CƠ SỞ ÂM HỌC ĐẠI DƯƠNG ( BIÊN DỊCH PHẠM VĂN HUẤN ) - CHƯƠNG 1

Chia sẻ: Nguyen Nhi | Ngày: | Loại File: PDF | Số trang:28

Thêm vào BST

Báo xấu

92
lượt xem 11
download

Download Vui lòng tải xuống để xem tài liệu đầy đủ

ĐẠI DƯƠNG NHƯ MỘT MÔI TRƯỜNG ÂM Đại dương là một môi trường âm cực kỳ phức tạp. Nét đặc trưng nhất của môi trường đại dương là bản chất bất đồng nhất của nó. Có hai loại bất đồng nhất, bất đồng nhất có quy luật và bất đồng nhất ngẫu nhiên, cả hai đều ảnh hưởng mạnh tới trường âm trong đại dương. Ví dụ, sự biến thiên đều của tốc độ âm theo độ sâu dẫn tới hình thành kênh âm ngầm và do đó sự truyền âm giới hạn xa. Những bất đồng nhất ngẫu nhiên gây...

Chủ đề:

Bình luận(0) Đăng nhập để gửi bình luận!

Lưu

Nội dung Text: CƠ SỞ ÂM HỌC ĐẠI DƯƠNG ( BIÊN DỊCH PHẠM VĂN HUẤN ) - CHƯƠNG 1

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI BREKHOVSKIKH L. M., LYZANOV IU. P. FUNDAMENTALS OF OCEAN ACOUSTICS CƠ SỞ ÂM HỌC ĐẠI DƯƠNG THIRD EDITION BIÊN DỊCH: PHẠM VĂN HUẤN L. M. Brekhovskikh Yu. P. Lyzanov NHÀ XUẤT BẢN ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI Springer-Verlag New York - 2003
MỤC LỤC Chương 3. Sự phản xạ âm từ bề mặt và đáy đại dương: các 103 sóng phẳng 3.1. Các hệ số Phản xạ và truyền qua tại mặt phân cách giữa 103 hai chất lỏng 3.2. Sự truyền sóng âm từ nước vào không khí và ngược lại 110 Chương 1. Đại dương như một môi trường âm 9 3.3. Sự phản xạ sóng âm từ đáy đại dương gồm các lớp lỏng 115 1.1. Tốc độ âm trong nước biển 9 3.4. Sự phản xạ âm từ vật rắn 123 1.2. Các trắc diện thẳng đứng tiêu biểu của tốc độ âm và điều 11 3.5. Sự phản xạ từ môi trường phân lớp liên tục 132 kiện truyền âm tương ứng Chương 4. Sự phản xạ âm từ bề mặt và đáy đại dương: 135 1.3. Sự hấp thụ âm 22 Nguồn điểm 1.4. Sự biến động của đại dương và hệ quả của nó tới trường âm 26 4.1. Trường âm của nguồn định vị gần mặt nước 135 1.5. Mặt đại dương 39 4.2. Khai triển sóng cầu thành các sóng phẳng 144 1.6. Sự tản mát âm tại mặt đại dương 42 4.3. Sóng phản xạ 146 1.7. Tản mát âm bởi các bọt khí 45 4.4. Sóng bên (Lateral wave) 154 1.8. Các lớp tản mát dưới sâu 48 4.5. Phản xạ từ nửa không gian bất đồng nhất phân lớp: các 160 1.9. Đáy đại dương 50 vùng tụ tia 1.10. Tiếng ồn môi trường xung quanh 54 Chương 5. Truyền âm trong nước nông 169 1.11. Các thấu kính ngoại nêm nhiệt 58 5.1. Biểu diễn tia của trường âm trong một lớp: Các nguồn ảo 169 Chương 2. Lý thuyết tia về trường âm trong đại dương 61 5.2. Biểu diễn tích phân của trường trong lớp 173 2.1. Phương trình sóng cho môi trường bất đồng nhất 61 5.3. Các thức chuẩn trong đại dương với đáy phản xạ lý tưởng 176 2.2. Sự khúc xạ của các