Acoustic monitoring of internal gravity waves in the lower troposphere using an anti-hail acoustic cannon

Full Text

1. Введение

Мощные конвективные явления в атмосфере, включая грозы, ураганы, смерчи, сопровождаются генерацией внутренних гравитационных и инфразвуковых волн [Bowman and Bedard, 1971; Georges, 1973; Hung et al., 1973; Chimonas and Peltier, 1974; Jones and Georges, 1976; Stobie et al., 1983; Данилов и Свертилов, 1991; Грачев и др., 1994; Laštovička, 2006; Plougonven and Zhang, 2014; Blank et al., 2014; Lay et al., 2015; Куличков и др., 2017; 2019; Чунчузов и др., 2017а; Chunchuzov et al., 2021; 2023]. Эти волны регистрируются сетью микробарографов за несколько часов, иногда за 10–12 ч, до прихода урагана, являясь тем самым его волновыми сигналами-предвестниками [Куличков и др., 2017; 2019 Chunchuzov et al., 2023]. Волновые предвестники ураганов в виде внутренних гравитационных волн (ВГВ) обнаруживались не только по временным флуктуациям атмосферного давления, но и по изменениям во времени вертикальных профилей скорости ветра в атмосферном пограничном слое (АПС), измеряемых с помощью допплеровских содаров [Чунчузов и др., 2017].

ВГВ, генерируемые грозами, тоже регистрировались с помощью сети микробарографов в Московском регионе за несколько часов до прохождения самой грозы над этой сетью [Данилов и Свертилов, 1991; Грачев и др., 1994]. Проблема заблаговременного обнаружения и мониторинга мощных гроз по их волновым предвестникам особенно остро стоит в регионах с частым выпадением града. В районе г. Талин (Армения) для предотвращения выпадения града используются противоградовые акустические пушки, воздействующие с помощью мощных акустических сигналов на грозовые облака, являющиеся потенциальными источниками выпадения града [Nalbandyan, 2011; Vardanyan and Galechyan, 2012]. C целью мониторинга ВГВ и инфразвуковых волн, генерируемых грозами, в этом регионе была установлена треугольная сеть микробарографов, показавшая свою способность обнаруживать ВГВ-предвестники от гроз и определять их скорости и направления распространения [Chunchuzov et al., 2023]. Одновременно с этой сетью в настоящей работе будет использована противоградовая установка, генерирующая акустические импульсы с ударным фронтом c целью зондирования вертикального профиля флуктуаций скорости ветра и изучения его временных изменений в нижнем слое тропосферы, вызванных, в частности, ВГВ от гроз.

Предложенный нами метод акустического зондирования нижней тропосферы, благодаря своей высокой разрешающей способности по высоте (порядка 1 м), позволяет восстанавливать с временным шагом в 1 мин вертикальные профили флуктуаций эффективной скорости звука (определяемой как сумма скорости звука и проекции скорости ветра на направление от источника к приемнику) и скорости ветра в нижней тропосфере до высот порядка 1 км [Чунчузов и др., 2017 б].

Существенный вклад в формирование мезомасштабных флуктуаций скорости ветра и температуры в устойчиво стратифицированной тропосфере, имеющих периоды от 5 мин до нескольких часов, вносят ВГВ и различного рода вихревые структуры типа вихрей Кельвина-Гельмгольца [Fritts et al. 2013], часто образующиеся в результате сдвиговых и конвективных неустойчивостей ВГВ [Gossard et al, 1985; Danilov and Chunchuzov, 1992; Dalaudier et al. 1994; Einaudi, and Finnigan, 1995; Chimonas, 1999; Birner, 2006; Balsley et al., 2013; Fritts et al., 2013; Каллистратова и др., 2014; Люлюкин и др., 2015; Sun et al., 2015; Сапунов и др., 2016; Hubert Luce et al., 2018; Banakh and Smalikho, 2023]. Использование противоградовой акустической пушки для непрерывного акустического зондирования нижней тропосферы позволяет обнаруживать временные изменения в вертикальном профиле скорости ветра, вызванные прохождением ВГВ и вихревых структур через область зондирования в АПС.

Настоящая работа посвящена исследованию закономерностей изменения во времени параметров ВГВ-предвестников грозовых фронтов (когерентностей, направлений и фазовых скоростей распространения), регистрируемых на сети микробарографов, и анализу влияния ВГВ на вертикальные профили и статистические характеристики (вертикальные спектры, когерентности и анизотропию) флуктуаций скорости ветра в устойчиво стратифицированном АПС с вертикальными масштабами от единиц до сотен метров. Горизонтальные масштабы этих флуктуаций могут быть в десятки или сотни раз превышать их вертикальные масштабы, поэтому такие флуктуации являются существенно анизотропными. Получение статистических характеристик анизотропных флуктуаций скорости ветра со столь малыми вертикальными масштабами (единицы и десятки метров) стало впервые возможным благодаря высокой разрешающей способности предложенного здесь нового дистанционного метода зондирования нижней тропосферы, использующего акустические сигналы с передним ударным фронтом длительностью 0.002–0.003 с.

