Внутренние гравитационные волны (ВВ) - довольно распространенное явление, обычно встречающееся в стратифицированных водах океанов, морей и крупных пресноводных озер. Основной причиной существования внутренних волн является устойчивая стратификация вод океана, при которой средняя плотность воды увеличивается по направлению во дну. ВВ были описаны теоретически еще в середине XIX в., обнаружены в океане в начале XX в., однако потребовалось еще почти столетие, чтобы осознать важную роль внутренних волн в жизни океана [Коняев и Сабинин, 1992].

Характеристики внутренних волн в океане меняются в весьма широких пределах. Различают низкочастотные и высокочастотные ВВ, причем на космических снимках отображаются, главным образом, высокочастотные. Низкочастотные ВВ могут иметь длины от десятков и даже сотен км, скорости распространения до нескольких м/с; их амплитуды могут достигать сотен метров. Высокочастотные ВВ с периодами от нескольких минут до нескольких часов имеют длины от сотен метров до нескольких кv; фазовая скорость прогрессивных высокочастотных ВВ - несколько десятков см/с. Высота типичных океанских ВВ обычно значительно больше, чем высота типичных волн на поверхности океана; она тем больше, чем менее устойчива плотностная стратификация воды. Наблюдаемые в океане ВВ обычно имеют амплитуды 5-20 м, но иногда они достигают и больших высот (так, внутренние солитоны в Андаманском море имеют скорость до 2,0 м/с и амплитуду до 60 м [OsborneandBurch, 1980]). Обычно ВВ распространяются группами (цугами) и имеют сложную структуру; каждый цуг включает до нескольких десятков волн.

Течения, создаваемые внутренними волнами на поверхности, бывают настолько сильными, что вызывают существенные квазипериодические изменения характеристик поверхностного волнения, которые наблюдаются как визуально, так и в видимом и СВЧ диапазонах. Многочисленные наблюдения показали, что области выглаживания ряби (слики) и области их повышенной интенсивности (сулои) движутся в месте цугами ВВ. Горизонтальные масштабы изменений характеристик поверхностного волнения под влиянием внутренних волн настолько велики, что дистанционные методы исследования ВВ по их выходам на поверхность оказались по существу по существу единственными.

Измерения характеристик внутренних волн позволили установить, что образование сликовых полос наблюдается при слабом ветре (до 5 м/с), причем ширина полос уменьшается с усилением ветра, а расстояние между сликами соответствует длине внутренних волн. Скорость их распространения совпадает с её фазовой скоростью, амплитуды сликообразующих внутренних волн обычно составляют несколько метров, а расчет горизонтальных скоростей от этих волн составляет 0,05-0,1 м/с, положение сликов относительно внутренней волны изменяется в довольно широких пределах по данным разных авторов они могут располагаться как над ложбиной внутренней волны, так и над её передним склоном.

Обычно снимки из космоса дают возможность судить о пространственных характеристиках цуга в горизонтальной плоскости. Эволюция цуга ВВ характеризуется рядом основных параметров, которые можно извлечь из космических изображений (рис. 1). Первичные отдельные возмущения пикноклина несинусоидальны, обычно это – волны понижения («провалы» пикноклина). Величина (амплитуда) возмущений упорядочена, наибольшая наблюдается у первой волны, наименьшая – у последней. Длина волн в цуге l и ширина полос l на поверхности также упорядочены, наибольшая – у первичного возмущения в цуге. Количество индивидуальных колебаний в цуге n растет со временем (с его возрастом), увеличиваясь на одно с периодом Вяйсяля-Брента. В общем случае количество колебаний (волн) в цуге может зависит от его возраста и расстояния от места генерации, однако с началом распада ВВ происходит обратный процесс.

 

Pис. 1. Схематический рисунок пакета приливных внутренних волн в горизонтальной (вверху) и вертикальной плоскостях (внизу) и его характеристики: c₀T – расстояние между последовательными цугами, T – период прилива (приливной цикл), l₀ – длина отдельной волны в цуге, L – ширина цуга, C_r – длина гребня, l_n– характерная ширина полосы на поверхности (или на РЛИ), n – количество волн в цуге, h – амплитуда ВВ, V_maxT – характеристическая длина внутреннего прилива (рисунок из [Atlas, 2004]).

 

Появление поверхностных проявлений внутренних солитонов и внутренних волн (ППВВ), в частности на радиолокационных изображениях (РЛИ), связано с тем, что дивергентные и конвергентные компоненты поверхностных течений ВВ модулируют гравитационно-капиллярные волны (ГКВ) и создают на морской поверхности, и соответственно на РЛИ, картину в виде квазипараллельных чередующихся (периодических) светлых (взволнованная поверхность - сулои) и темных (выглаженная поверхность – слики) полос (рис. 2а и 2б) (см. также [Alpers, 1985; Баханов и др., 1989]).

