第三章海洋的声学特性教材
海洋声学特征
07:06
本章目的
• 本章从声学角度讨论海洋、海洋的不均匀 性和多变性，弄清声信号传播的环境，有 助于海中目标探测、声信号识别、通讯和 环境监测等问题的解决。
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3.1 海水中的声速
1、声速（ Sound Speed ） 海洋中的重要声学参数，也是海洋中声传
播的基本物理参数。
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3.1 海水中的声速
2、声速测量
测量仪器设备：温度深度记录仪和声速仪 。
温度深度记录仪： 通过热敏探头测量 水中温度，同时通 过压力传感器给出 深度信息，可以转 换给出声速。
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3.1 海水中的声速
2、声速测量
声速仪是声学装置： •声循环原理工作：
前一个脉冲到达接收 器，触发后一个脉冲从发 射器发出，记录每秒钟脉 冲的发射次数f，发射器 和接收器的距离L已知。 •声速：c=fL。
c 1449.22 cT cS cP cSTP
上式适用范围：-3℃<T<30℃、33‰<S<37‰
1.013 105 N / m2 1个大气压 P 980 105 N / m2
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3.1 海水中的声速
声速经验公式
• 海水中盐度变化不大，典型值35‰； • 经常用深度替代静压力，每下降10m水深 近似增加1个大气压的压力； • 1℃＝（1oF-32）5/9。
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3.1 海水中的声速
海洋中声速的基本结构 典型深海声速剖面： 温度分布“三层结构”： （1）表面层（表面等温 层或混合层）：
海洋表面受到阳光照 射，水温较高，但又受到 风雨搅拌作用。
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3.1 海水中的声速
海洋中声速的基本结构
第三章海洋的声学特性ppt课件
n=1：适用外表声道和深海声道，柱面波传播， TL=10logr，相当于全反射海底和全反射海面 组成的理想波导中的传播条件；
n=1.5：适用计及海底声吸收时的浅海声传播 ， TL=15logr，相当于计入界面声吸收所引起的 对柱面波的传播损失的修正；
n=2：适用于开阔水域〔自在场〕，球面波传 播，TL=20logr；
吸收系数 均匀介质的声吸收 介质切变粘滞的声吸收〔经典声吸收〕 介质热传导声吸收〔经典声吸收〕 驰豫吸收〔超吸收〕
假设平面波传播间隔 dx 后，由于声吸收而引 起声强降低为 dI ，那么
dI2Idx
IxI0e2x取自然对数得：Fra bibliotek1 x
ln
p0
px
lnp0/px为声压振幅的自然对数衰减，
无量纲，称为：奈贝(Neper) 物理意义：单位间隔的奈贝数，Neper/m 通常将声强写成下式：
IxI01 0x10
取常用对数得：
1x0 lgII0 x2x0 lgpp0 x
物理意义：单位间隔的分贝数，dB/m
2 xl0g eln p p 0 x 20lg e8.68
反向散射强度(朝声源方 向的声散射。) ：单位 界面上单位立体角中所 散射出去的功率与入射 波强度之比。
深海平原海底反向散射强度与入射角的关系
在小入射角时，散射 强度随入射角增大而减小， 与频率普通无关 入射角>5度时，散射
强度10lgms近似与cos2
成正比 大入射角时，散射强度能够与频率的四次方成
即：1Neper=8.68dB
声吸收引起的传播损失：
T L 1l0 g I I1 x x 1 xx1
(完整版)第三章海洋的声学特性
第三章海洋的声学特性本章从声学角度讨论海洋、海洋的不均匀性和多变性，弄清声信号传播的环境，有助于海中 目标探测、声信号识别、通讯和环境监测等问题的解决。
3.1海水中的声速声速：海洋中重要的声学参数，也是海洋中声传播的最基本物理参数。
海洋中声波为弹性纵波，声速为：1 c ----------s式中，密度 和绝热压缩系数 s 都是温度T 、盐度S 和静压力P 的函数，因此，声速也是 T 、S 、P 的函数。
1、声速经验公式海洋中的声速c (m/s )随温度T (C)、盐度S (%。
)、压力P (kg/cm 2)的增加而增加。
经验公式是许多海上测量实验的总结得到的，常用的经验公式为： 较为准确的经验公式：c ST p S 35 1.197 10 3T 2.61 10 4P 1.96 10 1P 2 2.09 10 6 PT P 2.796 10 4T 1.3302 10 5T 2 6.644 10 8T 3 P 22.391 10 1T 9.286 10 10T 21.745 10 10 P 3T上式适用范围：-3C <T<30 C 、33%<S<37%。