Следует заметить, что, несмотря на имеющиеся многочисленные данные наблюдений анизотропных флуктуаций скорости ветра и температуры в устойчиво стратифицированном АПС, их статистические характеристики (вертикальные и горизонтальные спектры, структурные функции) изучены весьма слабо в сравнении с локально-однородной и изотропной турбулентностью в инерционном интервале масштабов. В то же время, знание этих характеристик принципиально необходимо для учета их влияния в моделях дальнего распространения звука, радиоволн и света в атмосфере, а также решения проблем локации различных импульсных источников звука (взрывы, извержения вулканов, землетрясения и др.). Кроме этого, оперативное дистанционное обнаружение экстремально-больших сдвигов скорости ветра и высот их расположения необходимо для оценки безопасности метеоусловий для авиации [Шакина и Иванова, 2016].

Используемый в настоящей работе акустический метод наклонного импульсного зондирования тропосферы основан на эффекте рассеяния акустического сигнала с ударным фронтом от анизотропных неоднородностей тропосферы с разными вертикальными градиентами скорости ветра и температуры. В устойчиво стратифицированном АПС этот эффект был впервые экспериментально обнаружен в [Перепелкин и др., 2013]. В дальнейшем, в работах [Чунчузов и др., 2017 б; 2019] были восстановлены мгновенные вертикальные профили флуктуаций эффективной скорости звука DC_eff(z) по формам и временам пробега сигналов, генерируемых противоградовой акустической пушкой в Армении. Благодаря высокому вертикальному разрешению импульсного метода зондирования (~1 м), удалось восстановить до высоты 800 м вертикальный профиль анизотропных флуктуаций скорости ветра с вертикальными масштабами от 1 до 30 м [Чунчузов и др., 2017 б]. Наличие столь тонких тропосферных слоев ранее обнаруживалось только с помощью контактных методов измерений [Gossard et al., 1985; Hubert Luce et al., 2018] и путем медленных подъемов беспилотного самолета до высот тропосферы порядка 1500 м и его спусков в течение 10–15 мин, измерявшего быстрые изменения скорости ветра, температуры и влажности с высотой в тропосфере [Martin et al., 2011]. Другие дистанционные методы зондирования (лидары, радары, допплеровские содары) менее чувствительны к столь быстрым вертикальным вариациям скорости ветра и температуры на высотах свыше 300 м [Dalaudier et al., 1994; Birner et al., 2003; Balsley et al., 2013; Сапунов и др., 2016].

Результаты исследования закономерностей изменения во времени параметров ВГВ-предвестников грозовых фронтов, регистрируемых на сети микробарографов, приведены в разделе 2. В разделе 3 изучается влияние ВГВ в АПС на флуктуации времени пробега акустических сигналов от источника к сети приемников звука и скорости ветра. Анализ влияния ВГВ на вертикальные профили флуктуаций скорости ветра в устойчиво стратифицированном АПС и их вертикальные спектры проводится в разделе 4.

2. Закономерности изменения во времени параметров ВГВ-предвестников грозовых фронтов

Механизм генерации ВГВ атмосферными фронтами и влияние ВГВ на динамику тропосферы и верхних слоев атмосферы до настоящего времени интенсивно исследовалось путем численного моделирования этого явления и экспериментальными методами [Chimonas and Peletier, 1974; Jones and Georges, 1976; Šauli and Boška, 2001; Laštovička et al., 2006; Plougonven and Zhang, 2014; Lay et al., 2015; Uccellini, 2016]. C одной стороны, ВГВ и инфразвуковые волны, генерируемые грозами и ураганами, и регистрируемые разными методами в верхних слоях атмосферы и на поверхности земли за несколько часов до прихода гроз и ураганов в пункты наблюдений [Куличков и др., 2017; 2019; Чунчузов и др., 2017 а], могут играть роль волновых предвестников этих опасных явлений. C другой стороны, взаимодействие длинных ВГВ (горизонтальные длины волн 300–400 км, периоды 2–4 ч) c достаточно большими амплитудами давления (до 100 Па) с конвекцией в тропосфере может приводить к зарождению мощных конвективных ячеек, тем самым такие волны могут сами влиять на погоду [Stobie et al., 1983; Uccellini, 2016].

С целью мониторинга гроз и других опасных природных явлений (ураганы, землетрясения) вблизи г. Талин была установлена треугольная сеть микробарографов конструкции Г. В. Азизяна, являющихся модификацией жидкостного микробарографа, первоначально разработанного в ИФА В. М. Бовшеверовым [Бовшеверов и др.,1979]. Он позволяет измерять флуктуации атмосферного давления в широком диапазоне периодов, от 10 с до нескольких часов.

