基于蒸发波导的电磁波传输条件_图文

1、基于蒸发波导的电磁 波传输条件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.绪论人们在利用雷达进行探测时,经常会发现一些电磁波的异常传 播。其中一种显著的

5、现象是:在一定的气象条件下,在大气边界层尤 其是在近地层中传播的电磁波, 受大气折射的影响, 其传播轨迹弯向 地面, 当曲率超过地球表面曲率时, 电磁波会部分地被陷获在一定厚 度的大气薄层内, 就像电磁波在金属波导管中传播一样, 这种现象称 为大气波导传播, 形成波导传播的大气薄层称为大气波导层。 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, 实 现所谓超视距探测和超视距接收, 并且大气波导可增加雷达测距、 测 角、测速的误差,使雷达探测出现大面积盲区。大气波导现象经常会 将雷达正常探测条件下不可能出现在雷达显示屏上的远处的陆地杂 波或海面杂波等显示出来,从而大大增加了雷

6、达杂波信号分布范围, 降低了雷达的检测分辨性能。 大气波导存在与否对短波通信的影响也 很大, 因此充分研究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。 大气波导是对流层环境的一种异常大气结构, 自二战以 来人们就开始了有关低空大气波导的研究。 二战结束后, 在对许多影 响大气波导中电波传播的大气物理因素研究取得进展以后, 人们开始 了对大气波导形成的物理机制及相关的大气过程、大气波导传播理 论、 低空大气波导探测和预报以及应用展开了全面研究。 根据大气修正折射率的空间分布特征, 可将大气波导分为表面波导、 悬空波导和 蒸发波导三类。 大气波导传播现象的出现不仅可以使电磁波偏离原来

7、的传播方向, 而且能够使电磁波以较小的衰减沿波导传播到很远的地 方。在无线电管理上, 这就使系统间的相互干扰问题复杂化,既可能 干扰其它线路又可能形成新的传播路径。 在军事应用上, 大气波导传 播会导致雷达盲区的出现和雷达杂波的增强, 从而造成定位失效甚至 目标丢失, 但当具有合适的频率及发射仰角时雷达又能实现超视距探 测, 这就为雷达探测视距以外的目标提供了一种新途径; 大气波导现 象还可能会造成正常微波通信电路的中断,但也会因此而形成远距 离、 大容量信息传输的新型微波超视距通信体制, 从而解决缺乏基础 通信设施的广阔海域的通信保障问题; 大气波导的出现也将大大地增 加敌我双方电子作战的灵

8、活性, 使基于电子武器系统的电子侦察与反 侦察、电子干扰与反干扰、电子欺骗与反欺骗、电子隐身与反隐身、 电子摧毁与反摧毁等具有新的攻防作战手段, 这对我方获取战场电磁 优势、 掌握战场电磁频谱使用和控制权具有极其重要的指导意义。 总 之, 随着无线电电子系统性能要求与工作频率的提高, 如何克服大气 反常传播给电子系统性能带来的负面影响, 更好地了解低空大气及其 动态特性, 对雷达、通信、光电传感器、自动目标识别和作战任务规 划的指挥和控制来说至关重要。 同时, 如何利用大气反常传播这一现 象来提高电子系统的工作效能, 并对各种大气环境参数进行遥感、 遥 测, 通过研究大气波导环境中各种气象条件

9、、 战场条件下的电波传播 特性以及提高电波传播特性建模的精确性, 使以大气波导传播为代表的大气反常传播特性研究的重要性变得十分突出。 另外, 大气波导传 播特性不仅与气象条件有关, 还与地理位置、气候区域紧密联系,一 些传播特性预测不能简单地套用已有的预测模式, 必须针对不同区域 进行深入地测量分析和试验研究, 才能更好地为我国国防中电子武器 系统的总体设计、性能优化和评估提供理论依据和技术支持。 本文首先介绍了海洋环境下的大气波导, 着重介绍蒸发波导; 然 后对蒸发波导的分布规律进行了阐述, 给出蒸发波导高度的求法以及 如何利用 PJ 模型去求解;最后重点说明电磁波射线的频率和仰角对 射线在

10、蒸发波导中传播产生的影响, 并给出了能够产生超视距传播的 射线的最小频率及最大仰角的求法, 以及传播产生的跳距的不同计算 方法。目录目录第一章 蒸发波导物理特性内容提要蒸发波导是近海面大气由于水汽密度随高度锐减而形成的一种 异常的电波传播现象。 作为一种特殊的对流层波导传播形式, 通过对 流层波导的形成、 参数描述以及对电波传播的影响的分析研究, 有利 于蒸发波导中类似问题的研究。 本章通过对比, 分析了蒸发波导描述 参数、形成原因以及利用 PJ 模型求蒸发波导高度,并对我国海域蒸 发波导的环境现状进行了说明。电波传播主要受大气吸收、 折射、 折射的影响在各个频段上都是 显著的, 而折射效应的

