季風期間南海低空大氣波導統計分析

成印河 趙振維 張玉生

（1.廣東海洋大學海洋與氣象學院 海洋科學系，廣東 湛江 524088；2.中國電波傳播研究所，山東 青島 266017）

引 言

大氣波導是對流層大氣中形成的一種特殊大氣層結，具有異常大氣折射率結構。大氣波導環境的存在改變了電磁波傳播路徑和范圍，使通信、探測、導航等系統出現了一些特殊的傳播特征，如雷達出現超視距傳播［2］和探測盲區［3］。利用大氣波導環境效應，對提高現有探測通信系統的全天侯工作能力，以及設計更合理的無線電、雷達、通信系統等具有重要的應用價值，同時對于評估和預測電磁波傳播和海上探測通信系統等具有極為重要的理論和現實意義。為了充分利用和有效避免大氣波導效應，各國學者、專家對大氣波導層結進行了研究，探索低空大氣波導形成機制和規律，受觀測資料的限制，大部分研究集中在陸地及近岸區域［4-7］。而海上大氣環境具有極易形成大氣波導的天氣條件，大氣波導發生概率較大，持續時間長，比較穩定，然而研究較少，關于南海的研究只是在相關研究中有所涉及［8-10］。本文針對南海利用1998年南海季風試驗（SCSMEX）中每天4次觀測的高分辨探空數據進行了低空大氣波導統計分析，初步揭示南海季風期間（5月-6月）低空大氣波導結構特征及規律。

1.資料與分析方法

1.1 數據資料

本文所用的資料是1998年南海季風試驗中5、6月份的‘實驗3號’和‘科學1號’科考船、東沙島探空站及島上部分探空剖面、近岸東港和香港探空站的每天4次的高分辨率探空剖面數據，時次為世界時0時、6時、12時、18時；該季風試驗采集了大氣壓、溫度、露點溫度、海拔高度等探空剖面數據，其采樣頻率為每分鐘6～60次不等，東港站和‘科學1號’科考船探空采樣頻率最高，每分鐘60次，香港和東沙探空站采樣頻率最低，每分鐘6次，‘實驗3號’數據采樣為每分鐘30次。得到數據后，首先進行觀測資料質量控制，剔除剖面中顯著錯誤和缺測的數據，然后搜索符合以下條件的數據，用于低空大氣波導統計分析，所用數據中每層均滿足的條件為:1）剔除探空剖面中不合理的數值，所測大氣溫度必須在45℃至-90℃之間；2）露點溫度必須小于大氣溫度；3）海拔高度隨時間增高，否則剔除該層數據。圖1是經過上述處理后科學1號站點1998年5月6日4次氣溫、露點溫度隨海拔高度變化剖面。所用數據在南海具體站點分布見圖2，從圖2中可以看出‘科學1號’在定點觀測期間偶有移動，絕大部分時間在（6°15′N，110°0′E）附近，僅有幾天數據位于其他地點，這種試驗數據分布更能代表季風期間南海大氣狀態的南北差異，有利于分析低空大氣波導環境區域特征。

1.2 數據處理方法

標準折射的情況下大氣折射率N在地面附近以大約40 N／km的梯度隨高度的升高而減小。當大氣折射率梯度減小為負地球半徑曲率時，此時形成了大氣波導層結。對于微波波段300M～300G頻率范圍內，修正大氣折射率（單位通常寫為M）與大氣壓、大氣溫度、水汽壓關系式為［7］

式中:P為大氣壓（hPa）；e為水汽壓（hPa）；T 為大氣溫度（K）；z為距離地面的垂直高度，文中是指距離平均海平面的海拔高度，單位為m，水汽壓采用2004年蔡世樵［12］引用的公式（2）利用露點溫度進行計算間接得到，Td為大氣的露點溫度

此時形成的大氣波導層結的條件可寫為

由于采用的是高分辨率的探空資料，如圖3所示，‘科學1號’科考船1998年5月6日0時的氣溫、露點溫度及計算的修正大氣折射率剖面，顯然，大氣參量受湍流的影響，具有脈動分量。為了消除湍流的影響，對垂直高度上修正大氣折射率做了不等間距五點三次多項式平滑處理。

