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海洋要素计算与预报(海浪3)

海洋要素计算与预报(海浪3)

4

( 0 )2 exp 2 2 2 0
0.076~ x 0.22
~ x gx / U 2 ~ U / g
0 0
JONSWAP谱相对于风区的成长
文氏谱（1994）
~ 无因次化
0
j 1
S ( )0 ~ ~ S ( ) m0
H1/10 1 N10
H ,
i i 1
N10
T1/10
1 N10
T ,
i i 1
N10
N10 N / 10
H1/100
1 N100
N100 i 1
H ,
i
T1/100
1 N100
N100 i 1
T ,
i
N100 N / 100
H1% H i ,
H 4% H i ,
1 H F ( H ) exp
其中
2.126, 8.42

假定波动能量集中于谱重心频率附近（Longuet-Higgins,1975） ：

S ( )d
0
S ( )d
0
m1 m0
(t ) Re an expi(n t n )
n

(t ) Re ei exp(i t )
ei an exp{ i[(n )t n ]}
1
12 22 32 42 f (1 , 2 , 3 , 4 ) exp exp 2 (2 ) 0 2 2 0 22
其中
r
0

海洋工程环境课件07-1-海浪要素的统计分析,海浪谱2

海洋工程环境课件07-1-海浪要素的统计分析,海浪谱2
g 2 S() 8.110 5 exp[0.74( ) ] U
3
g2
式中：U为海面上19.5 m高处的风速。下图为不同风速 下的P-M谱分布。
PM谱的一般特性： ①与Neumann谱相比，两者比 较接近。 ②风速相同，低风速时： Neumann谱的峰值<PM谱的峰 值，高风速时：Neumann谱的 峰值>PM谱的峰值。


频率 无关，只是组成波方向 的函数，如
G ( ) An cos n
一种简单的近似处理方法是假定方向分布函数 G 与
n
2 范围内传播与分布。 2 2
为方向分布参数， ，波浪能量在主波向 ；
2 An ITTC（国际船舶拖曳水池会议）建议取n=2， 8 An ISSC（国际船舶结构会议）建议取n=4， 3 。
《海洋工程环境学》
第四章 海洋波浪
船舶工程学院 马山 副教授
5、海浪谱
前面我们讲解的都是确定性意义上的规则波理论。如线性 艾瑞波、椭圆余弦波、孤立波等。解释自然界波浪运动特征（ 深水、浅水、非线性特征等）
自然界中的海浪随时间和空间随机性地发生变化。随机过 程的海浪远比采用一个确定函数描述的规则波复杂，属于非周 期性的不规则波，各种海浪要素都是随机变量。
t an cos(nt n )
n1

相位。
an 、 n 、 n 分别是第n个余弦组成波的振幅、圆频率和
下图表示某固定点5个简谐波叠加得到的合成海面波 动结果。
5.2 频谱
对任一组成波，其单位面积波能形式为：
En ga
1 2
n
2 n
对其任意圆频率间隔 内的波能求得总 能量后再除以圆频率间隔得到的表达式为：

第六章 海浪.ppt

第六章 海浪.ppt

H


4

1
H
2

ln
1 F

2
H 为浅水系数， H H d
当水很深时，即H*=0，则上式还原为深水公式。
深水及浅水中各种累积频率所对应的波高模比系数： 当波由深水处移向浅水处时，平均波高将发生变化，波列
的分布规律也发生变化。
HF H
H* F%
0.5 1 2 5 … 90 95
例3：已知某浅水区d=20m，H1%=5.0m，求H5%=？
解：采用试算法
设 H =2.2m
H /d=0.11
计算得 H1% / H =2.273，查表得 H1% / H =2.239
H5% / H =1.85
则H5%=4.1m
2．周期的理论分布函数 周期的概率密度函数：
f
T


