На снимках из космоса, полученных как в видимом, так и в микроволновом диапазоне достаточно часто регистрируются группы периодических квазипараллельных полос, образование которых можно объяснить образованием и прохождением атмосферных гравитационных волн (АГВ). АГВ могут образоваться с подветренной стороны препятствий при устойчивой стратификации набегающего потока и направлении ветра у препятствия близком к перпендикулярному; их обычно называют подветренными. В литературе эти волны также носят название внутренних волн в атмосфере, орографических, запрепятственных или фёновых волн [Вельтищев и Степаненко, 2006]. Чаще всего они образуются за прибрежными формами рельефа или за островами: за хребтами, гористыми островами и даже за небольшими холмами, когда имеется сочетание устойчивой стратификации и ветра, дующего с берега. Однако над открытым океаном встречаются и др. типы АГВ, причем основными причинами их возникновения считаются фронтальная неустойчивость и возмущение инверсионного слоя.

Подветренные волны, образующиеся за препятствиями, являются наиболее распространенными в природе и хорошо изученными АГВ. Волновые движения в этом случае носят квазидвумерный характер (рис. 1-4). В тех случаях, когда над гребнями волн образуется облачность (рис. 2), а в подошвах опускающийся воздух удаляется от состояния насыщения – подветренные волны становятся заметными в поле облачности и легко идентифицируются на снимках из космоса (рис. 5-11). Иногда сочетание устойчивой стратификации и ветра от умеренного до сильного, дующего в океане, порождает за отдельными островами сложное поле атмосферных гравитационных волн с эффектами интерференции (рис. 14-15).

Анализ проявлений АГВ на снимках, полученных в оптическом диапазоне, показал, что расстояние между полосами (длина волны) может изменяться от 2 до 70 км, но чаще всего наблюдаются волны с длинами 5-20 км, расстояние от первой облачной полосы до хребта обычно составляет 3/4 длины волны. Число следующих друг за другом волн (количество полос в группе) может достигать 50-60, распространяться они могут на расстояния до нескольких сотен километров от препятствия. Самые протяженные серии волн (до 480 км) наблюдались со спутников на подветренной стороне Анд в Южной Америке [Вельтищев и Степаненко, 2006].

При достаточно влажном воздухе над гребнями АГВ появляются облачные полосы, образованные высоко-кучевыми, слоисто-кучевыми и реже перистыми облаками (тип облачности с подветренной стороны горного хребта зависит от высоты последнего), которые сохраняют свое положение в пространстве. При сухом воздухе облачные полосы появляются на расстоянии нескольких сотен километров от препятствия, их возбудившего (рис. 6-9).

Изучение подветренных волн показало, что их характеристики обусловлены двумя основными факторами: скоростью набегающего потока и стратификацией воздушной массы. Подветренные волны образуются чаще всего при наличии сильных ветров в тыловой части высотной ложбины или при прохождении холодного фронта. Минимальная скорость набегающего потока должна составлять 7-15 м/с на уровне препятствия в зависимости от его высоты; оптимальные высоты препятствий – от 500 до 2000 м. По данным наблюдений, значение амплитуда АГВ колеблется от нескольких сотен метров до 2 км (чаще 300-500 м). С амплитудой подветренных волн связаны вертикальные скорости, которые обычно составляют 2-6 м/с, но отмечались значения более 10 м/с [Вельтищев и Степаненко, 2006].

Если препятствие имеет приблизительно одинаковые размеры, как в направлении воздушного потока, так и по нормали к нему, то под действием прямого переваливания сверху и бокового обтекания с обеих сторон волны приобретают в плане форму подков или клина (рис. 3,4). Соответствующее расположение облачных полос на космических снимках сходно с расположением волн, возникающих за движущимся судном и именуемых в гидродинамике корабельными волнами (рис. 12-15). Этот термин нередко применяют и к подветренным волнам. Только в случае атмосферных волн все происходит наоборот: возмущающий объект неподвижен, а волны генерируются набегающим потоком.