 

Рис. 2а. Одиночный внутренний солитон в двухслойной жидкости конечной глубины и положение сулоя на поверхности по данным (рисунок из [OsborneandBurch, 1980])

Рис. 2б. Схематическое представление эффектов на поверхности моря, обусловленных прохождением внутренней волны (рисунок из [Gasparovic et al., 1988])

 

Были предложены различные механизмы для объяснения модификации поля поверхностных волн внутренними волнами. При таком взаимодействии могут происходить изменение характеристик поверхностных волн – их амплитуд, длин, фазовой скорости и спектрального состава. В качестве основных механизмов, объясняющих контрасты ВВ, рассматриваются кинематический и пленочный [Воздействие, 1982]. Кинематический механизм изображения ВВ на РЛИ, анализировался в [Воздействие, 1982; Мальцева и др., 1995; Атлас, 1999]. Показано, что этот механизм во многих случаях обеспечивает изображение ВВ на космических РЛИ, полученных радиолокаторами в сантиметровом и дециметровом диапазонах, причем качественный анализ был проиллюстрирован расчетами, проведенными применительно к РСА КА Seasat, ERS-1 и «Алмаз-1». Второй основной механизм отображения ВВ - пленочный [Воздействие, 1982]. Он действует преимущественно на резонансные ГКВ длиной менее 10 см. Кинематический механизм работает в условиях синхронизма скоростей ВВ и резонансных ГКВ, а пленочный - только при определенной концентрации поверхностно-активных веществ (ПАВ) на морской поверхности.

Наиболее часто внутренние волны генерируются при трансформации приливного потока под воздействием рельефа дна или возбуждаются приливом около границы материкового склона; поэтому приливные ВВ наиболее распространенный тип внутренних волн, обнаруженных на РЛИ; другие типы встречаются относительно редко [Монин и Красицкий, 1985]. В ряде случаев внутренние волны могут возбуждаться под действием анемобарических сил на стратифицированные водные массы (например, перемещающейся барической системой или фронтальной зоной, создающими резкие колебания давления или ветра). Возможна генерация внутренних волн апвеллингом, сдвиговой неустойчивостью крупных течений, сейшами. Описана генерация ВВ интрузией мощного течения, крупными ветровыми волнами [Монин и Красицкий, 1985]. Так, ВВ, генерированные апвеллингом в Северной Атлантике (см. раздел «Апвеллинг»), и в Ладожском озере (рис. 3) впервые были исследованы с помощью съемки с РСА «Алмаз-1» [Кондратьев и др., 1995; Дикинис и др., 1996; Атлас 1999].

 

 

Рис. 3. Внутренние волны в пресноводном Ладожском озере на радиолокационном изображении КА «Алмаз-1» (26.06.91, 04:54 UTC). © НПО машиностроения

 

Например, очень часто полусуточный прилив с периодом около 12,4 ч генерирует последовательные пакеты волн (приливные ВВ), ориентированные примерно параллельно изобатам и распространяющихся по направлению к берегу. Расстояние между пакетами определяется периодом прилива, однако варьирует от места к месту, что, по-видимому, определяется неоднородностями рельефа дна и рядом др. факторов. На РЛИ могут быть обнаружены пакеты волн, имеющие кинематические характеристики, отвечающие половине периода полусуточного прилива и других приливных гармоник. Обычно цуги ВВ, генерированные с приливным периодом ~12,4 ч, расположены на расстоянии от 10 км до 90 км друг от друга, длина отдельных волн в пакете варьирует от 100 м до 20 км, а длина гребней от 10 до 100 км. Полученные оценки скорости распространения ВВ от 0,5 до 1,0 м/с указывают на то, что пакеты волн в общем случае могут существовать от одних до двух суток.

Нелинейная теория внутренних волн в океане также достаточно хорошо разработана (см., например, [Филлипс, 1980; Миропольский, 1981]). Основным уравнением слабонелинейной теории внутренних волн с учетом стратификации является уравнение Кортевега-де Вриза (КдВ) и его частные случаи и обобщения. Подход к описанию нелинейных ВВ основан на взаимной компенсации нелинейных и дисперсионных эффектов. Уравнение КдВ для двухслойной стратификации океана конечной глубины записывается в виде:

Здесь Cо- фазовая скорость внутренних волн, r- средняя плотность воды, Dr- разность плотности водных масс, расположенных над слоем скачка и под ним, h - глубина слоя скачка, H - глубина моря; h(x,t) – вертикальное смещение изопикнической поверхности, a и g- параметры, определяющие нелинейность и дисперсию внутренней волны. Это уравнение имеет решения в виде кноидальных волн (волн с заостренными вершинами и пологими подошвами) и солитона (уединенной волны), со временем превращающегося в совокупность солитонов и волновой след.

Физический смысл параметров a и g можно уяснить, использую приближение двухслойной жидкости с глубиной слоя скачка h, глубиной моря H и перепадом плотности Dr/r, в этом случае они определяются соотношениями:

 

Из формул (2) видно, что параметры a и g представлены соотношениями глубины слоя скачка и глубины моря (т.н. характеристическими длинами).