11、显著程度主要依赖于沿路径的折射指数变化梯 度和射线初始仰角。反射和散射的影响。在所有这些因素中,而折射 效应的显著程度主要依赖于沿路径实际的大气属于不均匀介质, 其大 气成分、 压强、 温度和湿度都随高度变化, 这种变化通常使大气折射 指数 n 随高度增大而减小。因此在一定的大气折射指数梯度变化条件 下, 以一定仰角发射的电磁波波束将微微向下弯曲。 通常折射指数的水平变化相对于垂直变化可忽略,对流层低层的折射指数 n 大约在 1. 000250和 1. 000400之间,接近于 1。为方便引入折射率 N:(6110N n =- (11-其中, n 是大气折射指数 ;N 的单位是 n 单位。 若

12、假设地球大气为均 匀球面分层, 即可使用球面分层介质中的 Snell 定律得到修正折射指数 (m h :(1e e h h m h n h n h r r =+ (12-其中, n(h为离地高度 h 处的空气折射指数, e r 为地球半径。若将地球表面假想为一个平面, 而将电波射线作为等效的弯曲射 线,则大气修正折射率 M 定义为:610e hM N r =+ (13-其中. e r 为地球半径, 取 6370km ; h 为地面以上高度,单位是 m 。则有:0.157M N h =+ (14-由于大气的不均匀, 电磁波在其中的传播路径不再是直线, 而是 弯向地面的。 若电波传播路径的曲率超过

13、地球表面的曲率, 则存在关 系式:10.157dNm dh -<- (15-此时, 近地层一定高度内将发生大气波导现象。将式 (1-5代入式 (1 4 式有:0dM dh < (16-则当修正折射率 M 为最小值为大气波导的高度。 根据不同大气层 结或探空数据就可以预测发生大气波导的高度范围。在海洋大气环境中通常可出现三种类型的大气波导:蒸发波导 (evaporationduct、 表面波导 (surface'血 ct 和悬空波导 (olevated duct 。后两种大气波导也可能出现在陆地大气环境中。图 1. 2给出 了三种类型的大气波导特征参量。表面波导是下边界与地袭

14、相连的大气波导, 一般发生在 300m 高度 以下的边界大气中。 它通常出现的形式有两种: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 1. 1-a ; 另一种是波导层由一 个悬空陷获层叠加到一个修正折射率梯度较小的接地基础层之上而 构成的表面波导 (如图 2. 1-b 。 表面波导的一个显著特点是波导层顶 的大气修正折射率小于地面的大气修正折射率。 表面波导一般出现在 大气较稳定的晴好天气里, 此时低层大气往往有一个比较稳定的逆温 层, 并且湿度一般随高度递减。 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:在晴朗无风的天气背景下, 海面夜间辐射 降温形成一个近地层的

15、辐射逆温层; 干暖气团从陆地平移到湿冷的海 面上空时,形成近地层大气温度下冷上暖、 湿度下湿上千的状况;雨 后造成近地层下层大气又冷又湿的情况。1112 Z hZ h(a表面波导 (b含基础层的表面波导 1h 2h ZZ h(c悬空波导 (d蒸发波导在图 1. 1中, h 为波导顶高度, 1h 为陷获层顶高度, 2h 为基础层底高度, d 为波导厚度, 1d 为陷获层厚度, 2d 为基础层厚度, M 为波 导强度。悬空波导是下边界悬空的大气波导, 一般发生在 3000删高度以下 的对流层低层大气中。 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 1. 1-c 。 悬空波导的

16、一个显著特点是波导层顶 的大气修正折射率大于地面的大气修正折射率。 悬空波导的下边界高 度一般距离地面数十米或数百米, 在此高度之上一般出现一层逆温层结。在海洋大气环境中常见的易于形成悬空波导的天气条件主要有:受副热带高压影响, 高层大气存在大范围的下沉运动使得干热气层覆 盖于冷湿的海洋边界层低层大气之上, 形成一层悬空的逆温层; 在季 风海域和海陆风环流盛行海域, 干暖空气由陆地平流至冷湿的海面近 地层大气上方, 由于低层湍流较强而在上层形成一个温度随高度递减 的逆温层; 冬季海洋云盖大气边界层中, 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。蒸发波导是海洋大气环境中经常出