圖3 科學1號1998年5月6號0時（世界時）氣溫、露點溫度及計算的修正大氣折射率剖面

經平滑處理后，利用式（3），判斷大氣波導特征參量，波導底高、頂高、強度、厚度、波導類型。由于高分辨率數據的影響，給出較多薄的或強度很小的大氣波導層，不能有效代表大氣穩定結構，因此，引入受大氣波導特征參量綜合影響的截止波長公式（4）［7］，λmax值越大表明大氣波導捕獲電磁波的能力越強，說明大氣波導結構較大，更能有效代表大氣層結狀態。

式中:C是系數，不同波導類型，取值不同［11］；d為波導厚度；δM 是大氣波導修正大氣折射率之差。對于南海，在式（3）和（4）的基礎上，統計分析了截止波長大于等于1m的大氣波導，本文稱為較強大氣波導。

2.季風期間南海大氣波導出現情況分析

2.1 低空大氣波導的統計特征

本文數據為季風期間5月至6月之間6個探空站的高解析度探空資料，共1000個時次。由于形成大氣波導因素復雜，大氣波導剖面構成變化較大，甚至是多個層結結構。本文研究了通常由于大氣環流中如平流、下沉、輻射冷卻等過程引起自身狀態變化產生的位于3500m高度內的較強波導層，由于較強的大氣波導層更能體現出典型的大氣層結構組成及穩定程度。

在統計的高分辨率探空剖面中較強大氣波導發生時次為297個，發生概率為29.7%，其中懸空波導占73.1%，這與文獻［5］中利用船舶探空資料統計結果相一致，具有多層的復合波導占24.6%，其他簡單表面波導僅占2.3%.表1是各個站點的具體發生概率情況，東沙探空站和東沙島上其他資料組合為一個數據資料進行統計。在大氣邊界層中由于較低的大氣波導對電磁波傳播影響較大，從表1中可知:發生較強大氣波導類型主要為懸空波導，因此，在統計較強大氣波導參數時，選擇了較低高度第一波導層進行分析。

表1 各站點大氣波導發生統計

為了精確表征季風期間較強大氣波導特征，按照大氣波導的底高所在位置對較強大氣波導進行了分組統計，高度間隔為500m，見圖4；同時統計了較強大氣波導底高、厚度和強度的平均值，見表2.

圖4 南海發生的較強大氣波導高度統計直方圖

表2 南海發生的大氣波導平均特征

由圖4和表2可知，較強大氣波導大部分發生在底高為在1000m高度之內，占發生較強大氣波導（總數為297個時次）的70%以上，波導厚度和強度隨高度變化較小，底層的波導厚度、強度比高層稍大，但不是很顯著，厚度約10～30m，強度約1～2 M，其平均大氣波導厚度為179m，大氣波導強度為9.5M，具體每組的特征參數值見表2.

2.2 南海海域大氣波導時空變化

2.2.1 南海海域較強大氣波導空間變化

從圖2中可知所用的探空站點分布在南海的北部和南部，分別代表1998年季風期間不同區域大氣的狀態。從表1中可知南海從北部近岸到最南部‘科學1號’站點較強大氣波導發生概率從低到高變化，并且越靠近赤道，發生的復合大氣波導的概率越高。同時對季風期間的各個站點較強大氣波導平均特征進行了統計，見表3.

表3 南海大氣波導參數平均值

從表3中可清楚地看到南海較強大氣波導其他特征參數空間分布特征，在陸地上，香港、東港、東沙及南沙測站的所得大氣波導底高較高，其中，香港、東港及南沙測站的大氣波導底高超過了1000m，其中靠近大陸的香港測站最高為1390m，而東沙測站大氣波導底高最低，為684m；在海洋上的‘實驗3號’和‘科學1號’觀測中，‘科學1號’大氣波導底高較高，而‘實驗3號’較低；在平均強度和平均厚度上，陸地和海洋上觀測的差別較小，在陸地上的平均強度比海上稍大1～2M單位，厚度總體相對較薄。從整個南海分布，總體上大氣波導層結高度從北到南有逐漸降低的趨勢，厚度逐漸變厚，強度變化不大。

