海洋內波的紅外探測＊

陽海鵬 王 丹

（海軍潛艇學院海洋遙感研究所 青島 266071）

1 引言

海洋內波是海洋中一種重要的動力現象，也是海水運動的一種重要形式，它是海水混合、形成表面細微結構的激勵機制。海洋內波具有很強的隨機性，其振幅、波長和周期分布在很寬的范圍內，一般為幾米至幾十米，近百米到幾十公里，幾分鐘到幾十小時。目前內波的遙感觀測主要有可見光遙感、高度計遙感和SAR遙感。相對傳統的接觸式溫鹽深觀測方法來說，遙感探測具有空間覆蓋范圍廣，分辨率高，資料獲取費用相對較低的優點。

相對SAR遙感探測內波技術的成熟，紅外遙感探測內波才剛剛起步。雖早在1965年，Osborne［1］就從理論上研究了內波的表面流場引起的散度場對海表溫度的影響，但直到1998年，Walsh等人［2］在分析熱帶海洋－全球大氣耦合海氣響應實驗［3］（TOGA－COARE）中紅外遙感數據時，才捕獲到了內波的紅外圖像。隨后，Jessup、Zappa［4］，Marmorino［5］等人相繼開展了對內波的紅外觀測實驗研究，通過總結他們的實驗結果可知，內波可引起海表溫度的變化，在空間形式上為明暗相間的條紋（見圖1），海表存在較強溫度梯度時，內波引起的海表溫度波動較大，量級為0.1℃，當海表不存在強溫度梯度時，內波引起的海表溫度波動較小，量級為0.01℃。雖然海上實驗獲得了內波的紅外圖片，但關于內波調制海表溫度的機理還不成熟，現階段主要有兩種假說：1）Walsh提出的內波的溫層調制假說；2）Marmorino提出的內波的冷表皮剪切假說。

圖1 內波的紅外成像

2 海洋內波的紅外探測實驗

國外開展的紅外觀測實驗較多，在一些大型聯合調查中都有紅外觀測的項目，如熱帶海洋－全球大氣耦合海氣響應實驗（TOGA-COARE）、耦合邊界層海氣傳輸實驗（CBLAST-Low）中的低風速部分，Walsh、Jessup、Zappa等人利用這些實驗中的紅外數據，得到了內波的紅外圖像，當然也有對內波單獨進行紅外觀測的實驗，如Marmorino等人的紅外觀測實驗。通過對這些紅外內波觀測實驗進行歸納、統計如表1。

通過表1對紅外遙感內波實驗分析，易知其觀測具有如下規律：

1）內波的紅外觀測要求風速較小（＜4m／s），海況在2級以下；

2）紅外觀測儀器精度要達到0.02℃以上，空間分辨率要達到米級；

3）當海表存在較強溫度梯度時（溫層存在），內波引起的海表溫度波動較大，量級為0.1℃，當海表不存在強溫度梯度時，內波引起的海表溫度波動較小，量級為0.01℃。

表1 內波的紅外觀測實驗

3 內波調制海表溫度機理

3.1 Walsh提出的內波的溫層調制假說

Walsh（1998）等人根據熱帶海洋－全球大氣耦合海氣響應實驗（TOGA-COARE）中內波的紅外觀測，提出了內波的溫層調制假說。在紅外圖像上觀測到的明暗相間條紋，其溫差大約為0.5℃，在確定該結構與海表均方斜率、風速和海表流速無關后，Walsh（1998）等人發現其與在季節性溫躍層中傳播的內波相關性很大，從而提出了內波能調制海洋上層幾米內的垂直混合假說，由于強的日照和低風速，海洋上層會存在強的溫度梯度層［6］。Walsh的理論可以得到同步的錨定浮標數據的支持，該觀測海域的浮標數據表明內波引起的溫度波動可到0.5m的深度，但是沒有對應的表面和次表面的實測數據來確定該機制。

在低風速、高太陽輻射下，熱和動量都集中在近表面的“周日溫層”中，其溫度梯度甚至可達4℃／m［7］。Fairall（1996）等人認為溫層深度受一個給定的理查德數控制，在確定溫層深度后，可以準確仿真該溫層的演化［8］。在Fairall等人提出的溫層模型下，Walsh等人從實際錨定剖面數據觀測到內波能調制O（1m）厚的溫層將近O（1m）出發，假定觀測到的SST信號與內波對溫層底的傳輸調制有關。Farrar等人［9］也認為，內波的溫層調制具有一定的可信性，因為他們在深度1m處觀測到了與躍層中內波波動形式一致的溫度波動，即認為內波對溫層深度的擾動可傳遞到海表，其模型方程如下：

式中：C為常數，ΔT和ΔU為溫層底和表面的溫度和流速差異，D為溫層深度。內波導致溫層底部的向上移動，將使D減少，從而理查德數小于給定閾值，ΔT，ΔU，D將進行調整使方程（1）成立。溫層存在時，溫層底部的飄移調制產生的溫度異常信號與觀測到的溫度波動值大小接近。假定在垂直流速向下的半個周期里，溫層飄移不發生，由Fairall模型求得的溫度改變

其中，Δt為內波周期，QWL為溫層凈的熱通量。當QWL取值為300W／m2，波的周期為0.5～2小時，且D＝O（1m），可求得表面溫度將升高0.14～0.52℃（見圖2）。

雖其溫度范圍與Walsh和Marmorino觀測的溫度異常值差不多。但Fairall等人的溫層模型沒有考慮水平對流，也沒考慮垂直對流時熱和動量的守恒，只假定了垂直對流沒有直接影響表面性質，也沒影響溫層底部的流速和溫度，即垂直對流僅影響溫層深度D。因此，這個內波的溫層調制模型是很難理解的，不僅溫層的向下傳輸產生暖的信號與常識不符，而且不知道垂直混合調制海面溫度的具體物理機制，同時對于典型的熱分層剖面來說，垂直混合只會導致表面變冷，這樣內波調制近表面混合產生暖的SST信號是不明顯的。在特殊情況下，如果溫層不存在是否就觀測不到內波的海表紅外圖像？

