. Максимов и др. С помощью этой аппаратуры был собран большой материал наблюдений за развитием и затуханием волнения в штормовых условиях. На базе полученных данных были изучены функции распределения высот, периодов и длин волн на глубокой воде и на мелководье.

В настоящее время в нашей стране и за рубежом эксплуатируются волноизмерительные приборы самых разных конструкций, основанные на различных принципах. Каждая конструкция имеет свои достоинства и недостатки. Например, волнографы, основанные на измерении колебаний уровня моря, могут измерять уровень воды по положению поплавка или косвенно – по измерению электрической емкости либо сопротивления, когда вода смещается вдоль провода или набора контактов. Волнографы других типов измеряют давление в фиксированной точке моря при прохождении над ним волн. Измеритель давления может быть прикреплен к неподвижному сооружению или установлен на дне моря.

Наиболее распространены волнографы, основанные на принципе измерения гидростатического давления, и волнографы с проволочными преобразователями сопротивления (струнные волнографы), использующие электрические свойства воды.

установленные на заякоренных буях (волноизмерительные буи). Вертикальные ускорения буя измеряются акселерометром; последующее двойное интегрирование этих ускорений с помощью электронных преобразователей дает вертикальное смещение. Наиболее широко используемой системой такого типа является буй «Вэйврайдер» фирмы «Дэйтавэлл». Данные измерений на буе могут передаваться на близлежащую береговую станцию или через спутник.

Существуют разные типы бортовых самописцев волн [4, 8, 11, 37, 38, 44]. Так, в бортовом самописце, разработанным английским ученым Таккером, описанном в [37, 38], используется комбинация акселерометра, измеряющего вертикальные движения фиксированной точки на корпусе корабля, и манометра, по которому определяется движение воды относительно этой точки. На рис. 3.2 показан образец волнографной записи.

Рис. 3.2. Фрагмент волнографной записи (черточками отмечены гребни волн; пересечения нулевого уровня обведены кружками).

Типы самописцев волн, которые используются в прибрежных районах моря, включают системы волномерных вех и датчиков измерения давления. На мелководье, где имеется платформа или сооружение, используются, как правило, струнные волнографы. Возвышение волны непосредственно соотносится с изменением сопротивления или емкости волнового датчика. Волновые датчики имеют тот недостаток, что они могут быть разрушены различными плавающими предметами и, кроме того, их подводные части подвержены обрастанию морскими организмами.

Примером струнного волнографа является волнограф, разработанный сотрудниками ИКИ РАН. Многострунный измеритель волнения состоит из блока управления, системы измерительных струн, сетевого источника питания и комплекта соединительных кабелей.

Струны фиксируются параллельно друг другу с помощью стальной конструкции. В зависимости от уровня погружения струны в воду, а также вследствие изменения их сопротивления, напряжение на струнах меняется пропорционально волнению. В результате работы схемы сначала опрашивается первая струна и одновременно запрашивается напряжение на соответствующем устройстве выборки напряжения. Затем запрашивается вторая струна и т.д. в циклическом порядке. Индивидуальные информационные сигналы поступают на устройство для очистки исходного сигнала от шумов и от возможных паразитных наводок. Струнный волнограф позволяет определить мгновенные значения уклонов поверхности моря и, соответственно, направление волнового спектра.

Информация о направлении волнения, собираемая с помощью таких систем, как правило, отражает специфику местоположения прибора, поскольку зарегистрированные волны подвергаются влиянию рефракции и диссипации энергии волн на мелкой воде. Такие системы могут быть смонтированы либо на шельфовой платформе, либо на дне в мелких водах, если глубина не превышает 10–15 м. Спектр давления на глубине измерения может быть получен из сигналов давления, используя спектральный анализ. Измеренное давление должно быть скорректировано с учетом гидродинамического рассеяния с глубиной.

Рассеяние создает эффект фильтрации более коротких длин волн, но для большинства практических применений потеря высокочастотной информации о волнении не приводит к существенным ошибкам. Однако если глубина воды превышает 10–15 м, то рассеяние слишком сильно влияет на частотный диапазон и поправочный коэффициент становится весьма большим, уменьшая ценность данных.