Подход к описанию внутренних волн на шельфе был сформулирован в [Liu, 1988]; эволюцию ВВ в этом случае описывают путем решения уравнения КдВ с дополнительными переменными коэффициентами, учитывающими эффекты нелинейности второго порядка (k), мелкой воды (b) и диссипации (e):

Уравнения (1) и (3) описывают трансформацию внутренних волн под влиянием среды и объясняет многие наблюдения, в том числе из космоса. Заметим, однако, что уравнение КдВ основано на ряде приближений и не учитывает всех особенностей явления, протекающего в реальном океане.

Численное моделирование является одним из методов исследования приливных внутренних волн. Оно дает возможность получать оценки характеристик внутренних волн для широкого диапазона условий стратификации среды, параметров прилива и рельефа морского дна, а также исследовать другие факторы, влияющие на свойства волн, что невозможно сделать в подспутниковом эксперименте (см. например [Vlasenko and Hutter 2002; Morozov et al., 2002; Бондур и др., 2006]).

Наконец, пространственная конфигурация пакета ВВ в горизонтальной плоскости определяется движением, рефракцией, взаимодействием волн друг с другом и влиянием дна.

Цуги внутренних волн на ранней стадии.На радиолокационных изображениях были обнаружены первоначальные волновые возмущения – солитоны. Совместный анализ положения солитонов и батиметрических карт показывает, что они часто формируются в зоне резкого перепада глубины на границе континентального шельфа. Первичное возмущение, имеющее максимальную скорость, длину волны и амплитуду, со временем распадаясь на ряд возмущений значительно меньшей длины и амплитуды, образует пакет или цуг волн (рис. 3). Так, на РЛИ, приведенном на рис. 5, отчетливо виден ряд светлых полосок, совпадающих с изобатами 150 и 200 м. Установлено, что это - поверхностные проявления первичных солитонов. В вертикальной плоскости такие волны выглядят как одиночные провалы пикноклина (волны понижения) достаточно большой величины (по оценкам до 15-20 м), имеющий фазовую скорость 0,6-1,0 м/с. Затем, в течение нескольких часов вертикальное распределение плотности восстанавливается, а первичное возмущение, распространяясь вдоль пикноклина, распадается на ряд последовательных солитонов, формирующих цуг, состоящий из лидирующего солитона – самой большой и быстрой волне в цуге, и волнового хвоста – группы мелких диспергирующих волн в конце цуга (рис. 3).

Взаимодействия цугов внутренних волн друг с другом. На многих РЛИ обнаружены цуги волн, распространяющих под разными углами друг к другу (рис. 5,9а,9б). Взаимодействие одного цуга ВВ с другим достаточно сложный природный процесс, и только радиолокационные наблюдения позволили увидеть из космоса и классифицировать типы взаимодействия пакетов ВВ друг с другом. Замечено, что угол встречи ВВ (под которым встречаются пакеты), в ряде случаев может определять тип взаимодействия; так при близких направлениях распространения более интенсивный пакет активно взаимодействует и «поглощает» менее интенсивный. Однако при углах взаимодействия близких к 90° пакеты практически не взаимодействуют. Рис. 9а и 9б, взятые из [Lavrova and Badulin, 1998], показывают примеры взаимодействия ВВ друг с другом. В общем случае, тип взаимодействия определяется энергией цуга, его фазой и направлением распространения. В большинстве случаев сложная («много- и мелковолновая») структура ВВ, часто видимая на РЛИ, является результатом взаимодействия нескольких пакетов ВВ, которые генерируются в разных местах у кромки шельфа практически одновременно и распространяется к берегу. Кроме того, при взаимодействии интенсивного цуга ВВ с формами подводного рельефа возможна генерация вторичных внутренних волн (рис. 9в).

Ситуация осложняется еще и тем, что подводный рельеф не однороден и мест генерации ВВ у кромки шельфа достаточно много. Приливная волна, взаимодействуя с топографией дна, в соседних местах формирует цуги ВВ, времена образования, фазовые скорости и направления распространения которых могут значительно или незначительно отличаться. В связи с тем, что ВВ нелинейны, их взаимодействие сложнее, чем взаимодействие линейных волн. Одно из хорошо известных явлений, возникающих при взаимодействии - фазовый сдвиг или смещение фронта более быстрой волны вперед и фронта более медленной назад (рис. 9а). Кроме того, взаимодействие цугов ВВ друг с другом, особенно на шельфе, может ускорить распад внутренних волн.

