阳海鹏 王 丹

（海军潜艇学院海洋遥感研究所 青岛 266071）

1 引言

海洋内波是海洋中一种重要的动力现象，也是海水运动的一种重要形式，它是海水混合、形成表面细微结构的激励机制。海洋内波具有很强的随机性，其振幅、波长和周期分布在很宽的范围内，一般为几米至几十米，近百米到几十公里，几分钟到几十小时。目前内波的遥感观测主要有可见光遥感、高度计遥感和SAR遥感。相对传统的接触式温盐深观测方法来说，遥感探测具有空间覆盖范围广，分辨率高，资料获取费用相对较低的优点。

相对SAR遥感探测内波技术的成熟，红外遥感探测内波才刚刚起步。虽早在1965年，Osborne［1］就从理论上研究了内波的表面流场引起的散度场对海表温度的影响，但直到1998年，Walsh等人［2］在分析热带海洋－全球大气耦合海气响应实验［3］（TOGA－COARE）中红外遥感数据时，才捕获到了内波的红外图像。随后，Jessup、Zappa［4］，Marmorino［5］等人相继开展了对内波的红外观测实验研究，通过总结他们的实验结果可知，内波可引起海表温度的变化，在空间形式上为明暗相间的条纹（见图1），海表存在较强温度梯度时，内波引起的海表温度波动较大，量级为0.1℃，当海表不存在强温度梯度时，内波引起的海表温度波动较小，量级为0.01℃。虽然海上实验获得了内波的红外图片，但关于内波调制海表温度的机理还不成熟，现阶段主要有两种假说：1）Walsh提出的内波的温层调制假说；2）Marmorino提出的内波的冷表皮剪切假说。

图1 内波的红外成像

2 海洋内波的红外探测实验

国外开展的红外观测实验较多，在一些大型联合调查中都有红外观测的项目，如热带海洋－全球大气耦合海气响应实验（TOGA-COARE）、耦合边界层海气传输实验（CBLAST-Low）中的低风速部分，Walsh、Jessup、Zappa等人利用这些实验中的红外数据，得到了内波的红外图像，当然也有对内波单独进行红外观测的实验，如Marmorino等人的红外观测实验。通过对这些红外内波观测实验进行归纳、统计如表1。

通过表1对红外遥感内波实验分析，易知其观测具有如下规律：

1）内波的红外观测要求风速较小（＜4m／s），海况在2级以下；

2）红外观测仪器精度要达到0.02℃以上，空间分辨率要达到米级；

3）当海表存在较强温度梯度时（温层存在），内波引起的海表温度波动较大，量级为0.1℃，当海表不存在强温度梯度时，内波引起的海表温度波动较小，量级为0.01℃。

表1 内波的红外观测实验

3 内波调制海表温度机理

3.1 Walsh提出的内波的温层调制假说

Walsh（1998）等人根据热带海洋－全球大气耦合海气响应实验（TOGA-COARE）中内波的红外观测，提出了内波的温层调制假说。在红外图像上观测到的明暗相间条纹，其温差大约为0.5℃，在确定该结构与海表均方斜率、风速和海表流速无关后，Walsh（1998）等人发现其与在季节性温跃层中传播的内波相关性很大，从而提出了内波能调制海洋上层几米内的垂直混合假说，由于强的日照和低风速，海洋上层会存在强的温度梯度层［6］。Walsh的理论可以得到同步的锚定浮标数据的支持，该观测海域的浮标数据表明内波引起的温度波动可到0.5m的深度，但是没有对应的表面和次表面的实测数据来确定该机制。

在低风速、高太阳辐射下，热和动量都集中在近表面的“周日温层”中，其温度梯度甚至可达4℃／m［7］。Fairall（1996）等人认为温层深度受一个给定的理查德数控制，在确定温层深度后，可以准确仿真该温层的演化［8］。在Fairall等人提出的温层模型下，Walsh等人从实际锚定剖面数据观测到内波能调制O（1m）厚的温层将近O（1m）出发，假定观测到的SST信号与内波对温层底的传输调制有关。Farrar等人［9］也认为，内波的温层调制具有一定的可信性，因为他们在深度1m处观测到了与跃层中内波波动形式一致的温度波动，即认为内波对温层深度的扰动可传递到海表，其模型方程如下：

