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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10.1.1水声学与海洋声学的发展迄今为止，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非常大。它们的传播距离较短，远不能满足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发展起来的水下目标探测设备。它的普遍使用开始于第二次世界大战期间。据可查的文献记录，早在1490年，达芬奇写过：“如果使船停航，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。”这种声呐的雏形不能确定目标的方
2、位。在一次大战期间，于船的另一侧加了一根管，采用双耳测听，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量去研究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)发射器和碳粒微音接收器。1918年利用这样的发射和接收器，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发射器和接收器，并采用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。在第一次和第二次大战期间，交战国双方热衷于水下定位设备的研究。在2030年代，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秘的不可靠性。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现，由于太阳的照射，海表层温度升高，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。从此便开始了声波在海洋介质中传播特性的研究，此内容称为水声学。二次战后声呐技术的一个重要发展，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
4、质剖面结构等方面。目前水声技术已是开发海洋和研究海洋广泛采用和行之有效的手段，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。这些应用技术要求进一步研究声波传播规律与海洋环境的定量关系。由于海洋介质的复杂性和多变性，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MgSO4)对声波的吸收等，而且还受到海洋动力因素和海洋时空变化的制约。因此其研究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可分割的部分。国外已出版了多部海洋声学专著。10.1.2海洋声学研究内容声波是海洋中可进行远
5、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发展较快，有广泛应用前景的新领域。它所研究的内容有，因海洋中的声速铅直分布不均匀而形成的深海声道传播特性，以及声的波导传播与非波导传播；海水因含MgSO4等化学成分引起的超吸收；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。以上都属海洋声学研究的正问题。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
6、温度等，则为海洋声学的逆问题。逆问题在开发海洋和研究海洋方面具有可观的潜力。10.1.3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准确。声学遥感在海洋中的应用，使原来用绳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记录完成。以往用几年和数十艘调查船承担的海图测深，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，预告台风和海啸，用声浮标监测海流和中尺度涡，观测内波的位置、变化和海岸泥沙的搬运，
7、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研究海洋有广泛的应用前景10.2声波的基本理论 10.2.1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，推动周围的水介质向外运动，但水介质因惯性不可能立即向外运动，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，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1
8、500m/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20103Hz，因此在20103Hz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。10.2.2理想流体中的小振幅声波为简明起见，我们只研究平面波，我们选最简单的单色简谐波并导出一维简谐平面波的波动方程。如图101所示，在水介质中截取一块截面积为1，长度为x的管状介质，我们认为水介质为连续介质。声波在此管状介质中传播，于t时刻，的量不随时间变化，但其密度和体积随时间变化。令
9、0为未受扰动前的密度，为受声波扰动后t时刻介质的密度，根据质量守恒原理，应有如下关系：根据牛顿第二定律，该介质的运动方程为式中p为介质中任一点的压强。我们假定介质状态变化过程为绝热过程，则有因此式(10-2)可改写为：由式(10-1)和式(10-2)式整理得式(10-3)为有限振幅声波的波动方程，它是一个非线性方程，下标S表示声波传播时介质状态的变化是绝热过程，因为声振动的频率与介质的状态变化相比是很迅速的，在一个周期的声波变化过程中，介质来不及与周围产生热振幅平面声波的波动方程令C即为声波的传播速度，严格说是指某一简谐波的相速度。(10-5)式又可写为s是介质的绝热压缩系数。若介质为水，则上
