第十章 海洋中的声、光传播及其应用.docx

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1、第十章海洋中的声、光传播及其应用10.1海洋声学概说水声学与海洋声学的进展迄今为止，人们所熟知的水中的各种能量辐射形式中，以声波的传播性能为最好。在含有盐、气泡和浮 游生物的海水中，光波和电磁波的衰减都特别大。它们的传播距离较短，远不能满意人类在海洋活动中的 需要。因此，到目前为止，在水下目标探测、通讯、导航等方面均以声波做为水下唯一有效的辐射能。声呐是应海战需要而进展起来的水下目标探测设施。它的普遍使用开头于其次次世界大战期间。据可查 的文献纪录，早在1490年，达芬奇写过：“假如使船停航，将长管的一端插入水中，将管的开口放在耳旁, 则可听到远处的航船J，这种声呐的雏形不能确定目标的方位。在

2、一次大战期间，于船的另一侧加了一根管, 采纳双耳测听，初步解决了测向问题。第一次大战期间，由于德国的潜艇活动，约4000多艘同盟国舰船被击沉，这个数目相当于同盟国拥有舰 船的三分之一，从而迫使同盟国集中很大力气去争论同潜艇做斗争的手段。恰好1914年郎之万、康斯坦丁 首先做成了电容(静电式)放射器和碳粒微音接收器。1918年采用这样的放射和接收器，接收到来自海底的 回波和于200m深处一块甲板的回波。同时，郎之万等人用石英晶体做成压电式放射器和接收器，并采纳 了刚研制成的真空管放大器，制成第一台回声定位仪，以后简称声呐(sonar)。声呐”名称的由来，是仿照 雷达一词对“声导航和回声定位的英文

3、“soundnavigationandranging”的缩写。在第一次和其次次大战期间，交战国双方热衷于水下定位设施的争论。在2030年月，由于对声在海中 的传播规律了解很少，曾认为声呐性能有一种神奇的不行靠性。即声呐的性能有时早晨较好，到下午性能 变得很坏，尤其在夏季的午后最差。当时称这种现象为“午后效应:后来测量海水各层温度发觉，由于太 阳的照耀，海表层温度提升，构成较小的温度梯度，形成了声的折射，使声波部分能量弯曲入射到海底。从今便开头了声波在海洋介质中传播特性的争论，此内容称为水声学。在海水中测量结果表明，盐度每增加1,声速值增加1.14m/s,小于因温度变化所引起的声速度变化。若 海

4、水含有空气泡，其密度和盐度都降低，因而声速将减小，且声能量在传播过程中有损耗。据试验，由于 水中含有气泡而引起的声速度的变化是很小的，它与测量误差同量级，可以忽视。三、压力变化的影响静压力变化时引起水的密度变化是很小的，声速度变化主要取决于压缩系数供的变化对水而言，压力 愈大，愈不易压缩。因此，压缩系数阶反而因压力的加大而减小了。即压力愈大处，声速值也大。由阅历 公式得知，在海水静压力为()10()()xl01325Pa范围内变化时，压缩系数供的变化可以由下式表示：Ps = PsO(l -0.00044p)=ps0(l -Vpkp) (10-18)式中Vpkp=0.00044, p以标准压力(

5、101325Pa)为单位。引起的声速度变化近似为&p =与p = 0.00022cop(10-19)由上式可知，当水的静压力增加时，声速值也增加。若C0=1450m/s,静压力变化为10xl01325Pa,即相 应于海水深度变化100m,则声速度的增量为cp= 1450x0.00022x 10=3.19m/s (1020)海水中实测当深度变化100m时；声速约增加1.75m/s,比阅历公式所得为小。综合上述各阅历公式可得, 当海水深度变化245m时; 其声速变化值相当于温度变化1 C或盐度变化4。明显在影响声速的诸因素中， 温度的变化起着相当重要的作用，其次是压力的影响，通常多将盐度的变化忽视

6、，除非在极特殊的海区10.3海洋的声学特性海水、海面和海底构成一个简单的声传播空间，声波通过这个空间时，声信号将减弱、延迟和失真，并 损失部分声能。引起声能损失的缘由有：声能在空间扩展；海水介质的汲取；海中气泡、浮游生物和海水 团块的散射；波动海面的反射与散射；以及海底沉积层的反射和汲取等。即使在抱负介质中的点声源，也 因波阵面扩展，而致声强随距离的反平方率衰减。若以分贝(dB)表示球面扩展损失，则距离声源r处的球 面扩展损失TL定义为TL = 101og-= -201ogr(10-21)I。式中10是距声源1m处的声强，I是距离声源r处的声强。海水中的声速和声速铅直剖面海水中声速是温度、盐度