4 4
• 惯性离心力同运动方向相垂 直，自曲率中心沿半 径指向 外缘，其大小同空气运动的 线速度（U）的 平方成正比， 与曲率半径（r）成反比。
• 实际大气空气运动曲率半径（几十千米——几千千米）很 大，故C很小。但在低纬度或空气运动速度大而曲率半很小时， C 较大并可能超过G。
• 作用——只改变风向，不改变风速大小。
例：△p=5hPa, △n=3.5, F=30°, △T=5℃, 则：Us=？ m/s,
Ug=？ m/s
二、我国近海风况的特点
1．季风——海陆间热力差异导致。 2．寒潮大风——气温在24小时内降低10度以上，且最低气 温降至5度以下，称为寒潮。 3．台风——热带气旋
台风（12级及以上） 强热带风暴（10~11级） 热带风暴（8~9级） 热带低压（8级以下）

海浪方向谱估计方法

海浪方向谱估计方法

海浪方向谱估计方法海浪谱(功率谱和方向谱)是随机海浪的一个重要统计性质，它不仅包含着海浪的二阶信息，而且还直接给出海浪组成波能量相对于频率和方向的分布，这正是海洋工程和航海领域等特别关心的。

谱方法已经成为研究海浪及其有关问题的有力工具，如何确定海浪谱(功率谱和方向谱)也成为海浪研究的中心问题之一。

海浪方向谱是二维海浪谱，可以描述海浪能量相对于频率和方向的分布，以及海浪空间的一些统计特征。

尽管海浪方向谱的研究要比海浪频谱困难的多，但由于海洋研究诸多领域(海气相互作用、上层海洋动力学、海浪预报、海洋遥感、海洋工程等)的迫切学要，近30年来人们通过各种手段来努力获取它。

获取海浪方向谱信息主要又两种方式:直接测量方式和遥感方式。

1直接测量方式又叫现场测量方式，主要有定点测量方法和阵列法两种。

定点测量方法常见的有PUV传感器法和方向波浮筒法。

测试仪器包括垂荡/纵摇/横摇浮筒、位移浮筒、速度跟踪浮筒、流速压力传感器矩阵(Allender1989)等。

早期的PUV传感器包括电磁速度传感器和压力传感器，在使用中要特别注意平均水深的变化，要精确设定压力传感器和速度传感器的高度。

高度不同会对波浪谱的谱型带来一定的影响。

近年来，由于声学传感器可以进行远程测量，远离传感器本身的噪声，而且它的测速精度更高，因此正逐渐取代电磁传感器。

如SZS2-1坐底式声学波流测量仪，该仪器自水底向上垂直测量水体的流速度剖面和波浪高度、反演波浪方向谱及波浪特征值。

系统集流速剖面与波浪方向谱、能谱以及波浪特征参数测量于一体，可长期连续测量，实时地以图形方式显示流速剖面、各层流速、流向，二维、三维波向谱图和各种辅助传感器的数据。

数据以文件形式存储并可通过RS-232口实时送出，使用起来非常方便。

阵列法阵列测波仪可以较好地测量波浪信息，但安装困难，分析复杂。

国家海洋局的林明森完成了海浪方向谱的阵列式波浪仪系统的波浪特征值、方向谱的计算软件及数据无线传输的软件研制。

Hasselmann方法从SAR图像反演海浪方向谱及其印证研究

Hasselmann方法从SAR图像反演海浪方向谱及其印证研究

Hasselmann方法从SAR图像反演海浪方向谱及其印证研究王来部;冯倩
【期刊名称】《电波科学学报》
【年(卷),期】2004(019)001
【摘要】介绍了从星载SAR海浪图像反演海浪方向谱的Hasselmann方法.在第一猜测谱的选取上采用了文氏谱的最新结果.设计了一个针对该方法的印证实验.反演所得的有效波高、有效波周期与浮标实测结果基本一致.
【总页数】5页(P67-71)
【作者】王来部;冯倩
【作者单位】中国海洋大学海洋遥感研究所,山东,青岛,266003;中国海洋大学海洋遥感研究所,山东,青岛,266003
【正文语种】中文
【中图分类】TP79/P71
【相关文献】
1.基于全极化UAVSAR图像的海浪斜率反演方法研究 [J], 尹全超;张彦敏;王运华
2.基于正则化方法的高频地波雷达海浪方向谱反演 [J], 李伦;吴雄斌;龙超;刘斌
3.基于拟线性变换的海浪方向谱反演方法研究 [J], 肖鹏;种劲松
4.基于SAR图像速度聚束调制的海浪反演研究 [J], 许荞晖;张彦敏;王运华
5.第一猜测谱运行范围对MPI方法SAR海浪方向谱反演结果的影响 [J], 黄冰清;曾侃;贺明霞
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海浪谱公式总结 PPT