Благодаря широкой частотной полосе микробарографов, их треугольная сеть (рис. 1, верхняя панель) способна обнаруживать волновые предвестники гроз одновременно в диапазонах периодов ВГВ (периоды от 5 мин до нескольких часов) и инфразвука с периодами от 10 сек до 120 с. Один из случаев регистрации (1–2 ноября 2019 г.) ВГВ от грозовых ячеек F1 и F2, и их волновых предвестников показан на рис. 1 (внизу).

 

Рис. 1. Вверху: треугольная сеть микробарографов в г. Талин (Армения). Внизу: внутренние гравитационные волны (ВГВ), вызванные прохождением грозовых ячеек F1 и F2 через треугольную сеть микробарографов 1 (“Barva”)-2 (“Artem”)-3 (“Zavod”) и зарегистрированные 1–2 ноября 2019 г. Показаны также ВГВ-предвестники гроз, отфильтрованные среди флуктуаций атмосферного давления с помощью когерентного анализа. По горизонтальной оси отложено местное время в часах, равное времени UTC+4 ч; по вертикальной оси — атмосферное давление в Па.

 

По метеорологическим данным аэропорта Звартнотц в г. Ереване, в период времени с 1-го по 3-е ноября 2019 наблюдались грозы. При этом происходило значительное понижение температуры, примерно от 20°C до ‒1°C, рост атмосферного давления, влажности и скорости ветра. Грозовые облака наблюдались 2 ноября 2019 г. вблизи г. Талин также и по данным метеорадара (https://www.ventusky.com/ru).

ВГВ обнаруживались путем анализа функций когерентности и фазовых спектров пульсаций давления для каждой пары микробарографов треугольной сети. Индикатором прохождения волн через три микробарографа в рассматриваемый промежуток времени являлся рост коэффициента корреляции (рис. 2, нижняя панель) и функций когерентности флуктуаций давления (рис. 3 а,б) на всех парах микробарографов 1–2, 2–3, 3–1 до их максимумов порядка 0.8–1 одновременно с обращением в нуль суммы разностей фаз флуктуаций (или их временных задержек) для этих пар. Когерентный анализ флуктуаций давления позволил определить азимут прихода (рис. 2, вторая панель сверху) и горизонтальную фазовую скорость распространения ВГВ от грозовых ячеек в зависимости от времени (рис. 3 в).

 

Рис. 2. Изменение с течением времен коэффициента корреляции между флуктуациями давления на треугольной антенне, азимута прихода низкочастотных ВГВ в частотном диапазоне 0.00020–0.00035 Гц (периоды 48–83 мин). Указан промежуток времени резкого изменения азимута распространения волн после прохождения грозовой ячейки F2 через треугольную сеть.

 

Рис. 3. (a) Скачки давления F1 и F2, зарегистрированные на микробарографах 1 и 3 при прохождении над ними грозовых ячеек, и колебания давления, вызванные ВГВ, зарегистрированные за несколько часов до прихода грозовых ячеек. (б) Функции когерентности между флуктуациями давления на микробарографах 1 и 3 в зависимости от времени и частоты (в). Изменение горизонтальной фазовой скорости ВГВ с течением времени (относительно 01.10.2019, 00:00 ч) для частотного диапазона 0.0029–0.0031 Гц (соответствующие периоды 5.4–5.7 мин).

 

Прохождение грозовых ячеек F1 и F2 через сеть наблюдения вызвало резкие скачки давления. Подобные по форме скачки давления, иногда называемые грозовыми «носами», часто регистрируются на барографах при прохождении шквалов с грозами и ливнями [www.veter.academic.ru/2933/ГРОЗОВОЙ НОС]. Однако, еще за 5–6 часов до приходов грозовых ячеек обнаруживались ВГВ более малой амплитуды (ВГВ-предвестники гроз показаны на рис. 1 внизу, рис. 2 и рис. 3) по сравнению с амплитудами скачков давления F1 и F2, непосредственно связанных с грозовыми ячейками.

Азимут прихода низкочастотных ВГВ с периодами 48–83 мин слабо менялся до прихода грозовой ячейки F1 и был близок к 200 град (юго-западное направление) (рис. 2, вторая панель сверху), а их фазовая скорость составляла 15–20 м/c.

Изменение фазовой скорости волн с течением времени зависит от их частотного диапазона, что связано с дисперсией ВГВ. Для короткопериодных ВГВ-предвестников с периодами ~ 5.5 мин наблюдалась тенденция уменьшения горизонтальной фазовой скорости по мере приближения грозовой ячейки F1 примерно от 20 м/c до 5 м/c (рис. 3 в, нижняя панель). Однако, непосредственно перед ее приходом происходил резкий скачок горизонтальной фазовой скорости волны до 40–50 м/c с последующим резким спадом до 5 м/c, что можно объяснить прохождением грозовой ячейки F1 непосредственно над треугольной сетью микробарографов. Подобное поведение горизонтальной фазовой скорости волны наблюдалось также непосредственно перед прохождением грозовой ячейки F2. Однако, после ее прохождения над треугольной сетью и удаления от этой сети, начиная примерно с 12:00, происходило резкое изменение азимута прихода низкочастотных ВГВ почти на 180 град (указано на рис. 2, вторая панель сверху).

