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海洋中的声波导类型具有明显的区域性和季节性差异。一方面，它受制于地形变化，深海和浅海中的声传播方式明显不同；另一方面，它还受到水文环境的影响，不同类型的水文环境能够引起声速剖面结构的差异，进而改变声传播特性。下面具体介绍几种深海和浅海条件下典型的声波导类型特征。
在深海海区的声速剖面中，声速通常在某一深度达到最小值，这个深度在中纬度海区为几百米到上千米的范围，而在极地海区则可上升到近表层。当声源位于这个极小值所在深度时，由于上面和下面的水层中声速都逐渐增加，根据Snell折射定律，声线总是向声速小的方向弯曲，因此向上传播和向下传播的声线都有向声道轴偏折的趋势，使得很大一部分声能被限制在这个深度附近以波动的形式传播，这种深海中的波导现象称为深海声道（Urick，1983）。如图2.19所示，给出了典型深海声道中的声速结构、声线传播方式及传播损耗特征。由图2.19可见，初始角较小的声线围绕着声道轴深度以波导的形式传播，构成了声道中声能的主体，可传播到较远的距离；而初始角较大的声线则受到海面和海底边界的影响，衰减较快。
图2.19 典型深海声道中的声速结构、声线传播方式及传播损耗特征
从接收信号的特征来看，深海声道中沿声道轴传播的声线最密集，携带的能量最大。然而，在远处接收到的这部分声线的传播速度往往慢于从深海中传播过来的声线。如图2.20所示，给出了南海深海声道中的声速分布及声源位于声道轴附近时的声线轨迹及信号特征时序图。由图2.20（b）可见，在声道轴附近接收到一个由多途径传播的爆炸信号，信号强度由小变大直至峰值，然后突然截止。这表明，偏离声道轴较远的声线，路程最长，但最先到达；沿声道轴传播的声线，路程最短，但最迟到达。
利用深海声道的传播特性，可以进行有效的定位和测距，因此深海声道又可称为声学定位和测距声道（Sound Fixing and Ranging，SOFAR）。一个典型的SOFAR声道系统通常由若干个水声接收基阵组成，它能够测到海上失事后发出的爆炸信号，根据信号到达各接收基地时间的不同，可以确定海上失事的位置。另外，根据沿声道轴传播的爆炸声到达时间，可以进行大地测量和确定导弹落点。
图2.20 南海深海声道中的声速结构、声线轨迹与信号特性时序图
对于与深海声道相同的海洋环境条件，若将声源从声道轴处提升到近表层，则声波将在深海中发生跨度较大的折射传播，并于几十千米之外重新折回到海面附近，使特定位置的海区出现较高的声能，这种类型的声波导现象称为汇聚区波导。若声源附近的海域水文环境在水平方向是均匀的，则在海面附近出现的汇聚区是以声源为中心的、间隔几十千米、宽度几千米的同心圆环带区域。如图2.21所示给出了典型深海汇聚区波导的声速结构、声线传播方式及传播损耗特征。
如图2.22所示，给出了典型汇聚区波导的声场能量特征。在近场，主要表现为海底反射声能，但这部分能量只能持续几海里的距离。在此后的约间隔30～35海里的区域出现由汇聚区引起的高声强区域，而这些高声强区域之间到达的能量较少，形成声强较低的影区（或盲区）。
汇聚区的形成还受到海洋环境的制约。产生汇聚区的一个重要条件就是水深必须大于临界深度（参见图2.4）并产生足够的深度余量，否则在深海发生折射的声线将被海底所截断，变为海底反射形式的能量（参见图2.22）中两种传播形式的比较。由于深海中的水温较低且变化较小，因此深海中的声速近似与静压力呈线性关系（声速梯度约为0.017m/s）。而在海面附近，声速大小主要取决于海水温度。因此，海面附近的水温及具体海区的水深就决定了是否有充分的深度余量形成汇聚区，而汇聚区出现的间隔则与不同海区的具体水文条件有关。
图2.21 典型深海汇聚区波导的声速结构、声线传播方式及传播损耗特征
图2.22 典型汇聚区波导的能量声场特征（Etter，2003）
图2.22 典型汇聚区波导的能量声场特征（Etter，2003）（续）
海洋近表层在风浪搅拌作用及湍流作用的影响下，时常会产生一定厚度、水温均一的混合层，如图2.23所示。层中的声速在静压力的影响下随水深而增加，呈正梯度结构。在这种环境条件下，根据Snell定律，从混合层中发出的声波有向海面偏折的趋势，并经海面反射不断向前传播，这种类型的传播称为表面波导，也称表面声道或混合层声道。
图2.23 海洋混合层形成的物理过程示意图
如图2.24所示，给出了典型深海表面波导的声速结构、声线传播方式及传播损耗特征。
某一海区的混合层深度及声速梯度由近表层的温盐结构所决定，太阳辐射、海-气通量过程、海面风应力和近表层湍流过程都是重要的影响因素，它们的变化使不同海区和不同季节的表面波导出现了明显的差异性。Levitus（1982）根据不同的判定准则，给出了全球混合层深度分布，如图2.25所示。由图2.25可见，冬季全球范围的水温降低和风应力增强引起了明显的混合层加深。