南海大氣波導底高海陸空間分布差異主要是由大氣下墊面地形分布引起的。已有的研究可知［13］:整個5月份，南海夏季風從南到北依次爆發，是整個亞洲夏季風強度季節性快速增長的一種區域性表現，西太平洋副熱帶高壓從中南半島和南海快速減弱與東撤，副高西側的熱帶西南季風向東擴張，冷空氣由中緯度大舉南下并入侵華南和南海北部，5月底時副高已全部撤出南海，低空強熱帶西風氣流控制了孟加拉灣、中南半島和南海全境，6月份南海維持現狀，此時南海上空的天氣過程相對均一，由于陸地或島嶼等地形的原因，造成大氣邊界層被迫抬升，從而造成了大氣波導底高陸地較高，海洋較低。因此，在大陸上或靠近大陸的香港、東港測站大氣波導層結比‘實驗3號’和‘科學1號’要高，引發了南海波導層結高度從北至南逐漸降低的趨勢。

2.2.2 南海較強大氣波導日變化

為了研究大氣波導的日變化，對季風期間收集到的探空資料進行了世界時0時、6時、12時、18時分組統計，0時發生強大氣波導占所發生波導的22%，6時、12時、18時分別為22%、30%和24%，具體每個站點的詳細情況見表4.

表4 南海各站點大氣波導出現概率日變化

從表4中可知四個時刻的較強大氣波導所占比例分別為22.2%，22.6%，31.3%和23.9%，呈現出‘低-高-低’變化趨勢，12時發生較強大氣波導所占比例稍高占31.3%，其他時刻低空較強大氣波導發生概率在季風期間幾乎沒有日變化，因此，季風期間夜晚出現較強大氣波導的概率比較高。

為了更深入了解南海北部和南部大氣波導日變化的特征參數，把搜集的資料分為兩組，其中香港、東港、東沙、實驗3號探空資料合并為一組為南海北部資料，共776個時次，南沙和科學1號構成另一組南海南部資料，共224個時次。從表3中可知:南海的較強大氣波導強度、厚度變化較小，在此僅給出南海北部和南海南部大氣波導底高平均日變化圖，見圖5，由于波導厚度變化不大，因此，波導頂高變化與波導底高變化類似。

從圖5中可看出:南海大氣波導層結大體上從0時到12時都有升高的趨勢，18點波導層結高度有降低的趨勢，然而南海南部和北部較強大氣波導層的高度也存在明顯的不同，南海北部大氣波導層高度變化比較劇烈，相反南部的大氣波導層高度變化比較緩慢，從標準差的大小可知，南海北部12時的大氣波導層結高度比較穩定，變化較小，大約在900 m左右，而南部18時標準差最小，波導層結高度比較穩定，在500m左右。

眾所周知，形成大氣波導兩個主要因素是水汽銳減和逆溫。在5、6月份由于夏季風轉化過程中大氣環流背景發生明顯的改變外，大氣邊界層內的水汽由原來的東風水汽輸送轉變成充沛的西風水汽輸送，使得大氣邊界層底部的水汽含量加大，從而引起近大氣邊界層內水汽銳減［14］誘發大氣波導，同時大氣邊界層的日變化受下墊面的物理性質如潛熱、感熱、太陽短波輻射等的影響。除了‘實驗3號’科考船外，南海北部測站大部分分布在陸地或島嶼上，下墊面比熱晝夜變化較大，日落后（GMT12時），大氣邊界層頂蓋逆溫達最高，大氣波導層結達最高，因此南海北部大氣波導層高度日變化明顯，而南海南部大氣波導日變化與北部相似，受到的天氣過程與北部類似，但由于其下墊面主要為廣闊的海洋，比熱較大，海洋大氣邊界層日變化較弱，但還是有變化的，大氣邊界層在白天發展、GMT12時達到最深厚，而夜間邊界層高度降低［14］，故南部大氣波導層高度變化非常緩慢。

3.結 論

海上低空大氣波導主要發生在海洋大氣邊界層內，季風背景下的天氣形勢與過程是影響大氣波導形成的主要因素，本文僅對季風期間的南海季風試驗中海上探空數據（5-6月）進行了較強大氣波導的分析。通過統計得到了以下結論:

1）季風期間南海海域發生較強大氣波導的概率為30%左右，其中懸空波導占70%以上，復合波導占20%左右，且70%左右發生在1000m高度之內；

2）在空間分布上，南海的大氣波導發生概率從北部近岸到南部逐漸增加，但增加幅度不大，20%左右，大氣波導層結高度逐漸降低；

3）在日變化方面，季風期間南海大氣波導夜晚（GMT12時）發生概率較高，30%左右，波導層結高度深夜達到最低（GMT18時），比較穩定；同時南海大氣波導層結高度存在南北差異，北部波導層結高度較高，南部較低。

［1］FREEHAFER J E，KERR D E.Tropospheric Refraction Propagation Of Short Radio Wave［M］.Gallipoli:Peninsula Publishing，1988:9-22.

