海洋地球物理与海底构造学 (21)

——深水多波束系统进一步完善：Atlas、Simrad、SeaBeam 、
Reson等公司
传统的单波束回声测深仪，沿测量船所经过的航线连续
测量水底信号。这种方法只能测得测量船正下方的水深，获
取的数据量少，同时在分辨率方面无法满足高精度海洋地形
测量的要求。 多波束系统采用条带式测量方式全覆盖、高精度地对海 底地形进行测量。通过向测量船航向的垂直方向发射多个俯 仰角不同的声波束。波束个数在16-150个不等，然后数据采
下海沟或山峰时，回声可能不是来自舱正下方，而可能被、 海沟或山峰干扰。因此不容易精确地发观海底小地形的变化， 也不能确定这个变化是否就在船的正下方。
2. 比例尺的放大：
海面船舶以10或12节速度航行，这就是记录的水平比例尺；表 示深度记录的垂直比例尺通常以百英尺为单位，一般比水平 比例尺小，常常加以放大。即，水平比例以千英尺计算，垂 直比例以百英尺计算，若以相同比例作图，就很难识别海底
层1与层2之间界线比较明显，层2与层3和层3与层4之间并无截然的分界 线，通常为渐变过程。
声波在海水中的传
播速度与海水温度、压 力有关。浅部受温度控 制，深部受压力控制。 图中大西洋某处海水速
度剖面，其最低值在
800m/s左右。
声学探测
利用声学换能器产生并向海底发射声波，通过记录并分析
“回声”信号，作出对目标的判断，指示出目标的距离、方位、
回声测深仪是通过触发信号 利用压电换能器和磁致伸缩换能器 输山脉冲信号的（a图）。 由于输出信号频率要求大于
10kHz，所以通常使用锆钛酸铅钡
及其它相似材料来制造压电换能器。 换能器直接安装在船上或者拖曳于
船尾。
换能器信号的主瓣一般呈锥 状（b图）其半开角范围达1 —40 ，
0 0
它是控制回声系统分辨率的重要因
回声测深中，从船上发出的信号或
者脉冲穿过海水而到达海底， 由海底反射又传播回来，到达
发射船(图)。
精确测量信号来回所花的时间，作 必要的修正，考虑水中声速的 变化，可以计算出深度。 换句话说，水深等于传播时间的一
半(因为整个传播时间实际上
是来回的)乘上水中声速。
单波束回声测深仪
传统的单波束回声测深仪记录的是声脉冲，从固定在船体上或拖曳的 传感器到海底的双程旅行时间。对传感器进行深度校正后，测点水深便是双 程旅行时t和垂直声波速度平均值V乘积的一半。 这种测量需要一个前沿陡峭的发射脉冲，精确的海底反射计时和精密 的速度值。声脉冲在海水柱中平均垂直传播速度约为1500m／s，但这个速度
声学发展概况：
早在1490年达芬奇就尝试利用插入水中的长管测
听远处的航船。1827年，瑞士物理学家D. Colladon
和法国数学家C. Sturm合作，在日内瓦湖测量了水中
的声速，这是水声的第一次定量测量。第二次世界大
战开始普遍使用利用声学原理制造的声纳探测水下目
标。20世纪八十年代，科学家应用海洋声学技术发明
测量，精确测得海底地形地
貌。
优点：与单波束回声测深仪相比， 多波束测深系统具有测量范围大、 速度快、精度和效率高、记录数 字化和实时自动绘图等优点。
多波束测深系统的发展历史
——雏形阶段（1956-1964年）：NBES窄波束回声测深仪 ——成型阶段（1975-1979年）：SeaBeam系统 ——多系列发展阶段（1985年以来）： ——浅水多波束系统大发展：Atlas、Simrad、Elac、Reson 等公司
第二章 海底构造的地球物理研究方法
2.1 多波束水深调查 1.概述
一、海洋探测技术
海底地形地貌－海洋地球物理测量的基本框架。许多海洋 地球物理调查研究关注的主要是海底地形形态、地貌结构、起源 和演化。
利用回声测深仪、多波束回声测深仪、旁测声纳测量水深
探测海底地形地貌，和用地震、重力、磁力及地热等探测海底各 种地球物理场特征、地质构造和矿产资源，是目前可以利用的主 要海洋地球物理调查技术手段。
运动速度以及某些物理性质。
由于其功率、频率和波束角等特性比较容易控制，因此可
以满足不同的探测要求。又由于声波容易产生，可以连续、高
效地进行海底探测。对于海底地貌，通过观测记录并分析海底 沉积物对声波的不同反应了解沉积物的地质属性。 声学方法在海底探测方面有着诸多的优点，从而得以快速 发展。
回声测深技术
20世纪30年代，回声测深仪
问世，替代了传统的测深绳，使
海洋测深技术发生了根本的变革。
60年代由于单波束测深仪测
深精度和分辨率进一步提高，改
善了海底地形测量技术。
70年代开始，出现了多波束
测深系统，开始广泛应用于海洋探
测中。
2.1 多波束水深调查 二、多波束测深系统
1.概述
20世纪70年代，在回声测深技术的基础上，发展了多波束 测深技术。80－90 年代，研制出浅、中、深水多波束系统。多 波束测深系统采用条带式测量方式 ,可对海底进行全覆盖扫描