Вполне очевидно, что если совершающие вертикальные колебания частицы воздуха одновременно переносятся крупномасштабным потоком в горизонтальном направлении, то результирующее их движение в вертикальной плоскости приобретает волновой характер. Из этих простых соображений можно получить выражение для длины подветренной волны. Если частица при устойчивой стратификации потока, одновременно испытывает колебания с частотой Вяйсяля-Брента N и перемещается со скоростью U, то длина описываемой ею волны будет примерно равна масштабу Лира – L_с [Вельтищев и Степаненко, 2006]:

l»2pU/N=L_с ;

Этот мастаб определяет длину волны (l), которую образуют частицы воздуха, совершающие вертикальные колебания с частотой N и перемещающиеся со скоростью U в горизонтальном направлении. Формы рельефа в случае подветренных волн играют роль возбудителя, а ответная реакция атмосферы на это возбуждение полностью определяется её собственным состоянием. Если это состояние благоприятно для образования гравитационных колебаний, подветренные волны образуются, если неблагоприятно, возмущение, вызванное рельефом, может не привести к образованию АГВ.

Наконец, при рассмотрении упрощенной задачи обтекания хребта с характерным линейным масштабом r₀ невязким устойчивым адиабатическим потоком со скоростью Uпри вертикальном градиенте температуры g, можно получить решение, которое будет зависеть от безразмерного параметра z₀ [Кожевников, 1999]:

где Т – характерная (средняя) температура рассматриваемого слоя атмосферы, g_а – сухоадиабатический градиент температуры. При z₀<0,4 возникающие подветренные волны слабы и неустойчивы. При z₀=1за хребтом возникают волны, в которых чередуются восходящие и нисходящие движения. При z₀>2 за хребтом образуются замкнутые вихри – в литературе получившие название роторы.

Кроме того, из метеорологии известно эмпирическое соотношение [Кожевников, 1999] с помощью которого можно определить длину волны АГВ:

здесь a, b и c – эмпирические константы, которые соответственно равны 7,5, 0,72 и 0,18. Из этих и др. соотношений появляется возможность определения длины волны АГВ и соответственно оценок параметров набегающего потока из данных дистанционного зондирования.

Снимки со спутников показывают, что АГВ часто возникают в различных районах Мирового океана и возбуждаются не только крупными горными хребтами, но и сравнительно невысокими формами рельефа. Установлено, что для образования облачных полос, обусловленных АВГ (т.н. волнистых облаков), наиболее важными являются следующие факторы [Герман, 1985]:

- протяженность и высота гор, а также соотношение между длиной и высотой горного массива;

- ориентация горного массива относительно набегающего воздушного потока;

- степень устойчивости стратификации нижней атмосферы;

- достаточно большая влажность воздуха, переваливающего через горный хребет.

Так, рис. 14 наглядно иллюстрирует то, что при одних и тех же параметрах набегающего потока за островами разной высоты могут образоваться как АГВ, так и вихревые дрожки Кармана (Вихревые дорожки). Главным параметром здесь, выступает соотношение высота горного массива - высота инверсии: у небольшого по высоте острова, вершина которого ниже слоя инверсии (реализуется полное обтекание), образуются АГВ; за более высоким островом, вершина которого выше слоя инверсии (реализуется только боковое обтекание) – вихревые цепочки.

По ориентации облачных полос (волнистых облаков) на космических снимках можно оценить направление ветра в тропосфере, однако надо помнить, что он может быть отклонен на ±20-40° от нормали, проведенной к полосам [Герман, 1985].

В литературе описаны многочисленные случаи наблюдения атмосферных внутренних волн на радиолокационных изображениях (РЛИ) морской поверхности, проведен их анализ и интерпретация (см., например, [Спиридонов и др., 1987; Vachonetal.,1994;AlpersandStilke, 1996; Zhengetal.,1998;Chunchuzovetal., 2000] и рис. 16-21). Механизм отображения волн на РЛИ состоит в том, что поле ветра, создаваемое АГВ у поверхности моря, модулирует с периодом волны параметры поверхностного мелкомасштабного волнения (рис. 2), которое, в свою очередь, ответственно за рассеяние радиолокационного сигнала. В результате периодические вариации скорости ветра у поверхности моря, обусловленные АГВ, приводят к образованию квазипараллельных поверхностных проявлений на РЛИ. Кстати, этот эффект может наблюдаться и на снимках видимого диапазона в зоне солнечного блика, когда над вершинами гребней видны облака и одновременно примерно под ними – темные полосы на морской поверхности (ослабление ветра) (рис. 7-10). В связи с этим появляется возможность использования дистанционных и, в частности, радиолокационных методов для обнаружения и исследования гравитационных волн в атмосфере над океаном.