17、现的一种特殊的表面波导, 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 1. 1-d 。 蒸发波导一般发生在海洋大气环境 40m 高度以下的近海面大气中, 它由一个较薄的陷获层组成。 蒸发波导高 度随地理纬度、 季节、 一日内的时间等而变化,通常在低纬度海域的 夏季、白天蒸发波导的高度较高。海上蒸发波导是由于海水的蒸发而形成的一种贴海波导, 其主要 参数是蒸发波导高度 . 蒸发波导高度是通信系统天线高度选择所 用的基本参数。 由于近海面水汽随高度升高异常迅速地下降, 使得海 面或者大面积水域上空的蒸发波导有较高的出现概率。且存在时间 长。一般情况下,折

18、射率 N 是空气状态 (大气强 P 、气温 T 和水汽压 e 的函数,由下式给出:13eN n T T =+=- (17-其中, n 是大气折射指数 ,P 、 T 、 e 的单位分别是 hP a 、 K 、 hP a , 且 水 汽 压6.105100x rh e e =, rh 为 相 对 湿 度 , 273. 2255. 31l n 273. 2T Tx T -=-. (1-7式假定大气遵循理想气体定律, 忽略了色散效应,其中的常数是测量出来的。由于蒸发波导现象具有超长水平尺度特征和显著的天气背景, 其 特征量对大气湿度、气海温差、水平风速等气象要素的变化十分敏 感. 并且日变化和季节变化

19、相当明显。 只要确定大气折射参数的垂直 结构,就可确定大气波导特征参量。表 1. 1给出了不同大气机构条 件下对电磁波传播的影响。 表 1.1 各种折射类型的存在条件电波传播通常会因为大气折射率随高度的变化而收到影响。 当大 气折射率垂直梯度翻 dN /dh>0时,电磁波的传播轨迹将背着地球而15凸起弯曲, 此时的大气为负折射 (sub-refraction; 当 dN /dh=0时, 电磁波的传播轨迹不发生弯曲,而沿直线传播,此时的大气无折射 (non refraction :当 dN /dh<0时, 电磁波的传播轨迹将凹着鸯向 地 球 , 此 时 的 大 气 为 正 折 射 。

20、 正 折 射 包 括 标 准 折 射 (normalrefraction、 超 折 射 (super refraction 、 临 界 折 射 (critical refraction、陷获折射 (trapped refraction等。当近海面的大气修正折射率 M 满足陷获折射的条件时, 海面附近 的雷达发射站的电波将形成波导传播。第二节 蒸发波导高度由第一节的(1-5 (1-6式可知,在底层大气中,当 10.157dNm dh -<-或 0dMdh <时, 即大气折射率 N 或修正折射率 M 随高 度 的 增 加 而 降 低 时 , 就 会 产 生 大 气 波 导 现 象 ,

21、而 当 10. 157dNm dh -=-或 0dMdh =时,大气折射率及修正折射率最小,此时所对应的高度 h 即为波导高度。目前国际上描述海面蒸发波导的模型主要有: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 。 这些模型都是基于 Monin Obukhov 和 LKB 理论, 各模型的不 同点在于 T 与 q 的梯度的算法。PJ 模型介绍:PJ 模型使用海面

22、以上一定高度 (6 m 上的气温、相对湿度、风速 以及海表温度作为输入,其基本思想主要有以下几点:(1使用不随气压变化的位折射率 N 来代替折射率 N ,将产生蒸发波导的前提条件用位折射率梯度来表示。2 引入总体理查森数来描述大气稳定度以及计算莫宁一奥布霍 夫长度等物理量。3 参数及结果的修正。首先, H . V . Hitney 等人建议总体理查 森数应不大于 1,否则令其为 1;其次, R . A . Paulus 通过对历史资 料和较精确的浮标资料的分析,对气海温差大于一 1条件下的计算 结果进行修正, 方法为若气海温差为 0时的蒸发波导高度大于气海温 差为一 1时的蒸发波导高度,则计算

23、结果取一 1时的结果,否则 仍按实际气海温差计算。PJ 模型的计算步骤:(1利用输入参数计算理查德森数 (12369a s ib akT T R h u T -= (18-式中:为测量参考高度; 为海洋表面周围的空气温度 (单位 ; 为海洋表面周围的空气温度 (单位K ; 为海洋表面的海水温度 (单位 ; u 为海洋表面的风速 (单位 k ,且 值被限制必须小于 l 。总体理查德森数ibR 反应了大气层结的稳定性, 当 ib R >0时表示稳定层结;当ibR =0时表示中性层结; ib R <0表示不稳定层结。选取史 气象水文数据,蒸发波导 PJ 模型计算各条有效记录对应的波导高度

24、 和总体理查森数, 随后对蒸发波导高度和总体理查森数进行统可得到 其分布规律。 表 1.2 蒸发波导高度和理查德森数分布规律(2利用理查德森数来计算 Monin Obukhov 长度1718'110eibh L R =(19- 式中:函数 将根据不同 值而有不同的计算方式,计算方式如下所示0.14ib ib ib e ib ib ib ibR R R R R R R -+-<-=+-<+(110-(3计算在海洋表面空气折射率与海水折射率之差值,其公式如 下a sN N N =- (111-式 中 :为 海 洋 表 面 的 空 气 折 射 率 , 计 算 方 法 如 下77.