10、式为水中小振幅平面声波于绝热过程的相速公式。故式(10-4)小振幅平面声波方程可写为求解上式得波方程的条件。以水介质为例，看在多大功率下是小振幅声波。设水的质点振动速度为C=1.5103m/S，得J3104W/m2。通常声功率小于3104W/m2，方程式(10-6)是适用的，若声功率超过3104W/m2则为非线性声波。10.2.3海水中声波的传播速度波动方程式(10-6)是单色简谐波的小振幅平面声波方程。实际上的声波不可能是单色波，而是一些具有一定频率宽度的波的叠加，这样的波称为波群。波群有群速度，单一频率波的速度称为相速度，群速度和相速度在原则上是不相同的。我们所应用的水声频段，海水可认为是
11、非频散介质，因此通常所说的声速度既是群速度，也是相速度。由(10-5)式知声速度与介质的压缩系数和密度有关，由热力学定律可知式中t是等温压缩系数，cp是定压比热，cv是定容比热。因此式(105)又可写为式中,t是可由实验测定的物理量。声速度公式(109)不适用于非线性声波。声传播速度是一个重要的物理量，它与介质的特性有关。实际海洋是非均匀介质，声波在其间传播，各处的声速度也不相同。如果在一个波长范围内，海水不均匀性的变化可以忽略，我们就可以用射线声学描写声波的传播规律。为此需要了解声波在海水中的传播速度与哪些因素有关，它们在海洋中不同深度的变化与哪些海洋参数有关。在海洋中，由公式(109)所给
12、出的，t等物理量与海水的温度、盐度和压力有关。下面分别讨论上述因素对声速的影响。一、温度的影响介质的温度变化时，压缩系数s随之发生较大变化，此时介质的密度也产生相应的变化，其变化量较小可以忽略不计。已知压缩系数s当温度增加时变小，温度降低时s增大。压力为101325Pa，盐度为0的纯水，其压缩系数依赖于温度的经验公式为s48110-13-3.410-13t310-15t2当温度为常温时，可略去t2项，则有s48110-13(1-0.00707t)若令s048110-13，Vt0.00707则有ss0(1-Vtt) (10-10)在通常海洋水温的变化范围内，水的密度变化较小，可以忽略不计，则有前
13、二项近似，即有声速度的变化为上式说明，当温度变化1时，声速的变化是原来的0.35。设C0=1450m/S，当温度变化1时，声速的变化是5m/S。表明，如果海水的温度变化不大，则压缩系数可以认为与温度成线性关系。海水的温度在017范围内每升高1其相应的声速度增加4.21m/S，而Vt应相当于0.0058。二、盐度的影响由克鲁逊公式=0(10.0008S) (1013)所决定，式中S是盐度。该公式还可以写为=0(1VSPS) (1014)式中VSP=0.0008，也就是说当盐度增加1时密度增加0.08。盐度对压缩系数的影响由克雷米尔公式得出：ss0(1-0.0024s)S0(1-VSkS) (10
14、-15)式中S0是盐度为零的压缩系数，其中VSk0.00245。可见当盐度增加1时，压缩系数要减少0.00245，使水中的声速值增加。当然盐度增加时，水的密度也增加，会使声速减少。综合效应是，由于盐度增加，而使海水中的声速增大。将式(10-14)与式(10-15)代入式(10-5)，并令S1可得将Vsk0.00245和Vsp=0.0008代入，得当盐度升高1时，声速近似地增加0.00083。若C0=1450m/s，声速的增加为cs14500.00083=1.2m/s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。若海水含有空气泡，其密度和盐度都降
15、低，因而声速将减小，且声能量在传播过程中有损耗。据实验，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，可以忽略。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s的变化。对水而言，压力愈大，愈不易压缩。因此，压缩系数s反而因压力的加大而减小了。即压力愈大处，声速值也大。由经验公式得知，在海水静压力为(01000)101325Pa范围内变化时，压缩系数s的变化可以由下式表示：ss0(10.00044)=s0(1Vpkp) (1018)式中Vpkp0.00044，p以标准压力(101325Pa)为单位。引起的声速度变化近似为由上式可知，当水的
16、静压力增加时，声速值也增加。若C0=1450m/s，静压力变化为10101325Pa，即相应于海水深度变化100m，则声速度的增量为cp14500.00022103.19m/s (1020)海水中实测当深度变化100m时，声速约增加1.75m/s，比经验公式所得为小。综合上述各经验公式可得，当海水深度变化245m时，其声速变化值相当于温度变化1或盐度变化4。显然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略，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复杂的声传播空间，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
17、能。引起声能损失的原因有：声能在空间扩展；海水介质的吸收；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吸收等。即使在理想介质中的点声源，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定义为式中I0是距声源1m处的声强，I是距离声源r处的声强。10.3.1海水中的声速和声速铅直剖面海水中声速是温度、盐度和压力的函数，通常以经验公式表示，类似的经验公式较多，应用较多的是威尔逊公式。实际应用中多采用Frye和Pugh在威尔逊经验公式基础上给出的较为简单的公式：c=1449.30+ct+cs+cp+c