、1.013 105N /m 2 1 个大气压 注意I ：海水中盐度变化不大，典型值 35% ;经常用深度替代静压力，每下降1个大气压的压力。
声速c 的数值变化虽然微小，但它对长距离传播声线的分布、射程、传播时间等量的影响很 大，因此需要有准确的声速数值。
但上式计算比较繁琐，在精度要求不太高时，可使用比较简单 的经验公式。
许多文献资料，都给出较为简单的声速经验公式，这里介绍|乌德公式|:式中，压力P 单位是大气压，1atm 1.013 105N/m 2 。
c 1449.22c TC sCPc STPc T4.6233T5.4585 10 2T 2 2.822 10 4T 3 5.07 10仃4C s 1.391 S 35 7.8 10 2 S 35 2c P1.60518 10 1P 1.0279 10 5P 2 3.451 10 9 P 3 3.503 10 12 P 4式中,52P 980 105N/m 2。
海洋中的声传播理论详解课件
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声波在海洋中的散射和吸收导致信号强度衰减，使得远程通信和探测的可靠性降低 。
高分辨率声传播模型的发展
针对声传播的复杂性和不确定 性，发展高分辨率声传播模型 是重要的研究方向。
高分辨率模型能够更准确地模 拟声波在海洋中的传播路径和 能量衰减，提高预测精度。
通过引入更多的环境参数和改 进模型算法，可以更好地模拟 声传播过程，为实际应用提供 更可靠的依据。
当声波从一种介质传播到另一种介质时，由于介质密度的变化，声波的传播方 向会发生改变。在海洋中，声波从海水传播到空气时会产生折射现象。
声波反射
当声波遇到不同介质的界面时，部分或全部声波能量会返回原介质。在海洋中 ，声波遇到海底或海面时会产生反射现象。
声波的散射与吸收
声波散射
在海洋中，由于海水的密度、温度和盐度等分布不均匀，声波在传播过程中会发 生散射现象，导致声能分散。
02
海洋声学基础
海洋的物理特性
温度
海水温度随深度增加而 降低，影响声波传播速
度和衰减。
盐度
海水中盐分浓度影响声 波传播速度和衰减。
压力
深海压力大，影响声波 传播速度和衰减。
混浊度
海水中悬浮颗粒物和浮 游生物影响声波传播。
声波在海水中的传播速度
低频声波传播速度高 于高频声波。
深海声道现象：在一 定深度以下，声波传 播速度随深度增加而 增加。
海洋中的声传播理论详解课件
contents
目录
• 声波的基本理论 • 海洋声学基础 • 海洋中的声传播现象 • 海洋声传播的应用 • 海洋声传播的挑战与展望
01
声波的基本理论
声波的产生与传播
声波的产生
海洋的声学特性92页PPT
46、我们若已接受最坏的，就再没有什么损失。——卡耐基 47、书到用时方恨少、事非经过不知难。——陆游 48、书籍把我们引入最美好的社会，使我们认识各个时代的伟大智者。——史美尔斯 49、熟读唐诗三百首，不会作诗也会吟。——孙洙 50、谁和我一样用功，谁就会和我一样成功。——莫扎特
海洋的声学特性
26、机遇对于Leabharlann 准备的头脑有特别的 亲和力 。 27、自信是人格的核心。
28、目标的坚定是性格中最必要的力 量泉源 之一， 也是成 功的利 器之一 。没有 它，天 才也会 在矛盾 无定的 迷径中 ，徒劳 无功。- -查士 德斐尔 爵士。 29、困难就是机遇。--温斯顿．丘吉 尔。 30、我奋斗，所以我快乐。--格林斯 潘。
第三章 海洋的声学特性
第三章 海洋的声学特性本章从声学角度讨论海洋、海洋的不均匀性和多变性，弄清声信号传播的环境，有助于海中目标探测、声信号识别、通讯和环境监测等问题的解决。
3.1 海水中的声速声速：海洋中重要的声学参数，也是海洋中声传播的最基本物理参数。
海洋中声波为弹性纵波，声速为：s c ρβ1=式中，密度ρ和绝热压缩系数s β都是温度T 、盐度S 和静压力P 的函数，因此，声速也是T 、S 、P 的函数。
1、声速经验公式海洋中的声速c （m/s ）随温度T （℃）、盐度S （‰）、压力P （kg/cm 2）的增加而增加。
经验公式是许多海上测量实验的总结得到的，常用的经验公式为：较为准确的经验公式：STP P S T c c c c c ∆∆∆∆++++=22.1449式中，4734221007.510822.2104585.56233.4T T T T c T ---⨯-⨯+⨯-=∆()()2235108.735391.1-⨯--=-S S c S ∆4123925110503.310451.3100279.11060518.1P P P P c P ----⨯-⨯+⨯+⨯=∆()[][][]TP T T P T T T P PTP P T S c STP 31021012382546214310745.110286.910391.210644.6103302.110796.21009.21096.11061.210197.135----------⨯-⨯+⨯-+⨯-⨯+⨯-+⨯-⨯-⨯+⨯--=∆上式适用范围：-3℃<T<30℃、33‰<S<37‰、()2525/109801/10013.1m N P m N ⨯<<⨯个大气压。