海浪谱公式总结 PPT

exp
691
T14 4
5.ISSC谱
国际船舶结构会议ISSC1964推荐下列谱公式，且常 称之为ISSC谱。
2
S
f
0.11
Hs T2
0.1
1 f5
exp
0.44
1 T0.1
f
4
6.JONSWAP谱
该谱由“北海海浪联合计划”测量分析得到，在60年代末期提 出，适合像北海那样风程被限定是海域，有两种表示形式。
4
W /3
代入后得ITTC谱：
S
0.78
5
exp
3.12
2
4
W /3
式中：ζw/3为三一平均波高，有义波高（不是波幅）。
4.双参数海浪谱
1978年第15届ITTC采用了双参数谱，双参数谱改进了ITTC谱，对成 长中的海浪也适用。
基于ITTC谱有：
m1
S
d
0
0
A
5
exp
B
a.由风速和风程表示的谱公式
S
g 2 5
exp
1.25
p
4
e
xp
p 2 p 2
式中：α为无因次常数，可取α=0.0076(gx/U2)-0.22; x为风区长度(风程)；U为平均风速； ωp为谱峰频率，可取 ωp=22(g/U)(gx/U2)-0.33 ; γ为谱峰提升因子，平均值为3.3； σ为峰形参数，当ω≤ωp时，可取 σ=0.07；当ω>ωp时，取σ=0.09.
S f
0.257
Hs T2
H1/ 3
2
1 f5
TH1/ 3
exp
1.03
1 TH1/

星载雷达波谱仪反演海浪谱的精度研究

第32卷 第5期海 洋 学 报Vo l 132,N o 152010年9月ACT A OCEANOLOGICA SIN ICASeptember 2010星载雷达波谱仪反演海浪谱的精度研究林文明1,2,董晓龙1*(1.中国科学院空间科学与应用研究中心,北京100190;2.中国科学院研究生院,北京100049)收稿日期:2010-05-07;修订日期:2010-07-22。

基金项目:国家高技术研究发展计划(/八六三0计划)课题(2007AA12Z119)。

作者简介:林文明(1984)),男,福建省仙游县人,博士研究生,研究方向为星载雷达散射计信号处理及微波遥感技术。

E -mail:1inw enzi1984@通信作者:董晓龙(1969)),男,陕西省人,研究员,主要从事微波遥感理论研究以及微波遥感器系统研究、设计与研制等。

E -m ail:dxl@nm 摘要:介绍了星载雷达波谱仪的观测原理及误差分析模型,并在H auser 等提出的SWIM (sea w ave investigatio n and mo nitoring by satellite)的基础上分析了波谱仪反演海浪谱的波长分辨率和角度分辨率。

为了减小反演调制谱的波动,在数据处理过程中时域和波数域相邻单元的平均个数分别为10和8个。

系统在不同的模式下工作,为了获取20b 的角度分辨率,对调制谱平均次数分别取3次(模式1)、7次(模式2)、10次(模式3)。

使用解析法和仿真法分析了SWIM 工作在模式2时海浪谱观测的能量误差,两种方法的结果一致。

对于给定的海浪条件,能量误差小于20%。

关键词:雷达波谱仪;海浪谱;精度指标;能量误差中图分类号:T P732.1文献标志码:A文章编号:0253-4193(2010)05-0009-081 引言海洋波浪谱信息在数值波浪预测模型的数据同化中可以改善波浪预测的精度[1]。