18、tsp (1022)其中ct4.587t-5.35610-2t2-2.60410-4t3cs1.19(S-35)9.610-2(S-35)2cP1.584810-1P1.57210-5p23.4610-12p4ctsp=1.3510-5t2p-7.1910-7tp21.210-2(S35)t下面给出不同温度区间内，温度每增加1时cp的变化值：压力对声速的修正关系为：表101海水中各种盐类对压缩系数和声速的影响实际工作中对声速绝对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控制的声速剖面自记仪和自动声线轨迹仪。中国早在80年代初便研制了上述仪器，且已普遍推广应用。表102声波
19、在不同温度、盐度海水中的传播速度表10-2的适用深度约1020m。由声速随温盐度和压力的经验公式可知，声速随海区、季节、昼夜和深度而变化。若将海洋看作分层不均匀介质，声速是温、盐、深的函数c(t，s，p)，则声速梯度为的数学表达式。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均匀的，但其不稳定性和复杂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，但在那些较复杂的海区(冷暖水团相交混的海域)则必须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。
20、图103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)于水下均出现一极小值，极小值所在的平面称声道轴，声波在其间可传播很远距离，此即为水下声道现象，将在10.5详述。10.3.2海水的声吸收海水本身的声吸收与声能在空间扩展导致的声能衰减有本质的区别，海水声吸收是将声能变为不可逆的海水分子内能。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。根据弹性理论，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
21、伴生的温度升、降所致。实际上两种效应都可能，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，通常称这部分声吸收为由分子过程引起的声吸收。已知流体中声速为当体积变化与压力变化不同相时，则发生声的吸收。如为绝热压缩，这种不都可能使s为复数，因而声速的表达式也为复数时即存在声吸收。在各向同性均匀介质中，由于粘滞性和导热性导致的声能损耗，其声吸收系数为式中为介质的密度，为切变粘滞系数，为体积粘滞系数，c为无吸收时的声速，K称为介质的导热系数。由式可知吸收系数a与声波频率的平方成正比。上述公式适用于声吸收系
22、数较小的介质。介质除上述声吸收外，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分配以及组成的化学成分之间的能量分配而有一弛豫过程，将这部分吸收考虑在内所计算的水声频段内海水的声吸收系数为式中A、B是与频率无关的因子，k是弛豫时间。第一项是海水溶液的超吸收，第二项是纯水介质的吸收。显然，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吸收的理论曲线，曲线侧的点是于0.02克分子硫酸镁溶液测得的吸收数据。虚线表示纯水中的声吸收曲线。由图可知，海水中超吸收主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吸收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
23、强损失服从指数衰减规律：式中I1是距离声源为r1处的声强，I2是距离声源为r2处的声强，n为比例常数。若取a10log10e，则距声源r2与r1之间的声强级差为称为对数吸收系数，它与发射频率、海水的化学成份和温度有关。10.3.3海面波浪的声散射如果海面平静如镜，可以看作理想的声反射面。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
24、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。10.3.4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，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吸收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复杂性，
25、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年代有人试图根据声波从海底反射损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海底沉积物的声吸收系数可在实验室用沉积物样品测量；现场利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列出沉积物声吸收系数的实测数据。表10-4沉积物声吸收系数与频率关系(*为10kHz时的吸收系数值)从现有资料可知，多数学者认为海底的吸收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
26、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下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角的关系曲线如图10-5所示。对于利用海底反射路径的“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。10.3.5海洋内部的不均匀性对声波的影响除去海底、海表面的不均匀性以及海水温度和盐度的铅直分层特性以外，海洋内部的不均匀性如含有气泡、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
