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。
07:06
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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感谢观看
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。
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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。