На радиолокационных изображениях скорость ветра над морем U может быть определена путем преобразования яркости пикселов изображения в величины удельной эффективной площади рассеяния (УЭПР или интенсивность рассеяния), которые связаны с полем приповерхностного ветра через скаттерометрическую модель типа CMOD [StoffelenandAnderson, 1997]. Данный подход использовался в ряде работ, где анализировались поверхностные проявления атмосферных гравитационных волн (см. [Vachonetal.,1994;AlpersandStilke, 1996; Zhengetal.,1998] и рис. 20а,б).

Совместный анализ оптических и радиолокационных снимков также показывает, что обусловленные подветренными АГВ поверхностные проявления (периодические структуры) появляются на РЛИ уже тогда, когда волнистые облака в атмосфере еще не сформировались, и АГВ в поле облачности еще не видны. Это обусловлено различными физическими механизмами отражения АГВ на оптических и радиолокационных снимках: модуляция шероховатости поверхности моря у впадин АГВ никоим образом не связана с характеристиками воздушной массы, в том числе с влажностью воздуха (рис. 7-10).

На РЛИ могут существовать три типа поверхностных проявлений, созданных АГВ: только светлые полосы – отпечатки подошв волн (рис. 17, 20а), только темные полосы – отпечатки гребней (рис. 16 и 22) и чередующиеся темные и светлые полосы – отпечатки гребней и подошв (рис. 18, 19, 21), что в общем случае зависит от силы фонового ветра.

В общем случае поверхностные проявления АГВ и внутренних волн (Внутренние волны) в океане схожи (рис. 20а). При их различении следует учитывать, что внутренние волны в океане в большинстве случаев имеют приливную природу, возбуждаются у кромки шельфа и распространяются по направлению к берегу. Они испытывают значительную рефракцию, организованы в хорошо выраженные пакеты и распространяются цугами, длина волны в которых уменьшается от начала цуга к его концу.

Гравитационные волны в атмосфере могут распространяться под любыми углами к береговой черте (в случае подветренных волн – от берега или острова вниз по потоку), цуги волн отсутствуют или выражены плохо, количество волн в цуге и длина отдельных волн варьирует в широких пределах; они часто имеют большие длины волн (и соответственно создают более широкие полосы на морской поверхности) и, естественно, проявляются в облачности.

Анализ РЛИ позволяет по расстояниям между темными/светлыми полосами, измеренным на изображении, определить длину волны, а по ориентации полос и контрастам изображения – скорость и направление ветра (по модели CMOD) (рис. 20б). Наконец, имеется возможность определения параметров стратификации набегающего потока – с учетом масштаба Лира и др. соотношений возможно получить оценку устойчивости атмосферы – частоту Вяйсяля-Брента, а при наличии дополнительных данных – и амплитуд АГВ.

 

Литература

1.Атлас аннотированных радиолокационных изображений морской поверхности, полученных космическим аппаратом «Алмаз-1» / А.В. Дикинис, А.Ю. Иванов и др.; под ред. Л.Н. Карлина. М.: ГЕОС, 1999.

2.Вельтищев Н.Ф., Степаненко В.М. Мезометеорологические процессы. М.: 2006.

3.Герман М.А. Космические методы исследования вметеорологии. Л.: Гидрометеоиздат, 1985.

4.Госсард Дж., Хук У. Волны в атмосфере. М.: Мир, 1979.

5.Использование данных о мезомасштабные особенностях облачности в анализе погоды / Амбрози П., Вельтищев Н.Ф., Герц Г. и др. Л.: Гидрометеоиздат, 1973.

6.Калмыков А.И., Назиров М., Никитин П.А., Спиридонов Ю.Г. Об упорядоченных мезомасштабных структурах на поверхности океана, выявленных по данным радиолокационных съемок из космоса // Исслед. Земли из космоса, 1985, № 3, с. 41-47.

7.Кожевников Н.Н. Возмущения атмосферы при обтекании гор. М.: «Научный Мир», 1999.

8.Кондратьев К.Я., Борисенков Е.П., Морозкин А.А. Практическое использование данных метеорологических спутников. Л.: Гидрометеоиздат, 1966.