以往的数据同化一般都是基于波浪谱的总能量,而忽略了谱的具体参数,因此需要假定波浪特性。

《海浪谱公式总结》课件

《海浪谱公式总结》PPT 课件
海浪是海洋中的一种重要现象，它们的形成和特征对于许多领域有着深远的 影响。本课件将为您介绍海浪谱的定义、特征及其应用领域。
海浪谱
定义
海浪谱是描述海浪高度和能量随频率变化规律的数学函数。
特征
海浪谱可以用来描述海浪的高度、周期、相速度等参数，以及海浪的谱峰、谱宽等特征。
浪形成机制
1 风起因素
海浪的形成主要与风的作用有关，风的能量 传递到海面上产生了波浪。
2 其他因素
除了风起因素外，地球自转、海洋地形和海 洋潮汐等因素也会影响海浪的形成和发展。
浪高的测量方法
海面高度计
通过安装在设备上的传感器测量海浪的高度，可以 得到准确的浪高数据。
测量船
在海上使用测量船进行实地观测，可以获得更详细 的海浪数据。
海浪谱公式的局限性
海浪谱公式在描述复杂海洋 环境下的海浪时存在一定的 局限性。
发展前景
随着科技的进步和数据的积 累，海浪谱公式将不断得到 改进和应用，为海洋相关领 域的发展提供支持。
海浪能量传递
1
总能量
海浪在传播过程中会损失部分能量，但
固定平台能量传递
2
总能量保持不变。
海浪与固定平台相互作用，使平台受到
力的作用，能量传递到平台上。
3
浮动平台能量传递
海浪与浮动平台相互作用，使平台上的 部分能量被吸收或反射。
海浪预报
1 海浪预报方法
通过分析风向、风速、海洋地形等因素，使用数学模型进行海浪预报。
海浪参数
周期
海浪的周期是指波峰或波谷通过 给定点所需的时间。
频率
海浪的频率是指单位时速度是指波峰或波谷在 水平方向上传播的速度。

海浪谱公式总结84313


exp
1.03
1 TH1/
3
4
S
400.5
Hs T2
H1/ 3
2
1
5
exp1605
1
T H1/ 3
4
式中：Hs为有效波高，表示波列中波高最大的1/3波浪的平均波高； TH1/3为有效波周期，表示波列中波高最大的1/3波浪周期的平均值。
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1.Neumann谱
由半经验的方法，假定海浪的某些外观特征反映其内部结构，由 观测到的波高和周期间的关系推导出来。于50年代首先提出。
S
C
4
1
6
exp
2g2
U 22
式中：U为海面上7.5米高处的风速；常数C=3.05m/s2
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S f
H T2 1m w 1/3 p
f
m
exp
m 4
Tp f
4
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10.Wallops谱
式中：
w
0.06238mm1/ 4 4m5/ 4 m 1
1 0.7458 m 2 1.057
Tp
返回
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2.P-M谱
皮尔逊和莫斯克维奇根据在北大西洋一定点上测得的大量数据，于1964
年提出。适用于充分成长的海浪。
S
式中：a=0.0081;
β=0.74;
ag2
5
exp