35‰；经常用深度替代静压力，每下降10m 水深近似增加1个大气压的压力。
声速c 的数值变化虽然微小，但它对长距离传播声线的分布、射程、传播时间等量的影响很大，因此需要有准确的声速数值。
第3章海洋中的声传播理论2
将形式解代入波动方程：
2 A A
k02
k
2
j
k0
2A A
2
0
8
射线声学的基本方程
2 A
A
k02
k2
0
2
2 A
A
0
当 2 A A k 2 时，
2
k k0
2
n2 x
,
y
,
z
强度方程 程函方程
9
射线声学的基本方程
两个基本方程
2 n2
2
2 A
x
x
x
x s
y
y s
z
z s
n cos2 n cos2 n cos2 n
x
x
15
射线声学的基本方程
d ncos n
ds
x
第（3）种表示式： d n cos n
ds
y
d ncos n
ds
z
矢量方程形式：
d n
ds
16
射线声学的基本方程
应用举例
c 声速 为常数
1x nzcos
x
2 z nzcos
z
因此，
1x nzcosdx
2z nzcosdz
22
射线声学的基本方程
求解程函的显式
O
根据Snell定律
x
1x cos0 x C1
nzcos n sin
n2 cos2 0
2 z
z z0
n2 cos2 0 dz C2
程函：x , z cos0 x
定条件限制下波动方程的近似解。
2
射线声学的基本方程
海洋的声学特性
一、海水中的声速
声速垂直分布分类 浅海常见声速分布：
c
特点：声速随深度单调下降。 形成原因：海洋上部的海水受到 太阳强烈照射的结果。
Z
2020/
二、海水中的声吸收
1、传播损失概述
声波传播的强度衰减（传播损失）原因： （1）扩展损失（几何衰减）：声波波阵面在传播过程 中不断扩展引起的声强衰减。 （2）吸收损失：均匀介质的粘滞性、热传导性以及驰 豫过程引起的声强衰减。 （3）散射：介质的不均匀性引起声波散射和声强衰减。 包括：海洋中泥沙、气泡、浮游生物等悬浮粒子以及 介质本身不均匀性和海水界面对声波散射。
声速经验公式
海洋中的声速c（m/s）随温度T（℃）、盐度S （‰）、压力P（kg/cm2）的增大而增大。
经验公式是许多海上测量实验的总结得到的， 常用的经验公式为：
c 1.4 2 4 2 c T 9 c S c P c STP
上式适用范围：-3℃<T<30℃、33‰<S<37‰
1 .0 1 5 N 0 3 /m 2 1 个大 P 9 气 1 8 5 N 0 /m 2 压
2020/
二、海水中的声吸收
3、非均匀液体中的声衰减
一般海水含有各种杂质，如气泡、浮游生物、悬
浮粒子以及湍流形成温度不均匀区域等，它将增加海
水的声传播损失。 含有气泡群的海水具有非常高的声吸收：
•热传导效应：气泡压缩、膨胀，内部温度升高，发生 热交换，声能转化为热能而消耗掉。 •粘滞性：海水对气泡压缩、膨胀的粘滞作用，也消耗 部分声能。 •声散射：气泡压缩、膨胀形成二次声辐射，对入射声 产生散射，使声能明显减小。
k
实际吸收系数的测量值远大于经典吸收系数理论 值，两者差值称为超吸收。
水声学第三章 海洋的声学特性
2020/12/13
20
• 海流
– 描述：海水从一个地方向另一个地方作连续流 动的现象。基本在水平方向上流动，流速较快 ，呈长带状。其边缘将海洋分成物理性质差异 很大的水团的锋区，对声波传播影响较大。
• 深水散射层
– 描述：海洋中某些深度上水平聚居的生物群。
2020/12/13
19
3、海洋内部的不均匀性
• 湍流
– 描述：流体流经固体表面或是流体内部出现的 一种不规则运动。它是一种随机运动的旋转流 。
– 它形成海水中温度和盐度的细微结构变化，引 起声速的微结构变化。
• 内波
– 描述：两种不同密度液体在其叠合界面上所产 生的波动。
– 波长可达几十公里到几百公里，波高从10米到 100米。
– 入射角>5度时，散射
强度10lgms近似与 cos2
成正比 – 大入射角时，散射强度可能与频率的四次方 成正比
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5
• 非常粗糙海底反向散射强度与入射角的关 系
– 反向散射强度几乎与入射角无关 – 反向散射强度几乎与频率无关
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6
• 人们关心的海底参数
– 声速（反演）
• Pierson-Moskowitz谱（P-M谱）