Обнаруженные закономерности изменения со временем амплитуд ВГВ, фазовых скоростей и направлений прихода ВГВ от гроз согласуются с теми, что ранее наблюдались в московском регионе [Данилов и Свертилов, 1991; Грачев и др., 1994; Куличков и др., 2017; 2019; Чунчузов и др., 2017 а]. В частности, в [Куличков и др., 2017] было установлено, что чем выше амплитуда волн-предвестников атмосферных фронтов, тем выше амплитуды скачка давления, вызванного самим фронтом. В [Данилов и Свертилов, 1991; Грачев и др., 1994] с помощью метода когерентного анализа пульсаций давления на сети микробарографов авторы обнаруживали ВГВ с периодами 15–20 мин и амплитудой около 50 Па за 2–3 часа до момента прохождения грозы над пунктами наблюдения.

Изученные здесь закономерности изменения характеристик ВГВ-предвестников гроз в регионе Армении, подверженном частому выпадению града, помогают заблаговременно обнаруживать приближение гроз и осуществлять их непрерывный мониторинг.

3. Влияние ВГВ на флуктуации скорости ветра и времена пробега акустических сигналов, генерируемых противоградовой акустической пушкой

ВГВ, генерируемые грозовыми фронтами и другими их источниками, такими как обтекание гор нестационарным ветром, струйные течения, неустойчивости сдвигов скорости ветра и др., вносят вклад как в мезомасштабные (периоды от 3 мин до нескольких часов) флуктуации атмосферного давления, так и флуктуации скорости ветра. Временные флуктуации скорости ветра восстанавливались в [Chunchuzov et al., 2005; 2007; 2009] с помощью метода акустической томографии АПС по флуктуациям времени пробега акустического сигнала от импульсных источников до сети разнесенных приемников.

В качестве излучателя акустических импульсов для зондирования нижней тропосферы нами была использована противоградовая акустическая пушка «Зенит» с конусообразной трубой (рис. 4, верхняя панель), внутри которой происходила генерация акустических импульсов c ударным передним фронтом из-за детонации смеси воздуха с пропаном. Описание процесса генерации импульсов в противоградовой установке содержится в работах [Aramyan et al., 2011; Vardanyan et al., 2011; Vardanyan and Galechyan, 2012]. Типичный акустический импульс, генерируемый пушкой, показан на рис. 4 (средняя панель), а ослабление его амплитуды с ростом высоты от поверхности земли показано на рис. 4 (нижняя панель). Период излучения сигнала составлял 1 мин для изучения флуктуаций с периодами от нескольких минут до нескольких часов.

 

Рис. 4. Верхняя панель: конусообразная выходная труба генератора ударных волн. Средняя панель: импульсные сигналы, зарегистрированные на поверхности земли на горизонтальном расстоянии 30 м от трубы генератора, и непосредственно над срезом трубы на высоте 30 м. Нижняя панель: ослабление амплитуды переднего фронта сигнала c ростом вертикальной координаты z, отсчитываемой от поверхности земли (получено с помощью подъема квадрокоптера с акустическими приемниками). Амплитуда нормирована на амплитуду вблизи источника.

 

В ночное время, когда из-за инверсии температуры формируется приземный акустический волновод, сигнал от акустической пушки, на расстоянии свыше 2 км от неё, распадается на ряд отдельных приходов, распространяющихся в приземном волноводе [Чунчузов и др. 2017б]. В методе акустической томографии, разработанном в [Chunchuzov et al., 2007; 2009], измерялись временные флуктуации разности между временами приходов сигнала на каждый из приемников, разнесенных друг от друга в пространстве. Основной вклад в эти флуктуации вносили флуктуации эффективной скорости звука ${\text{DC}}_{\text{eff}}$ и скорости ветра вблизи точек поворота лучевых траекторий (вклад температурных флуктуаций в 4–5 раз меньше вклада флуктуаций скорости ветра), соединяющих источник с каждым из приемников. Если внутренняя гравитационная волна проходит над сетью приемников, то она вызывает временные осцилляции скорости ветра и осцилляции ${\text{DC}}_{\text{eff}}$ в разных точках поворота лучей с определенным запаздыванием по времени прихода фронта волны в эти точки. По функциям когерентности и фазовым спектрам между этими флуктуациями в разнесенных точках пространства можно определить азимут распространения волны и ее горизонтальную фазовую скорость.