На мелководье также используются размещенные на дне моря обращенные эхолоты.

Время прохождения узкого луча звука непосредственно соотносится с высотой волны и дает измерения без рассеяния глубиной. Однако при сильных штормах звуковой сигнал рассеивается пузырьками воздуха от разрушающихся волн, делая измерения ненадежными.

Ультразвуковые или электромагнитные морские вертушки, которые измеряют две горизонтальные составляющие орбитальной скорости волнения, совместно с регистратором давления или волномерной вехой могут дать полезную информацию о направлении волнения. Эти системы обычно размещаются на мелкой воде, но могут также монтироваться на шельфовых платформах при условии, что влияние платформы не слишком велико. Такие системы представляют прямую аналогию буям типа «Вэйврайдер».

Измерения волн с помощью упомянутых выше самописцев позволяют получать записи уровня как функции времени. Это дает возможность оценить средние значения характеристик волн, их статистические свойства и энергетический спектр. Однако эти приборы не дают информации о направлении распространения волн. Для определения направления распространения волн обычно используют несколько самописцев, позволяющих определить направление на основе принципа интерференции волн, как в решетке направленной радиоантенны. В качестве альтернативы применяют приборы, измеряющие либо составляющие наклона уровня, либо две компоненты скорости частицы воды, по которым можно определить направление распространения волны [8, 17, 18, 26, 30, 33, 36].

Для получения средних элементов волн с помощью самописца необходимо зарегистрировать порядка 150–200 волновых колебаний. Процесс измерения в точке для этого должен длиться в среднем 20 минут. Полученные данные в виде последовательности ординат волновых колебаний из-за их большого объема невозможно быстро обработать и передать по каналам связи для оперативного использования. Поэтому волноизмерительные устройства, установленные на заякоренных буях и других волноизмерительных платформах, стали оборудоваться компьютерами. Это позволяет быстро обрабатывать волновые записи, рассчитывать среднюю высоту и спектр волн и оперативно через спутниковые каналы связи в коде FM 13-VII SHIP и WAVEOB передавать обработанную информацию на берег [43].

3.3.4. Дистанционные методы измерения волн и ветра Современные требования к количеству и качеству информации настолько высоки, что традиционные контактные методы измерения волнения им уже не отвечают. Так, контактные судовые волнографы не позволяют измерять параметры волн во время сильных штормов, для проведения измерений в открытом океане требуется остановка судна на значительное время. Поэтому наряду с контактными методами в последние годы интенсивно разрабатываются дистанционные средства наблюдений и анализа полей ветра, ветровых волн и зыби, основанные на акустическом зондировании и радиолокации с неподвижных платформ, морских и воздушных судов, спутников и т.д. [2, 3, 12–15, 20, 21, 32, 42].

Аэрофотосъемка открыла новые возможности для исследования волн. Дополнительно к фотографическим методам были испробованы также звуковые и радиоволны. С самолета, летящего на небольшой высоте, с помощью радиоальтиметра можно определить высоту волны. На мелководье высоты волн измерялись с помощью эхолота, устанавливаемого на дне.

Новые возможности для дистанционного измерения параметров ветрового волнения дают методы лазерной локации [10]. Уникальные свойства лазерных импульсов, высокая монохроматичность и мощность при малой расходимости и длительности являются предпосылками для создания методов, обладающих высокой пространственно-угловой разрешающей способностью и точностью. Разработка дистанционных лазерных средств ведется с 70-х гг. прошлого столетия, предложено ряд методов определения параметров морских волн. Волнение можно измерять с объектов, расположенных над поверхностью воды, посредством направленного вниз лазера, инфракрасных, радиолокационных или акустических приборов при наличии соответствующей платформы. Однако следует иметь в виду, что сами платформы в открытом море могут существенно влиять на поле волнения изза отраженных волн, дифракции. Для свайных стационарных морских платформ необходимо, чтобы «зона наблюдения» на поверхности моря была расположена на расстоянии, по меньшей мере, в 10 раз превышающем радиус опоры платформы.