25、610004810a akak N e T T =+ (112-式中:的 为海洋表面的空气温度 (单位为 K ; e 为海洋表 面周 ,其公式如下akT T rh e T -=-(113- 式中:rh 代表海洋表面周围的相对湿度; 为海洋表面的海水折射率,计算方法如下77.610004810s s sk sk N e T T =+ (114-19式中:为海洋表面的海水温度 (单位为 K ; 为海洋表面海水的水汽压,表示如下273.2sks skT T e T -=- (115-(4判断大气与海洋表面之间的稳定性情况,以决定用何种方程 式计算蒸发波导的高度。 当 0 l 时, 代表海洋表面周围的

26、空气温度大于海洋表面的海水温度, 此时热量的传播方向是由空气往海水 传播,因此空气不易产生对流,为稳定的状态。此时蒸发波导高度的 计算方式表示如下=0,0N或 11' '2N=-+- (116-如果式 (10计算出来的 0<或 ' /1L >, 那么蒸发波导的高度改 由式(11计算(- (117-式中:为空气动力学上的一个表面粗糙度参数; 为大气参数 的测量高度。而当 0<时,代表海洋表面周围的空气温度小于海洋表面的海水温度, 此时热量的传播方向是由海水往空气传播, 因此空气会受热 并上升, 造成对流的情形发生,此为不稳定的状态。在这种状态下蒸20发波

27、导高度的计算方式表示如下 =(118-式中:0.125/A B N =-; (10ln /B h h =-,而函数 的计算方式如下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-将蒸发波导高度

28、计算出来后, 接下来就可以计算修正后的折射率 随高度的分布资料。在稳定的状态下 (O 1 和不稳定 的状态下(0>,修正后的折射率随高度的分布可以由式 (14来计算(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:函数 的算法是将下列方程式34' 20.81h L-= (121-利用 Newton 迭代法进行求解。即可获得蒸发波导高度以及修正后的 折射率梯度。第三节 蒸发波导的强度与分布我国海域广阔, 海洋资源丰富, 在经济和国防建设中占有举足轻 重的

29、位置, 尤其是南海和东海海域有着重要的战略意义, 该地区也是 大气波导出现的高概率区。 本文利用 19821999年 18年的海洋观测 资料和 19861999年 15年的船舶探空资料, 主要对东经 0100140北 纬 0040海域的蒸发波导和海上低空大气波导进行了统计分析,并给 出了基本的统计结果。参照世界气象组织 WMO 将海域划分为 001010的马士顿方的方法 将东经 0100140, 北纬 0040的海域进行划分, 区域划分如表一所示, 如 11005区代表东经 0110115,北纬 0510之间的海域。各海区蒸发 波导的出现概率、 波导高度和波导强度 (取绝对值之后的值 的统计结

30、 果如表 1.3所示。 表 1.3图 1.4各海区不同时段蒸发波导的出现概率22 图 1.5各海区不同季节蒸发波导的出现概率 图 1.6 不同时段蒸发波导高度和强度变化统计结果表明,上述海区蒸发波导出现概率一般在 85%左右,在 北京时间 02点、 08点和 20点波导出现概率较高,达到 90%左右,而 14点波导出现概率相对较低,约为 84%,见图 1.3。 蒸发波导出现 概率随季节也有变化,其中冬季和秋季出现概率在 91%左右,夏季次 之,约为 87%,春季相对较低,约为 85%,见图 1.4。另外在图 1.2和图 1.4中, 部分海区的波导概率出现 100%和小于 70%的情况, 这是

31、由于统计的样本数相对较少(100造成的。23图 1.5结果表明, 蒸发波导高度一般在 15m 左右, 在不同时段上 北京时 14点高度较高,约为 16m , 20点较低,约为 14m 。蒸发波导 高度随季节的变化情况是, 秋季较大, 约为 16m , 冬季次之, 约为 15m , 春季相对较低,约为 13m 。各海区蒸发波导的强度一般在 35M 左右, 不同时段蒸发波导强度的变化情况和高度变化情况极其相似,见图 1.4。第四节 影响因素蒸发波导通常具有显著的日变化特征和季节变化特征。一般来 说,在同一海域,蒸发波导的高度白天比夜晚高,夏季比冬季高。分 析某海域的气象资料, 其中图 1.6为某海