Рефракция внутренних волн. В момент генерации гребни ВВ стремятся принять положение параллельное изобатам из-за рефракции. В процессе распространения на шельфе ВВ активно взаимодействуют с рельефом дна; рефракция также возникает из-за уменьшения глубины пикноклина [Коняев и Сабинин, 1992]. Эти процессы выстраивают гребни ВВ вдоль изобат, при этом скорость распространения и амплитуда волн могут уменьшаться. Кроме того, особенно сильное влияние на цуги ВВ могут оказывать неоднородности течения, также приводящие к рефракции внутренних волн. Влияние течений на пакеты ВВ подробно рассмотрены в [Коняев и Сабинин, 1992]. Наконец, цуги ВВ, распространяющиеся вдоль изобат в мелководном море, практически не подвержены рефракции, а распространяющиеся поперек изобат, могут испытывать заметную рефракцию.

Эффекты рефракции ВВ будут проявляться и в том случае, если ВВ попадают или распространяются в области попутного приливного течения с горизонтальным сдвигом скорости - пакет будет подворачивать к стрежню и длина волны, а значит и скорость, увеличиваться [Коняев и Сабинин, 1992]. В районе стрежня течения увеличение длины волны будет максимальным, а на периферии минимальным. Через некоторое время, будет происходить взаимодействие цуга со встречным отливным течением с противоположным эффектом. Поэтому цуг внутренних волн, распространяющийся на шельфе по направлению к берегу, будет с периодом приливного цикла, взаимодействовать то с приливным, то с отливным течением; такое взаимодействие может породить достаточно сложную форму цуга в горизонтальной плоскости.

Трансформация, диссипация и распад внутренних волн.По мере распространения на шельфе и, испытывая влияние дна, внутренние волны становятся динамически неустойчивыми и разрушаются, трансформируясь в придонные течения и вихри. Среди других существенных причин - уменьшение глубины пикноклина [Коняев и Сабинин, 1992]. Время жизни пакета ВВ на глубокой воде, когда волны не испытывают влияния дна, оценивается в 2-2,5 суток [Apel, 1995]. В многих местах на шельфе внутренние волны распространяются по шельфу навстречу малым глубинам и начинают разрушаться, когда глубина места становится меньше 30-50 м за счет интенсивного взаимодействия с дном, при этом их скорость распространении и амплитуды уменьшаются.

Следует остановиться еще на одном интересном явлении, предсказанном теорией – расщепление уединенной волны на цуг солитонов при уменьшении глубины моря. Это происходит в том случае, когда солитон, образовавшийся на большой глубине выходит на шельф, и равновесие между нелинейностью и дисперсией начинает нарушаться, и первоначальный солитон начинает распадаться. При резком уменьшении глубины, по-видимому, имеет место быстрый многократный распад на все более узкие солитоны, что, в целом, хорошо соответствует сценарию распространения внутренних волн над шельфом [Коняев и Сабинин, 1992]. Этим эффектом, скорее всего, в большинстве случаев можно объяснить быстрый распад (в течение 12-13 час) одиночных солитонов на цуги, состоящих из большого количества волн. Далее по мере распространения ВВ на шельфе, количество волн, организованных в цуги, резко сокращается, волновой хвост значительно отстает и размывается, образуя после прохождения каждого цуга сложное волновое поле.

Кроме этого, на мелкой воде может наблюдаться так называемый эффект «смены знака солитона», т.е. волны понижения, типичные для глубокой воды, могут трансформироваться в волны возвышения на мелкой воде [Liu et al. 1998; Hsu and Liu, 2000] (рис. 6). Трансформация ВВ из классических волн понижения, возбуждающихся у кромки шельфа, в волны возвышения происходит там, где глубина слоя скачка Н₁ становится примерно равным глубине нижнего слоя моря H₂, т.е. H₁»H₂ (a=0, см. также выражение (3)) (рис. 6). В этом случае первые волны в цуге меняют свой знак. Волны возвышения сами по себе генерируются в тех местах на шельфе, где слой скачка толще чем, придонный слой, т.е. H₁>H₂. Считается, что на РЛИ морской поверхности ППВВ в этом случае изменяют свой вид (с темной-после-светлой на светлую-после-темной по сравнению с фоном), что согласно [Liu et al., 1998; Hsu and Liu, 2000] может являться характерным признаком такой трансформации. Эти эффекты должны наблюдаться в тех районах, где пикноклин расположен на глубинах 40-60 м, например, в Южно-Китайском море (рис. 6б). В ряде работ (см., например [Liuetal. 1998, HsuandLiu, 2000; OrrandMignerey, 2003; Zhaoetal., 2003]) показано также, что на РЛИ и снимках из космоса возможно определить места на шельфе, где происходит это явление (рис. 6б и 6в).

