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1、雷达海杂波概述Lewis B.Wetzel13.1引言就一部正在任务的雷达而言，海外表对发射信号的后向散射经常严重地限制了其对舰 船、飞机、导弹、导航浮标以及其他和海外表同在一个雷达分辨单元的目的的检测才干。这 些搅扰信号普通被称为海杂波或海外表回波。由于海外表对雷达来说是一个静态的、不时变 化的平面，因此对海杂波的看法不只要寻求一个适宜的模型来描画海外表的散射特性，而且 还要深化了解陆地的复杂运动。幸运的是，在遥感范围内，雷达和陆地学间的联络日益亲密， 并已积聚了少量关于海外表散射，以及这些散射是如何与陆地变化相关的有用资料。在各种雷达参数和环境要素的条件下，直接测量它们对雷达回波的影响，然
2、后依照阅历 来描画海杂波的特征似乎是一个复杂的效果。与雷达或其任务配置相关的参数，如频率、极 化方式、分辨单元尺寸和入射余角擦地角均可由实验者指定，但是环境要素那么全然不 同。这有两个缘由：首先，不清楚哪些环境要素重要。例如，风速无疑会影响海杂波电平， 但是舰船风速计读数和海杂波间的关系并不完全相符。海外表的搅动形状海外表形状对 海外表散射特性看起来似乎有很大的影响，但这仅是客观的量度，它与外地盛行的天气间的 关系通常是不确定的。其次，人们还发现，所测得的风速与其构成的海浪形成杂波的海浪 有关，而空气和海外表的温度能影响这种关系。可是，在过去海杂波测量的历史中，这些影 响的重要性并没有失掉人们
3、的注重，因此很少记载下空气和海外表的温度。即使人们曾经看 法到某个环境参数的重要性，但是要在实践的陆地条件下准确测量这个要素通常也是十分困 难的。并且要树立恣意一种具有实践意义的海杂波统计模型，还须从不冰封的陆地环境中搜 集足够多的各种参数条件下的测量结果，这也遭到实践能够性和经费的限制。因此，大家不 用对海杂波某些特征定义的不完全感到惊讶。在20世纪60年代末之前，绝大少数的海杂波数据都是从独立的实验中一小段一小段搜 集起来的，它们的真实性通常不强或不片面可查阅以往的著作，如Longi，Skolnik2或 Nathanson3。但是，虽然许多早期的海杂波数据的迷信价值有限，但是它们确实提醒了
4、海 杂波的某些普通规律，如在小和中等的入射余角间，海杂波信号的强度随入射余角的增大而 增大，随风速或海外表形状的增强而增强，并且在垂直极化和顺风顺风方向时杂波信号 强度通常较大。必需指出的是，在A显上观测海杂波时，在很大水平上取决于分辨单元的尺寸或雷达 足迹radar footprint雷达天线波束照射到海外表的掩盖区的大小”。关于大的分辨单元， 海杂波在距离上出现为散布式的，其特征可用平均外表截面积它在一个均值上下细微坎坷 来描画。随着分辨单元尺寸的减小，海杂波表现为孤立或团圆的相似于目的的时变回波。 在高分辨状况下，通常以为散布式海杂波是由密集的团圆回波序列组成的。当团圆回波在噪 声背景中
5、能明晰显现时正如它们在两种极化条件下都是可见的，并且在小的入射余角时水 平极化回波最明晰，它们被称为海浪尖峰Sea spikes信号。在这种雷达体制中，海浪尖 峰是罕见的海杂波。人们试图从实际上解释所观测到的海杂波特性，这些努力可追溯到二战时期雷达任务者 所从事的研讨，可参阅由Kerr编辑的著名的麻省理工学院MIT辐射实验室手册4。但令 人遗憾的是，在这时期所开展起来的散射模型，以及在这之后10年间学者宣布的绝大少数模 型，都不能令人信服地解释海外表后向散射的特性。可是，Crombie在1956年观测到，海外 表对高频波长几十米的散射似乎是入射波与高度为入射波长一半的海浪相互谐振的结果， 也就