32、域日问蒸发波导高度统计情 况,图 1.7为某海域夜间蒸发波导高度统计情况。24 图 1.6图 1.7从以上两图可以看出, 对于同一海域来说, 蒸发波导的高度白天 比夜间高。 同理, 抽取某海域夏季和冬季的一个月的气象资料加以分25析,如下图所示。 图 1.8 图 1.9从以上两图可以看出,同一海域蒸发波导的高度夏季比冬季高 。大气波导特征量对大气湿度的变化非常敏感。 我们做一下蒸发波 导高度随大气湿度变化的敏感性试验。选取某海域,其海面水温为 23. 4,参考高度 6米处的气温为 24. 4,风速为 4. 5m /s ,气 压为 1006. 4hPa 。令参考高度处的大气相对湿度从 88. 5

33、%变化到 63. 5%,由此造成的蒸发波导高度的变化如图 1.10所示。从图中我 们可以看出,在其他气象因素一定的情况下,大气相对湿度越低,蒸 发波导高度越高。 图 1.10所示为相对湿度变化对蒸发波导高度的影响 图 1.11所示为气海温差以及气压变化对蒸发波导高度的 影响同理, 做一下蒸发波导随气海温差变化的敏感性试验。 选取某海 域,相对湿度为 78. 6%,风速为 5. 5m /s ,气海温差从 -5变化到 5。仿真得到蒸发波导高度与气海温差的关系如图 1.11。从图中我 们可以看出, 当气海温差为正值时, 蒸发波导高度变化对气海温差的 变化反应比较敏感, 而当气海温差为负值时, 蒸发波

34、导高度变化对气 海温差的变化反应显得比较迟钝。接着,我们分析一下气压敏感性, 通常情况下,对流层空气压力可由指数形式很好地给出,即:(00exp /p z z z =- (122- 这里 是地面空气压力, 是均质大气高度, R为普适气体常数, 是空气分子量。近海面气压变化范围是 995 1032hPa ,其他初始条件不变,通过流体静力学推导 ,仿真得 到波导高度与气压的关系如图 1.10b 不所示,波导高度从 10. 93米 变化到 11. 03米,可见变化幅度非常小,气压敏感性最小。 图 1.12所示为风速对蒸发波导高度的影响选取某海域,其海面水温为 23. 4,参考高度 6米处的温度为 2

35、4. 4,气压 1006. 4hPa ,相对湿度为 78. 5%,参考高度的风速由 5m /s 变化到 15m /s ,蒸发波导高度如图 1.12所示。从图中我们 可以看出,蒸发波导高度随风速增大而减小,在低风速 (5m/s lOm /s 时,蒸发波导高度的变化率大于高风速时的变化率。通过上述分析表明,蒸发波导对大气湿度、 气海温差、气压和风 速等气象因素具有一定的敏感性, 其敏感性由高到低依次为:大气湿 度、气海温差、 风速和气压。 其中不同的大气层结下敏感程度又各不 相同, 另外, 蒸发波导也呈现季节变化特征和日变化特征, 一般来说, 在同一海域,蒸发波导的高度白天比夜晚高,夏季比冬季高。

36、需要指 出的是, 敏感性是非线性的, 不同的大气初始条件下,相对传感器精 度及气象因素的敏感性会发生变化; 但总的趋势是一样的, 可以用同 样的方法具体情况具体分析 。第五节 具体分布事例分析(一 南海、东海蒸发波导出现规律的对比分析摘要利用 2002年 13月的铁塔平台气象水文数据以及 New 蒸发波导 模型分析研究了南海及东海海域蒸发波导的出现规律, 并利用实测数 据对模型结果进行了检验。 结果表明:南海海域蒸发波导的出现概率、 高度、 强度分别为 100%、 13. 4m 和 30. 3M , 而东海海域分别为 90%、 9. 1m 和 16. 6M ;除以 14时为代表的中午时刻,南海

37、海域一天当中 蒸发波导基本上都出现在不稳定及近中性层结条件下, 而东海海域蒸 发波导在稳定、 不稳定和近中性层结条件下的出现概率差别不大; 相 对蒸发波导高度而言, New 模型诊断蒸发波导出现概率和强度的效果更好;不稳定及近中性弱不稳定层结条件下, New 模型诊断的蒸发波 导高度偏低, 稳定层结条件下模型结果偏高, 近中性弱稳定条件下模 型结果与实测最吻合。(二渤海蒸发波导出现规律1. 根据 PJ 模型计算的蒸发波导高度试验期间利用实测气象数据和 PJ 模型计算的每日蒸发波导高度 平均值如图 1.13所示。从图中可见,试验期间渤海海区的蒸发波导 高度日平均值在 8 m 以上的只有 8次,其