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• 海面表面层内的气泡层
– 声波的吸收体 – 声波的散射体
• 海面对声传播的影响简介
– 镜反射 – 漫散射：形成散射场。随着海面粗糙度增加，
漫散射场占主要分量。 – 反向声散射：形成海面混响 – 海面波动：导致海面散射波产生多普勒频移
高声速海底
低声速海底
海洋的声学特性课件
声呐技术有多种类型，包括主 动声呐和被动声呐，以及用于 不同探测目的的特殊声呐。
声学多普勒测流技术
声学多普勒测流技术是一种利用声波测量水流速度和方向的无损测量技术 。
该技术基于多普勒效应原理，通过测量声波在水流中的频率变化来推算水 流的速度和方向。
声学多普勒测流技术广泛应用于海洋学、河流水文学等领域，为研究水流 动力学和环境变化提供了重要手段。
声学温度测量技术
声学温度测量技术是一种利用声 波测量水下温度场的方法。
该技术通过测量声波在水中传播 的速度，结合已知的声速与温度 之间的关系，推算出水下的温度
分布。
声学温度测量技术对于研究海洋 热力学、气候变化等领域具有重
要意义。
海洋声学测量技术的发展趋势
海洋声学测量技术不断发展，未来将朝 着高精度、高分辨率、高效率的方向发 展。
在海洋考古研究中的应用
声波成像
利用声波成像技术探测海底沉船、古迹等文化遗产，为海洋考古研究提供新的 方法和手段。
声学测年
通过测量海底沉积物的声学特性，确定沉积物的年代和历史，为海洋历史和考 古研究提供重要依据。
05
未来展望与挑战
BIG DATA EMPOWERS TO CREATE A NEW
ERA
20世纪初
声呐技术开始应用于军事领域。
20世纪中叶
声学在海洋资源探测和环境监测方面 的应用逐渐普及。
21世纪
高分辨率和高灵敏度声学技术的发展 ，推动了海洋声学研究的深入。
海洋声学的研究意义
促进海洋科学的发展
声学技术为海洋科学研究提供 了重要的工具和方法。
保障国家安全
军事应用领域的声呐技术对于 国家安全具有重要意义。
在海洋环境监测中的应用
(完整版)第三章 海洋的声学特性
第三章 海洋的声学特性本章从声学角度讨论海洋、海洋的不均匀性和多变性，弄清声信号传播的环境，有助于海中目标探测、声信号识别、通讯和环境监测等问题的解决。
3.1 海水中的声速声速：海洋中重要的声学参数，也是海洋中声传播的最基本物理参数。
海洋中声波为弹性纵波，声速为：s c ρβ1=式中，密度ρ和绝热压缩系数s β都是温度T 、盐度S 和静压力P 的函数，因此，声速也是T 、S 、P 的函数。
1、声速经验公式海洋中的声速c （m/s ）随温度T （℃）、盐度S （‰）、压力P （kg/cm 2）的增加而增加。
经验公式是许多海上测量实验的总结得到的，常用的经验公式为：较为准确的经验公式：STP P S T c c c c c ∆∆∆∆++++=22.1449式中，4734221007.510822.2104585.56233.4T T T T c T ---⨯-⨯+⨯-=∆()()2235108.735391.1-⨯--=-S S c S ∆4123925110503.310451.3100279.11060518.1P P P P c P ----⨯-⨯+⨯+⨯=∆()[][][]TP T T P T T T P PTP P T S c STP 31021012382546214310745.110286.910391.210644.6103302.110796.21009.21096.11061.210197.135----------⨯-⨯+⨯-+⨯-⨯+⨯-+⨯-⨯-⨯+⨯--=∆上式适用范围：-3℃<T<30℃、33‰<S<37‰、()2525/109801/10013.1m N P m N ⨯<<⨯个大气压。
35‰；经常用深度替代静压力，每下降10m 水深近似增加1个大气压的压力。
声速c 的数值变化虽然微小，但它对长距离传播声线的分布、射程、传播时间等量的影响很大，因此需要有准确的声速数值。
华北理工水声学课件03海洋中的声传播理论-4分层介质中的射线声学
R1 1
x 1
z
z
声线轨迹
声线水平传播距离
③当梯度为恒定值时，声线轨迹为圆弧，则水平距离：
x
R1
sin 1
sinz
cz1
cos1
g
sin 1
sinz
通常情况下已知的是声线
O
x
z
经过的垂直距离，因此，
z
④水平距离的另一种形式为：
z1
1 x
1
1
(
2
(1
2
))
R1 1
x
(
z1
z)
/
tg
声线传播时间
传播时间的另一种表达式③：
1 d
t
g 1 cos
① 式为求传播时间的基本公式 ② 式是对深度进行积分的求解公式 ③ 式是对掠射角进行积分的求解公式
线性分层介质中的声线图
线性声速分层近似下的声线图
c0
c
x
0
ci (z) gi z
i zi
xi
i1
x
线性分层介质中的声线图
x2
z
1 a