7、和压力的函数，通常以阅历公式表示，类似的阅历公式较多，应用较多的是威尔逊公式。实际应用中多采纳Frye和Pugh在威尔逊阅历公式基础上给出的较为简洁的公式：c= 1449.3O+Act+Acs+Acp+Actsp (1022)其中ct=4.587t-5.356x 10-2t2-2.604x 10-4t3cs=1.19(S-35) + 9.6xl0-2(S-35)2ctsp= 1.35x10-5t2p-7.19x 10-7tp2-1.2x10-2(S - 35)t卜面给出不同温度区间内，温度每增加1C时4cp的变化值:t/p110102020303040A ct/Gn $-】廿)4. 466 3

8、. 6353. 635 2. 7342. 734 2. 0592.059 1.804压力对声速的修正关系为:z/m01010010005000A c / Gn s-1) 90. 1660.3301.81516.79686.777表10-1海水中各种盐类对压缩系数和声速的影响溶液浓度g kg-1浓度mol - Lcm s-1 Cm s-1P s1012cm2dyn-1AP s1012cm2dyn-1蒸储水1510.00.044.052-0.000NaCl26.5180. 46491538.228.241.672-2.380吊效3.3050. 02811513.43.443.718-0.334Mg

9、Cl22.4470. 02631512.92.943.802-0.250CaCl21. 1410. 01051510.90.943.961-0.091KC10.7250.009971510.60.643. 999-0.053HaHC0s0.2020.002461510.20.244.035-0.017NaBr0.0830.000831510.00.044.048-0.004实际工作中对声速肯定值的要求远低于对声速剖面的实时测量。对于后者，目前已普遍使用微机掌握的声速剖面自记仪和自动声线轨迹仪。中国早在80年月初便研制了上述仪器，且已普遍推广应用。表10-2声波在不同温度、盐度海水中的传播速度2

10、627282930313233343501433.71435.01436.31437.61438.21440.21441.51442.81444. 11445.451455.81457.11458.41459.61460.91462.01463.41464.71466.01467.2101475.81477.01428.21479.41480.01481.91483.21484.31485.01486.7151493.31494.51495.71496.81498.01499.01500.41501.51502.61503.8201508.71509.81510.91512.01513.015

11、14.31515.41516.51517.51518.7表10-2的适用深度约1020m。由声速随温盐度和压力的阅历公式可知，声速随海区、季节、昼夜和深度而变化。若将海洋看作分层不匀称介质，声速是温、盐、深的函数c(t, s, p),则声速梯度为de3c dt de dS 3c dp =+ (10 - 23)dzdt dz dS dz3p dz令Gt =?为温度在铅直方向的梯度，G,=孚是盐度在铅直方向的梯度， dzdzGp = = 0.1为流体压力的梯度，它是一个常量。因此有 p dzde8c 8c 8c丁 =+777G$+丁0.1(10-24)dz at 1 as 5 3p一般海区的G5值

12、很小，可以忽略不计。式中等和翼均由实测得出近似 dt dp的数学表达式。Gt由温度深度自记仪得出。实际应用中依声速梯度仪直接得出声速铅直剖面C(z)曲线。由该海区的C(z)曲线便可推断声波传播的特征。水平方向声速虽然也是不匀称的，但其不稳定性和简单性 对于目前的声呐作用距离范围尚不是主要因素，因声速的水平梯度一般较铅直梯度为小，但在那些较简单 的海区(冷暖水团相交混的海疆)则必需考虑声速的水平梯度。图10-2为大西洋的温、盐、声速铅直分布。图1()一3是太平洋和地中海的声速垂直分布c(z)。可见在大 西洋、太平洋和地中海，声速剖面c(z)于水下均消失一微小值，微小值所在的平面称声道轴，声波在其

13、间 可传播很远距离，此即为水下声道现象，将在10.5详述。图10-2大西洋50 30, W不同纬度上温度(a)、盐度(b )和声速剖面(c )图10-3太平洋和地中海的声速铅直分布海水的声汲取海水本身的声汲取与声能在空间扩展导致的声能衰减有本质的区分，海水声汲取是将声能变为不行逆的 海水分子内能。实际上，声在流体介质中的传播过程是介于绝热与等温过程之间，由于声波的频率较高， 近似地认为是绝热过程。在简谐声波的传播过程中，流体的每一处都交替地发生稠密和稀疏。依据弹性理 论，纵向应力由切变和压缩应力组成，声波对介质状态的扰动直接由压力变化引起；或者是由于体积变化时相伴生的温度升、降所致。实际上两种

