Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

расстояниях в несколько десятков км от излучателя за зоной зву­ ковой тени, вызванной отрицательной рефракцией в слое, распо­ ложенном выше оси канала.

Механизм образования этих зон нетрудно объяснить на основе построения рефракционной картины, руководствуясь формулой (6.6). Такая картина представлена на рис. 6.6 а. Как видно на ри­ сунке, образование зоны сходимости обусловлено рефракцией зву­ ковых лучей в зоне канала. Ширина этой зоны на поверхности моря ограничивается лучами, претерпевающими полное внутреннее отра­ жение на нижней границе подводного звукового канала (луч 2) и у дна (луч 3). Луч 1, показанный на рисунке, ограничивает даль­ ность распространения звука при отсутствии зоны сходимости. Ме­

жду этим лучом и лучом 2 располага­ ется зона акустической тени.

Зоны сходимости позволяют увели­ чить дальность действия гидроакусти­ ческих систем до нескольких десятков километров.

В океане можно выделить два вида подводного звукового канала: поверх­ ностный и глубинный.

Поверхностный подводный звуко­ вой канал может наблюдаться в верх­ ней толще воды в весенне-летний се­

зон, когда поверхностные слои прогреты, а нижние еще сохраняют зимнее распределение температуры. В этом случае изменение ско­ рости звука с глубиной следует за изменением температуры воды, которая вначале падает до какой-то глубины, а затем растет, что и обусловливает возникновение подводного звукового канала, назы­ ваемого поверхностным.

Глубинный подзодный звуковой канал возникает под влиянием изменения температуры и давления с глубиной. До глубин порядка 1000 м наблюдается уменьшение скорости звука, обусловленное по­ нижением температуры воды. Ниже температура воды практически не меняется с глубиной, но начинает сказываться рост давления, что вызывает увеличение скорости звука. Вследствие указанных при­ чин на глубинах порядка 1000 м появляется минимум скорости звука, что и создает явление звукового канала.

Влияние слоя скачка на ослабление силы звука. Наиболее ин­ тенсивная рефракция звуковых лучей происходит в слое скачка ско­ рости звука, который совпадает со слоем скачка плотности воды. Учитывая, что изменения плотности воды чаще всего определяются изменениями температуры, а не солености, слой скачка скорости звука обычно связан со слоем скачка температуры. При переходе звуковых лучей через слой скачка интенсивность звука резко умень­ шается. Количественную оценку этого ослабления можно получить из следующих рассуждений.

Предположим, что на границу слоя скачка падает параллельный пучок звуковых лучей под углом cji к горизонту (рис. 6.8). После

198

преломления в слое скачка угол скольжения лучей станет равным аз, причем a2>«i. Благодаря этому площадь сечения параллель­ ного пучка лучей ниже слоя скачка S аЬ окажется больше площади

сечения до слоя скачка 5аьСчитая, что пучки имеют вид трубок, можно записать

•Sa jbi CLib\

Если мощность источника обозначить через Ра, то интенсивность

Ра

звука в верхней трубке (до преломления) будет / = —— , а в ниж- •Sab ’

ней (после преломления) /2

(L\b\

Отношение интенсивностей звука k будет

Учитывая, что

ab — ab1 sin aibt = abi sin a2,

получим

/2 _ sin ai / 1 sina2

Величина k может быть определена и через отношение скоростей звука в слое, расположенном выше слоя скачка щ и ниже его с2, учитывая соотношение (6.6), из которого следует, что

При практических расчетах дальности действия гидроакустиче­ ских средств возникает вопрос о том, каким значениям вертикаль­ ного градиента скорости звука соответствует слой скачка. К сожа­ лению, ответить на этот вопрос однозначно нельзя, так же как и на вопрос о градиентах температуры в изотермическом слое и слое скачка температуры. Более того, при определении слоя скачка звука нельзя принять однозначно за главный параметр вертикальный гра­ диент скорости звука.

Качественно слой скачка скорости звука определяется как слой, в котором происходит заметный на глаз изгиб кривой вертикального распределения скорости звука, связанный с переходом градиента на меньшую величину или с изменением знака. Таких изгибов может быть несколько, поэтому в качестве одного из критериев слоя скач­ ка логично принять слой с максимальным вертикальным градиентом скорости звука. Однако и в данном случае изменение интенсив­ ности звука под слоем скачка будет также зависеть от угла паде­ ния луча, частоты импульса, отражающих характеристик цели,

199

глубин взаимного положения излучателя и цели и т. п. Следова­ тельно, конкретные характеристики слоя скачка звука являются нс только региональными, но зависят также от практически решае­ мых задач.

§ 33. Акустические характеристики вод океана

Скорость звука. Скорость распространения звука в океанах из­ меняется во времени и в пространстве соответственно изменению температуры, солености и гидростатического давления воды.