27、局部变化，声速也发生随机变化。研究发现，声波的远距离传播声信号的振幅和相位起伏与内波存在有密切关系。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研究10.4浅海中声传播理论和典型水文条件下的声场特征 10.4.1波动声学基础由10.2给出的理想介质中线性平面声波方程中位移与声压p成线性关系，则有此即一维线性声波波动方程，其形式解为为简谐振动的角频率，将上式代入波方程，分离变量后得空间部分的常微分方程取复数组合。声波在无限空间传播，取复数的形式更适合，即A、B为两个常数，由边界条件决定。波方程全解的形式为其中第一项为沿正x方向前进的波，第二项表示向负x方向进行的波。在y-z平面上所有质
28、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方向行进的的距离，即声传播速度。10.4.2射线声学基础实际海洋不是理想的均匀介质，求解上述的波动方程是极其复杂的。但如果声波波长与介质的不均匀尺度相比可忽略不计时，与光学相似，常以射线方法定性描述声波的传播轨迹，即对高频情况射线声学是适用的。在无限均匀介质中，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，设发射总功率为Pa式中J1为半径r1的波振面上的声强度，J2是半径为r2的波振面上的声强度，因此得若声波为柱面波，则有式中l是发射圆柱面长度，r是波振
29、面距发射中心的距离。任何辐射形式下，波振面任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，线的轨迹是一曲线，如图106示。在曲线上任取一段ds，n仅为z的函数，即有则有由图可得因此得此即为折射定律。可从费尔玛原理证明，当在一个波长的距离上介质的折射率没有剧烈变化时，射线理论是波动理论的一级近似。在海洋中，若海水的不均匀性是缓变的，应用射线理论逐层分析，物理图象清晰。在介质突变区(如海底、跃层等)，
30、则需直接用折射定律计算。10.4.3分层不均匀海洋中的射线声学设海洋是分层声速不均匀介质，c=c(z)，折射率n=c0/c。根据声线的轨迹方程和折射定律有得是正值，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。取0为z=0处的声线与水平方向的夹角，则有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cc(z)的形式。10.4.4海洋中声的波导传播和反波导传播根据声的射线理论，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
31、，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)=c0(1+z)，c0为海表面声速，a为常数。则声线的轨迹方程为在图10-7a中声线没有经过海底而弯向海面反射回来，在此情况下不存在海底吸收和散射，所以冬季声能的传播距离较夏季远得多。这种声线传播路径称为海洋中声的波导传播。于炎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)。由于海底对声波的吸收和散射，经海底反射回来的声能减弱；特别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10.1.1中所说
32、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情况。如夏季有风时，海洋表层通常有一温暖的混合层，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几米至二十几米。上层为弱的负梯度，此层以下出现温跃层，则产生折射与反射，声能因而减弱，如图108，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升高，此时温跃层
33、渐趋减弱或消失。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。10.4.5深海水下声道早在第二次世界大战期间，伊文(M.Ewing)等人先后用炸药作为水下声源在大西洋和太平洋进行水声实验时，就发现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，很容易解释水下声道现象。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
34、。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)曲线有极小值。若将声源置于声速极小值所在处，从声源向各方向辐射的声线束将按图10-10中的路径向声速极小值所在的水层弯曲。此时声速极小值上下的水层有类似透镜聚焦的作用，将声能的大部分限制在此水层间。我们称声速极小值所在的深度为声道轴。根据折射定律，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一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
35、的反射，除去小部分由于传播过程中海水介质的吸收和散射外，总能量损失极小，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附近，而在太平洋中纬度地区则常在900m深的地方。在极地海域，声道轴上升到冰层以下的水面附近。有些近岸的大陆架海区，声道轴约在水下60100m附近，这种情况称为表面声道。有的海区有两个声道：一个是表面声道，另一个是水下声道。表面声道常常是不稳定的，声波在表面声道中不如在水下声道中传播得远。这是因为表面波浪和大量气泡引起的散射使声能损失了一部分。人们利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
36、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。10.4.6浅海表面声道中国沿海广阔海域大部属于浅海大陆架海域，深度大多在200m以内。声呐在冬季的作用距离比夏季远得多。这是因为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均匀的，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)。如果发射器有方向性，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