14、效应都可能，且引起的损失效果相同。流体介质存在粘滞性与导 热性，介质因压缩变形而引起声能耗散称为机械能耗散。动态压缩时，分子间的非弹性碰撞使部分声能转 变为热能，通常称这部分声汲取为由分子过程引起的声汲取。已知流体中声速为(10-25)当体积变化与压力变化不同相时; 则发生声的汲取。如为绝热压缩，这种不同位相的关系可假设鼠为复数来解释。由于85=半，因此式中丫都可能使佻为复数，因而声速的表达式也为复数时即存在声汲取。在各向同性匀称介质中，由于粘滞性和导热性导致的声能损耗，其声汲取系数为(10-26)式中p为介质的密度，n为切变粘滞系数，&为体积粘滞系数，c为无汲取时的声速，k称为介质的导热 系

15、数。由式可知汲取系数a与声波频率的平方成正比。上述公式适用于声汲取系数较小的介质。介质除上 述声汲取外，还应考虑到压缩或膨胀时，流体分子内部各自由度的能量重新安排以及组成的化学成分之间 的能量安排而有一弛豫过程，将这部分汲取考虑在内所计算的水声频段内海水的声汲取系数为(10-27)a = Aco2 +/1+3 7k式中A、B是与频率无关的因子，Tk是弛豫时间。第一项是海水溶液的超汲取，其次项是纯水介质的汲 取。明显，第一项与海水的化学成分有关。图10-4所示实线是海水中声汲取的理论曲线，曲线侧的点是于（）.02克分子硫酸镁溶液测得的汲取数据。虚线表示纯水中的声汲取曲线。由图可知，海水中超汲取主

16、要由其所含硫酸镁引起的。然而，海上实际测量时无法将声波因海水所引起的声汲取损失与海中气泡及浮游生物的散射损失区分开，其综合的声强损失听从指数衰减规律：12=1遇.呃鸣）（10-28）式中II是距离声源为rl处的声强，12是距离声源为r2处的声强，n为比例常数。若取a= lOloglOe,则 距声源r2与rl之间的声强级差为10（1 ogln -logL）101ogl2 - lOlogh =支（0 /）,仪= 5 2_（10-29）r2 - na称为对数汲取系数，它与放射频率、海水的化学成份和温度有关。1001B-b-x-b10 /图纯水和海水中的声吸收曲线海面波浪的声散射假如海面安静如镜，可以

17、看作抱负的声反射面。声波在其上反射后，只有相位变化没有能量损失。波动 的海面有大量的气泡和浮游生物，既是声的反射界面又是声的散射体。海面波浪可看作两部分叠加，即周 期波（或准周期波）和随机波的叠加。通常用周期、波长和波高等量描述波浪的特性，同时也用随机过程的 能量谱的概率密度分布、方差、相关函数等描述波浪特征。声波入射到具有波浪的海面即相当于入射到周期变化的不平整表面，因不平整性、气泡和浮游生物的散射，一部分声能弥散到其它方向而损失，只有那 些遵从折射定律的声波到达接收点。所损失的声能与海况和浮游生物有关。海底声学特性海底是海洋的另一个声反射和散射界面，它虽然是静止不动的，但海底表面粗糙不平，

18、其组成成分因地 而异，可从软泥、沙质到坚硬的岩石。海底沉积层各层的密度不同，因而各层的声速值也不同；相同的组 成成分又因孔隙率的不同其声速值也不同。声波经过海底不仅有纵波也产生横波。因此海底的声反射系数 和海底底质的声汲取是表征海底声学特征的重要物理量。海底的反射系数与海底的密度和其中的声速度有 关，由于海底沉积物及分层结构的简单性，实际测量中仅能测其综合效果即海底反射损失，以分贝(dB)表 示。反射损失定义为lOlog-1：=20 log Pi(10-30)式中pr为反射波声压；pi为入射波声压。表10-3中列出不同类型海底的实测掠入射损失和垂直反射损失。80年月有人试图依据声波从海底反射损