Возможность мониторинга ВГВ с помощью метода акустической томографии была впервые показана в [Chunchuzov et al., 2005]. В ней были восстановлены временные флуктуации ${\text{DC}}_{\text{eff}}$ вблизи точек поворота лучей на высотах z = 99–100 м, соединяющих детонационный генератор акустических импульсов на Звенигородской Научной Станции (ЗНС) ИФА РАН с тремя приемниками.

Когерентный анализ временных флуктуаций  обнаружил максимумы на всех парных функциях когерентности на периодах 8–10 мин и 28–30 мин, типичных для ВГВ. По фазовым спектрам между временными флуктуациями ${\text{DC}}_{\text{eff}}$, восстановленными вдоль трех направлений от источника к трем приемникам, удалось определить азимут прихода волнового пакета ВГВ относительно треугольной сети приемников и его горизонтальную фазовую скорость (5–6 м/c на периоде 28–30 мин).

На рис. 5а показаны временные флуктуации разности между временами приходов акустических импульсов от противоградовой установки Зенит в Армении до пар приемников 1–2, 2–3 и 1–3 тре угольной антенны, измеренные в вечернее время (20:00–21:08), когда сформировалась инверсия температуры и приземный акустический волновод. Максимумы функции когерентности между временными флуктуациями разностей времен прихода (обозначены z21 и z23), достигаются на периодах около 8 мин и 3 мин (рис. 5б), свойственных коротким ВГВ и вихрям Кельвина-Гельмголца, часто наблюдаемым в устойчиво стратифицированном АПС [Caughey and Readings, 1975; Danilov and Chunchuzov, 1992; Einaudi and Finnigan, 1993; Blumen et al., 2001; Zeri and Sá. 2011; Каллистратова и др., 2014; Люлюкин и др., 2015; Kantha et al., 2019].

 

Рис. 5. Вариации временных задержек (обозначены z21, z23, z13) между приходами акустических импульсов от противоградовой акустической пушки в Армении на приемники каждой пары: 2–1, 2–3, 1–3, измеренные 17 сентября 2015 г. (20:00–21:08) (а) и когерентность между временными флуктуациями задержек z21 и z23 (б).

 

Описанные выше результаты акустических измерений с помощью противоградовой акустической пушки показывают возможность обнаружения и мониторинга ВГВ по измеряемым флуктуациям времен пробега акустических импульсов вдоль лучей, соединяющих противоградовую установку с разнесенными в пространстве приемниками. Вместе с сетью микробарографов, используемая вблизи г. Талин схема акустического зондирования нижней тропосферы, состоящая из противоградовой установки и сети приемников, образует единый измерительный комплекс для обнаружения и мониторинга ВГВ от гроз и других источников ВГВ по измерениям флуктуаций атмосферного давления одновременно с измерением флуктуаций времени пробега (или проекций скорости ветра) вдоль разных лучей, соединяющих импульсный источник с приемниками.

4. Восстановление вертикальных профилей флуктуаций скорости ветра в устойчиво стратифицированном АПС и их вертикальные спектры

Предложенная здесь схема наклонного акустического зондирования тропосферы позволяет также восстанавливать вертикальные профили флуктуаций скорости ветра в устойчиво стратифицированной тропосфере с вертикальными масштабами от единиц до сотни метров. Методика восстановления этих профилей основана на явлении рассеяния акустических импульсов от анизотропных флуктуаций эффективной скорости звука ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ в тропосфере и детально описана в [Чунчузов и др., 2017б].

Для восстановления ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ решается уравнение типа свертки, связывающее форму рассеянного акустического сигнала от произвольного слоя тропосферы конечной толщины, содержащего вертикальные флуктуации скорости звука (вызванные флуктуациями температуры) и проекции скорости ветра вдоль направления от источника к приемнику, с формой вертикального профиля флуктуаций эффективной скорости звука ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ и формой падающего на слой сигнала [Чунчузов и др., 2017 б, уравнение (1)]. Вертикальная разрешающая способность, с которой можно восстанавливать профиль ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$, определяется пространственной толщиной ударного фронта, падающего на слой сигнала. Показанные на рис. 4 (средняя панель) импульсные сигналы, зарегистрированные на поверхности земли на горизонтальном расстоянии 30 м от трубы генератора, и непосредственно над срезом трубы на высоте 30 м относительно поверхности земли, имеют длительность (или толщину) переднего ударного фронта порядка 0.002 с, которая мала по сравнению с длительностью всей положительной фазы излучаемого сигнала. В этом случае пространственные толщины ударных фронтов сигналов с разными углами падения на слой тропосферы, лежат в интервале 0.4–0.8 м, что позволяет восстанавливать флуктуации ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ в этом слое с вертикальными масштабами от 1 м и более.