Микроволновые системы космического зондирования имеют неоспоримые преимущества перед традиционными контактными и оптическими методами, поскольку дают возможность получить информацию с обширных акваторий Мирового океана, независимо от освещенности и облачного покрытия. Применение спутниковых средств измерений позволяет многократно увеличить объем информации о состоянии поверхности океана. В последнее время методы дистанционного зондирования морской поверхности широко развиваются во всем мире и используются для анализа и прогноза ветра и волнения.

Так, использование информации скаттерометра SeaWinds со спутника QuikSCAT позволило значительно улучшить анализ полей ветра, особенно в сильных штормах, и увеличить на 10 % количество штормовых предупреждений об ураганных скоростях ветра (более 33 м/с) в Атлантическом и Тихом океанах [41]. Информация QuikSCAT позволила также обнаружить и изучить зоны значительных горизонтальных градиентов скорости ветра в области Гольфстрима.

Более эффективное использование данных дистанционного зондирования возможно на основе математических моделей, количественно связывающих вариации интенсивности микроволнового сигнала с параметрами ветра и волнения. Если волнографы регистрируют колебания морской поверхности в выбранной точке моря, то техника дистанционного зондирования позволяет исследовать большие участки моря, находящиеся в «поле зрения»

прибора, и сообщать информацию об усредненных условиях волнения по всему участку [12, 14, 16, 20–22, 28, 43, 45]. Преимущество дистанционного зондирования заключается в том, что приборы обычно находятся в безопасном в плане неблагоприятных воздействий моря месте и могут легко обслуживаться и контролироваться. Спутник является идеальным местом для установки датчиков волнения. Эти датчики волнения являются очень мощным инструментом, обеспечивающим получение глобальных карт волнения моря в реальном времени.

Радарный альтиметр – синтезированный аппертурный радар (САР), установленный на борту спутника, среди других метеорологических и океанографических параметров обеспечивает получение информации о высоте и направлении волн. Прибор посылает импульсы в виде электромагнитных волн через атмосферу. Радар, получив отраженный сигнал от поверхности моря, дает значения расстояния между спутником и поверхностью моря с точностью 5–7 см. Первый спутник с альтиметром на борту SEASAT был запущен 26.06.1978 года. В настоящее время на орбите функционируют следующие альтиметрические спутники, дающие информацию по волнению [5]: Jason-1, Jason- (OSTM), Envisat, САДКО (Poseidon-2).

Данные сопоставления спутниковых и инструментальных наблюдений показали среднюю арифметическую ошибку спутниковых измерений высоты волн, равную 0,07 м, со стандартным отклонением в 0,36 м [34, 35, 42]. Для сравнения, заякоренный буй NDBC дает по высоте волны разброс в 0,2 м. Отметим также. Что точность измерений высоты волны со спутников Jason-1 и Jason-2 составляет 0,4 м (или 10 % для высоты волн менее 20 м) [5].

Измерение волн методами радиолокации В радиолокаторах, устанавливаемых на берегу моря, острове, платформе или судне, применяются вертикально-поляризованные радиоволны в высокочастотном (ВЧ) диапазоне [2, 26, 28, 43]. Охват по дальности – от 0 до 200 км. Первые попытки практического использования ВЧ-радиолокатора для определения параметров волн были осуществлены на судах. Для контроля инструментальных измерений параметров морских волн, а также для оценки их размеров в темное время суток, когда визуальные наблюдения прекращаются, может быть использован судовой радиолокатор. В настоящее время существует два метода использования радиолокации для измерения параметров волн. Первый метод, получивший название импульсного, предусматривает определение энергии, частоты и импульса спектра отраженного сигнала от взволнованной поверхности моря. Для этой цели используются экраны линейной развертки, импульсные фазометры и другие специальные приставки.

Расчет параметров волн производится по формулам, которые определяют связь отдельных элементов волн с энергией, частотой и импульсом спектра отраженного сигнала. Однако изза сложности и дороговизны аппаратуры этот метод пока находится в стадии экспериментальных исследований.