3.2 Marmorino提出的內波的冷表皮剪切假說

Marmorino（2004）等人提出內波的冷表皮剪切調制主要是依據Osborne的理論工作，為了評估表面剪切率的變化對海洋皮溫的影響，Marmorino應用了Leighton［10］提出的一線性剪切模型方程。

圖2 內波周期與海表溫度波動關系

α為水平表面散度（即垂直剪切率，α＝－?w／?z），κ是分子熱擴散系數，Q是海洋表面的熱通量，ρ為海水的密度，cp為比熱。Marmorino認為內波對冷表皮產生影響是在周圍水體的背景剪切場上產生的，在他們2002年的紅外實驗中通過測得的ΔT和Q值獲得背景場α≈0.05s－1，在該值附近ΔT和α近似為線性關系，因此，可以假定內波對海表溫度的擾動源于內波散度對冷表皮內溫差的調制

圖3 背景剪切場與冷表皮內溫差關系圖

當αIW＝0.01s－1，將產生可觀察到的SST變化（T′＝0.0372℃）。該剪切率表明在深度1m處垂直流速大約是1cms－1。雖然從上面分析看來內波調制冷表皮溫度似乎是可信的，但是理論上，用方程（4）來評估其大小是有問題的，因為當我們考慮背景剪切場趨向0時，ΔT將趨向無窮大，且其所選的α≈0.05s－1背景場不一定是該方程的適用范圍，根據Osborne在他的文章中的討論，對于方程（4），當α≈κ／δ2≈0.1s－1時（δ為冷表皮厚度），例如κ≈10－7m2／s，δ≈1mm，方程成立。因此周圍剪切率為0.05s－1超出了方程（4）的使用范圍，同時α取值只能為正，僅能代表內波垂直流速向上的情況，而不能代表內波垂直流速向下的情況。Wells等人［11］通過實驗室實驗指出冷表皮剪切在低散度條件下，如內波所致散度，所致海面溫度波動很小O（10－3℃），與實際海上觀測實驗相差較大，但模型仿真與實驗數據存在常定偏差，大約0.43℃，因此認為該模型還有某種物理機制沒有考慮。

雖然，現階段還沒有確切的內波調制海表溫度機理模型，但由Walsh和Marmorino提出的假說可以得到一定的啟示，內波的流場通過某種機制重新分配了水體的熱量，從而引起海表溫度的變化，因此我們可以對這些模型進行改進或直接通過實驗室實驗來探討內波的紅外成像機理。

4 結語

紅外遙感具有被動成像，成像分辨率高，可全天時觀測特點，作為內波探測的一種方法可與SAR遙感探測方法相結合，增加探測內波的可能性。雖然內波的SAR遙感探測技術已經比較成熟，但當海面風速極小或平靜海面時，沒有風浪產生的布拉格散射，內波的雷達成像會很模糊，而且SAR探測內波對傳感器的視角還有一定要求，而低風速、平靜海面條件，正是紅外探測內波所需環境，且沒有視角要求，因此，可與SAR探測內波相互結合，提高探測概率，獲得更寬的探測條件。

紅外遙感內波是完全可行的，其溫度波動隨觀測條件及當時觀測環境有關。雖然現階段獲得了大量的紅外探測內波圖像，但關于內波調制海表溫度機理還需進一步研究。

［1］Osborne M F M.The effect of convergent and divergent flow patterns on Infrared and Optical Radiation from the sea［J］.Dtsch.Hydrogr.Z.，1965，18：1-25.

［2］Walsh E J，R Pinkel，D E Hagan，et al.Coupling of internal waves on the main thermocline to the diurnal surface layer and sea surface temperature during the Tropical Ocean-Global Atmosphere Coupled Ocean-Atmosphere Response Experiment，J.Geophys.Res.，103（C6），12613-12628.

［3］Peter J，Webster R，Lukas.TOGA COARE：The coupled oceanatmosphere response experiment，Bulletin American Meteorological Society，1992，9（73）.

［4］Zappa C，A T Jessup.High resolution airborne infrared measurements of ocean skin temperature，IEEE，Geoscience and Remote Sensing Letters，2（2），2005：146-150.

［5］Marmorino G O，Smith G B，Lindemann，G J.Infrared imagery of ocean internal waves.Geophysical Research Letters 21，L11309，2004.

［6］Denman K L.A time-dependent model of the upper ocean.Journal of Physical Oceanography，1973（73）：173-184.

［7］Woods J D，V Strass.The response of the upper ocean to solar heating，II.The wind-driven current，Q.J.R.Meteorol，1986.

［8］C W Fairall，E F Bradley，D P Rogers.Bulk parameterization of air-sea fluxes for tropical ocean global atmosphere coupled-ocean atmosphere response experiment.Journal of Geophysical Research，1996（101）：3747-3764.

［9］Farrar J T，C J Zappa，R A Weller.Sea surface temperature signatures of oceanic internal waves in low winds［J］.J.Geophys.Res，2007，12，C06014，doi：10.1029／2006JC003947.

［10］Leighton R I，G B Smith，R A Handler.Direct numerical simulations of free convection beneath an air-water interface at low Rayleigh numbers［J］.Phys.Fluids，2003，15：3181-3193.

［11］Wells A J，Claudia Cenedese，Farrar J T，et al.Variations in ocean surface temperature due to near-surface flow：straining the cool skin layer［J］.Journal of physical oceanography，2009，（39）：2685-2710.