19、 失的值划分海底类型，以达到声学遥测海底的目的。表10-3不同类型海底的实测反射损失底质类型反射损失底质类型4kHz7.5kHz16kHz泥16沙质淤泥141413泥一沙10细沙736沙一泥6粗沙788沙4夹岩石的普通沙8610石4夹一点沙的岩石541024kHz -掠射角 10。-17个站位垂直入射, 7个站位海底沉积物的声汲取系数p可在试验室用沉积物样品测量；现场采用声探针或反射系数随角度变化的特性进行海上实测。表10-4列出沉积物声汲取系数P的实测数据。表10-4沉积物声汲取系数与频率关系测量条件地区沉积物类型频率范围 kHzB与f 的关系天然样品实蛉室测量沙、泥、粘土20 401. 7

20、9L627现场测量圣地亚哥海槽砂、泥质粘土、泥沙7. 5 16f6. 2 10.4天然样品实验室测量 现场测量英格兰港湾石英砂 淤泥400 1000450zsz 0. 5f0. 50.67现场测量纽芬兰深海平原砂、粘土砂 粘土、淤泥0. 1 1.04.5,3.6f4. 0 4. 90.71 1. 12现场测量大西洋淤泥0. 04 0. 9f0.49（0*为10kHz时的汲取系数值）从现有资料可知，多数学者认为海底的汲取系数与频率的关系接近线性关系。由于海底的粗糙程度和底质类型的不同，海底的反射损失与入射角度有关，对于某类型海底在指定频率 卜对应一个反射损失最小的角度，测量不同频率下海底损失与掠

21、角的关系曲线如图10-5所示。对于采用海 底反射路径的“海底反射声呐”，用其作该海区的作用距离预报具有实际意义。图10-5不同频率下测得的海底损失与掠角关系（据乌立克-1972）海度损失(星)海洋内部的不匀称性对声波的影响除去海底、海表面的不匀称性以及海水温度和盐度的铅直分层特性以外，海洋内部的不匀称性如含有 气泡、冷暖水体、湍流、内波和深水声散射层（指大洋中浮游生物和游泳动物群）等，都是引起声场起伏的 因素。海表面下有风浪卷起的气泡群，它们对声波的散射形成声传播过程的屏障。冷、暖水体在声波前进 路径上产生折射，湍流的扰动使海水的温度和盐度产生随机局部变化，声速也发生随机变化。争论发觉， 声波

22、的远距离传播声信号的振幅和相位起伏与内波存在有亲密关系。中国已开展了在黄海海区强负跃层下 浅海内波与声信号起伏的争论10.4浅海中声传播理论和典型水文条件下的声场特征波动声学基础由10.2给出的抱负介质中线性平面声波方程中位移匕与声压p成线性关系，则有(10-31)此即一维线性声波波动方程，其形式解为二次战后声呐技术的一个重要进展，是除军事的用途之外，也广泛应用于声导航系统、探鱼、测深和海 底地形测绘、海底底质剖面结构等方面。目前水声技术已是开发海洋和争论海洋广泛采纳和行之有效的手 段，如水下通讯、声遥测遥控、数据图像传输，以及用声波遥测海洋涡旋的运动和变化与全球海洋温度的 监测等方面。这些应

23、用技术要求进一步争论声波传播规律与海洋环境的定量关系。由于海洋介质的简单性 和多变性，声波在海洋中的传播规律不仅取决于海洋的边界条件、海水的温、盐分布、海水中含有成分（如 MgS04）对声波的汲取等，而且还受到海洋动力因素和海洋时空变化的制约。因此其争论方法和特点属于物 理学中声学范畴，而它受海洋环境的制约又使之成为海洋科学中不行分割的部分。国外已出版了多部海洋 声学专著。海洋声学争论内容声波是海洋中可进行远距离传播的唯一能量辐射形式，因此海洋声学成了海洋科学中进展较快，有 广泛应用前景的新领域。它所争论的内容有，因海洋中的声速铅直分布不匀称而形成的深海声道传播特性, 以及声的波导传播与非波导

24、传播；海水因含MgS04等化学成分引起的超汲取；对远距离传播有极大影响 的海底沉积层的声学特性；沉积层的分层结构和海底的不平整地形等的反射损失和散射；内波引起声传播 振幅和相位的起伏；海洋水层中浮游生物群和游泳动物的声散射；大洋深处的湍流、涡旋对声波传播的影 响以及海洋动力噪声、水下噪声和海洋生物发声等。以上都属海洋声学争论的正问题。反过来又可应用上 述的声传播信号特征寻求海洋内部的运动规律和边界状态，如声学方法监测大洋温度等，则为海洋声学的 逆问题。逆问题在开发海洋和争论海洋方面具有可观的潜力。海洋声学遥感的应用前景卫星遥感使气象数据收集分析既快捷又精确 。声学遥感在海洋中的应用，使原来用绳