Из анализа особенностей географического распределения и се­ зонных изменений температуры и солености, рассмотренных в гл. II, следует, что на изменение скорости звука наиболее существенное влияние оказывают изменения температуры воды, которые значи­ тельно превышают изменения солености. Гидростатическое давле­ ние оказывает влияние только на изменения скорости звука по вер­ тикали, причем наиболее существенно это влияние на глубинах, где вертикальные градиенты температуры воды малы.

Скорость звука на поверхности в феврале изменяется в Атлан­ тическом, Тихом и Индийском океанах от 1450 м/с в полярных рай­ онах до 1535—1540 м/с в экваториальных. В августе в полярных районах северного полушария скорость звука возрастает до 1480 м/с, а в полярных районах южного полушария уменьшается до 1450— 1445 м/с.

Такая закономерность изменения скорости звука хорошо согла­ суется с закономерностями изменения температуры воды на поверх­ ности, средние значения которой составляют около 28° С у экватора

иоколо 0°С у кромки полярных льдов. Так как кромка арктических

иантарктических льдов летом сдвигается к полюсам соответствую­

щего полушария, в высоких широтах океанов в это время темпера­ тура воды возрастает благодаря притоку тепла от Солнца, вызы­ вающего таяние льдов, что и вызывает повышение скорости звука.

Изменения солености воды на поверхности океанов, как указано в гл. II, незначительны как во времени, так и в пространстве. В по­ лярных районах средняя соленость воды на поверхности равна 32— 33%о, достигая в тропической зоне 36—37%0. Следовательно, измене­ ния солености от полярных районов к тропикам составляют всего 4—5%о и поэтому не оказывают заметного влияния на изменения скорости звука.

Подводный звуковой канал. Из анализа вертикального распре­ деления температуры воды в океанах (гл. II) следует, что темпе­ ратура воды в верхних слоях обычно убывает, а затем начиная с не­ которого горизонта остается практически неизменной до самого дна.

Вертикальное же распределение солености характеризуется сла­ бым возрастанием солености с глубиной.

Поэтому, учитывая сказанное выше, можно заключить, что на изменение скорости звука с глубиной наиболее существенное влия­ ние оказывают: в верхнем слое толщиной несколько сот метров, где наблюдается значительный вертикальный градиент температуры,— температура воды, а в нижних слоях, где вертикальный градиент

200

температуры близок к пулю, — гидростатическое давление. Измене­ ния солености с глубиной не оказывают существенного влияния на изменения скорости звука.

Поэтому в океанах скорость звука вначале убывает, следуя за убыванием температуры воды, и достигает минимума на глубине, на которой вертикальный градиент температуры становится близок к пулю. Далее скорость звука возрастает до самого дна благодаря увеличению гидростатического давления, так как температура и со­ леность почти не изменяются с глубиной.

Такое изменение скорости звука типично для случая образова­ ния глубинного подводного звукового канала. Глубина залегания оси канала, как отмечено выше, соответствует глубине залегания минимума скорости звука. Эта глубина в различных районах Ми­ рового океана различна и тесно связана с характером вертикаль­ ного изменения температуры воды.

Поэтому, руководствуясь данными о вертикальном распределе­ нии температуры в различных частях океанов, рассмотренном в гл. II, можно сделать следующие общие выводы о глубине зале­ гания оси подводного звукового канала.

В Атлантическом океане глубина оси канала возрастает от 600—- 800 м в северной его части до 1300—1500 м в районе тропика. К эк­ ватору глубина залегания оси канала уменьшается до 600 м и затем возрастает в южной тропической зоне до 900—1000 м. К южному полярному району глубина оси канала вновь уменьшается до 100—

200м.

ВТихом океане отмечается картина, близкая к указанной выше

для Атлантики, распределения глубины залегания оси канала. В по­ лярных районах обоих полушарий глубина канала расположена на горизонте около 100 м, возрастая к тропикам до 800—1000 м, сохра­ няясь в этих пределах и в экваториальной зоне.

В Индийском океане глубина залегания оси канала составляет примерно 100 м в южном полярном районе, возрастая до 1500 м в северных его частях.

Вследствие малых годовых колебаний температуры воды на больших глубинах можно предполагать, что указанные глубины за­ легания оси капала не будут существенно изменяться в годовом ходе, так же как не будут изменяться и абсолютные величины ско­ рости на оси канала.

Так как температура воды на оси канала в различных районах океанов неодинакова, неодинакова будет и скорость звука. Однако эти различия значительно меньше, чем на поверхности. Скорость звука на оси канала может изменяться от 1450—1460 м/с в поляр­ ных районах до 1480—1490 м/с в тропических и экваториальных районах.

Сравнивая скорости звука на поверхности со скоростями звука на оси канала, можно сделать вывод, что их изменения от поверх­ ности до оси канала будут наибольшими в экваториальной зоне, где они равны примерно 50 м/с, и уменьшаются к полярным районам обоих полушарий.

201