Второй метод позволяет использовать судовой навигационный радиолокатор для определения параметров волн. Возможность определения параметров волнения с помощью судового радиолокатора основана на том, что в зависимости от силы и характера морского волнения мощность отраженного эхосигнала от поверхности моря различна. При спокойной погоде на экране кругового обзора практически не наблюдаются отраженные эхосигналы от поверхности моря. По мере развития морского волнения на экране радиолокатора усиливается интенсивность эхосигналов от волн. Причем при крупном волнении наблюдаются очень четкие эхосигналы в виде ярко выраженных рядов импульсов, соответствующих отдельным рядам крупных волн.

При использовании этого метода важно знать, какие минимальные и максимальные длины морских волн можно наблюдать с учетом технических параметров конкретной судовой радиолокационной станции. Минимальные размеры морских волн, которые можно определить с помощью радиолокаторов, можно рассчитать по формуле где l – минимальное расстояние между двумя гребнями; D – минимальное расстояние, на котором видны раздельные гребни волн, зависящее от разрешения и расстояния от радиолокатора до волны D ; D – минимальное расстояние, при котором два гребня волны видны еще раздельно, также зависящее от разрешения и расстояния до волны D.

При расчетах минимальных длин волн, которые можно наблюдать на тех или иных шкалах судового радиолокатора, должно приниматься во внимание то обстоятельство, что высота гребня различна и, следовательно, мощность отраженных импульсов от отдельных гребней неодинакова. Отсюда, для получения объективной картины, необходимо прослеживать на экране радиолокатора волны по всей длине гребня. Длина волны и гребня L связаны соотношением 2 L.

Спутниковые микроволновые датчики Спутниковые высотомеры, рефлектометры и радиометры обеспечивают глобальный охват измерениями высот волн и приземного ветра. Данные измерений в районах, расположенных близко к побережью, могут быть недостоверными из-за влияния суши, попавшей в зону охвата датчика, либо ввиду задержки переключения датчика с режима наблюдения за сушей в режим наблюдения за океаном, когда наземный след спутника переходит с суши на море. Пространственный и временной охват Земли сильно ограничивается орбитой спутника. Спутник, как правило, имеет точный цикл повторения между 3 и 35 днями. Расстояние между витками во всех случаях пропорционально циклу повторения от 900 км (трехдневный цикл) до 80 км (35-дневный цикл) на экваторе. Поэтому спутниковые данные особенно пригодны для долгосрочных климатических исследований волнения, но они также могут усваиваться волновыми моделями или использоваться для проверки достоверности ретроспективных расчетов.

Спутниковые радиолокаторы с синтетической апертурой требуют дорогостоящей оперативной телеметрии и автономного режима обработки. Возникают затруднения при съемках волн, идущих параллельно курсу спутника, и волн, идущих в любом направлении, если длина волны меньше 100 м. Исследования показывают, что данные САР могут использоваться в моделях волнения для получения улучшенных оценок направленных спектров волнения. В принципе, по характеристике обратного рассеяния любой радиации, падающей на взволнованную морскую поверхность, можно получить представление о спектральном распределении наклонов морской поверхности по бликам и, следовательно, об энергетическом спектре морского волнения. На этом основан принцип не только пассивной, но и активной локации морской поверхности. Принцип активной локации поверхности моря является наиболее эффективным всепогодным измерительным средством. С ИСЗ могут применяться радиолокационные (РЛ) скаттерометры, радиовысотомеры (альтиметры) и радиолокаторы бокового обзора.

Применение РЛ-скаттерометров основано на том, что статистические свойства отраженного сигнала зависят от статистических свойств отражающей поверхности. При облучении взволнованной поверхности особенно интенсивно будут отражаться электромагнитные волны, для которых будет соблюдаться условие резонансного рассеяния Брэгга. При скользящем облучении взволнованной поверхности радиосигналом с длиной волны резонанс будет иметь место на гармонике морского волнения с длиной волны / 2.