2
1 a2
O(x0 , z0 ) z
声线轨迹
声线轨迹方程 ②声线在海面处以任意掠射角1 出射，声线的轨迹方程：
x O
1
x
tg1
a
2
z
1 a
2
a
1
cos 1
2
R
1
O(x1, z1) z
声线轨迹
声线水平传播距离 ①任意声速分布下声线经过的水平距离：
c(z) O
计算复杂；
不能处理影区和焦散区附 近的声场；
海洋的声学特性
随压力的增加而减小：
0 1 6 .6 1 7 5 H 0
深度每增加1km其吸收系数减小6.7%。
海水的声吸收系数与声波频率、温度、压力、盐 度等因素有关，但盐度的影响较小；对于不同声 波频率，应选择不同的经验公式计算海水的吸收 系数。
2020/
二、海水中的声吸收
在深海内部，水温比 较低而且稳定，特征是正 声速梯度。
在主跃变层（负）和深海 等温层（正）之间，有一 声速极小值—声道轴。
2020/
一、海水中的声速
海洋中声速的基本结构 温度的季节变化、日变化和纬度变化： （1）季节变化：
百慕大海区温度随月份的变化情况，夏季既有表面 等温层，又有表面负梯度层；冬季有很深的表面混合 层。季节变化对海洋深处的温度影响较小。
海洋测绘研究生课程——第二讲
海洋的声学特性
阳凡林
山东科技大学测绘学院 海岛（礁）测绘技术国家测绘局重点实验室
二○ 一一年三月二十八日
主要内容
本篇从声学角度讨论海洋、海洋的不均匀性 和多变性，弄清声信号传播的环境，有助于海 中目标探测、声信号识别、通讯和环境监测等 问题的解决。
➢海水中的声速 ➢海水中的声吸收 ➢海底声传播
1 .0 1 5 N 0 3 /m 2 1 个大 P 9 气 1 8 5 N 0 /m 2 压
2020/
一、海水中的声速
声速经验公式
• 海水中盐度变化不大，典型值35‰； • 经常用深度替代静压力，每下降10m水深 近似增加1个大气压的压力； • 1℃＝（1oF-32）5/9。
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一、海水中的声速
声速梯度 声速梯度： gcd dc zaTgTaSgSaPgP
第3章海洋中的声传播理论详解
方程②：
d 2 Rn 1 dRn 2 (r ) Z n ( z0 ) 2 n Rn 2 dr r dr r
方程①的通解——本征函数 ：
Z n z An sink zn z Bn cosk zn z
对应的 k zn ——本征值
College of Underwater Acoustic Engineering Harbin Engineering University
n
c pn n
群速度：波形包络的传播速度
d cgn d n
说明：浅海水层属于频散介质。
College of Underwater Acoustic Engineering Harbin Engineering University 22
硬底均匀浅海声场
相速和群速与声波频率的关系
2 2
阶数最大取值:
H 1 N c 2 0
结论：当简正波阶数 n N 时， n 为虚数，此 时简正波随距离增大指数衰减
College of Underwater Acoustic Engineering Harbin Engineering University
本征函数(Eigen Function)
Z n z An sin k zn z , 0 z H
College of Underwater Acoustic Engineering Harbin Engineering University 15
根据正交归一化条件 ：
H
0
Z m z Z n z dz 1
混合边界条件——压力和振速线性组合 边界上密度或声速的有限间断——压力和法向质 点振速连续 关于连续的解释： 若压力不连续，质量加速度趋于无穷的不合理 现象； 若法向振速不连续，边界上出现介质“真空” 或“聚集”的不合理现象。
海洋中声波的特性
一：声波情况声波类型：弹性波，在弹性介质中传播，属纵波。
水中声速为1500m/s，空气中为330m/s。
声场：声波作用的空间范围。
声波频率：声源每秒振动次数，单位赫兹(Hz)。
人耳可听到的最高频率为20KHz，因此该频率以上的声波称为超声波(ultrasonic)；可听到的最低频率为20Hz，低于此的称为次声波(infrasound)。
折射(refraction)、反射(reflection)定律：声线总是向声速小的方向弯曲。
声波在海洋中的传播分为波导型，反波导型，分裂型二：海洋声学特性海水的声吸收：将声能变为不可逆的海水分子内能海面波浪的声散射：因不平整性、气泡和浮游生物的散射，声能弥散到其他方向而损失海底声学特性：声波经过海底不仅有纵波也产生横波。
反射和吸收是海底声学的重要物理量。
与海底的密度和其中的声速度有关。