tia âm 67 5.4. Sự liên hệ giữa các biểu diễn trường khác nhau 182 2.3. Khoảng cách phương ngang của một tia 71 5.5. Các thức chuẩn trong chất lỏng hai lớp 184 2.4. Xấp xỉ građien không đổi của trắc diện tốc độ âm 72 5.6. Định luật suy yếu trung bình 188 2.5. Cường độ âm, nhân tố tiêu điểm và các điểm tụ âm 75 Chương 6. Kênh âm ngầm 197 2.6. Sự khúc xạ ba chiều 80 6.1. Lý thuyết tia đơn giản của kênh âm ngầm: hệ số bẫy của 197 2.7. Định luật Snells đối với đại dương phụ thuộc khoảng cách 86 kênh âm ngầm 2.8. Thám sát cắt lớp âm đại dương 90 6.2. Kênh âm ngầm chuẩn 206 2.9. Các chùm tia phân kỳ yếu 97 3 4
6.3. Các vùng hội tụ 209 9.11. Sự tản mát âm từ một bề mặt với hai quy mô của độ gồ 350 6.4. Trường của một nguồn điểm trong kênh âm ngầm như 214 ghề tổng của các sóng (thức) chuẩn 9.12. Kênh bề mặt với một biên gồ ghề 355 6.5. Biểu diễn tích phân của trường âm trong kênh âm ngầm 216 9.13. Tiền âm vọng trong đại dương 361 6.6. Biến đổi biểu diễn tích phân thành tổng các thức chuẩn 219 9.14. Phép gần đúng độ nghiêng bé trong sóng tản mát bởi bề 365 6.7. Các thức chuẩn trong phép xấp xỉ WKB: tích phân pha 226 mặt gồ ghề Chương 7. Sự dẫn sóng phụ thuộc khoảng cách 249 Chương 10. Truyền âm trong đại dương ngẫu nhiên 375 7.1. Các thức chuẩn trong môi trường phân lớp hoàn toàn: 250 10.1. Các thăng giáng biên độ và pha 376 Phương pháp dẫn sóng quy chiếu 10.2. Sự tản mát âm bởi những bất đồng nhất ngẫu nhiên 386 7.2. Xấp xỉ đoạn nhiệt: Bất biến tia 252 10.3. Các thăng giáng pha do sóng nội 400 7.3. Các tia trong mặt phẳng ngang 268 10.4. Các thăng giáng trong quá trình truyền nhiều đường 407 7.4. Phương pháp phương trình parabôn 272 Chương 11. Tản mát và hấp thụ âm bởi bọt khí trong nước 411 Chương 8. Sự truyền âm phản dẫn sóng 11.1. Tản mát âm bởi một bọt đơn lý tưởng 411 281 8.1. Kênh phản dẫn sóng tuyến tính lân cận bề mặt nước 281 11.2. Tản mát và hấp thụ âm bởi một bọt thực 417 8.2. Sự phản dẫn sóng đối xứng: Các tựa thức 286 11.3. Phương sai của tốc độ âm 422 8.3. Sự phản dẫn sóng đối xứng: sóng rìa 298 11.4. Tản mát âm bởi một bọt khí gần bề mặt biển 425 11.5. Dao động của tập hợp bọt 431 Chương 9. Sự tản mát âm tại các bề mặt gồ ghề 303 9.1. Tham số Rayleigh 303 435 Tài liệu tham khảo 9.2. Phương pháp nhiễu động bé (MSP) 305 9.3. Cường độ trung bình 308 9.4. Hệ số tản mát của bề mặt đại dương 318 9.5. Phổ tần số của trường tản mát 325 9.6. Hệ số phản xạ trên hướng phản xạ gương 329 9.7. Phương pháp mặt phẳng tiếp tuyến: Khái niệm cơ bản 332 9.8. Trường trung bình 336 9.9. Hệ số tản mát của âm tần cao 340 9.10. Phổ tần số 347 5 6