6、是Bragg模型5。由于遭到各种低浪高近似法实际含义和理想条件下的浪池测量Wave tank measurements)的援助，因此许多研讨者68在20世纪60年代中期便把Bragg模型引 入到微波雷达中。由于该模型末尾触及海波频谱Sea wave spectrum，因此引发了一场探求 海杂波源的革命，并由此强化了海杂波机理和陆地学的联络，发生了无线电陆地学。运用微 波散射Bragg模型所遇到的基本概念效果，以及最近关于预测的有效性和其他散射假说能够 性的效果，使人们重新末尾讨论陆地散射的物理来源及如何树立最正确的模型914。由于这 个缘由，人们对海外表物理模型的思索仍停留在使它最接近于海杂波
7、的实验特性。后续内容 将独自讨论海杂波建模的效果。13.2海外表的描画对海外表的近距离观测提醒了它各种各样的特征，如浪谷、浪楔、波浪、泡沫、旋涡、 浪花，以及海浪下落时构成的大大小小的水花。一切这些相貌特征都对电磁波发生散射，构 成海杂波。对海外表的基本陆地学描画应主要是海波频谱一一虽然很少提及这些特性，因其 不只包括了少量的海外表信息，而且还是运用Bragg模型的关键。为了了解海杂波和Bragg 模型对现有海杂波模型的重要性，还需求了解海外表。鉴于此，后文所述的内容将包括一些 用于描画海外表的频谱特性。依据占主导位置的海外表恢复力是外表张力还是重力，外表波基本上可分为两种，即外 表张力波和重
8、力波。这两种波的过渡出如今2cm波长左近。因此，较小的外表张力波可显示 海外表纤细的结构，而重力波那么显示的是更大的和大少数可见的海外表结构。风是海浪的 最后源头，但这并不意味着本地风是其下面海浪构成的最好标志。为了使海外表处于动 摇形状，风必需在足够大的区域风浪作用区内且吹上足够长的时间继续时间那局部 由风直接惹起的波浪称为风浪。但是由于远方波浪或是远方风暴的传达，即使在没有 、本地 风的状况下，也能够存在清楚的 、本地海浪运动。这种类型的海浪运动称为涌波Swell。 由于海外表的传达特性相似于低通滤波器，因此涌波重量通常相似于大峰值低频的正弦波。海波频谱海波频谱有几种方式，是对海外表最基本
9、的陆地学描画。假设在一个固定点监视海外表 高度的时间规律，并经过处置失掉时间序列，便可失掉海外表高度的频谱S(/)。其中，S(/)df 是其在频率f和f+df之间的能量量度如波高的平方。在开阔的陆地中，人们曾经对波长 小至1m左右的重力波的波谱停止过测量。而要完成对外表张力波的露天测量却十分困难15。关于重力波，频率/和波数K的团圆关系式为f = (1/2 兀)(gK )1/213.1式中，g为重力减速度；K=2k/A, A为波长。虽然每个重力波都遵照该关系式，但是海外表 上某点的波浪可来自恣意方向。因此，重力波的特性可用二维传达矢量来表示，它的正交重 量是Kx和，式13.1中K的幅度为K=(
10、Kx2+Ky2)1/2。与Sf)相关的海浪波数频谱The wavenumber spectrum是K矢量两个重量的函数，并 常表示为W(Kx,Ky)，人们称之为方向波谱Directional wave spectrum。方向波谱表示的是与 风、海流、折射和独立的余波重量相关的不对称性。关于一个给定的非对称源如风,频谱 的不同重量将显示不同的方向特性。例如，在动摇的海外表，较大的海浪将趋向于风的方向， 较小的海浪那么显得有方向性。方向波谱更难于测量，它通常是经过各种实验手腕来取得， 如用于测量多点矩阵外表高度的浪标阵列Array of wave staffs、多轴减速计浮标战争面摄 影术，甚至可
11、经过处置雷达后向散射信号来取得。因在某一点上测到的频谱能够不包括海浪 方向的信息，所以波数频谱W(K)通常用频谱Sf)来定义。它们的关系式为W (K) = S (f (K )(df /dK)13.2式中，f和K的关系由式13.1给出。为了说明风的方向，W(K)有时乘上一个K的阅历函 数和一个与顺风方向有关的方向因子Vo陆地学学者并不总是完全赞同采用频谱来定义，因不动摇的陆地形状、缺乏的采样时间 及可信度差等要素都损害了导出阅历频谱的数据。在确保数据来自动摇的海外表及风速在相 反的参考高度测量的条件下，经过仔细选择实验数据，Pierson和Moskowitz树立了一个阅历 频谱16。该阅历频谱被