的不同深度，温度、压力变化，声速在垂向上表现出一定的变 化规律。在垂直方向上大致可划分出4个声速变化层。
层1：为表面层，一般水体厚度不大，表现为等温的混合层，声速基本保持不变。 该层对声波具有通道作用。 层2：为季节跃变层(又称温跃层)，该层厚度较层1加大，温度随深度急剧变化， 表现为负的温度梯度和声速梯度，此梯度随季节而异。 层3：为主跃变层(又称渐变层)，该层厚度进一步加大，声速梯度仍为负值， 但变化较小，它受季节变化的影响很微弱。 层4：为深海等温层(又称均匀层)，该层一直延伸至海底，声速梯度在该层变 为正值，温度几乎不变，声速主要受压力影响，随深度增加，声速也逐渐增大。
最早对海底地形进行测量是在18世纪的水文测量和19世纪
的海洋探险中采用的重锤单点水深测量。1855年M.F.Maury测量
得到的北大西洋水深图。虽然当时测得的深度点很少但已能清 楚地揭示出毗邻大陆的浅台地、通往深海的陡坡、中大西洋的 较浅区域。
Advances in Bathymetry
Echo sounding is a method of measuring seafloor depth using powerful sound pulses. There are many conditions that can cause echo sounders to produce inaccurate data.
条幅式测深
我们对海底地形的了解主要依赖于普通的回声测深仪。但是，自它问 世以来，许多大洋海域仍然只覆盖有极稀疏的测深线，而且测线间距往往从 几十公里到上百公里不等。所以我们对海底地形知之甚少，甚至远不如对火 星地形的了解。 如果要在局部海域获取三维海底地形信息，利用回声测深仪密集测线
集系统记录各个波束的回波信号，计算各条线的水深。可精
确地反映海底微地形。
多波束测深系统具有测量范围大、精度效率高、数字化成图的优点，把 测深技术从点、线扩展到面，并进一步发展到立体测深和自动成图。
2.1 多波束水深调查 三、我国海洋多波束测深
1.概述
我国海域辽阔，是发展中的海洋大国。我国海 域面积约300万平方公里，有着丰富的海洋资源，为
水深测量是一项基本的海洋地球物理学测量。对于海洋地
ห้องสมุดไป่ตู้
球物理调查，高精度的海底地形图非常重要，尤其是如果勘探
重点针对局部地区的精细研究，详细水深图对特殊地形要素的 显示，其重要性变得尤为突出。 声学方法是海底地形测量的基本方法。早在19世纪早期人 们就已认识到通过测定海底反射声波的传播时间便可得到水深
声波在水下传播——海 水中传播的脉冲电磁辐 射也可以测量水深，但 由于其本身衰减较大， 只能用于浅水测量，在 几厘米内信号就被背景 噪音掩盖了。 而从水下发射器发射的 声波尽管其功率小于 1kW，但即使传播几千 米后信号仍可检测。图 中给出了电磁波和声波 在水中的衰减情况
声波在海水中的传播速度与海水温度、压力有关。在海洋
开发完成了多波束测深系统、深拖侧扫视像系统和差分GPS导 航定位系统，并配套完善了多波束测深系统的后处理系统， 已具备作用距离800公里，实时动态定位精度优于10米，可 完成1:10万～1:100万任意比例尺的高精度海底地形地貌图
和三维立体图的技术能力。
第二章 海底构造的地球物理研究方法
2.1 多波束水深调查 2.多波束水深探测原理
一、用声音确定海底地貌
水深测量(Sounding Measurement)
60年代水深测量的主要方式是水陀。70年代后期主要 是以测深仪为主，80年代中期引进多波束测深仪。进入90年 代以来实现水深测量自动化。多波束扫测仪是在回声测深仪 的基础上发展起来，将传统的测深技术从原来的点、线扩展
到面，并进一步发展到立体测深和自动成图。
值，但直到20世纪20年代声学测量才取代了传统的铅锤测深法，
成为常规测深手段。
目前，声学测深方法发展迅速，揭示出许多新的海底形态， 小到几米大到几公里的微观形态都能清晰反映。声学测深方法 也由最简单的波束回声测深法、旁侧声呐法，发展到多波束测
深系统。
Multibeam systems can provide more accurate measurements than echo sounders do. Multibeam systems collect data from as many as 121 beams to measure the contour of ocean floor. At the present rate, charting the entire seafloor in this way would require more than 125 years.