海底岩石组成、表面粗糙度、密度及孔隙率有关海洋内部不均匀性对声波影响：气泡、冷暖水体、湍流、内波和深水声散射层等，都可引起声场起伏三：应用水下声道和Sofar系统水下声道(sofar channel)：声波在海水中反射或者折射时，从声源发出的声线束将向声速极小值所在的水层弯曲，此时声能大部分限制在此水层间，没经过海面和海底的反射、散射和吸收，声能损失很少。
物理噪声：来自海洋介质本身运动，波浪、海流、湍流及冰层破裂等产生的噪声。
生物噪声：动物噪声，鲸、海豚、虾群碰撞等引起的噪声。
海洋噪声源在空间的分布是无规则的、运动随时间无规则变化。
海洋噪声可应用到声纳探鱼。
声纳技术对目前军事，渔业等各领域有着重要的应用价值。
2.1.8海洋的声学特性 - 海水的声速(1)
海水中的声速海水中的声速是海洋环境重要的声学参数之一，也是水声物理实验研究中必须测量的环境参数。
它随时间和空间而变化，对声波的传播有重要影响。
该案例给出了水声物理实验研究中海水中声速获取的常用设备及测量结果，用实验数据证明了声速分布的不同结构及时变空变特性。
目前常用的测量设备有CTD（电导率-温度-深度仪）、SVP（声速剖面仪）、XBT（消耗式温深传感器）、温度链（温度传感器阵）四类。
其中CTD和SVP需要人工改变设备的深度以测量不同深度的声速，所以测量速度缓慢，不能同时刻长时间进行海水中声速剖面的观测；XBT可以测量获得海水温度剖面，但获得的温度也不是同时刻海水的温度，且该传感器是一次性的；为了同时刻长时间对海水介质的声速剖面进行测量，为海洋内波的研究提供环境参数，实验中将采用高精度温度传感器组成的垂直阵进行测量。
图1给出了几种仪器设备的实物图。
图1 左：CTD 中：SVP 右：XBT图2给出了CTD实验吊放方法及海上实验中声速剖面的测量结果。
不同地理位置的声速不一致性表明了声速的空间变化特性。
图3给出了同一地理位置海水温度剖面随时间的变化。
根据温度剖面数据和乌德公式计算得到声速剖面。
计算过程中盐度选取35‰。
跃变层附近声速的随机起伏特性表明了声速的时间变化特性。
图中声速剖面曲线与温度剖面曲线结构的相似性表明了海水介质的声速主要由温度控制。
图2 左： 201验海域，声速0.0175s 乌德公式如下式所示：CTD 吊放方法右：不同地理位置的声速剖面图3 海上实验温度链测量数据1年，海上实验测量的声速剖面如图4所示。
实验之前台风刚刚经过实海水受到风浪的充分搅拌，形成了等温层，因此在压力的作用下，随着深度线性缓慢增大。
对实验测量的声速数据进行拟合，得到声速梯度为-1，该梯度与乌德公式中声速随着压力的变化梯度完全吻合。
()P S T T c 175.03514.1037.021.414502+−+−+=图4 浅海混合层声道声速分布。
水声学原理第三章1
吸收系数
均匀介质的声吸收 介质切变粘滞的声吸收（经典声吸收） 介质热传导声吸收（经典声吸收） 驰豫吸收（超吸收）
假设平面波传播距离 dx 后，由于声吸收而引 起声强降低为 dI ，则
dI 2Idx
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海中声速的基本结构
Caution： 在主跃变层 和深海等温 层之间，有 一声速极小 值—声道轴
典型深海声速剖面
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温度垂直分布的“三层结构”： 表面层（表面等温层或混合层）：海洋表面受 到阳光照射，水温较高，但又受到风雨搅拌作 用。 季节跃变层：在表面层之下，特征是负温度梯 度或声速梯度，此梯度随季节而异。夏、秋季 节，跃变层明显；冬、春（北冰洋）季节，跃 变层与表面层合并在一起。 主跃变层：温度随深度巨变的层，特征是负的 温度梯度或声速梯度，季节对它的影响微弱。 深海等温层：在深海内部，水温比较低而且稳 定，特征是正声速梯度。
2．海水中的声吸收
传播衰减概述
声波传播的强度衰减（传播损失）原因：
扩展损失（几何衰减）：声波波阵面在传播过程中 不断扩展引起的声强衰减。 吸收损失：均匀介质的粘滞性、热传导性以及其它 驰豫过程引起的声强衰减。 散射：介质的不均匀性引起的声波散射导致声强衰 减
不均匀性包括：海洋中泥沙、气泡、浮游生物等 悬浮粒子以及介质本身的不均匀性和海水界面对 声波的散射。
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第三章 海洋的声学特性本章从声学角度讨论海洋、海洋的不均匀性和多变性，弄清声信号传播的环境，有助于海中目标探测、声信号识别、通讯和环境监测等问题的解决。
3.1 海水中的声速声速：海洋中重要的声学参数，也是海洋中声传播的最基本物理参数。
海洋中声波为弹性纵波，声速为：s c ρβ1=式中，密度ρ和绝热压缩系数s β都是温度T 、盐度S 和静压力P 的函数，因此，声速也是T 、S 、P 的函数。
1、声速经验公式海洋中的声速c （m/s ）随温度T （℃）、盐度S （‰）、压力P （kg/cm 2）的增加而增加。
