ИЗВЕСТИЯ РАН. СЕРИЯ ФИЗИЧЕСКАЯ, 2015, том 79, № 10, с. 1381-1385
УДК 534.2:534.6
ВОССТАНОВЛЕНИЕ ТОНКОЙ СЛОИСТОЙ СТРУКТУРЫ СТРАТОСФЕРЫ И НИЖНЕЙ ТЕРМОСФЕРЫ C ПОМОЩЬЮ ИНФРАЗВУКОВОГО ЗОНДИРОВАНИЯ
© 2015 г. И. П. Чунчузов1, С. Н. Куличков1, О. Е. Попов1, В. Г. Перепелкин1, П. П. Фирстов2
E-mail: igor.chunchuzov@gmail.com
Предложена методика инфразвукового зондирования атмосферы, базирующаяся на явлении рассеяния акустических импульсов на слоистых неоднородностях скорости ветра и температуры атмосферы вплоть до высот нижней термосферы порядка 140 км. Восстановлены вертикальные профили флуктуаций скорости ветра на высотах верхней стратосферы и нижней термосферы (90—140 км), слабодоступных для других дистанционных методов зондирования атмосферы.
DOI: 10.7868/S0367676515100099
ВВЕДЕНИЕ
Акустический метод зондирования атмосферы с помощью взрывов, в основе которого лежит явление полного внутреннего отражения звука от неоднородной атмосферы, давно используют для исследования структуры и динамики атмосферы [1—3]. Именно с помощью этого метода в начале прошлого века был обнаружен рост средней температуры и скорости звука с высотой в слое верхней стратосферы [1]. Благодаря этому росту в атмосфере возможно образование стратосферного акустического волновода, тогда как рост скорости звука с высотой в нижней термосфере приводит к формированию термосферного волновода.
В настоящее время с помощью измерения временных вариаций азимутов и времен прихода ин-фразвуковой волны в стратосферном и термосфер-ном волноводах осуществляется непрерывный мониторинг временных вариаций скорости ветра в слое стратосферы и нижней термосферы [4—7]. Вклад в эти вариации дают внутренние гравитационные волны (ВГВ), волны планетарного масштаба, приливные колебания и их гармоники [4].
В [6] была разработана специальная процедура восстановления крупносмасштабных (по отношению к длине акустической волны) вертикальных вариаций скорости ветра, базирующаяся на сопоставлении измеренных параметров акустических сигналов с его расчетными параметрами
1 Федеральное государственное бюджетное учреждение науки "Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова" Российской академии наук, Москва.
2 Федеральное государственное бюджетное учреждение науки "Институт вулканологии и сейсмологии" Дальневосточного отделения Российской академии наук, Петропавловск.
вдоль лучевых траекторий [6]. Однако лучевые методы оказываются неприменимыми для восстановления тонкой слоистой структуры скорости ветра в атмосфере, для которой вертикальные масштабы сравнимы с длинами инфразвуковых волн. В этом случае существенным становится эффект рассеяния инфразвука на слоистых неод-нородностях скорости ветра и температуры, благодаря которому инфразвуковое поле проникает в области акустической тени и обнаруживается в экспериментах. На эффекте рассеяния и основан метод инфразвукового зондирования атмосферы, разработанный в [8—12]. В настоящей статье приведены первые результаты по восстановлению тонкой слоистой структуры скорости ветра в стратосфере и нижней термосфере с помощью инфразвуковых сигналов от наземных взрывов и вулканов.
МЕТОДИКА ВОССТАНОВЛЕНИЯ ВЕРТИКАЛЬНОГО ПРОФИЛЯ СЛОИСТЫХ НЕОДНОРОДНОСТЕЙ СКОРОСТИ ВЕТРА
Идея предложенного метода зондирования состоит в том, чтобы по формам, амплитудам и временам пробега приходов сигналов, зарегистрированных в зоне тени в момент времени ¿0, восстановить мгновенные вертикальные профили флуктуаций скорости ветра в слоях стратосферы (30—50 км) и нижней термосферы (90—140 км). Извлечь эту информацию позволяет уравнение, полученное в [11, 12], связывающее форму акустического давления р() в рассеянном сигнале от произвольного слоя атмосферы, содержащего вертикальные флуктуации скорости звука А с(г) (или флуктуации тем-
1382
ЧУНЧУЗОВ и др.
пературы AT(z)) и скорости ветра AV(z), с формой вертикального профиля флуктуаций эффективного показателя преломления акустической волны в
слое, e(z) 2(Ас + Амsin0o)c1-1cos-2 0О, считающихся малыми (|s| <§ 1), а также с формой падающего сигнала f (t):
№ = -
Pm r0
4Ri
|dzf(t - RilCi - z¡a) 6'(z), (1)
где рт — максимум акустического давления сигнала вблизи точечного источника (находящегося в точке z0 < 0) на некотором близком расстоянии г0 от него, е — производная е^), 0О — угол падения луча на нижнюю границу неоднородного слоя Z = 0 и попадающего в приемник в точке г < 0 после зеркального отражении от границы слоя z = 0, Я, — сумма расстояний в вертикальной плоскости от источника до точки зеркального отражения луча на границе неоднородного слоя z = 0, и от этой точки до приемника в точке г, с1 — невозмущенная скорость звука, считающаяся постоянной как в слое, так и за его пределами, а = с^(2ео8 0О),
Аи^) — проекция на направление горизон-
тального радиуса — вектора, соединяющего источник с приемником.