Один из сигналов, зарегистрированный 01.10.2018 в 19:36, с помощью двух треугольных антенн из акустических микрофонов Б&К на расстояниях $\text{r}$ = 2250 м и $\text{r}$ = 2750 м от противоградовой акустической пушки, и соответствующие этим антеннам средние (по трем парам треугольной антенны приемников) функции когерентности между сигналами показаны на рис. 6а и рис. 6б, соответственно. Сигнал был зарегистрирован в ночное время, когда сформировался приземный акустический волновод из-за наличия температурной инверсии и сдвига скорости ветра. Основной приход сигнала (“main”) вызван его волноводным распространением вдоль поверхности земли. Однако, на хвосте сигнала, следующего за его основным приходом, были обнаружены с помощью корреляционного анализа слабые по амплитуде приходы 1, 2 и 3. По формам и временам пробега этих приходов были восстановлены вертикальные профили флуктуаций ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ на расстояниях 1125 м и 1375 м от источника (на рис. 7а, б). Эти приходы вызваны рассеянием сигнала на восстановленных флуктуациях  ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$, что хорошо подтверждается результатами расчета рассеянных приходов сигнала (на рис. 6 и рис. 7в) методом псевдо-дифференциального параболического уравнения (ППУ) [Avilov, 1995]. Расчетные приходы хорошо согласуются с зарегистрированными приходами сигнала по их формам, временам прихода и амплитудам (рис. 6а, б, верхняя и нижняя панели).

 

Рис. 6. Измеренные сигналы (01.10.2018, 19:36, Талин, Армения) и расчетные сигналы методом ППУ на расстояниях $\text{r}$  = 2250 м (а) и $\text{r}$  = 2750 м (б) от акустической пушки, и средние (по трем парам треугольной антенны приемников) когерентности между сигналами.

 

Рис. 7. Вверху: восстановленные вертикальные профили флуктуаций эффективной скорости звука ${\text{DC}}_{\text{eff}}$  на расстояниях 1125 м и 1375 м от акустической пушки в Армении (а)–(б). Внизу: результаты расчета методом ППУ основного прихода сигнала (“main”) в приземном волноводе и приходов 1, 2, 3, рассеянных на восстановленных флуктуациях ${\text{DC}}_{\text{eff}}$ , показанных вверху.

 

Высокая когерентность (0.6–0.7) между вертикальными флуктуациями  с вертикальными масштабами 1.8 м и 3.3 м, восстановленными на горизонтальных расстояниях 1125 и 1375 м от источника, сохраняется на горизонтальном расстоянии порядка 250 м, что видно из рис. 8. Это говорит о сильной анизотропии флуктуаций ${\text{DC}}_{\text{eff}}$, от которых происходит рассеяние сигналов, т.к. отношение их горизонтальных масштабов к вертикальным лежит в интервале 75–140.

Вертикальные спектры восстановленных флуктуаций ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ для всех слоев, от которых принимались отраженные приходы сигналов 1, 2, 3, обозначенные $\text{psd\hspace{0.17em}\hspace{0.17em}ij}$, где $i$ =1, 2 — номер треугольной антенны, а $j$ = 1, 2, 3 —номера приходов), показаны на рис. 9 (здесь спектр $\text{psd\hspace{0.17em}\hspace{0.17em}12à}$ получен для всего слоя 350–500 м). Помимо анализируемых здесь спектров приходов $psd ij$, на рис. 9 показаны также спектры приходов $psd 31$ и $psd 32$, зарегистрированных ранее в г. Талин (сентябрь 2016 г), и спектр $psd\_S$ восстановленных флуктуаций вблизи г. Звенигорода (ЗНС) по приходам сигналов от детонационного генератора [Чунчузов и др., 2017 б]. Все полученные спектры в среднем спадают с ростом вертикального волнового числа m по степенному закону, близкому к $m^{-3}$ (сплошная линия) и аналогичны по закону спадания $(~m^{-3})$ вертикальным спектрам флуктуаций скорости ветра, восстановленных в устойчиво стратифицированных слоях стратосферы по данным инфразвукового зондирования стратосферы с помощью наземных взрывов, вулканических извержений [Chunchuzov et al., 2015] и по данным радарных измерений [Tsuda, 2014].

 

Рис. 8. Восстановленные вертикальные флуктуации ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$  в слое отражения сигнала 600–670 м на расстоянии 1125 м от источника, и в слое 700–770 м на расстоянии 1375 м от источника (а) и когерентность между вертикальными флуктуациями ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$, восстановленными на расстояниях 1125 и 1375 м от источника (б).

 

Рис. 9. Вертикальные спектры восстановленных в разные годы флуктуаций ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$.