sar影像的海浪信息反演

ＳＡＲ影像的海浪信息反演信息。

２．３真实孔径雷达（ＲｅａｌＡｐｅｒｔｕｒｅＲａｄａｒ）真实孔径雷达也称为侧视机载雷达（ＳｉｄｅＬｏｏｋｉｎｇＡｉｒｂｏｒｎｅＲａｄａｒ，或ＳＬＡＲ）。

ＲＡＲ和ＳＡＲ都是侧视系统，印发射电磁波的方向通常与飞行的方向垂直（卫星飞行力‘向称为方位方向，在海面上与之垂直的方向称为距离方向，二者构成地距坐标系）。

ＲＡＲ与ＳＡＲ的区别在于，ＲＡＲ没有通过孔径合成技术来提高分辨率，故方位方向的分辨率取决于天线的物理长度和雷达与目标间的距离。

ＲＡＲ系统只是记录后向散射回波的振幅信息，随着卫星的前进，形成了一幅二维的图像。

对ＲＡＲ成像的理解，是理解ＳＡＲ的成像的基础（乌拉比，１９８８）。

２．３．１雷达成像几何关系图２．２雷达成像示意图图２．２是雷达成像示意图，在这个示意图中，在距离方向被成像的条带是从Ａ中国海洋大学博士论文ｔ—ｉｋ叭１（０万盯ｏ］（３．２７）应用简化的口。

的表达式，Ｗｒｉｇｈｔ（１９６６）Ｏ＂０ｐ）＝１６ｎｋ／ｇ２ｐ）Ｆ（２ｋ。

ｓｉｎ０）（３．２８）其中ｇ（Ｏ）＝１±ｓｉｎ２０，正号（＋）对应于垂直极化的电磁波，负号（．）对应于水平极化的电磁波。

并假设短波谱满足Ｐｈｉｌｌｉｐｓ提出的Ｆ（ｋ）＝Ａｋ。

的形式，则倾斜调制的ＭＴＦ可以表示成下面的形式（Ｌｙｚｅｎｇａ，１９８６１ｒ：ｉｋ，黑（３．２９）ｒ２意嵩’其中ｋ，是在波数空间的网格点上波数矢量在距离方向上的分量。

Ｔｉ｝ｃＭＴＦArrayＲａｎｇｅＷａｖｅｎｕｍｂｅｒＡｚｉｍｕｔｈＷａｖｅｎｕｍｂｅｒＥｔ３．１０＝２３９时，∽（ｋ】２／ｋ２在波数空问里的分布图２）流体动力调制Ｍ盯流体动力调制ＭＴＦ可以在双尺度模式下，通过短波与长波的流体动力的相互ＳＡＲ影像的海浪信息反演作用来获得。