9.Митягина М.И., Лаврова О.Ю., Бочарова Т.Ю. Наблюдение подветренных волн и вихревых структур за природными препятствиями в атмосфере при помощи радиолокационного зондирования морской поверхности // Исслед. Земли из космоса, 2004, № 5, с.44-50.

10.Радиолокация поверхности Земли из космоса / Под ред. С.В. Викторова и Л.М. Митника. Л.: Гидрометеоиздат, 1990.

11.Руководство по использованию спутниковых данных в анализе и прогнозе погоды / Под ред. И.П. Ветлова и Н.Ф. Вельтищева. Л.: Гидрометеоиздат, 1982.

12.Скорер Р. Аэрогидродинамика окружающей среды. М.: Мир, 1980.

13.Спиридонов Ю.Г. Определение характеристик атмосферных внутренних волн с помощью радиолокации из космоса // Тр. ГосНИЦИПР, 1988, вып. 30, с. 161-170.

14.Спиридонов Ю.Г., Пичугин А.П., Шестопалов В.П. Радиолокационное наблюдение из космоса атмосферных внутренних гравитационных волн // ДАН СССР, 1987, 296(2), с. 317-320.

15.Alpers W. Measurement of mesoscale oceanic and atmospheric phenomena by ERS-1 SAR // Radio Science Bull., 1995, 275, p.14-22.

16.Alpers W., Stilke G. Observation of a nonlinear wave disturbance in the marine atmosphere by the synthetic aperture radar aboard the ERS-1 satellite // J. Geophys. Res., 1996, 101(C3), p. 6513-6525.

17.Baines P.G. Topographic effects in the stratified flows.Cambridge University Press, 1995, 498 p.

18.Birkhoff G., Zarantonello E.H. Jets, Wakes and Cavities. Academic Press, 1957, 353 p.

19.Christie D.R. Long nonlinear waves in the lower atmosphere //J. Atmos. Sci., 1989, 46, р.1462-1491.

20.Christine D.R. Solitary waves as aviation hazard //EOS, 1983, 64, p.67.

21.Chunchuzov I., Vachon P., Li X. Analysis and modeling of atmospheric gravity waves observed in Radarsat SAR images // Remote Sens. Environ., 2000, 74, р.343-361.

22.Clark T.L., Hauf T., Kuettner J.P. Convectively forced internal gravity waves: Results from two-dimensional numerical experiments //Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 1986, 112, р.899-926.

23.Crook N.A. Trapping of low-level internal gravity waves //J. Atmos. Sci., 1988, 45, р.1533-1541.

24.Cruette D. Experimental study of mountain lee-waves by means of satellite photographs and aircraft measurements // Tellus, 1976, 28(6), p. 499-523.

25.Doos A. A theoretical analysis of lee waves clouds observed by Tyros // Tellus, 1962, 14(3).

26.Drake V.A. Solitary wave disturbances of the nocturnal boundary layer revealed by radar observations of migrating insects //Boundary Layer Meteorol., 1985, 31, р.269-286.

27.Fritz S. The significance of mountain lee waves as seen from satellite pictures //J. of Applied Meteorol., 1965, 4, р.31-37.

28.Gjevik В., Marthinsen T. Three-dimensional lee-wave pattern // Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 1978, 104, р.947-957.

29.Gossard E.E., Hooke W.H. Waves in the atmosphere.Elsevier Scientific Publishing, 1975.

30.Gossard E.E., Richer J.H., Atlas D. Internal waves in the atmosphere from high-resolution radar measurements //J. Geophys. Res., 1970, 75, р.3523-3536.

31.Grimshaw R.H.J., Symth N. Resonant flow of s stratified fluid over topography // Fluid Mech., 1986, 169, р.429-464.

32.Horstmann J., Koch W., Lehner S., Tonboe R. Wind retrieval over the ocean using synthetic aperture radar with C-band HH polarization // IEEE Trans. Geosci. Rem. Sens., 2000, 38(5), p. 100-107.

33.Li X. Atmospheric vortex streets and gravity waves. Chapter 16. In: Synthetic Aperture Radar Marine User’s Manual, 2004.

34.Li X., Dong C., Clemente-Colon P., Pichel W.G., Friedman K.S. Synthetic aperture radar observation of the sea surface imprints of upstream atmospheric solitons generated by flow impeded by an island // J. Geophys. Res., 2004, 109, C02016, doi:10.1029/2003JC002168.