12、证明是通用的和有效的，方式为S (f) = Af -5e-b (f m/f )413.3式中，g为重力减速度；fg/2兀U ； fm相当于以风速U活动的海浪的频率；A和B为阅历常 数。图13.1是几种不同风速的频谱曲线。风速增大的作用仅仅可将低频截止点沿着高频f-5 渐近线移至更低的频率必需指出的是，绝大少数陆地学学者采用的频谱都是在十分低的频 率下测量得出的，所以当测量频率高于2Hz时，对其结果不能过于仔细。不过，在运用Bragg 模型预测雷达海杂波时，在20Hz或更高的频率范围内，人们通常也采用这些频谱方式。假定应用式13.2将频谱转换为有方向的波数频谱，那么可失掉一个方式相似的谱， 但频
13、谱的渐近线为K-4。Phillips17经过用锐截止线替代图13.1中的平滑峰值，在空间域中导 出了这种渐近线特性和一种运用普遍的简化方式。这一简化方式通常称为Phillips频谱，在 波数空间中可写为13.41 = 0.005/K-4K g / U2W (K )1KU=0K g / U 2式中，截止波数对应于式13.3中的峰值频率具。与此复杂方式相反的是越来越复杂的频 谱方式，它们大多是在更纤细的阅历研讨18及愈加复杂的实际思索基础上推导出来的1920o在应用海外表频谱讨论海外表散射特性时，必需牢记的是，频谱是一种高度平均的描画 方式。它描画有海浪存在时，海外表能量在海外表波数或频率间的散布
14、。由于丧失了相位信 息，因此频谱不包括海外表自身的形状信息，如发生散射场的复杂外表特性。这一点在前面 对海杂波实际的引见中还将提及。ft I/(Hr)I5kn广5图13.1 Pierson-Moskowitz模型海波频谱代表平衡形状的海外表。常用的海外表描画符图13.1曲线的外形说明海波浪有一个相对高度Q。经过取得在频谱峰值中定义的周期（1勿 和波长（2兀/K）的数据，人们可以构成对海外表主波特性的大致看法。这些数据属于一个满足 式13.1团圆关系的波浪，并且这个波浪的相位速度C=2nXf/K等于风速U。应用式13.1， 周期T和波长八定义为T=0.64UA=0.64U213.5式中，U的单位
15、为m/s。例如，关于15kn7.5m/s的风速，动摇海外表上最大海浪的波长 约为120ft36m，周期为5s。海外表浪高的统计散布很接近高斯散布，对浪高谱在全频域 或波数空间上积分可失掉它的均方误差。关于相似于如图13.1所示的频谱，浪高的均方 根值近似为h = 0.005 U 2 m13.6均方根值浪高是海外表一切波浪共同作用的结果，但是人们最关心的是较大波浪的波峰至波 谷间的高度。当航路中有船只或被海外表遮挡的船只位于小雷达入射余角处时，就属于这种 状况。用有效浪高或浪群中1/3最高浪的浪高，给出上述高度的测量方法。该高度用H1/3表 示，并且它约是式13.6给出的均方根值浪高的3倍。关于15kn的风速，它约为3ft，但 关于40kn的暴风而言，有效浪高降低到20ft以上，这可是一个相当可怕的海外表。在观测海外表时，观测者可用海外表形状的客观术语来描画所看到的海外表，如 安 静，、猛烈及、可怕。假设将这些描画依照海外表形状恶劣的水平列出，并标上数字， 那么就定义了海外表形状。风速也有一个相似的数字等级，即蒲福风速等级Beaufort wind scale。它的数字级别比对应的海外表形状数字等级大致高一个等级。这种表示方法在有关海 杂波的参考书中很少运用。于是就存在两种常用于指示海外表活动性强弱的数字，即客观描画