38、余时间的蒸发波导高度日平 均值都在 8 m 以下。主要原因是试验期间渤海海区多雨,导致相对湿 度偏大,从而使蒸发波导高度值偏低,不利于形成大气波导。 图 1.13试验期间蒸发波导高度日平均值变化图同样, 根据计算得到的每天每小时的蒸发波导高度值, 可以绘制 出一天的蒸发波导高度变化图, 来分析一天当中蒸发波导高度的变化 情况。以 6月 18日为例, 如图 1.14所示,从图中可以看出,一天之 内蒸发波导高度是在不断变化的, 凌晨和中午的高度较高, 午夜最低。31 图 1.14 6月 18日蒸发波导高度变化图2. 与雷达实际探测结果的比对C 波段对海搜索雷达。 6月 22日6月 29日的岸基 C

39、 波段对海 搜索雷达记录的探测画面和渤海海区海图进行比对分析。 在这里选择 每一部雷达出现大气波导和不出现大气波导的两幅不同的探测画面, 雷达探测显示画面中相邻两个距标圈之间的距离为 20 n mile。 C 波段雷达在没有大气波导现象时的探测距离为 40 n mil左右, 90 n mil处的老铁山水道根本就无法探测到,而在有大气波导的时 候不仅老铁山水道能够探测到,而且探测距离甚至至少达到了 100 n mil(由于 C 波段雷达在 100 n mil外不做数据32 图 1.15 C波段对海搜索雷达显示画面 图 1.16 S波段对海搜索雷达显示画面处理,画面不显示 100 n mil外的情

40、况 ,探测距离至少是没有大气 波导时的 2. 5倍。S 波段对海搜索雷达。 在没有大气波导现象的时候探测距离为 40 n mil左右,无法探测到距离 90 n mil外的老铁山水道中的目标, 而在有大气波导的时候可以清晰的探测到老铁山水道海域的情况, 观 察一段时间后, 可以看到往返老铁山水道的船只非常多, 而且探测距 离甚至达到了 180 n mil,可以探测到山东半岛,这时 S 波段雷达的 探测距离是没有大气波导时的 4. 5倍,探测距离大大增加。33 分析中采用了 NCEP 库中 1990 2008 年的再分析数据,首先将 某年某日某时刻的气象数据输入到 NPS 预测模型中,计算出蒸发波

41、 导高度样本,然后利用统计方法获得不同海域的月平均分布规律。 图 1.17中粗线构成的方格是按照 分辨率形成的马斯顿 方格, 根据这种划分, 我国周边主要海域的蒸发波导特性只能用黄海、 东海、南海北部、南海中部、南海南部 5个马斯顿方格进行表示,显 然很难准确地描述蒸发波导的统计规律,实用性较差。 相反,采用 NCEP 数据的网格是图中细线构成的方格,与马斯顿方格相比,分辨 率提高约 28倍 .图 1.17 蒸发波导特性网格点划分图在 AREPS 软件中,从获得统计特性的样本数来看,黄海、东海、 南海北部、南海中部、南海南部 5 个马斯顿方格的样本数分别为3436131, 161840, 49

42、665, 289345, 40734,由于数据来自船测数据, 东海和南海中部的样本数较多, 这与该海域航线很忙有关 . 本文采用 1990 2008 的 NCEP 数据,除 2001年数据有异常不使用外,每个格 点的数据样本数为 26280, 若与 AREPS 软件一样求取马斯顿方格内的 平均,则每个马斯顿方格内 NCEP 样本总数为 735840,大约分别是以 上 AREPS 中 5个马斯顿方格样本数的 20, 4.5, 14.8, 2.5 和 18倍 . 利用自 1990年以来共 18 年的 NCEP 气象数据,采用 NPS 模型可 计算得到全球海域的蒸发波导高度月平均值,如图 1.18所

43、示为西太 平洋蒸发波导高度平均值随月份的变化,图 1.19是从南到北 4个局 部海域的波导平均高度随月份的变化 . 分析图 1.18和图 1.19可看出 不同海域、不同月份的蒸发波导具有以下明显的时空分布特征: 1渤海及黄海:3 7月的波导高度很高,尤其是在 5 月,达 到西太平洋海域的最高值, 在黄海典型海域的波导平均值高达 28.5m ; 该海域全年中 1 月、 8 月、 12 月的波导相对较低。2 东海及其以东的西太平洋海域:1 4月和 10 12 月的波导 较高,而在 5 9 月的平均波导高度小于 10 m。3南海北部沿海海域:1 3 月和 11, 12月的波导较高,平均 值约为 14