35.Li X., Pichel W., Friedman E.C., Clemente-Colon P. The sea surface imprint of island lee waves as observed by Radarsat synthetic aperture radar / Proc. IGARSS-1998, Seattle, USA, р.763-766.

36.Li X., Zheng Q., Pichel W., Yan X., Liu W., Clemente-Colon P. Analysis of coastal lee waves along the coast of Texas observed on AVHRR images // J. Geophys. Res , 2001, 106, р.7017-7025.

37.Marthinsen Т. Three-dimensional lee waves // Quart J. Roy. Meteor. Soc., 1980, 106, р.569-580.

38.Melville W.K., Helfrich K.R. Transcritical two-layer flow over topography //J. Fluid Mech., 1987, 178, р.31-52.

39.Menhofer A., Smit R.K., Reede M.J., Christie D.R. "Morning-glory" disturbances and the environment in which they propagate //J. Atm. Sci., 1997, 54, N 7, р.1712-1725.

40.Miles J.W. On internal solitary waves // Tellus, 1979, 31, р.456-462.

41.Mourad P.D. Footprints of atmospheric phenomena in synthetic aperture radar images of the ocean surface – A review. Air-sea fluxes-Physics, chemistry, and dynamics.Kluwer Academic Publishers, 1999, 640 p.

42.Rogers D.P., Johnson D.W.. Friehe C.A. The stable internal boundary layer over a coastal sea. Part II: Gravity waves and momentum balance //J. Atmos. Sci., 1995, 52, р.684-696.

43.Scorer R.S. Theory of waves in the lee of mountains // Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 1949, 75, р.41-56.

44.Scorer R.S., Klieforth H. Theory of mountain waves of large amplitude // Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 1959, 85, N 364.

45.Seitter K.L., Muench H.S. Observation of a cold front with rope cloud // Mon. Weather Rev., 1985, 113, р.840-848.

46.Smith R.K. Traveling waves and bores in the lower atmosphere: The "Morning Glory" and related phenomena //Earth Sci. Rev., 1988, 25, р.267-290.

47.Smith R.В., Gleason A.C., Gluhosky P.A., Grubisic V. The wake of St. Vincent // Atmos. Sci., 1997,54, р.606-623.

48.Smith R.В., Grubisic V. Aerial observation of Hawaii's wake // J. Atmos. Set., 1993, 50, р.3728-3750.

49.Smith R.В., Smith D.F. Pseudoinviscid wake formation by mountains in shallow-water flow with a drifting vortex // J. Atmos. Set., 1995, 52, р.436-454.

50.Stoffelen A., Anderson D. Scatterometer data interpretation: Estimation and validation of the transfer function CMOD4 // J. Geophys. Res., 1997, 102, p. 5767-5780.

51.Thomson R.E., Vachon P.W., Borstad G.A. Airborne synthetic aperture radar imagery of atmospheric waves // J. Geophys. Res., 1992, 97, р.14 249-14 257.

52.Vachon P., Johannessen O., Johannessen J. An ERS-1 synthetic aperture radar image of atmospheric lee waves// J. Geophys. Res., 1994, 99, р.22843-22490.

53.VachonP.W., JohannessenJ.A., BrowneD.P. ERS-1 SAR images of atmospheric gravity waves // IEEE Trans. Geosci. Remote Sens., 1995, 33, p. 1014-1025.

54.Winstead N.S., Sikora T.D., Thompson D.R., Mourad P.D. Direct influence of gravity waves on surface-layer stress during a cold air outbreak, as shown by synthetic aperture radar // Mon. Wea. Rev., 2002, 130, p.2764-2776.

55.Wu T.Y. Generation of upstream advancing solitons by moving disturbances // J. Fluid Mech., 1987,184, р.75-99.

56.Zheng Q., Yan X.-H., Klemas V., Ho C.-R,. Kuo N.-J., Wang Z. Coastal lee waves on ERS-1 SAR images // J. Geophys. Res., 1998, 103, р.7979-7993.

Рис. 1. Линейные гравитационные волны, распространяющиеся в трехслойной атмосфере; показаны: слева – профиль потенциальной температуры (q) для устойчиво стратифицированной трехслойной атмосферы; в центре – изолинии потенциальной температуры (пунктир), линии тока (штриховая) и направление ветра у поверхности моря (стрелки). Справа – амплитуда флуктуаций скорости ветра в направлении распространении волны (u) и по вертикали (w) как функция высоты (рисунок из [Alpers and Stilke, 1996]).