25、子和重锤测 海深的方法由回声测深仪在几秒钟内即可自动纪录完成。以往用几年和数十艘调查船担当的海图测深，已 可在数月内用单船作业完成测绘。其它如海底地层石油和矿藏勘探、探鱼和海洋生物遥测、冰山水下部分、 海上石油井口定位和声释放器、远距离声发定位援救大洋中遇难船只和确定火山爆发位置，水下通讯用的 水声电话，水下电视信号传递，波浪和海平面测量，预报台风和海啸，用声浮标监测海流和中尺度涡，观(10-33)余弦的组合，也可(10-34)(10-35)p(x,t) = p(x)eWt(10-32)3为简谐振动的角频率，将上式代入波方程，分别变量后得空间部分的常微分方程d2P(x)9-2 + k2P(X)

26、= 0其中k=巴称为波数。上式的一般解可取正弦、 Co取复数组合。声波在无限空间传播，取复数的形式更适合，即p(x) =Ae-jkx +BejjKA、B为两个常数，由边界条件打算。波方程全解的形式为p(x,t) = Aej(wt-jD)+Bej(wt+10)其中第一项为沿正X方向前进的波，其次项表示向负X方向进行的波。在yz平面上全部质点的振幅和 位相均相同，此称为沿x方向行进的平面波。平面声波具有以下特性：1)向正x方向行进的波称为入射波, 而向-X方向行进的波为反射波。2)任一时刻，具有相同位相g的质点的轨迹是一个平面。通常称等相位面为波振面。3)式中5 = =称,为代表单位时间内波振幅传

27、播的距离，即声传播速度。射线声学基础实际海洋不是抱负的匀称介质，求解上述的波动方程是极其简单的。但假如声波波长与介质的不匀称尺 度相比可忽视不计时，与光学相像，常以射线方法定性描述声波的传播轨迹，即对高频状况射线声学是适 用的。在无限匀称介质中，平面波的波振面与传播方向垂直，在任意波振面上波强度为恒量。若辐射为球 面波，设放射总功率为PaPa=4%r12J1 =4J2(10-36)式中J1为半径rl的波振面上的声强度，J2是半径为己的波振面上的声强度，因此得(10-37)1 = 24-若声波为柱面波，则有(10-38)式中1是放射圆柱面长度，r是波振面距放射中心的距离。任何辐射形式下，波振面任

28、一点的法线方向即 为波的传播方向。相邻波振面上法线的轨迹即是声线。它代表波的传播路径。用此方法描述声波的传播称 为射线声学。与几何光学相同，声的射线理论也基于折射定律。已知声线的轨迹方程为(10-39)其中n为折射率，ds为声线弧上的一小段。设介质的声速是分层的,其折射率/荒O声波在声速不均匀介质中行进，波振面垂线的轨迹是一曲线，如图10-6示。图106波阵面垂线的轨迹在曲线上任取一段ds, n仅为z的函数，即有则有8n八 最二，8n八瓦一U 3,11丁=常数,as呼=常数as由图可得dx 方=cos a, dsne ds因此得cos0o _ cos 力 _C1此即为折射定律。可从费尔玛原理证

29、明，当在一个波长的距离上介质的折射率没有猛烈变化时，射线理论是波动理论的一 级近似。在海洋中，若海水的不匀称性是缓变的，应用射线理论逐层分析，物理图象清楚。在介质突变区（如 海底、跃层等），则需直接用折射定律计算。分层不匀称海洋中的射线声学设海洋是分层声速不匀称介质，c=c（z）,折射率n=cO/c。依据声线的轨迹方程和折射定律有dn dr rdd dn dzdGdn=nsin01 = ncos0 + sin0- = ncos0 + sin2 d (10-40) dz d sd sdz d sd sdzd _ dosJ dnds n dz令P = *,则当一p当声速随深度增加时，生为正值。此时