44、 m,而在 4 10 月的平均波导高度较低,一般小于 10 m。35图 1.18西太平洋蒸发波导高度随月份的变化4 南海中部海域:整体上比其他海域的蒸发波导弱, 除 1, 2 月 和 12月的波导高度约 10 m外,其他月份的波导高度平均值都较低 . 5整个西太平洋海域:1 5 月和 10 12 月,西太平洋北部海 域比赤道附近海域的蒸发波导强,而在 6 8 月,黄海、渤海的波导 较高,西太平洋南部海域的波导次之,而东海的波导较低 .因此,从长时间的统计平均来分析, 在我国周边海域,由于受到 复杂气象要素和气候变化的影响, 蒸发波导的分布规律并不简单符合 “南方比北方高、夏季比冬季高”的一般原

45、则,而是具有复杂的时空 分布特征和内在原因 .图 1.17比较了 AREPS 和 NCEP 数据所获得的蒸发波导高度 . AREPS 在中国周边海域主要有 4 个 的马斯顿方格(见图1.17 ,分别是南海、南海北部、东海和黄海 . 为了具有可比性,将马斯顿方格内所有 NCEP 数据格点的蒸发波导高度进行平 均,也获得了相同马斯顿方格的蒸发波导平均值 . 从图 1.18 中可以 看出:由于蒸发波导估计的数据来源不同, 最重要的是估计蒸发波导 的方法不同,蒸发波导高度存在较大差异, NPS 估计值一般比 PJ 估 计值小,这与文献中认为 PJ 模型估计值偏大的结果一致 . 从模型的 理论分析和数据

46、的时效性,以及通过前述的与浮标数据的比较来看, 本文基于 NCEP 数据和 NPS 模型的蒸发波导分析结果,具有更高的精 度 .第六节 综合分析1渤海及黄海:3 7 月的波导高度很高, 主要原因是该海域在 这些月份的气海温差大于 0 ,近海面处于稳定层结特征,再加上 该海域具有 2 m/s的小风速,相对湿度一般小于 80%,由 2.3 节的 分析可知,这种气象条件将形成很高的蒸发波导; 1月和 12 月处于 不稳定条件,尽管相对湿度较低,但由于温度和风速较低,导致波导 高度较低; 8 月多为中性条件,但由于风速仅为 3m/s,且相对湿度 约为 90%,导致 8 月份的蒸发波导为全年最低 .2东

47、海及其以东的西太平洋海域:近海面气象大部分处于不稳定条件, 1 4 月和 10 12 月的波导较高,主要原因是相对湿度较 低,一般在 80%以下,而在 5 9 月的平均波导高度小于 10 m,主 要原因是相对湿度很高,平均值高达约 90%.3 南海北部沿海海域:以不稳定层结为主, 1 3月和 11, 12 月 的波导较高,平均值约为 14m ,主要原因是相对湿度较低、且风速较 大;而在 4 10 月的平均波导高度较低,一般小于 10 m,主要原因 是风速变小,而相对湿度很高,平均值高达 90%左右 .4南海中部海域:近海面主要是不稳定气象条件, 1, 2 月和 12 月的风速较高,波导高度约为

48、 10 m ,其他月份的波导高度平均值 都较低,主要原因是该海域在 1 4 月、 10 12 月的相对湿度一般 都在 85%以上, 而 5 9 月的风速又较小, 使得该海域整体上比其他 海域的蒸发波导弱 .5整个西太平洋海域:1 5月和 10 12月,西太平洋北部海 域比赤道附近海域的蒸发波导强, 主要原因是相对湿度在北部海域较 低;而在 6 8 月,黄海、渤海的波导较高,与该海域处于稳定层结 有关,西太平洋南部海域的波导次之,东海的波导较低, 主要原因是 东海在 6 8 月份的相对湿度高,且风速不大 .6风向的影响:我国绝大多数地区一年中风向发生着规律性的 季节更替,这是由我国所处的地理位置

49、主要是海陆配置所决定的 . 由 于大陆和海洋热力特性的差异, 冬季严寒的亚洲内陆形成一个冷性高 气压, 东部和南部的海洋上相对成为一个热性低气压, 高气压区的空 气要流向低气压区 . 因此,在 1 4月和 9 12 月,东海及其以南的大部分海域以东北风居多,黄海以北主要为西北风 . 相反在 5 8月 的夏季, 大陆热于海洋,高温的大陆成为低气压区,凉爽的海洋成为 高气压区,因此我国大部分近海以东南风和西南风为主 .风向对相对湿度具有重要的影响 . 在黄海、 东海北部及其以东的 西太平洋海域, 在 1 4月和 11 12月,由于主要是西北风,由大陆 风带来的干燥气流使得该部分海域的相对湿度比南方