 

Вертикальный спектр $m^{-3}$ предсказывается также его теоретической моделью формирования [Chunchuzov, 2018]. Эта модель учитывает существенное влияние на формирование спектра нелинейного процесса адвекции внутренних волн и горизонтальных вихревых движений ветром, вызванным суммарным полем всех внутренних волн и вихрей. При больших вертикальных волновых числах $m>>m*$, где $m*=N/\left(\sqrt{2}\sigma \right)$ – характерное вертикальное волновое число, N — частота Брента–Вяйсяля в слое, $\sigma$ — среднеквадратичное значение вертикальных флуктуаций скорости ветра в слое, теоретический спектр флуктуаций горизонтальной скорости ветра приобретает универсальную форму $V\left(m\right)=\alpha N^2/m^3,$ где численный коэффициент $\alpha ~0.2$. Например, для флуктуаций в слое 600–670 м (рис. 8 а) значение $\sigma =0.53\text{ ì/c}$, следовательно, при типичном среднем значении частоты $N=0.02$ рад/c в устойчивом АПС, вертикальный масштаб $L*=2\pi /m*=2\sqrt{2}\pi \sigma /N~270$ м.

На коротких масштабах по сравнению с $L*$ теоретический спектр спадает при уменьшении вертикальных масштабов $2\pi /m$ как $m^{-3}$ (рис. 9, показан черной сплошной линией). Несмотря на то, что этот спектр лежит значительно ниже экспериментальных спектров восстановленных флуктуаций ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ он хорошо описывает закономерности их спадания при уменьшении вертикальных масштабов $2\pi /m$ от нескольких десятков метров до 1 м. Общие закономерности спадания с ростом m вертикальных спектров анизотропных флуктуаций скорости ветра и температуры в устойчиво стратифицированном АПС и в слоях стратосферы и мезосферы [Chunchuzov et al., 2015] свидетельствуют об общем механизме формирования анизотропных неоднородностей полей скорости ветра и температуры в разных устойчиво-стратифицированных слоях атмосферы. В то же время, характерные вертикальные масштабы $L*$ анизотропных флуктуаций растут с высотой из-за уменьшения средней плотности атмосферы и достигают в стратосфере нескольких км. В [Chunchuzov et al., 2021] было показано, что механизм рассеяния инфразвуковых сигналов, генерируемых взрывами, от анизотропных флуктуаций скорости ветра в стратосфере аналогичен механизму рассеяния акустических импульсов, генерируемых акустической пушкой, от анизотропных флуктуаций скорости ветра в устойчиво-стратифицированной нижней тропосфере.

Вертикальный градиент восстановленных флуктуаций $d{C}_{eff}/dz$ в слое 430–500 м осциллирует в зависимости от высоты z (рис. 10). Он зависит от вертикальных градиентов температуры и проекции скорости ветра на направление источник–приемник. Если градиент проекции скорости ветра $dV/dz$ превышает по абсолютной величине значение 0.01 c^–1, то периодически расположенные по высоте тонкие слои с короткими вертикальными масштабами, менее 5 м, для которых $\left|d{C}_{eff}/\left.dz\right|\right.>2N$, оказываются локально динамически неустойчивыми, т.к. для них локальное число Ричардсона $Ri=N^2/{(dV/dz)}^2<1/4$ [Gossard and Hooke, 1975]. Этим неустойчивым слоям на рис. 10 соответствуют интервалы масштабов, содержащие внутри закрашенные области осцилляций $d{C}_{eff}/dz$. Неустойчивости генерируют почти периодически расположенные по высоте тонкие слои турбулентности, перемежающиеся по высоте с тонкими устойчиво стратифицированными слоями с вертикальными масштабами, для которых $\left|d{C}_{eff}/\left.dz\right|\right.<2N$ (эти масштабы соответствуют локальным участкам вертикальных осцилляций, лежащих между вертикальными линиями на рис. 10).

 

Рис. 10. Вертикальные осцилляции градиента ${\text{dC}}_{\text{eff}}\text{/dz}$  в слое 430–500 м.

 

Восстановление профилей анизотропных флуктуаций ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ в определенных слоях тропосферы (рис. 7а) и их спектров в диапазоне вертикальных масштабов от 1 м до десятков метров (рис. 9), стало возможным благодаря высокой разрешающей способности по высоте используемого здесь метода импульсного акустического зондирования нижней тропосферы. При непрерывном зондировании этот метод позволяет следить за изменениями профиля флуктуаций скорости ветра в нижнем слое тропосферы до 1 км, вызванных ВГВ.

5. Заключение

С помощью установленного в г. Талин (Армения) измерительного комплекса, состоящего из треугольной сети микробарографов и противоградовой акустической пушки, проведены исследования влияния внутренних гравитационных волн (ВГВ) на пространственно-временную изменчивость поля атмосферного давления и скорости ветра в нижней тропосфере. Методом когерентного анализа флуктуаций атмосферного давления обнаружены ВГВ от грозовых ячеек, примерно за 5–6 ч до их прохождения над сетью микробарографов, и изучены их горизонтальные фазовые скорости и направления распространения в зависимости от времени.