30、 “ ds dzdz学是负值，声线向上弯曲。当声速随深度减小时年为负值,此时当dsdzds是正值，声线向下弯曲。也就是声速为正梯度时水下声源发出的声线向海面弯曲；声速为负梯度时声线 向海底方向弯曲，如图107。图10-7声线轨迹（a）正梯度，（b）负梯度.dxdz/口由=dos0, = sin 仔dsdsrBrB(10-41)cosJds = cot 6dzJAA取00为z=0处的声线与水平方向的夹角，则有(10-42)此即二度空间的声线轨迹方程式，轨迹曲线的形式主要取决于分布函数c=c（z）的形式。海洋中声的波导传播和反波导传播依据声的射线理论，在某典型水文条件下，声传播损失较小，我们称此d

31、r为声的波导传播。如图107际，声速随深度的变化为=Gc（常数）, dz即为正声速梯度分布。这多见于浅海冬季或深海2000m以下的水层（主要是静压力作用）。通常在深海的 上层，大的正梯度分布是罕见的。只有当盐度和温度都随深度增加时，这种大的正声速梯度分布才可能是 稳定的。声速分布函数写为c（z尸c0（l+az）, c0为海表面声速，a为常数。则声线的轨迹方程为（X-。）+（什21卜 acosJoj(10-43)声线轨迹为一个以二为半径、圆心在x = 1tano，2的圆弧。acos0oaa在图10-7a中声线没有经过海底而弯向海面反射回来，在此状况下不存在海底汲取和散射，所以冬季声 能的传播距离

32、较夏季远得多。这种声线传播路径称为海洋中声的波导传播。于酷热夏季的浅海中声速随深 度的分布多为负梯度，从声源辐射的声线束弯向海底(10-7b)。由于海底对声波的汲取和散射，经海底反射 回来的声能减弱；特殊是在图中斜线表示声的影区内，没有直达声，只有散射声。所以声的传播距离受到 极大的限制，这就是在中所说的“午后效应这种声的传播路径称为反波导型传播。海水的温度不仅随深度变化，也随昼夜变化，因此传播条件是不稳定的。表层温度比底层愈高，则声线 愈向海底弯曲，传播的条件也愈差。夏季热而无风的天气，表层温度很高，故声的传播条件最差。就传播而言还有几种较为重要的声速铅直分布状况。如夏季有风时，海洋表层通常

33、有一暖和的混合层， 水层中温度徐缓下降，有时近于等温层。在中国近海黄海和东海混合层的厚度约为十儿米至二十几米。上 层为弱的负梯度，此层以下消失温跃层，则产生折射与反射，声能因而减弱，如图10-8,跃层对声波起 部分屏障作用。秋季，温带海区的上混合层基本是等温的，在稍深些海区，温度甚至随深度略有提升，此 时温跃层渐趋减弱或消逝。上层声速分布为正梯度的声线束的传播的轨迹如图109所示。在等温层的下 边界(即声速分布由正梯度变为负梯度时)，声线束会分裂，上部分声束渐次弯向表面，而下部分声束则向 下弯曲。深海水下声道早在其次次世界大战期间，伊文(M.Ewing)等人先后用炸药作为水下声源在大西洋和太平

34、洋进行水声试验 时，就发觉在超过通常接收距离几百倍的地方竟能接收到爆炸信号。声的这种超远距离传播称为声道现象。 世界各大洋区都有水下声道。用射线的概念，很简洁解释水下声道现象。大洋中各层海水的温度、盐度、 静压力不同，各层的声速也相应不同。图1010是伊文等人在1948年发表的典型亚热带大西洋声速铅直 分布曲线。在温带和热带的大洋深水区，由于水温随深度增加而下降，在某个深度上压力对声速有显著影 响，使c(z)曲线有微小值。若将声源置于声速微小值所在处，从声源向各方向辐射的声线束将按图10-1() 中的路径向声速微小值所在的水层弯曲。此时声速微小值上下的水层有类似透镜聚焦的作用，将声能的大 部分

35、限制在此水层间。我们称声速微小值所在的深度为声道轴。依据折射定律，从声源向各方向辐射的声 线经过一段距离后，重新会聚在声道轴上下的水层中，所辐射的大部分声能被限制在声道轴上下具有肯定 厚度的水层中传播，能量损失最小，声能大部分集中的水层称为声道。此亦属于波导型传播。从声能方面 分析，自声源辐射的大部分声线都没有经过海底和海面的反射，除去小部分由于传播过程中海水介质的汲 取和散射外，总能量损失微小，因而可以传播较远距离。在大西洋的中纬度地区，声道轴约在海深1260m 四周，而在太平洋中纬度地区则常在900m深的地方。在极地海疆，声道轴提升到冰层以下的水面四周。 有些近岸的大陆架海区，声道轴约在水