Хотя и накоплен большой экспериментальный материал, изучены ВВ пока недостаточно, в частности не вполне ясны механизмы генерации тех или иных ВВ, условия их распространения и трансформации, динамическая устойчивость и диссипация энергии. Из средств дистанционного зондирования наиболее эффективным для обнаружения и исследования внутренних волн оказались самолетные и космические радиолокаторы бокового обзора – РЛСБО и радиолокаторы с синтезированной апертурой – РСА. Только космические, прежде всего радиолокационные съемки, позволили судить о пространственных характеристиках внутренних волн, их эволюции и динамике. Во многом благодаря дистанционным методам изменилось представление о ВВ, как о линейных гармонических волнах. Стала очевидна большая роль нелинейных эффектов в эволюции внутренних волн. В настоящее время на базе космичсеких съемок создаются атласы и каталоги внутренних волн (см. например, [Atlas, 2004]).

Изображения внутренних волн на снимках из космоса проявляются на поверхности из-за изменений интенсивности излучения, отраженного вследствие модуляции наклонной поверхности и изменения концентрации поверхностно-активных веществ (подавляющих мелкомасштабное волнение), а также может быть, вследствие изменения отражательных свойств верхнего слоя моря из-за переопределения гидрооптических характеристик (рис. 5). На рассеяние радиолокационного сигнала влияет в основном интенсивность ряби на брегговской длине волны и модуляция наклонов поверхности. ИК-изображения внутренних волн могут формироваться вариациями излучательной способности поверхности океана, коэффициента отражения поверхности и температуры приповерхностного слоя; при этом основной вклад в изменении излучательной, по-видимому, оказывают пленки ПАВ, концентрация которых меняется под влиянием пол поверхностных течений, связанных с ВВ.

Данные дистанционного зондирования, главным образом, космической радиолокации, активно привлекались для изучения внутренних волн в Андаманском море [OsborneandBurch, 1980], море Сулу и Банда [Liuetal., 1985; Apeletal., 1988], Южно-Китайском море [Hsu and Liu, 2000; OrrandMignerey, 2003; Zhaoetal., 2003], на шельфе Нью-Йоркской бухты [Liu, 1988; Gasparovicetal., 1988; Apel, 1995], в Гибралтарском и Мессинском проливах [Brandtetal., 1996] (рис. 4-6,8,9,12-14). Однако, несмотря на то, что данные дистанционного зондирования позволяют получить ряд характеристик внутренних волн, однозначную интерпретацию экспериментальных данных провести достаточно трудно. Это связано, прежде всего, с тем, что форма и модальность внутренних волн связана со стратификацией вод, которая может существенно отличаться от двуслойной. При этом могут возбуждаться несколько мод внутренних волн, суперпозиция которых дает на поверхности моря сложную картину течений. К тому же наряду с поступательной составляющей во внутренних волнах может присутствовать и значительная стоячая составляющая, что приводит к сложному сочетанию фаз вертикальных смещений частиц во внутренней волне и соответствующих им течений на поверхности моря. Следует также учитывать существенную нелинейность ВВ, которая может приводить как к динамической неустойчивости внутренних волн и их разрушению, так и к возникновению уединенных внутренних волн - солитонов, которые, при определенных условиях, могут распадаться на цуги ВВ. При наличии нескольких мод и существенной нелинейности внутренних волн дисперсионное соотношение не выполняется.

Кроме того, очевидно влияние ветра и пленок ПАВ на внешний вид ППВВ. В принципе на РЛИ могут наблюдать три вида ППВВ: светлые полосы на темном фоне, двойные светлые-темные полосы на светлом фоне и темные полосы на светлом фоне (рис. 7б). Первая ситуация возникает при слабом ветре и малой концентрации ПАВ, вторая - типичный случай ППВВ при ветре от слабого до умеренного, а третья – при высокой концентрации ПАВ (рис. 7в). При анализе ППВВ следует также обращать внимание на взаимную ориентацию векторов скорости ветра и направления распространения внутренних волн, а также направления визирования. В целом, внешний вид ППВВ на РЛИ зависит от угла между направлением ветра и направлением распространения внутренней волны при слабой и умеренной его скорости [Araújo et al., 2000]. Так, встречный ветер будет способствовать увеличению контрастов «фон–ППВВ», в то время как попутный – их уменьшению.

Наконец, привлечение и адекватное использование дополнительных данных, а также учет механизмов отображения ВВ на РЛИ, во многих случаях позволяет оценить параметры цуга и объяснить механизмы его генерации. Кроме того, для полноценного анализа РЛИ и космических снимков необходимы данные о глубинах и рельефе дна в месте съемки, фоновая океанологическая и гидрометеорологическая информация на момент съемки, а иногда и на сутки раньше. Океанологические данные следует привлекать для того, чтобы учесть постоянные течения, фазу прилива, характеристики приливно-отливных течений и стратификации водных масс на момент съемки; крайне необходимы сведения о ветре и его изменчивости.