Для ВГВ-предвестников гроз, зарегистрированных за несколько часов до их прохождения над сетью микробарографов, наблюдалась тенденция уменьшения горизонтальной фазовой скорости примерно от 20 м/c до 5 м/c по мере приближения одной из грозовых ячеек к этой сети. Однако, непосредственно перед приходом грозовой ячейки происходило резкое увеличение горизонтальной фазовой скорости волны до 40–50 м/c с последующим еe резким спадом до 5 м/c, что объяснялось прохождением этой ячейки непосредственно над треугольной сетью микробарографов. После прохождения гроз над треугольной сетью и их удалении от нее, наблюдалось изменение азимута прихода ВГВ почти на 180 град. Изученные закономерности изменения скорости и направления распространения ВГВ-предвестников гроз в регионе г. Талин, где часто выпадает град, помогают заблаговременно обнаруживать приближение гроз и осуществлять мониторинг их движения.

Была показана также возможность мониторинга ВГВ в тропосфере по временным флуктуациям времени пробега акустических импульсов вдоль лучей, соединяющих противоградовую установку с разнесенными в пространстве приемниками.

Предложенная схема наклонного акустического зондирования тропосферы акустическими импульсами с малой толщиной ударного фронта (~0.4–0.6 м) позволила восстановить на двух разных расстояниях от источника почти вертикальные профили флуктуаций скорости ветра в устойчиво-стратифицированной тропосфере с вертикальными масштабами от единиц до нескольких десятков метров. Методика восстановления этих профилей основана на явлении рассеяния акустических импульсов от анизотропных флуктуаций эффективной скорости звука ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ в тропосфере. Основной вклад в эти флуктуации вносят флуктуации проекции скорости ветра на направление источник–приемник, который в 4–5 раз превышают вклад флуктуаций температуры.

По формам и временам пробега рассеянных сигналов, зарегистрированных на двух треугольных антеннах, расположенных на расстояниях 2250 м и 2750 м от акустической пушки, были восстановлены вертикальные профили флуктуаций ${\text{DC}}_{\text{eff}}\text{(z)}$ и скорости ветра в определенных слоях нижней тропосферы, расположенных на разных высотах, вплоть до высоты 800 м. Благодаря высокой разрешающей способности по высоте используемого здесь метода импульсного акустического зондирования нижней тропосферы были впервые получены вертикальные спектры анизотропных флуктуаций скорости ветра в диапазоне коротких вертикальных масштабов, от 1 м до десятков метров. В этом диапазоне масштабов полученные спектры в среднем спадали с ростом вертикального волнового числа m по степенному закону, близкому к $m^{-3}$. Подобные универсальные вертикальные спектры наблюдались ранее для флуктуаций скорости ветра в устойчиво-стратифицированных слоях стратосферы и мезосферы, что свидетельствует об общем механизме формирования тонких устойчиво стратифицированных слоев в стратосфере и в устойчиво стратифицированном АПС.

Было установлено, что рассеяние акустических сигналов происходит от анизотропных флуктуаций скорости ветра с вертикальными масштабами от 1 м до нескольких десятков метров. При этом вертикальные градиенты скорости ветра осциллируют по высоте, достигая на определенных высотах критических значений, при которых локальное число Ричардсона становится меньше критического значения ¼. Показано, что возникающие в тонких слоях тропосферы сдвиговые неустойчивости генерируют турбулентные слои, перемежающиеся по высоте с устойчиво стратифицированными слоями.

Работа выполнена при частичной финансовой поддержке Комитета по высшему образованию и науки Армении, грант 21T-2D023 (разделы 1–3), и частичной поддержке Российского Министерства образования и науки, грант FMWR-2022-0017 (раздел 4).

About the authors

I. P. Chunchuzov

Obukhov Institute of Atmospheric Physics

Author for correspondence.
Email: igor.chunchuzov@gmail.com
Russian Federation, 3 Pyzhevsky Per., 119017 Moscow

V. G. Perepelkin

Obukhov Institute of Atmospheric Physics

Email: igor.chunchuzov@gmail.com
Russian Federation, 3 Pyzhevsky Per., 119017 Moscow

S. N. Kulichkov

Obukhov Institute of Atmospheric Physics

Email: igor.chunchuzov@gmail.com
Russian Federation, 3 Pyzhevsky Per., 119017 Moscow

O. E. Popov

Obukhov Institute of Atmospheric Physics

Email: igor.chunchuzov@gmail.com
Russian Federation, 3 Pyzhevsky Per., 119017 Moscow

G. V. Azizyan

Obukhov Institute of Atmospheric Physics

Email: igor.chunchuzov@gmail.com
Russian Federation, 3 Pyzhevsky Per., 119017 Moscow

A. A. Vardanyan

National Polytechnic University of Armenia

Email: igor.chunchuzov@gmail.com
Armenia, 105 Teryan, Yerevan

G. E. Ayvazyan

National Polytechnic University of Armenia

Email: igor.chunchuzov@gmail.com
Armenia, 105 Teryan, Yerevan

References

Supplementary files