В общем случае произвольного угла падения облучающего сигнала условие резонанса будет иметь вид где K ( K x K y )1 / 2 – волновое число морского волнения; k 2 / – волновое число радиосигнала.

Мерой интенсивности рассеяния является так называемое поперечное сечение обратного рассеяния, определяемое на единицу площади облучающей поверхности. Эта величина пропорциональна k 4 и пространственному спектру морского волнения S (k ). Так, для вертикального поляризованного сигнала Формула (3.19) позволяет получить спектр рассеивающих элементов морского волнения по измеренным значениям 0 при известных значениях k и. Средняя амплитуда принятого РЛ-скаттерометром сигнала пропорциональна среднеквадратической высоте морских волн, для которых K 2k sin. Все сказанное относится лишь к сантиметровым волнам (капиллярные волны, рябь), в то время как океанологов интересуют прежде всего крупные ветровые волны и зыбь. Существует два выхода из создавшейся трудности. С одной стороны, интенсивность принятого скаттерометром сигнала можно связывать непосредственно со скоростью ветра, поскольку капиллярные волны и рябь существенно зависят от локальной скорости ветра и в то же время развиваются на фоне крупномасштабных волновых колебаний. С другой стороны, взволнованная поверхность может быть представлена как суперпозиция неровностей двух резко различающихся между собой масштабов (двухмасштабная модель), что позволяет выразить величину 0, измеряемую скаттерометром, как сумму соответствующих двум масштабам вкладов.

Исследования показывают, что влияние крупных волн проявляется в амплитудной модуляции радиосигнала, рассеянного мелкими неровностями и в расширении его частотного спектра. В принципе, скаттерометрическое исследование морских волн возможно в комбинации ИСЗ с кораблем или буем. В этом случае с корабля или буя могут излучаться средние или короткие радиоволны. Спутник же принимает прямой или рассеянный сигналы, причем допплеровский спектр последнего позволяет получить спектр рассеивающего крупномасштабного волнения.

Радиолокаторы бокового обзора Принципиальное преимущество радиолокаторов бокового обзора (РЛСБО) состоит в том, что они могут давать пространственную картину морского волнения на больших площадях, при этом для получения характеристик волнения разрешение по пространству не должно быть более 50 м. С этой целью применяется узкая диаграмма направленности излучающей антенны в горизонтальной плоскости. В РЛСБО с некогерентным сигналом и реальной апертурой для этого необходимы очень большие размеры антенны, что представляет существенные технические трудности при работе со спутника. Высокой разрешающей способности (не зависящей от высоты спутника) можно добиться с помощью радара с синтезированной апертурой и когерентным сигналом. Изображения, получаемые с помощью РЛСБО, допускают когерентную обработку с помощью лазера с целью получения пространственного спектра взволнованной поверхности. В принципе, возможно применение и лазерных локаторов, альтиметров и скаттерометров для изучения состояния морской поверхности. Однако применение лазеров на борту ИСЗ сопряжено с большим потреблением энергии и потому затруднено.

В последние десятилетия глобальные измерения волн проводились в рамках четырех долгосрочных спутниковых высотомерных программ: ГЕОСАТ (1985–1989 гг.), ЕRS-1 (1991 г.), ЕRS-2 (запущен в апреле 1995 г.) и Топэкс/Посейдон (1992 г.). Обработанные данные с этих спутников поступали в реальном режиме времени. Следует отметить, что эти данные могут иметь значительные систематические отклонения, по сравнению с эталонными буйковыми данными, и поэтому должны быть откорректированы перед употреблением.

Метод стереофотосъемки К дистанционным методам измерения волн относится метод стереофотосъемки волн.

Именно с помощью метода стереофотосъемки специалистам ГОИНа впервые удалось инструментально зафиксировать рекордную высоту волны 25 м в антарктических широтах [9]. Аэрофотосъемка открыла новые возможности для исследования волн. Позже для этих целей стали применять кинокамеры, которые позволили фиксировать волны в самых разнообразных гидрометеорологических и физико-географических условиях.