36、下60100m四周，这种状况称为表面声道。有的海区有两个声道: 一个是表面声道，另一个是水下声道。表面声道经常是不稳定的，声波在表面声道中不如在水下声道中传 播得远。这是由于表面波浪和大量气泡引起的散射使声能损失了一部分。图10-8夏季有温度跃层时的声传播 (a)声速剖面(b)声线轨迹深 度图10-9另一类波导型声传播(a)声速剖面(b)声线轨迹图1。-10大西洋声道声线图人们采用声波在声道中的超远传播特性，在大洋中三个不同方位的岛屿上设置声发（SOFAR）接收站（或称 声发系统），遇难船只或坠海飞行员投掷少量炸药，数千千米外的声发站便能接收到此爆炸信号。人们可由 爆炸信号到达三个接收站的时间

37、差，确定出爆炸点的位置，从而找到营救目标。据此还可预报海底火山爆 发和海底地震引起的海啸。浅海表面声道中国沿海宽阔海疆大部属于浅海大陆架海疆，深度大多在200m以内。声呐在冬季的作用距离比夏季远 得多。这是由于冬季的传播条件为波导型，而夏季为反波导型传播。中国大陆架浅海区冬季水温铅直分布 基本上是匀称的，而由于静压力作用，下层声速略大于上层，形成弱的表面声道（图107）。假如放射器有 方向性，声波在其间传播，除海面波浪和气泡的散射外，能量损失较小，因此传播距离相对增加。其它季 节里，多数海区消失温度跃层。在中国近海黄海海区夏季可形成强的温跃层（图108）,其它如渤海、东海 也有弱的温跃层。春季

38、消失的温跃层较弱，跃层的深度也较浅，秋季跃层渐渐变弱，至冬季上层变为混合 层或弱的负梯度，此种传播条件形成了浅海表面声道，如图109所示10.5 海洋的环境噪声海洋中的噪声源过去人们认为海洋深处是最安静的，实际上并非如此，即使在海洋最深处也是有声响的。海洋中的声 音可能来自海洋生物和海洋介质本身运动，也可能是人为的发声。有时人们将海洋中这些响声看作干扰， 有时又视为信号，这取决于观看者的意图。通常称海洋本身的噪声为环境噪声。海洋环境噪声源包括海浪 飞溅形成的噪声、风与海浪表面相互作用产生的噪声、击岸浪发出的声音、雨滴声、海洋湍流、生物噪声、 海水分子热运动所辐射的噪声、远处航船噪声和沿岸工业噪

39、声（指已形成平稳随机过程的随机噪声）、地震 扰动形成的低频声波、冰层裂开产生的噪声、火山爆发以及远处风暴引起的噪声等等。它们的频率从人耳 听不到的超低频直到超声频段。在低频范围，海洋环境噪声听起来像低沉的隆隆声；在高频段则像煎炸爆 裂的噬暧声。上述的噪声源中有一些被称做间歇噪声源，如能发声的海洋生物。甲壳类的虾群，其中尤其 是螯虾，相互碰击发出的嘈杂声，频率在500Hz至20kHz。北美有一种叫鱼，它们像啄木鸟敲击空洞一样, 发出叩击般的间断噪声序列。中国近海黄海和东海的渔民早已发觉大黄鱼、小黄鱼、黄姑鱼、白姑鱼也会 发出500Hz至20kHz的咕咕声。鲸和海豚用喉管喷气产生噪声。海豚还会在不

40、同生活形态下发出调频的啸 声。测量得到海豚发出的声音大致在200Hz至150kHz,波形从脉冲波（滴答声）到正弦波（哨声）都有。海豚 有二至三个独立的发声源，可以分别使用或联合使用。人们用水听器在海中测听到很多间歇性的呜声、哼 声、音节声、呻吟声、吼声等，大半都是由海洋生物发出的。物发出的。海洋噪声源在空间的分布是无规章的、运动的，随时间亦无规变化。因此海洋环境噪声场是统计无规 的。我们用噪声平均功率谱描述海洋环境噪声场的统计特性。在海上定点每隔肯定时间间隔用磁带纪录仪 录制一段时间的海洋环境噪声，然后对所录制的系列抽样作谱分析，并对大量抽样做统计平均，得出各种 特定环境下海洋环境噪声的平均功