经验公式是许多海上测量实验的总结得到的，常用的经验公式为：较为准确的经验公式：STP P S T c c c c c ∆∆∆∆++++=22.1449式中，4734221007.510822.2104585.56233.4T T T T c T ---⨯-⨯+⨯-=∆()()2235108.735391.1-⨯--=-S S c S ∆4123925110503.310451.3100279.11060518.1P P P P c P ----⨯-⨯+⨯+⨯=∆()[][][]TP T T P T T T P PTP P T S c STP 31021012382546214310745.110286.910391.210644.6103302.110796.21009.21096.11061.210197.135----------⨯-⨯+⨯-+⨯-⨯+⨯-+⨯-⨯-⨯+⨯--=∆ 上式适用范围：-3℃<T<30℃、33‰<S<37‰、()2525/109801/10013.1m N P m N ⨯<<⨯个大气压。
35‰；经常用深度替代静压力，每下降10m 水深近似增加1个大气压的压力。
声速c 的数值变化虽然微小，但它对长距离传播声线的分布、射程、传播时间等量的影响很大，因此需要有准确的声速数值。
但上式计算比较繁琐，在精度要求不太高时，可使用比较简单式中，压力P 单位是大气压， 25/10013.11m N atm ⨯=。
2、声速测量常用的测量仪器设备为：温度深度记录仪和声速仪。
温度深度记录仪通过热敏探头测量水中温度，同时通过压力传感器给出深度信息，这样就可以转换给出声速。
声速仪是声学装置，它是通过测量发射高频短脉冲次数。
它用“声循环”原理工作：前一个脉冲到达接收器，触发后一个脉冲从发射器发出，记录每秒钟脉冲的发射次数f ，发射器和接收器的距离L 已知，则声速为：c=fL 。
3、海洋中的声速变化实测海洋的等温线和等盐度线几乎是水平平行的，也就是说，声速近似为水平分层变化。
因此，在海洋中声速()()z c z y x c =,,，z 为垂直坐标，x 、y 为水平坐标。
声速梯度：P P S S T T c g a g a g a dzdc g ++== 式中，T g 、S g 、P g 分别为温度梯度、盐度梯度和压力梯度；T a 、S a 、P a 分别为声速对温度、盐度和压力的变化率（偏微分）；根据乌德公式，则得：T a T 0074.021.4-=（m/s ）/℃14.1=S a （m/s ）/‰175.0=P a （m/s ）/atm声速梯度：()P S T c g g g T g 175.014.10074.012.4++-=（1）典型深海声速剖面温度垂直分布的“三层结构”：✧ 表面层（表面等温层或混合层）：海洋表面受到阳光照射，水温较高，但又受到风雨搅拌作用。
✧ 季节跃变层：在表面层之下，特征是负的温度梯度或声速梯度，此梯度随季节而异。
夏、秋季节，跃变层明显；冬、春（北冰洋）季节，跃变层与表面层合并在一起。
✧ 主跃变层：温度随深度巨变的层，特征是负的温度梯度或声速梯度，季节对它的影响微弱。
✧ 深海等温层：在深海内部，水温比较低而且稳定，特征是正声速梯度。
有一声速极小值。
解释一下深海的温度分布。
（2）温度的季节变化、日变化和纬度变化温度的季节变化和日变化主要发生在海洋上层。
图为近百慕大海区温度随月份的变化情况，夏季既有表面等温层，又有表面负梯度层；冬季有很深的表面混合层。
季节变化对海洋深处的温度影响较小。
日变化：高风速——中午表面温度，受高风速的作用，出现明显的混合层；低风速——表面呈现负温度梯度，在早晨，可能出现正温度梯度。
在低纬度海域，主跃变层的深度较深；在高纬度海域，声速正梯度一直延伸到接近海洋表面。
（3）浅海声速剖面浅海声速剖面分布具有明显的季节特征。
在冬季，大多属于等温层的声速剖面，夏季为负跃变层声速梯度剖面。
前面，我们将温度和声速看成不遂时间变化，只随深度变化，这是海洋描述声速变化的粗略近似，等温层是宏观而言，微观而言温度随时间起伏变化的。
一般，温度起伏在下午和靠近海面到达最大。
温度起伏的原因多种多样：湍流、海面波浪、涡旋和海中内波等因素。
在水声学中，经常将声速表示称为确定性的声速垂直分布与随机不均匀声速起伏的线性组合：()c z c c ∆+=。
宏观而言，声速分布分成四类：（1）深海声道声速分布图中（a ）和（b ）为深海声道典型声速分布，在某一深度m z 处有一声速最小值。
而这不同之处：图（a ）表面声速小于海底声速；图（b ）表面声速大于海底声速。
（2）表面声道声速分布图中（c ）为表面声道声速分布，在某一深度m z 处有一声速极大值。
形成原因：在秋冬季节，水面温度较低，加上风浪搅拌，海表面层温度均匀分布，在层内形成正声速梯度分布。
（3）反声道声速分布图中（d ）为反声道声速分布，声速随深度单调下降。