Рис. 4. Внутренние волны у атолла Донгша в Южно-Китайском море на РЛИ ERS-2 (23.06.1998, 14:41 UTC), где происходит рефракция, отражение и дифракция волн. © ESA

 

Рис. 5. Внутренние волны в море Банда на оптических изображениях спектрорадиометра MODIS, полученные с трехчасовых интервалом (слева – ИСЗ Terra: 24.02.2004, 02:15 UTC; справа – ИСЗ Aqua: 24.02.2004, 05:05 UTC). © NASA

 

Рис. 6. Внутренние волны в Нью-Йоркской бухте на фрагменте РЛИ Radarsat(13.08.2002, 11:01 UTC) с указанием расстояний между пакетами внутренних волн и мест формирования первоначальных возмущений пикноклина ((рисунок из [Бондур и др., 2006]). © CSA

Рис. 7а. «Классические» внутренние волны в Восточно-Китайском море на фрагментах РЛИ ERS-1 и ERS-2. © ESA

 

Рис. 7б. Типы поверхностных проявлений внутренних волн в Южно-Китайском море на фрагментах РЛИ ERS-1 и ERS-2; а – слабовыраженная светлая и ярковыраженная темная полоса, б - слабовыраженные светлая и темная полосы, в - ярковыраженная светлая полосы, г – светлые полосы на темном фоне. © ESA

 

 

 

 

Рис. 7в. Вид поверхностных проявлений внутренних волн на радиолокационных изображениях при наличии пленок поверхностно-активных веществ (в зависимости от упругости пленки и скорости ветра): "+" - только светлая полоса, "±" - светлая и темная полосы, "–" - только темная полоса (рисунок из [daSilvaetal., 2000]).

Рис. 8а. Схема, иллюстрирующая трансформацию внутренних волн понижения в волны возвышения при их распространении на шельфе. Это происходит в том месте, где глубина слоя скачка H₁ становится примерно равным глубине нижнего слоя моря H₂. Считается, что в таких случаях поверхностные проявления внутренних волн изменяют свой вид с полос темных-после-светлых на светлые-после-темных по сравнению с фоном (рисунок из [Liu et al., 1998]).

Рис. 8б. Три последовательных пакета приливных внутренних волн(P, Q и R) в Южно-Китайском море на снимке ИСЗ SPOT-3 видимого диапазона(24.07.1996, 11:01 UTC); в северной части снимка в пакете R хорошо видно изменение вида поверхностных проявлений и расширение полос (ширина которых в точках A, B, Cи Dсоставляет 480, 500, 980 и 1800 м соответственно) (рисунок из [Zhaoetal., 2003]).

© CNES

Рис. 8в. Схема интерпретации РЛИ, приведенного на рис. 8б. Сплошной линей показаны волны понижения, в то время как штриховой – волны возвышения; изобаты даны в метрах (рисунок из [Zhaoetal., 2003]).

Рис. 9а. Места генерации внутренних волн в Южно-Китайском море (рисунок из [Hsuetal., 2000]).

Рис. 9б. Восемь пакетов внутренних волн в Южно-Китайском море на РЛИ Radarsat, полученном в режиме ScanSAR(26.04.1998); в виде темной подковы виден атолл Донгша, где происходит интенсивная трансформация внутренних волн. © CSA

Рис. 10. Радиометрический разрез через пакет внутренних волн, позволяющий оценить длины волн в пакете: вертикальная ось – коэффициент обратного рассеянии (КОР) в дБ; горизонтальная – расстояние в метрах (рисунок из [Бондур и др., 2006]).

Рис. 11а. Типы взаимодействия внутренних волн друг с другом: а) – две системы внутренних волн (А и В), имеющих разные направления распространения и не взаимодействующие друг с другом (рисунок из [Lavrova and Badulin, 1998]); б) – взаимодействие двух систем волн с фазовым сдвигом (рисунок из [Liu and Hsu, 1998]).

Рис. 11б. Типы взаимодействия внутренних волн друг с другом: в) – взаимодействие двух систем внутренних волн, имеющих близкие направления распространения; г) – сильное взаимодействие двух систем внутренних волн с поглощением одного пакета другим (рисунки из [Lavrova and Badulin, 1998]).

Рис. 11в. Генерация вторичных внутренних волн при взаимодействии интенсивного пакета с подводной банкой (банка Дредноута) в Андаманском море на РЛИ спутника Envisat(рисунок из [AlpersandVlasenko, 2004]).

 

 

 

 

Рис. 12. Внутренние волны в Гибралтарском проливе на РЛИ ERS-1 (1.01.1993, 22:39 UTC). © ESA

Рис. 13. Приливные внутренние волны в море Сулу на РЛИ спутника ERS-2 () (видны также вторичные ВВ, генерированные над формами подводного рельефа) и оптическом изображении спутника спектрорадиометра MODISна ИСЗ Terra. © ESA, NASA

Рис. 14. Внутренние волны в Андаманском море на РЛИ спутника ERS-1 18.04 и 4.05.1996 - хорошо видна рефракция волн у индонезийского побережья. © ESA, CRISP

Рис. 15. Внутренние волны в Тихом океане у западного побережья США (штат Вашингтон) на РЛИ спутника Radarsat(9.08.1999, 01:55 UTC). На РЛИ видны два типа внутренних волн: одни генерированы приливом и распространяются по направлению к берегу, другие – мощным выносом р. Колумбия и распространяются в открытый океан. © CSA

Рис. 16. Внутренние волны в Баренцевом море на РЛИ спутника «Алмаз-1» (5.07.91, 21:36 UTC) – одно из редких РЛИ, показывающих существование внутренних волн в высоких широтах © НПО машиностроения

 

 

 

 

Список литературы

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. 119 с.