式中：C为常数，ΔT和ΔU为温层底和表面的温度和流速差异，D为温层深度。内波导致温层底部的向上移动，将使D减少，从而理查德数小于给定阈值，ΔT，ΔU，D将进行调整使方程（1）成立。温层存在时，温层底部的飘移调制产生的温度异常信号与观测到的温度波动值大小接近。假定在垂直流速向下的半个周期里，温层飘移不发生，由Fairall模型求得的温度改变

其中，Δt为内波周期，QWL为温层净的热通量。当QWL取值为300W／m2，波的周期为0.5～2小时，且D＝O（1m），可求得表面温度将升高0.14～0.52℃（见图2）。

虽其温度范围与Walsh和Marmorino观测的温度异常值差不多。但Fairall等人的温层模型没有考虑水平对流，也没考虑垂直对流时热和动量的守恒，只假定了垂直对流没有直接影响表面性质，也没影响温层底部的流速和温度，即垂直对流仅影响温层深度D。因此，这个内波的温层调制模型是很难理解的，不仅温层的向下传输产生暖的信号与常识不符，而且不知道垂直混合调制海面温度的具体物理机制，同时对于典型的热分层剖面来说，垂直混合只会导致表面变冷，这样内波调制近表面混合产生暖的SST信号是不明显的。在特殊情况下，如果温层不存在是否就观测不到内波的海表红外图像？

3.2 Marmorino提出的内波的冷表皮剪切假说

Marmorino（2004）等人提出内波的冷表皮剪切调制主要是依据Osborne的理论工作，为了评估表面剪切率的变化对海洋皮温的影响，Marmorino应用了Leighton［10］提出的一线性剪切模型方程。

图2 内波周期与海表温度波动关系

α为水平表面散度（即垂直剪切率，α＝－∂w／∂z），κ是分子热扩散系数，Q是海洋表面的热通量，ρ为海水的密度，cp为比热。Marmorino认为内波对冷表皮产生影响是在周围水体的背景剪切场上产生的，在他们2002年的红外实验中通过测得的ΔT和Q值获得背景场α≈0.05s－1，在该值附近ΔT和α近似为线性关系，因此，可以假定内波对海表温度的扰动源于内波散度对冷表皮内温差的调制

图3 背景剪切场与冷表皮内温差关系图

当αIW＝0.01s－1，将产生可观察到的SST变化（T′＝0.0372℃）。该剪切率表明在深度1m处垂直流速大约是1cms－1。虽然从上面分析看来内波调制冷表皮温度似乎是可信的，但是理论上，用方程（4）来评估其大小是有问题的，因为当我们考虑背景剪切场趋向0时，ΔT将趋向无穷大，且其所选的α≈0.05s－1背景场不一定是该方程的适用范围，根据Osborne在他的文章中的讨论，对于方程（4），当α≈κ／δ2≈0.1s－1时（δ为冷表皮厚度），例如κ≈10－7m2／s，δ≈1mm，方程成立。因此周围剪切率为0.05s－1超出了方程（4）的使用范围，同时α取值只能为正，仅能代表内波垂直流速向上的情况，而不能代表内波垂直流速向下的情况。Wells等人［11］通过实验室实验指出冷表皮剪切在低散度条件下，如内波所致散度，所致海面温度波动很小O（10－3℃），与实际海上观测实验相差较大，但模型仿真与实验数据存在常定偏差，大约0.43℃，因此认为该模型还有某种物理机制没有考虑。

虽然，现阶段还没有确切的内波调制海表温度机理模型，但由Walsh和Marmorino提出的假说可以得到一定的启示，内波的流场通过某种机制重新分配了水体的热量，从而引起海表温度的变化，因此我们可以对这些模型进行改进或直接通过实验室实验来探讨内波的红外成像机理。

4 结语

红外遥感具有被动成像，成像分辨率高，可全天时观测特点，作为内波探测的一种方法可与SAR遥感探测方法相结合，增加探测内波的可能性。虽然内波的SAR遥感探测技术已经比较成熟，但当海面风速极小或平静海面时，没有风浪产生的布拉格散射，内波的雷达成像会很模糊，而且SAR探测内波对传感器的视角还有一定要求，而低风速、平静海面条件，正是红外探测内波所需环境，且没有视角要求，因此，可与SAR探测内波相互结合，提高探测概率，获得更宽的探测条件。

红外遥感内波是完全可行的，其温度波动随观测条件及当时观测环境有关。虽然现阶段获得了大量的红外探测内波图像，但关于内波调制海表温度机理还需进一步研究。

［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.