图2.24 典型深海表面波导的声速结构、声线传播方式及传播损耗特征
图2.25 全球混合层深度分布（Levitus，1982）
图2.25 全球混合层深度分布（Levitus，1982）（续）
如图2.26所示，给出了一个混合层表面波导声线传播的典型例子。在这个实例中，表面波导对声线陷获的临界角为1.76°，小于这个角度的声线将被限制在波导层中传播，而大于这个角度的声线将折射到更深的海洋中传播。在两者之间，出现了声线无法到达的区域，即为影区。需要注意的是，影区中也并非完全没有声波存在，其中可能存在衍射和散射作用带来的少量声能，这种现象称为波导的泄漏现象。
图2.26 混合层表面波导声线传播实例图
表面波导的声传播特性与声波频率有很大关系。频率过高或频率过低都有可能导致波导效应的消失。能够保证声波以表面波导形式传播的最低频率称为截止频率。当声波频率低于截止频率时，声波将产生较强的穿透作用，进而摆脱混合层中正梯度声速结构的限制进入深海传播。当频率较高时，海水的吸收和散射作用则变得重要起来，声能在传播过程中的衰减明显加快。
声波在浅海中传播时，也会产生不同类型的波导现象。与深海中的情况不同的是，浅海波导是在海面和海底边界的限制下产生的，与边界的交互作用较为频繁，因此边界的反射、散射及吸收作用对浅海波导的传播特性具有较大的影响，特别是海底边界。
声波在与海底接触时，入射角足够小的那部分声能将直接被反射回海水中，而入射角较大的声波则进入海底沉积层中，经过一定程度的反射或折射再返回到海水中。试验表明（Eller，1984），频率范围为100～1500Hz的声波在浅水波导中传播时，传播损耗近似满足柱面扩展。但在不同的底质条件下，声能的衰减速度也会发生复杂的变化。例如，如图2.27所示，给出了试验中观测到的浅海波导中的传播损耗变化，其中声源和接收深度都为91m，频率为200Hz，水深约在200～300m的范围变化。底质类型：近场为粉砂质砂，远场为砂-粉砂-黏土。由图2.27可见，在小于40km的范围，声波以浅海波导的形式传播，较好地满足柱面扩展规律；而在40km之外，由于底质条件的变化，传播损耗的衰减速度明显加快，介于柱面扩展和球面扩展之间。
图2.27 试验观测到的浅海波导传播损耗变化（Eller，1984）
水文环境是影响浅海波导的另一重要因素。与深海相比，浅海的水文环境变化剧烈，且受天气、近表层扰动、地表径流等因素的影响更加明显。由于不存在深海等温层，浅海的声速剖面结构相对较为单一。如图2.28所示，列举了几种典型的浅海声速结构及相应的波导传播方式。
如图2.28（a）所示，声速呈垂向均匀分布的结构，是一种理想状态，在真实海洋中很少出现。但由于在这种情况下声波以直线的形式传播，在整个水柱空间内不发生折射，因此反映了海面和海底条件对浅海波导的限定特征，表现为明显的多途传播效应。
在春、夏、秋三季，中国近海大陆架区域因海面和海底的水温差异，普遍存在着不同类型的负梯度结构。在这种环境下，声波在传播时有向海底偏折的趋势，使得声波在与海面和海底频繁撞击的过程中能量衰减很快，难以到达较远的距离，这种类型的波导称为逆波导，如图2.28（b）所示。夏季一些海区（如黄海）的近表层暖水与近底层冷水反差较大，出现了较强的温跃层，如图2.29所示。这种条件下的逆波导对声信号的传播能力极差，致使水声设备的使用受到了很大的限制。二战时期曾发现夏季午后使用声呐探测潜艇的效能明显变差，就是因为近表层水温的增加使负梯度增强，进而产生了明显的逆波导效应，引起的这种现象称为午后效应。
冬季的情况刚好相反，大部分北部浅海大陆架区域在较强的混合对流作用下形成了较深的混合层（浅海区域冬季混合层的深度往往可达海底），层中水温均一，在静压力的影响下出现了正梯度声速结构。在这种环境条件下，声波传播时向海面偏折，借助海面的反射作用向前传播，形成表面波导（如图2.28（c）所示，这与深海混合层中的声传播情况近似）。浅海与深海表面波导的差异主要在于海底的影响：深海表面波导只能陷获初始角较小的声波，而初始角较大的声波在主温跃层的影响下折向深海；而浅海表面波导中初始角较大的声波则通过海底反射作用留在波导之中，但由于衰减较快只能对近场的声能有所贡献。
此外，在不同的区域和季节，还可能出现多层形式的声速结构。例如，如图2.28（d）所示，近表层出现了一定厚度的混合层，其下是季节性温跃层。这种条件将出现表面波导与负梯度逆波导并存的传播形式。
图2.28 几种典型的浅海声速结构及波导传播方式
图2.29 夏季黄海中部的声速结构及声线传播方式