ＫｅｌｌｅｒａｎｄＷｒｉｇｈｔ（１９７５）最早通过谱传输方程束推导短波对长波凋制的响应，这种嘞应再加上一个衰减因子ｐ就构成了最初的瓦。

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假设第n+1次迭代的值分别为
W (n1) (K ) W (n) (K ) W (n) (K )
S (n1) (K ) S (n) (K ) S (n) (K )
反演方法
其中
S (n) (K )
1 2
[Z
(n) K
W
(n) (K)
Z
(n) K
W
(n) (K)]
Z (n) K
T S (K) 2
得
仿真模型
I
R K
TKR K
(TRK K )
➢引入海浪谱和图像谱的概念
• 海浪谱
WK 2 2
K
K
K
K
• 图像谱
S
R K
(
I
R K
)
2
(I
R K
)
I
R K
K
K
仿真模型
➢运动海面 由于速度聚束调制作用，海面上位置为r`的 成像单元在图像平面上的成像位置改变为
r r' (r')
W (K)是输入海浪谱（第一猜测谱）
S(K )是由仿真模型计算得到的图像谱
W (K)是所求海浪谱
0
103
S
3 m
ax
是权重，常数C
10 -4W
max
反演方法
➢把W (K) 作为第一次迭代计算的海浪谱，即 W (1) (K ) W (K ) 并用S(n)(K)和W(n)(K)分别表示 第n次迭代计算的海浪谱和图像谱。 S(n)(K)=Mnl{W(n)(K)}
➢ 沿方位向传播的海浪，水质点沿距离向运动， 是一种非线性调制
Tkvb
K x (c os
i
kl K
s in
)
⑸
• Kx为K在x方向的波数
仿真模型
➢ 静止海面
• 在长波调制下，海表面雷达后向散射截面由
0 0
变成了
0
0 0
0
⑹
0
(r)
0 0
[
TKR K exp( iK • r) c.c.] ⑺
exp[ K 2 cos2
( '2
)(n) ]
可写成 S (n) (K ) M nl {W (n) (K )}
反演方法
WK(n)
A(n) K
[Z
(n) K
(n)
SK
W (n)
(n)
0
K
]
BK(n)
[Z
(n)
K
S
(n) K
A A (n) (n) K K
(BK(n) )2
W (n)
(n)
0
K
]
海浪谱反演
反演模型 反演方法
总结
静止海面成像机理
• 用二尺度波模拟近似海面
其中长波波面 (r表,t)示为：
(r,t) k exp[ i(K • r t)] c.c. ⑴
k
其中K=(Kx,Ky)为长波波矢量，r=(x,y)是直角
坐标， 为长波角频率， 为k 波面 (r,t 0)
的Fourier系数
对该式进行逆运算即可SAR图像谱得到 海浪谱
反演方法
➢采用逐次迭代法对积分方程式进行求解， 先构造以下代价函数。
J
[S(K) S(K)]2 S(K)dK 0
[W (K) W (K)]2 dK [C min{W (K),W (K)}]2
其中 S(K )是对SAR图像实施二维FFT得到的图像谱
➢运动海面SAR图像密度IS与静止海面的图像 密度IR存在如下关系
I S (r) I R (r')[r r' (r')]dr'
仿真模型
➢根据图像谱的定义，并采用连续谱的形式, 可得到图像谱与海浪谱的非线性转换关系
仿真模型
海浪谱反演
➢将刚才的非线性转换关系简写成
S(K)=Mnl{W(K)}
其中
W
(n) K
W K
(n)
W K
S
(n) K
SK
(n)
SK
AK( n )
Z
2 K
2
(n) 0
BK Z K ZK
反演方法
S(n+1)(K)=Mnl{W(n+1)(K)}
➢迭代终止条件
[S (n1) (K ) S(K )]2 dK
0
[S (n1) (K )]2 dK [S(K )]2 dK
k
其中 TKR TKt TKh TKrb
仿真模型
➢ 假设RAR对t=0时刻的海浪进行瞬时成像，海浪
的图像强度为I(r)= 0
I R (r) 0
⑻
0 0
做Fourier展开
I R (r)
I
Rห้องสมุดไป่ตู้K
exp(
iK
•
r)
⑼
K
I
R K
为Fourier系数，根据(1)，(7)，(8)，(9)式可
Tkh
4.5K
i 2 2
s in 2
• 为张弛函数;
• 为方位角;
• 为长波角频率
⑶
返回
距离向聚束调制
➢ 长波坡度变化造成有效后向散射截面变化导致距 离向聚束现象，是一种线性调制
TKrb
iK
tan
⑷
运动海面成像
➢ 倾斜调制 ➢ 水动力调制 ➢ 距离向聚束调制 ➢ 速度聚束调制
速度聚束调制
Hasselmann方法 从SAR图像反演海 浪谱
Hasselmann方法简介
先给出SAR对海浪成像的正演过程 (从海浪谱出发，考虑各种调制和成像 理论，得出SAR图像) ，然后通过迭代 方法求逆，给出反演结果(由SAR图像 谱求海浪谱)
主要内容
海浪仿真模型
静止海面成像机理 运动海面成像机理 仿真模型
静止海面成像
➢ 倾斜调制 ➢ 水动力调制 ➢ 距离向聚束调制
倾斜调制
➢ 长波斜面上不同位置的微尺度波对雷达局地入射 角不同，是线性调制，纯粹是一种几何效应。
⑵
➢ 其中kl为k 在雷达视向上的分量; ➢ 正、负号分别对应VV极化和 HH极化;
➢θ为雷达波束的入射角, θ≤60°;
返回
水动力调制
➢ 长波调制微尺度波的幅度，是一种线性调制
一般取 0 0.1
法反 演 方
总结
➢先建立海浪仿真模型，得到海浪谱与SAR 图像谱之间的关系；
➢由此关系进行逆运算，反演得到海浪谱； ➢从宏观上来说，海浪谱的反演流程如下图
所示：
总结