 

2.Баханов Д.В., Зуев А.Л., Маров М.Н., Пелиновский Е.Н. Влияние внутренних волн на характеристики СВЧ-сигналов, рассеиваемых морской поверхностью // Изв. АН СССР. ФАО. 1989. Т. 25. № 4. С. 387-395.

 

 

3.Бондур В.Г., Морозов Е.Г., Бельчанский Г.И., Гребенюк Ю.В. Радиолокационная съемка и численное моделирование внутренних приливных волн в шельфовой зоне // Исслед. Земли из космоса, 2006. № 2. С. 51-63.

 

4.Власенко В.И., Голенко Н.Н., Пака В.Т. и др. Исследование динамики бароклинных приливов в районе кромки шельфа // Океанология, 1997. Т. 37. № 5. С. 668-679.

 

 

5.Воздействие крупномасштабных внутренних волн на морскую поверхность. Горький: ИПФ АН СССР, 1982. 251 с.

 

6.Дикинис А.В., Иванов А.Ю., Мальцева И.Г. и др. Дешифрирование внутренних волн на радиолокационных изображениях КА «Алмаз-1» с привлечением гидрометеорологических и гидрографических данных // Исслед. Земли из космоса, 1996. № 5. С. 47-59.

 

 

7.Кондратьев К.Я., Науменко М.А., Широков П.А. и др. Опыт использования радиолокатора с синтезированной апертурой КА "Алмаз-1" для изучения крупных водоемов // ДАН, 1995. Т. 304. № 3. С. 1-4

 

8.Коняев К.В., Сабинин К.Д. Волны внутри океана. СПб: Гидрометеоиздат, 1992. 271 с.

 

 

9.Мальцева И.Г., Маров М.Н., Фукс В.Р. и др. Анализ кинематического механизма изображения океанских внутренних волн на космических РСА-снимках // Исслед. Земли из космоса, 1995. № 3. С. 56-63.

 

10.Миропольский Ю.З. Динамика внутренних гравитационных волн в океане. Л.: Гидрометеоиздат, 1981. 301 с.

 

 

11.Монин А.С., Красицкий В.П. Явления на поверхности океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 373 с.

 

12.ФиллипсО.М. Динамика верхнего слоя океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 319 с.

 

 

13.Alpers W. Theory of radar imaging of internal waves // Nature, 1985. 314. P. 245-247.

 

14.Apel J.R. Linear and nonlinear internal waves in coastal and marginal seas. In: Oceanographic Application of Remote Sensing / Eds. M. Ikeda and F. Dobson. CRC Press, Boca Raton, 1995. 512 p.

 

 

15.Apel J.R. Oceanic internal waves and solitons. In: Synthetic aperture radar user’s manual. Chapter 7. Washington, 2004. P. 189-206.

 

16.Apel J.R., Badiey M., Chiu C.-S., et al. An overview of the 1995 SWARM shallow-water internal wave acoustic scattering experiment // IEEE J. Oceanic Engr., 1997. 22. P. 465-500.

 

 

17.Apel J.R., Byrne H.M., Proni J.R., Charnell R.L. Observations of oceanic internal and surface waves from the Earth Resources Technology Satellite // J. Geophys. Res., 1975. 80(6). P. 865-881.

 

18.Apel J.R., Farmer P.M. Nonlinear solitary internal waves. Global Ocean Associates Report, 2000.

 

 

19.Apel J.R., Holbrook J.R., Liu A.K., Tsai J. The Sulu Sea internal soliton experiment // J. Phys. Oceanogr., 1985. 15. P. 1625-1651.

 

20.Apel J.R., Proni J.R., Byrne H.M., Sellers R.L. Near-simultaneous observations of intermittent internal waves on the continental shelf from ship and aircraft // Geophys. Res. Lett., 1975. 2. P. 128-131.

 

 

21.Araújo I.B., da Silva J.C.B., Ermakov S.A., Robinson I.S. On the variety of internal wave radar observations in the ocean. 2. Rip-like signatures // Proc. ERS-Envisat Symposium, 16-20 October 2000, Gothenburg, Sweden (ESA SP-461).

 

22.Atlas of internal solitary-like waves and their properties. Second edition, 2004 (www.internalwaveatlas.com).

 

 

23.Brandt P., Alpers W., Backhaus J.O. Study of generation and propagation of internal waves in the Straight of Gibraltar using a numerical modeling and synthetic aperture radar images of the European ERS-1 satellite// J. Geophys. Res., 1996. 101. P. 14237– 14252.