37、海区出现温度跃层。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。春季出现的温跃层较弱，跃层的深度也较浅，秋季跃层逐渐变弱，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10.5.1 海洋中的噪声源过去人们认为海洋深处是最寂静的，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，这取决于观察者的意图。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
38、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、冰层破裂产生的噪声、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咝咝声。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现大黄鱼、小黄
39、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许多间歇性的呜声、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则的、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。在海上定点每隔一定时间间隔用磁带记录仪录制一段时间的海洋环境噪声，然后对所
40、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率谱。10.5.2海洋动力学噪声谱特性在所有海区，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所有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，根据噪声场各向异性特征，可估计海底反射系数，噪声谱特征可估算内波周期或海面波浪的基本周期。图1011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
41、洋动力参数之间的关系，但还应当注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。10.6海洋声学方法遥测和反演海洋参数 10.6.1声遥测海洋参数在海洋开发和研究方面，声学方法已是不可缺少和行之有效的手段。大量以声波为主的海洋探测设备相继问世，例如，利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蕴藏的地震剖面仪；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利用声在不均匀介质上散射来监测内波；利用声在
42、运动介质中传播速度变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10.4.5中所述的为营救海难而设立声发(SOFAR)接收站等等，此类声遥测设备的广泛应用，已在海洋资源开发和海洋环境研究方面取得重大成果，世界各国对声学在海洋中的应用和设备研制投资也越来越多。10.6.2利用声波反演海洋气候参数利用声波在大范围海域研究海洋动力特性，是70年代以来国际上在海洋研究方面最大的投资项目之一。海洋中的中尺度涡旋，其变化不可能用常规方法测量。W.H.Munk等人在大西洋湾流附近对中尺度涡旋进行了大规模的观察。他们在涡出现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
43、多谱勒定位系统精确定位。浮标内装精度为10-9s-1铷钟作为控制发射接收计时用，并有自动处理和存储信号芯片。在附近大洋上仅用一船即可完成控制，将所有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，就可以得出涡的参数，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，又称为海洋声层析术(marineacoustictomogra-由温室效应引起的全球变暖，是威胁人类生存的全球环境问题。海洋吸收大气中的热量和温室气体CO2，海水温度显然有所增加。W.H.Munk等人估计在水下1000m深度由
44、温室效应引起海水变暖约0.004/a，因此直接测定海水变暖趋势受到全世界的关注。但是，由于海洋中中尺度涡旋引起的温度起伏，若用单个传感器定点观测，并剔除温度起伏而检测出因温室效应引起的海洋温度变化，则至少需200年。于是，1991年由美国、加拿大、法国、苏联、澳大利亚、新西兰、印度等国在南印度洋进行了可行性实验。于1992年成立了“声学方法监测大洋”的96工作组(WG96)以促进研究的开展。计划在夏威夷附近安放发射换能器，在太平洋东西岸和南北部安放接收点，对太平洋声道中的温度进行监测。以海中声速是温度的灵敏函数为基础，在大范围内测量声脉冲信号传播时间变化，就可以监测出大洋变暖趋势。中尺度涡旋的
45、空间尺度为100km，对104km的传播距离就相当于对一百个独立观测站进行了空间平均，再利用多条独立的传播途径，便可进一步增加空间平均效果。因此声学方法是目前反演大洋变暖趋势最有效的方法。中国已积极参加这一全球性科研计划的实施。远程低频脉冲声传播是大洋声学测温的基础。中国发展了一种计算远程低频脉冲传播的理论方法，计算了从夏威夷至台湾海峡8000km的传播损失与脉冲波形，传播损失值与1993年“海洋气候声学测温计划”(ATOC)会议上报告的实验结果相一致10.7海洋的光学性质 海洋光学是光学与海洋学之间的交叉学科和边缘学科。主要研究海洋水体的光学性质、光在海中的传播规律、激光与海水的相互作用以及光学波段探测海洋的方法与技术。海水是一种