形成原因：海洋上部的海水受到太阳强烈照射的结果。
（4）浅海常见声速分布图中（e ）为浅海常见声速分布，声速随深度单调下降。
形成原因：海洋上部的海水受到太阳强烈照射的结果。
图（e ）与图（d ）不同之处：前者是浅海中的负速度分布，需计入海底对声传播的影响。
3.2 海水中的声吸收1、传播衰减概述声波传播的强度衰减（传播损失）原因：（1）扩展损失（几何衰减）：声波波阵面在传播过程中不断扩展引起的声强衰减。
（2）吸收损失：均匀介质的粘滞性、热传导性以及其它驰豫过程引起的声强衰减。
（3）散射：介质的不均匀性引起的声波散射和声强衰减。
包括：海洋中泥沙、气泡、浮游生物等悬浮粒子以及介质本身的不均匀性和海水界面对声波的散射。
在理想介质中，沿x 轴方向传播的简谐平面波声压可写成为：()[]kx t i p p -=ωexp 0平面波声压幅值0p 和声强20p I ∝均不随距离x 变化的常数，因而，平面波波阵面不随距离扩展，没有扩展损失。
传播损失表示声传播衰减：()()()dB x I I TL 01lg10==即在理想介质中，平面波的TL 等于0dB 。
在理想介质中，沿r 方向传播的简谐球面波声压可写成为：()[]kx t i rp p -=ωexp 0 平面波声压幅值r p 0和声强220r p I ∝均随距离r 变化，因而，球面波TL ： ()()()dB r x I I TL lg 201lg 10== 一般，可以把扩展损失写成：()dB rn TL lg 10⋅=根据不同的传播条件，n 取不同的数值： （1）0=n 适用管道中的声传播，平面波传播，0=TL 。
（2）1=n 适用表面声道和深海声道，柱面波传播，r TL lg 10=，相当于全反射海底和全反射海面组成的理想波导中的传播条件。
（3）23=n 适用计及海底声吸收时的浅海声传播，r TL lg 15=，相当于计入界面声吸收所引起的对柱面波的传播损失的修正。
（4）2=n 适用于开阔水域（自由场），球面波传播，r TL lg 20=。
（5）3=n 声波通过浅海声速负跃变层后的声传播，r TL lg 30=。
（6）4=n 适用偶极子声源或计及平整海面虚源干涉的远场声传播，r TL lg 40=，相当于计入声波干涉后，对球面波传播损失的修正。
在介质中，声吸收和声散射引起的声传播损失经常同时存在，很难区分开来。
假设平面波传播距离d x 后，由于声吸收而引起声强降低d I ，则Idx dI β2-=式中，0>β是比例常数，负号表示dI 是声强的负标量（0<dI ）。
积分得声强：()x e I x I β20-=对上式取自然对数得()⎥⎦⎤⎢⎣⎡=x I I x 0ln 21β 也可表示为： ()⎥⎦⎤⎢⎣⎡=x p p x 0ln 1β声压振幅的自然对数衰减为无量纲量，称为奈贝（Neper ）。
上式为单位距离的奈贝数，Neper/m 。
实际上，经常将声强写成下式：()10010x I x I α-=则有()()⎥⎦⎤⎢⎣⎡=⎥⎦⎤⎢⎣⎡=x p p x x I I x 00lg 20lg 10α 式中，α称为吸收系数。
声强之比的以10为底的对数为贝尔（Bel ），贝尔值的10倍称为分贝（dB ）。
吸收系数α单位是单位距离的分贝数，dB/m 。
()ββα68.8lg 20ln lg 200==⎥⎦⎤⎢⎣⎡⋅=e x p p e x 即1Neper=8.68dB 。
声吸收引起的传播损失为（吸收系数乘上传播距离）：()()()()111lg 10>>=-==x x x x I I TL αα 总传播损失（扩散加吸收）等于均匀介质的经典声吸收：k αααη+=，其中ηα为介质切变粘滞的声吸收系数；k α为介质热传导声吸收系数。
实际吸收系数的测量值远大于经典吸收系数理论值，两者差值称为超吸收。
2、纯水和海水的超吸收1947年，Hall 提出了水的结构驰豫理论，成功解释了水介质的超吸收原因。
图中曲线A （Hall 理论计算曲线）和B （经典声吸收）垂直坐标之差为纯水的超吸收。
（P378－380）海水声吸收系数随频率变化的测量值见下图，海水超吸收原因：海水中含有溶解度较小的MgSO 4，它的化学反应的驰豫过程引起超吸收。
MgSO 4的化学反应的平衡被破坏，达到新的动态平衡，这种化学的驰豫过程，导致声波的吸收。
Schulkin 和Marsh 根据2~25kHz 频率范围内所作的大量测量结果，归纳的半经验公式：km dB f f B f f f Sf A T T T /22++=α式中，21089.1-⨯=A ；21072.2-⨯=B ；S 为盐度（‰）；f为声波频率（kHz ）；T f 为驰豫频率（kHz ）：27315206109.21+-⨯=T T f式中，T 为摄氏温度（℃）。
驰豫频率随温度升高而增加（3℃~30℃，73kHz~206kHz ）。
✧ 主要是MgSO 4驰豫现象引起的吗？实验结果：海水中含有溶解度很大的NaCI ，NaCI 的存在使得海水超吸收反而下降。