 

Рис. 2. Схематический рисунок, иллюстрирующий модуляцию коротких гравитационно-капиллярных волн на морской поверхности полем скорости атмосферной гравитационной волны (рисунок из [Zhengetal., 1998]).

 

Рис. 3. Подветренные волны за одним препятствием (а – бесконечным, б – полуограниченным, в – одиночным), двумя (г) или несколькими изолированными препятствиями (д); 1 – направление невозмущенного потока у наветренной стороны, 2 – зоны интенсивной турбулентности (рисунок из [Вельтищев и Степаненко, 2006])

Рис. 4. Схематическое изображение пакета атмосферных гравитационных волн за малоразмерным островом (рисунок из [Li, 2004])

 

Рис. 5. Атмосферные гравитационные волны над Аравийским морем на снимке спутника Terra (12.11.2004, 06:25 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 6. Атмосферные гравитационные волны в Мозамбикском проливе на снимке спутника Terra (16.08.2002, 07:45 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 7. Атмосферные гравитационные волны над Аравийским морем на снимке спутника Terra (23.05.2005, 06:25 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 8. Атмосферные гравитационные волны к югу от о. Ява на снимке спутника Terra (13.10.2004, 03:05 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 9. Атмосферные гравитационные волны у северного побережья Австралии на снимке спутника Terra (23.11.2005, 02:30). © NASAGSFC

 

 

Рис. 10. Атмосферные гравитационные волны у северного побережья Австралии на снимке спутника Terra(11.11.2003, 02:25 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 11. Многочисленные атмосферные гравитационные волны около побережья Сомали на снимке спутника Aqua (27.08.2003, 09:45 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 12. Атмосферные гравитационные волны за о. Амстердам в Индийском океане на снимке спутника Terra(19.12.2005, 04:50 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 13. Атмосферные гравитационные волныза о. Буве в Атлантическом океане на снимке спутника Terra (06.12.2007, 09:20 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 14. Атмосферные гравитационные волны и цепочка вихрей Кармана за о-вами Крозе в Индийском океане на снимке спутника Aqua (02.11.2004, 10:15 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 15. Система атмосферных гравитационных волн за Южными Сандвичевыми о-вами в Южной Атлантике на снимке спутника Aqua (02.11.2004, 10:15 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 16. Атмосферные гравитационные волны в юго-восточной части Баренцева моря у о. Вайгач на радиолокационном изображении КА «Алмаз-1» (01.07.1991, 21:26 UTC); на поверхности моря также виден дрейфующий лед. © НПО машиностроения

 

Рис. 17. Атмосферные гравитационные волны в северной части Баренцева моря за о. Хопен на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (20.06.1993, 10:30 UTC) (рисунок из [Vachonetal., 1994]). © ESA

 

Рис. 18. Атмосферные гравитационные волны за о. Каяк у тихоокеанского побережья Аляски на радиолокационном изображении спутника Radarsat-1 (12.06.2001, 03:10 UTC) (рисунок из [Li, 2004]). © CSA

 

Рис. 19. Нелинейные атмосферные гравитационные волны в северо-западной части Каспийского моря на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (12.05.1996, 07:23 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/grwaves/252302781ERS1.html). © ESA

 

Рис. 20а. Океанские внутренние волны в Гибралтарском проливе и атмосферные гравитационные волны у побережья Марокко в Средиземном море на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (3.09.1993, 22:39 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/grwaves/111680711ERS1.html). © ESA

 

Рис. 20б. Радиометрический разрез через пакет гравитационных волн, отобразившихся на РЛИ на рис. 20а. Слева на вертикальной оси отложены значения УЭПР, а справа – значения скорости ветра, рассчитанные на основе скаттерометрической модели CMOD4 (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/grwaves/111680711ERS1.html).

 

Рис. 21. Атмосферные гравитационные волны в Атлантическом океане у северо-западной оконечности Африки на радиолокационном изображении спутника ERS-2 (6.06.2000, 11:05 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/grwaves/254992889ERS2.html). © ESA

 

Рис. 22. Темные полосы на морской поверхности (1), образовавшиеся при прохождении атмосферных гравитационных волн в восточной части Балтийского моря на радиолокационном изображении спутника Envisat. © ESA, SIMP