50、海域小, 这与蒸 发波导在该海域较强的分布特征比较一致 . 而我国东南沿海在 5 9 月的相对湿度较高, 这主要是由于东南风从海洋带来的湿润空气, 而 且也是热带风暴和台风多发季节, 雨水较多产生的, 这与东南沿海在 这些月份的蒸发波导高度较低比较一致 .从以上分析可以看出, 西太平洋蒸发波导的时空分布特征, 受多 种气象要素时空分布特性的影响, 其内在关系十分复杂, 影响的主要 要素包括气海温差、相对湿度、风速和空气温度, 风向虽没有直接作 用,但风向的转换,也反映在相对湿度的变化上, 从而引起蒸发波导 特性的变化 . 图 1.19 气海温差长时间月平均值的时空分布 图 1.20 相对湿度长

51、时间月平均值的时空分布第二章 电磁波传输极限频率 (临界波 长内容提要本章系统介绍了电磁波在传输过程中频率与波长的问题。 本章内容中,首先介绍了极限频率(临界波长中相关的一些基 础知识,然后介绍了极限频率(临界波长的具体计算方法,最后还 介绍了传输频率对损耗的影响。通过本章的学习, 读者可以对电磁波传输的频率和波长方面的内 容有深入的了解。第一节 极限频率(临界波长要实现大气波导传播, 首先必须判定是否有大气波导的存在, 然 后还要知道波导的厚度、高度、出现时间等波导特征参数,这就需要 进行实地测量,或进行大气波导特征参数的预测。另外,我们知道, 当对流层大气中存在蒸发波导时, 在对流层大气中

52、传播的电磁波不一 定都能形成波导传播。 因为在大气中传播的电磁波能否被在特定气象 条件下产生的大气波导捕获到波导层中形成波导传播, 要取决于该电磁波的波长 (频率 、发射源与蒸发波导所处的相对位置以及发射源的 发射角度等参数。 对于蒸发波导传播而言, 除了确定存在蒸发波导之 外,还需要知道实现蒸发波导传播的电波的临界波长和穿透角 (或称 为临界入射角 。因此可以说,只有在一定频率 (或波长 范围内的无线 电波才能实现蒸发波导传播, 这就需要事先获得蒸发波导的临界频率 (或波长 ,只有工作频率大于临界频率或工作波长小于临界波长时才 能进行蒸发波导传播。所以说, 实现蒸发波导传播的必要条件是:电磁

53、波的波长必须小 于最大陷获波长 ,或频率必须高于最低陷获频率 。第二节 极限频率计算(临界波长第一节中提到, 要实现蒸发波导传播, 则对电波频率与波长是有 一定限制的。根据对流层折射的波模理论, 若要形成蒸发波导传播, 则无线电 波的波长、 空气折射率梯度和波导层厚度三者之间必须满足一定的关 系。 由于产生波导概率最大的一般是海上蒸发波导, 实际应用中的环 境主要是海上或海岸, 形成的蒸发波导一般为表面波导, 因此这里只 讨论表面波导传播中雷达波长、空气折射率梯度与波导层厚度的关 系。假定波导层内的大气折射率 N 沿高度线性递减,即波导层内的0.157dN Ndh<-单位 /m,且为一常

54、数,若电磁波在波导底以一定的仰角射入波导层形成波导传播, 则根据对流层折射的波模理论可得出此时 的水平极化波的最大自由空间波长 m ax h 和垂直极化波的最大自由空 间波长 max v ,并且有 maxmax 3v h =采用平地球模型和电波射线描迹技术, 并引入天线高度, 可得到 波导传播时水平极化波和垂直极化波的截止波长分别为:(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、分别为在波导传播时水平极化波与垂直极化波的截止波长, 单位 cm ;

55、 为雷达天线处的空气折射指数, 为地球平均 半径, m ; 为天线高度, m ; 为波导层顶高与天线高度之差, m;为波导层内折射率的变化量。 根据频率与波长的关系 可以推出蒸发波导传播的极限频率为3/2m ax 120h h f -=(23- 3/2m ax 40v h f -=(24- 如果假定发射源在地表面, 其折射指数, 再利用折射率 N 与修正折射率 M 的关系式,则简化上式,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- 这里, d 为波导的厚度,单位 m , f 的单位为 GHZ 。(2-5式给出的是受大气波导影响而形成波导传播的水平极化 电磁波最大波长, 对应的频率为最低陷获频率, 波长小于该最大值范 围、 频率高于该最