Оценку состояния поверхности моря можно получить также путем наблюдений или фотографирования в видимом диапазоне. Аэрофотосъемка в обычном видимом диапазоне спектра с помощью специальных панорамных фотокамер позволяет изучать рефракцию ветровых волн и зыби в прибрежных районах.

ГЛАВА 4. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ ИЗ ТЕОРИИ ВЕТРА

И ГИДРОДИНАМИКИ ВОЛН

4.1. Основные понятия теории ветра В данном параграфе приведены самые общие сведения из теории ветра и баричесих систем. Они будут полезны в дальнейшем при рассмотрении методов расчета ветра по полям атмосферного давления и при совместном анализе режима полей ветра и волнения.

Подробные сведения об этом вопросе можно найти в [3].

Ветер – это горизонтальное движение воздуха относительно земной поверхности, хотя в понятие о ветре входит и вертикальная составляющая, которая значительно меньше горизонтальной. На единицу массы воздуха (частицы), движущейся относительно земной поверхности, действуют несколько сил, среди которых основными являются:

отклоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса) l;

сила барического градиента G;

Баланс этих сил определяет скорость и направление ветра.

Сила гравитации (сила тяжести) Под влиянием силы тяжести любое тело в поле земного тяготения в пустоте падает вниз по отвесной линии с ускорением свободно падающего тела, называемом ускорением силы тяжести (или ускорением свободного падения). Сила тяжести g представляет собой разность нормальных составляющих сил притяжения к центру Земли F и центробежной силы F, направленной по радиусу-вектору вращения Земли. Сила гравитации g зависит только от скорости вращения Земли и центробежной силы 2 R. Здесь 7,292 10 5 c 1 – угловая скорость вращения Земли, направленная против часовой стрелки от запада на восток; R – радиус Земли.

Выражение для ускорения силы тяжести имеет вид где – широта. Для 45 g 0 = 980,616 см с–2.

Сила Кориолиса Как только некоторая масса воздуха приходит в движение, на нее сразу начинает оказывать влияние отклоняющая сила, вызванная вращением Земли, называемая силой Кориолиса. Она не меняет скорости воздушного потока, а лишь отклоняет направление его движения. Эта сила инерционная, она действует только на движущиеся массы и проявляется лишь в том случае, когда рассматривается движение в системе координат, неподвижно связанной с вращающейся Землей. Если бы Земля не вращалась, то ветер был бы направлен от высокого давления к низкому давлению. Но так как Земля вращается, то возникает сила, которая изменяет направление ветра, и если бы не было других сил, то ветер был бы направлен вдоль изобар, а не от высокого давления к низкому давлению. Сила Кориолиса действует под прямым углом к направлению движения: вправо – в Северном полушарии и влево – в Южном полушарии. В каждой точке величина отклоняющей силы, рассчитанная на единицу массы, определяется из следующего уравнения где – угловая скорость вращения Земли; u – скорость воздушного потока; – широта.

Из формулы (4.2) видно, что чем больше скорость воздушного потока u, тем больше сила Кориолиса. Сила Кориолиса изменяется в зависимости от широты, убывая с севера на юг. Вблизи экватора ее значение приближается к нулю, и при переходе через экватор она меняет знак. Сила Кориолиса существенно отличается от центробежной силы и зависит от зональной скорости u. При u > 0 возникает западный поток, а при u < 0 – восточный поток.

Вертикальная компонента силы Кориолиса существенно меньше гравитационной силы и ее эффект достаточно мал.

Центробежная сила Если масса воздуха движется по криволинейной траектории, то на движущийся воздух действует центробежная сила, искривляющая его путь. Эта сила стремится перевести воздушную массу с данной траектории на другую траекторию, обладающую меньшей кривизной. Центробежная сила направлена по радиусу кривизны r траектории наружу и по числовой величине равна где W – скорость движения, в частности скорость ветра; r – радиус кривизны траектории в данной точке и в данный момент времени.

центростремительному ускорению. Ускорение частицы, движущейся по криволинейной траектории, направленное к мгновенному центру кривизны траектории, по числовой величине равно W 2 /r 2 r (где – угловая скорость частицы).