［2］BATTAN L J.Radar observation of the atmosphere［M］.Chicago:University of Chicago Press，1973:324.

［3］焦 林，張永剛.大氣波導條件下雷達電磁盲區的預報研究［J］.西安電子科技大學學報，2004，31（5）:815-820.JIAO Lin，ZHANG Yonggang.Study of the shadow zone of the radar in the atmospheric duct［J］.Journal of Xidian University，2004，31（5）:815-820.（in Chinese）

［4］劉成國，潘中偉，郭 麗，等.中國低空大氣波導出現概率和波導特征量的統計分析［J］.電波科學學報，1996，11（2）:60-66.LIU Chengguo，PAN Zhongwei，GUO Li，et al.Statistical analysis of occurrence and characteristics of atmospheric duct s in China［J］.Chinese Journal of Radio Science，1996，11（2）:60-66.（in Chinese）

［5］藺發軍，劉成國，成 思，等.海上大氣波導的統計分析［J］.電波科學學報，2005，20（1）:64-68.LIN Fajun，LIU Chengguo，CHENG Si，et al.Statistical analysis of marine atmospheric duct［J］.Chinese Journal of Radio Science，2005，20（1）:64-68.（in Chinese）

［6］劉成國，黃際英，江長蔭.東南沿海對流層大氣波導結構的出現規律［J］.電波科學學報，2002，17（5）:509-513.LIU Chengguo，HUANG Jiying，JIANG Changyin.The occurrence of tropospheric ducts over the southeastern coast of China［J］.Chinese Journal of Radio Science，2002，17（5）:509-513.（in Chinese）

［7］戴福山.大氣波導及其軍事應用［M］.北京:解放軍出版社，2002:33-35.

［8］VON ENGELN A，TEIXEIRA J.A ducting climatology derived from ECMWF global analysis fields［J］.J Geophys Res，2004，109（D18）:1-18.

［9］孫 璐.南海地區大氣波導分析與數值模擬初步研究［D］.蘭州:蘭州大學，2009.SUN Lu.Analysis and Preliminary Research with Numerical Simulation of the Atmospheric Duct in the South China Sea［D］.Lanzhou Gansu:Lanzhou University，2009.（in Chinese）

［10］陳 莉，高山紅，康士峰，等.中國近海大氣波導的時空特征分析［J］.電波科學學報，2009，24（4）:702-708.CHEN Li，GAO Shanhong，KANG Shifeng，et al.Statistical analysis on spatial-temporal features of atmospheric ducts over Chinese regional seas［J］.Chinese Journal of Radio Science，2009，24（4）:702-708（in Chinese）

［11］成印河.海上低空大氣波導的遙感反演及數值模擬研究［D］.北京:中國科學院研究生院，2009.CHENG Yinhe.A Study on Atmospheric Ducts over the Sea Retrieval with Amsr-E Satellite Data and Its Numerical Simulation［D］.Beijing:Graduate School of Chinese Academy of Sciences，2009.（in Chinese）

［12］蔡世樵.臺灣地區蒸發導管之特性研究［D］.臺北:國立中央大學，2005.CAI Shiqiao.The Research of Evaporation Duct in Taiwan［D］.Taipei:National Central University，2005.（in Chinese）

［13］丁一匯，李崇銀，何金海，等.南海季風試驗與東亞夏季風［J］.氣象學報，2004，2（62）:561-586.DING Yihui，LI Chongyin，HE Jinhai，et al.South China Sea monsoon experiment（SCSMEX）and the east-Asian monsoon［J］.Acta Meteorologica Sinica，2004，2（62）:561-586.（in Chinese）

［14］于曉麗，謝 強，王東曉.1998年季風爆發期南海大氣邊界層的日變化［J］.熱帶海洋學報，2009，28（2）:31-35.YU Xiaoli，XIE Qiang，WANG Dongxiao.Diurnal cycle of marine atmospheric boundary layer during the 1998summer monsoon onset over South China Sea［J］.Journal of Tropical Oceanography，2009，28（2）:31-35.（in Chinese）