 

24.da Silva J.C., Ermakov S.A., Robinson I.S. On the variety of internal wave radar observations in the ocean. 1. Slick-like signatures // Proc. ERS-Envisat Symposium, 16-20 October 2000, Gothenburg, Sweden (ESA SP-461).

 

 

25.da Silva J.C., Ermakov S.A., Robinson I.S. Role of surface films in ERS SAR signatures of internal waves on the shelf. 3. Mode transitions // J. Geophys. Res., (?).

 

26.da Silva J.C., Ermakov S.A., Robinson I.S., Jeans D.R.G., Kijashko S.V. Role of surface films in ERS SAR signatures of internal waves on the shelf. 1. Short-period internal waves // J. Geophys. Res., 1998. 103. C4. P. 8009-8031.

 

 

27.da Silva J.C.B., Ermakov S.A., Robinson I.S. Satellite radar signatures of oceanic internal waves

 

28.Ermakov S.A., da Silva J.C., Robinson I.S. Role of surface films in ERS SAR signatures of internal waves on the shelf. 2. Internal tidal waves // J. Geophys. Res., 1998. 103. C4. P. 8033-8043.

 

 

29.Fu, L.L. and Holt B. Seasat views oceans and sea ice with synthetic aperture radar / JPL Publication 81-120, 1982.

 

30.Gasparovic R.F. and Etkin V.S. An overview of the Joint US/Russian internal wave remote sensing experiment / Proc. IGARSS-94, 1994. Pasadena, California. P. 1951-1953.

 

 

31.Gasparovic R.F., Apel J.R., Kasischke E.S. An overview of the SAR internal wave signature experiment // J. Geophys. Res., 1988. 93(C). P.12304-12316.

 

32.Gasparovic R.F., Apel J.R., Thompson D.R., Toscho J.S. A comparison of SIR-B synthetic aperture radar data with ocean internal wave measurements // Science, 1986. 232. P.1529-1531.

 

 

33.Hsu M.-K. and Liu A.K. Nonlinear internal waves in the South China Sea // Canadian J. Rem. Sens., 2000. 26(2). P. 72-81.

 

34.Hughes, B.A. and Grant H.H. The effect of internal waves on surface wind waves. Part 1. Experimental measurements // J. Geophys. Res., 1978. 83. C1. P. 443-454.

 

 

35.Hughes B.A. The effect of internal waves on surface wind waves. Part 2. Theoretical analysis // J. Geophys. Res., 1978. 83. C1. P. 455-465.

 

36.Klemas V., Zheng Q., Yan X.-H. Global ocean internal wave database (http://www.onr.navy.mil/sci_tech/ocean/onrpgahj.htm ?).

 

 

37.Lavrova O.Yu. and Badulin S.I. Using of airborne side-looking radar for nonlinear internal wave studies / Proc. IGARSS-98, 1998, Seattle, USA.

 

38.Liu A.K. Analysis of nonlinear internal waves in the New York Bight // J. Geophys. Res., 1988. 93(10). P. 12317-12329.

 

 

39.Liu A.K., Apel J.R., Holbrook J.R. Nonlinear internal wave evolution in the Sulu Sea // J. Phys. Oceanogr., 1985. V. 15. P. 1613-1624.

 

40.Liu A.K., Chang S.Y., Hsu M.-K., Liang N.K. Evolution of nonlinear internal waves in East and South China Seas // J. Geophys. Res., 1998. 103. P. 7995-8008.

 

 

41.Morozov E.G., Trulsen K., Velarde M.G., Vlasenko V.I. Internal tides in the Strait of Gibraltar // J. Phys. Oceanogr., 2002. 32. P. 3193-3206.

 

42.Orr M.H. and Mignerey P.C. Nonlinear internal waves in the South China Sea: Observation of the conversion of depression internal waves to elevation internal waves // J. Geophys. Res., 2003. 108(C3). 3064. doi: 10.1029/2001JC001163.

 

 

43.Osborne A.R. and Burch T. L. Internal solitons in the Andaman Sea // Science, 1980. 208. N 4443. P. 451-460.

 

44.Vlasenko V. and Hutter K. Numerical experiments on the breaking of solitary internal waves over a slope-shelf topography // J. Phys. Oceanogr., 2002. 32. P. 1779-1793.

 

 

45.Zhao Z., Klemas V.V., Zheng Q., Yan X.-H. Satellite observation of internal solitary waves converting polarity // Geophys. Res. Lett., 2003. 30(19). 1988. doi:10.1029/2003GL018286.

 

46.Zheng Q., Yuan Y., Klemas V., Yan X.-H. Theoretical expression for an oceanic internal soliton synthetic aperture radar image and determination of the soliton characteristic half width // J. Geophys. Res., 2001. 106, P. 31415– 31423.