Таким образом, существуют три отклоняющие силы: cила Кориолиса, центробежная сила и центростремительное ускорение. Взаимоотношение этих сил меняется в зависимости от скорости ветра, радиуса кривизны и широты места. В тропических циклонах воздушные массы обычно движутся по траекториям с радиусом кривизны, не превышающим 150 км, так что для них центробежная сила больше силы Кориолиса. Однако в средних и высоких широтах средний радиус кривизны траектории ветра в циклоне уже гораздо значительнее (до 600 км) и сила Кориолиса превышает центробежную силу. Изменение отношения отклоняющих сил с широтой показано в таблице 4.1.

Т а б л и ц а 4. 1 – Отношение отклоняющих сил при различных условиях Из таблицы видно, что в тропических циклонах градиент давления в основном уравновешивается силой Кориолиса. Полная горизонтальная отклоняющая сила получается из уравнения Центробежная сила при прямолинейном движении воздуха равна нулю, а при движении воздуха по криволинейной траектории имеет малую величину по сравнению с другими силами, и поэтому в практических расчетах часто не учитывается. Но ее необходимо учитывать при расчетах ветра в тропических циклонах, где она существенно больше силы Кориолиса.

Сила барического градиента (градиент давления) Величина горизонтального барического градиента, отнесенная к единице массы воздуха, возникает в результате неравномерного распределения давления. Сила барического градиента G, или сила давления, под действием которой происходит перемещение воздуха относительно земной поверхности, выражается формулой где p / n – горизонтальный градиент давления; a – плотность воздуха.

Барический градиент направлен по нормали к изобаре в горизонтальной плоскости в сторону убывания давления. Сила барического градиента по величине соизмерима с силой Кориолиса и центробежной силой. Таким образом, объединяя все перечисленные силы, можно получить величину, характеризующую ускорение частицы воздуха Для атмосферного движения планетарного масштаба g пренебрежимо мало. Сила трения действует только в приводном слое атмосферы. Поэтому уравнение (4.6) для свободной атмосферы без учета трения можно записать в виде уравнения горизонтального потока В метеорологической практике широко используются две основных аппроксимации ветра: геострофический и градиентный ветер.

Геострофический ветер Если процесс стационарен и изобары прямолинейны, то скорость геострофического ветра создается в результате действия только двух взаимно уравновешивающихся сил – силы барического градиента и силы Кориолиса – и определяется по формуле где p – атмосферное давление; l – параметр Кориолиса; a – плотность воздуха, – широта, – угловая скорость вращения Земли.

Проекции геострофического ветра на оси координат, соответственно, равны При нормальных условиях ( p 1000 гПа; a 1,28 10 3 г/см3; 7,29 105 c 1 ) формула для геострофического ветра примет вид Из формулы (4.10) следует, что геострофический ветер возрастает с уменьшением широты и стремится к бесконечности на экваторе. Поэтому соотношение (4.10) не работает Геострофический ветер является частным случаем градиентного ветра.

Градиентный ветер Градиентной скоростью ветра называют скорость, при которой горизонтальный градиент давления уравновешивается отклоняющей силой вращения Земли и центробежной силой. Градиентная скорость не наблюдается у поверхности Земли из-за трения и турбулентности. Она проявляется начиная с высоты, на которой трение и турбулентность сказываются незначительно.

Скорость градиентного ветра определяется уравнением где Wg – скорость геострофического ветра; r – радиус кривизны.

При одном и том же барическом градиенте скорость градиентного ветра в случае циклонической кривизны изобар меньше, а в случае антициклонической кривизны изобар больше, чем скорость геострофического ветра. Геострофический ветер является хорошим приближением к действительному ветру в свободной атмосфере циклона или антициклона.

Баланс сил при циклонической и антициклонической кривизне изобар отличается.

При циклонической кривизне при r >0 Wg /W >1 и W < Wg.

При антициклонической кривизне при r > 2kh, формула для групповой скорости упрощается и принимает вид