素。
现代回声测深仪能够得出永久的回声图象记录，这
种记录给海洋学家以海底特征的很好的直观形象。
海底回声测深记录告诉我们：海底的轮廓跟陆地一样是不规则的。
回声测深记录解释需注意的几个问题
1. 向外传播声束的形状：它是粗的圆锥体，当声束射达
海底时，在海底涉及相当大的圆面积。
最先反射回来的回声是从离船最近的一点反射回来的，当有水
实现从海洋大国跨入海洋强国的目标，“863”计划
在海洋技术领域分别设置了海洋监测技术、海洋生 物技术和海洋探查与资源开发技术3个主题，为我国 的海洋开发、海洋利用和海洋保护提供先进的技术 和手段。
以具有90年代海洋勘测国际先进水平的“海洋 地形地貌与地质构造探测系统”，对海底地形地貌 的全覆盖高精度探测，高精度地再现了我国300万平 方公里海域的地形地貌与海底地质构造。 “海洋地形地貌与地质构造探测技术”以多波 束系统全覆盖高精度探测技术等为重点，形成海底
地形的细节。
3. 声音在水中的实际速度：
声速随着温度、盐度和深度的增加而变化。因此，要作非 常精确的水深测量时，必须了解这些参量，进行修正。
4. 海洋学调查船通常在海上用船上的回声设备在一个海
区航行多次，才可以得到海底的模型和深度图。
深处的反射
1. 在一定的条件下，可由回声测深得到海底以下 沉积层的资料。这时，声信号也从海底以下的 层处反射，得到的回声测深记录能给出海底下 最上层几十米的剖面。 2. 应用更大声能量，用类似的海洋地球物理仪器 可以得到海底以下2公里甚至更深处的反射。
值是因地而异的，它会随着水温(Tw)、压力(Pw)、盐度(Sw)的变化而变化。
当声脉冲近垂线传播时可忽略折射的影响。 任何一点的Vw均可投放声波速度计，通过记录高频脉冲在相隔几厘米
的换能器之间的传播旅行时获得。由于海水浅层的季节性变化、表层以下等
温层的长期移动，以及补给水的影响，声速就有所变化，这就会导致声速估 算发生偏差。
了多波束海底探测等技术。
声波在水下传播
我们生活在不同物理性质的场中，听到的是声波，看到 的是光波，收音机和电视接收的是电磁波。声波是在弹性介质
中传播的弹性波，水、空气和固体都是弹性介质，都可以传递
声波。声波在水中的传播速度约为1500m/s，在空气中约为 340m/s。二者相差约4倍。 声波是唯一能够在海洋中远距离传播的物理场。电磁波与 强激光穿透海水不超过1公里，而声波在浅海中可传播数十公 里，在大洋中可传播上万公里。
地形地貌控测技术、侧扫视像技术、高精度导航定
位技术等的集成系列，带动海洋地学研究水平整体 上达到国际先进水平。
通过典型海域的技术试验，形成一整套最优化的探测、 成图和智能解释技术集成，为区域海洋地质调查提供技术支 撑。先后研制开发了海域地形地貌全覆盖高精度探测技术系
统，结束了我国无中、大比例尺海底地质调查能力的历史。