Задача восстановления профиля е^) с помощью (1) при известных формах рассеянного и падающего сигналов, описываемых функциями
//" , Л р т Г0
Io(t) = P(t)
4Ri
и
f (t) = p(ro, t)/p;,
во многом
аналогична задаче восстановления профиля скорости звука в океане [13]. Необходимо, однако, учитывать, что из-за нелинейности распространения акустического сигнала от источника в верхние слои атмосферы, форма сигнала искажается, и он трансформируется в ^-волну, поэтому в качестве падающего на слой сигнала /(0 следует взять ^-волну длительностью Т0. При этом решение обратной задачи (1) существенно упрощается, если учесть, что основные вклады в рассеянный сигнал 10Ц) дают малые окрестности ударных фронтов ^-волны, в которых ее производная имеет "резкие выбросы" с острыми локальными максимумами. Благодаря этому, после интегрирования по частям в (1), связь между профилем е(г) и формой рассеянного сигнала приобретает простой вид [12]
ЛХО * [г(а(( - Д/с!)) + г(а(( - Ях/сх - Т))]/2. (2)
Если значения сигнала 10^) в дискретные моменты времени известны, то решение (2) сводит-
ся к решению системы линейных дифференциальных уравнений относительно значений флуктуаций х1 = е(а(^- - Я1/с1))/2 в моменты II - Я,/с, > 0, что позволяет восстановить профили и
флуктуаций эффективной скорости звука А С^ ^) ~ « Ас^у) + Аи^у )sin00 в точках Zj = а(1] - Я,/с,). Методика нахождения приближенного решения этой системы с использованием метода наименьших квадратов подробно описана в [12]. Необходимо заметить, что в средней атмосфере флуктуации АСе/ ^^ обусловлены главным образом флуктуаци-ями горизонтальной скорости ветра, вызванными внутренними гравитационными волнами (ВГВ), тогда как вклад относительных флуктуаций температуры в АС^не превышает 20% [11], т.е. лежит в пределах типичной ошибки измерений скорости ветра в средней атмосфере с помощью радаров [14].
Чтобы проверить, насколько восстановленный профиль флуктуаций ДСе/^^ отклоняется от реального, он накладывался на средний профиль С^ 0^у), взятый из полуэмпирической модели атмосферы Огоыпй-Ь-Браее (028) [15], после чего для возмущенного профиля + АС^^^ проводился расчет стратосферных и термосферных приходов методом псевдодиференциального параболического уравнения (ППУ) [16], которые сравнивали с экспериментальными приходами. При каждом итерационном шаге такого расчета параметры восстановленных флуктуаций ДСе/ такие как высоты расположения слоев отражения в стратосфере и нижней термосфере, а также максимальные значения самих флуктуаций ДС^ в этих слоях слабо варьирововались до тех пор, пока отличие амплитуд и времен пробега расчетных приходов сигнала от зарегистрированных в эксперименте не превысит погрешность измерения этих параметров сигналов. В частности, погрешность измерений времен пробега сигнала составляла 10—20 с.
Добившись согласия расчета с экспериментом по временам приходов, мы продолжали варьировать в небольших пределах максимальные значения АСе(г) в каждом слое, чтобы добиться согласия расчетных и полученных из эксперимента отношений между амплитудами стратосферных и термосферных приходов, и отношений амплитуды стратосферного прихода к амплитуде сигнала вблизи источника. Учитывая, что относительная ошибка измерений отношения амплитуд приходов достигает 30%, можно оценить и погрешность, с которой восстановлены сами флуктуации АСе(г) в каждом слое. Она составляет примерно 2 м/с на высотах стратосферы и достигает 15 м/с на высотах нижней термосферы.
да
ВОССТАНОВЛЕНИЕ ТОНКОЙ СЛОИСТОЙ СТРУКТУРЫ СТРАТОСФЕРЫ
1383
ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ПРОФИЛИ ФЛУКТУАЦИЙ СКОРОСТИ ВЕТРА
Результаты восстановления флуктуаций ACef (z) в слое стратосферы (20—55 км) и слоях нижней термосферы, (90—102 км) и (105—140 км) по параметрам сигнала от вулкана в Эквадоре (Tungurahia), зарегистрированного на расстояниях 38 км и 250 км от него, показаны на рис. 1. Вверху (а) жирной линией показан профиль эффективной скорости звука, построенный с помощью современной модели атмосферы G2S, и наложенные на этот профиль восстановленные флуктуации ACe/ (z) (тонкая линия). Соответствующий возмущенному профилю сигнал, рассчитанный методом ППУ в диапазоне 0.07—0.7 Гц, показан на рис. 1б, а сам сигнал, зарегистрированный в эксперименте, показан на рис. 1в.
Аналогично были восстановлены профили ACef (z) по сигналам от наземного взрыва в России (рис. 2а—2в) и вулкана Карымский на Камчатке (рис. 2г).
Интересная особенность структуры нижней термосферы (рис. 3) — наличие тонких слоев с экстремально большими вертикальными градиентами скорости звука и скорости ветра, свыше 1 м/с на 10 м (указаны наклонными отрезками). Атмосферные слои со столь большими вертикальными градиентами скорости ветра в мезосфере и нижней термосфере обнаруживали ранее только с помощью акустического зондирования атмосферы, использующего наземные взрывы [8, 9], и по данным ракетных измерений скорости ветра до высоты 100 км [18]. Предложенный здесь метод акустического зондирования позволяет получать данные о вертикальной структуре скорости ветра и в слабоизученном до настоящего времени слое нижней термосферы 105—140 км.
ВЕРТИКАЛЬНЫЕ СПЕКТРЫ ФЛУКТУАЦИЙ СКОРОСТИ ВЕТРА
Восстановленные вертикальные профили флуктуаций скорости ветра позволили получить оценки и
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.