41、率谱。海洋动力学噪声谱特性在全部海区，任何水文气象条件下，都可以观测到海洋动力学噪声。海洋动力学噪声包括全部因海水 介质本身运动和与风等气象因素作用产生的噪声，因此海洋动力学噪声又可作为描述该海区水文气象和地 貌的综合海洋参数。如由噪声的谱级可确定风速和波浪级，依据噪声场各向异性特征，可估量海底反射系 数，噪声谱特征可估算内波周期或海面波浪的基本周期。图10-11是典型的较细致的深海环境噪声谱，由 Wenz所总结，它被认为是最具代表性的深海噪声谱，反映了噪声源的多样性。该谱线虽然定性地解释了海 洋环境噪声与海洋动力参数之间的关系，但还应留意冬季的传播条件优于夏季，相应的海洋环境噪声谱级 也有所

42、增加。此外海洋环境噪声是有方向性的，通常将水听器置于水下几米处，接收到来自海面的噪声强 度大于水平方向。0101001 00010 00。八3)(即 D2xoz“e:l)玲皿胆卷频率图环境噪声文兹谱级图10.6 海洋声学方法遥测和反演海洋参数声遥测海洋参数在海洋开发和争论方面，声学方法已是不行缺少和行之有效的手段。大量以声波为主的海洋探测设施相 继问世，例如，采用回波强度和回波时间遥测海洋参数的声波测深仪和回声鱼探仪；用水下爆炸回波勘探 海底分层结构及石油隐藏的地震剖面仪；用旁视声呐测绘海底地貌图的地貌仪、潜艇冰下导航的探冰仪； 测海面变化和波浪的波高仪以及采用声在不匀称介质上散射来监测内波；

43、采用声在运动介质中传播速度变 测内波的位置、变化和海岸泥沙的搬运，以及最近成立的全球大洋声学监测网(ATOC)等等，这些都证明声 学遥感对开发和争论海洋有广泛的应用前景10.2声波的基本理论声波我们生活在波的世界里，看到的是光波，听到的是声波，收音机和电视机接收到的是电磁波，它们 是不同性质的波。其中声波是弹性波，是在弹性介质中传播的波。空气、水和固体都是弹性介质，它们对 声波而言，都可看作可压缩的弹性介质。以水为例，若其中有一个球体突然膨胀，推动四周的水介质向外 运动，但水介质因惯性不行能马上向外运动，因此靠近球体的一层水介质被压缩成为密层，这层水因具有 弹性又会膨胀，又使相邻的外层水压缩，

44、于是弹性波就这样一密一疏地传播出去。声波在水中的传播速度 约为1500m/s,比在空气中的传播速度330m/s大四倍。声源每秒振动的次数称频率，单位是赫兹(Hz)。人 耳可听到的最高频率约为20x103Hz,因此在20x103Hz以上的声波称为超声波。人耳可听到的最低频率约 为20Hz,低于20Hz以下的声波称为次声波。两个相邻密层(或疏层)之间距离就是波长，频率与波长成反 比。抱负流体中的小振幅声波为简明起见，我们只争论平面波，我们选最简洁的单色简谐波并导出一维简谐平面波的波动方程。图10-1声波在管状介质中的传播如图10-1所示，在水介质中截取一块截面积为1,长度为3x的管状介质，我们认为

45、水介质为连续介质。声波在此管状介质中传播，于t时刻, 化的多谱勒海流计和放置水下接收极远处传来次声的风暴和海啸次声预报系统。还有如中所述的为营救海 难而设立声发(SOFAR)接收站等等，此类声遥测设施的广泛应用，已在海洋资源开发和海洋环境争论方面 取得重大成果，世界各国对声学在海洋中的应用和设施研制投资也越来越多。采用声波反演海洋气候参数采用声波在大范围海疆争论海洋动力特性，是70年月以来国际上在海洋争论方面最大的投资项目之一。 海洋中的中尺度涡旋，其变化不行能用常规方法测量。等人在大西洋湾流四周对中尺度涡旋进 行了大规模的观看。他们在涡消失的大洋水下安放数十个能发能收的声浮标，浮标用装在海底的多谱勒定 位系统精确定位。浮标内装精度为锄钟作为掌握放射接收计时用，并有自动处理和存储信号芯片。 在四周大洋上仅用一船即可完成掌握，将全部浮标上存储的数据收集起来，或将它们转送到卫星再传送到 陆地处理中心。计算这些不同空间位置的声浮标来往穿透中尺度涡的时间差，就可以得出泯的参数，其效 果相当于数十艘船在中尺度涡旋产生区进行同步观测。这种方法是借鉴X光CT层析术而来，又称为海洋 声