Chương 1 Tốc độ âm tăng theo nhiệt độ, độ muối và độ sâu. Theo (1.1.1) độ muối tăng 1 %o tại nhiệt độ 10 oC và hay độ sâu tăng 100 m tuần tự làm ĐẠI DƯƠNG NHƯ MỘT MÔI TRƯỜNG ÂM tăng tốc độ âm 1,2 m/s và 1,6 m/s. Gia số tốc độ âm ∆ c theo biến thiên nhiệt độ 1 oC phụ thuộc vào giá trị nhiệt độ: Đại dương là một môi trường âm cực kỳ phức tạp. Nét đặc trưng T ( o C) 5 10 15 20 25 30 nhất của môi trường đại dương là bản chất bất đồng nhất của nó. Có hai ∆ c (m/s) 4,1 3,6 3,1 2,7 2,4 2,1 loại bất đồng nhất, bất đồng nhất có quy luật và bất đồng nhất ngẫu nhiên, Khi nhiệt độ và độ muối là hằng số, tốc độ âm tăng theo áp suất thủy cả hai đều ảnh hưởng mạnh tới trường âm trong đại dương. Ví dụ, sự biến tĩnh (građien thủy tĩnh của tốc độ âm). Građien tương đối ( dc / dz chia thiên đều của tốc độ âm theo độ sâu dẫn tới hình thành kênh âm ngầm và cho c0 ) trong trường hợp này bằng 1,1 − 1,2 × (10 −5 m −1 ) . Građien do đó sự truyền âm giới hạn xa. Những bất đồng nhất ngẫu nhiên gây nên sự tản mát các sóng âm và do đó những thăng giáng trong trường âm. phương thẳng đứng của tốc độ âm ở phần lớn các khu vực đại dương bằng khoảng một số nghìn lần građien phương ngang, ngoại trừ ở những 1.1. TỐC ĐỘ ÂM TRONG NƯỚC BIỂN vùng hội tụ của các hải lưu lạnh và ấm, nơi các građien phương ngang và thẳng đứng đôi khi như nhau. Biến thiên của tốc độ âm c trong đại dương tương đối nhỏ. Thông Vậy ở bước xấp xỉ thứ nhất có thể xem đại dương như một môi thường c nằm giữa 1450 và 1540 m/s. Tuy nhiên những biến thiên nhỏ trường phân tầng phẳng với các đặc trưng chỉ biến thiên theo độ sâu và của c có ảnh hưởng đáng kể tới sự truyền âm trong đại dương. không biến đổi trong mặt phẳng ngang. Còn sự ảnh hưởng của sóng nội, Tốc độ âm có thể đo trực tiếp tại chỗ bằng các thiết bị chuyên dụng - rối quy mô lớn, các hải lưu và một số nhân tố khác làm nhiễu bức tranh các máy đo tốc độ, hoặc tính theo công thức thực nghiệm nếu biết nhiệt này phải được xét riêng. độ T , độ muối S và áp suất thủy tĩnh P (hoặc độ sâu z ). Sai số đo bằng các máy đo tốc độ hiện đại bằng khoảng 0,1 m/s. Độ chính xác tính 1.2. CÁC TRẮC DIỆN THẲNG ĐỨNG TIÊU BIỂU CỦA TỐC ĐỘ bằng những công thức thực nghiệm hoàn thiện nhất cũng bằng khoảng ÂM VÀ ĐIỀU KIỆN TRUYỀN ÂM TƯƠNG ỨNG đó. Tuy nhiên những công thức cho độ chính xác cao như vậy rất cồng Chính hình dạng (trắc diện) của đường cong c( z) và sự phân bố của kềnh. Một phương trình ít chính xác hơn nhưng đơn giản là građien tốc độ âm theo độ sâu, chứ không phải giá trị tuyệt đối của tốc độ c = 1449,2 + 4,6T − 0,055T 2 + 0,00029T 3 âm là quan trọng hơn cả đối với sự truyền âm trong đại dương. Với một + (1,34 − 0,010 T ) ( S − 35) + 0,016 z . (1.1.1) loại trắc diện c( z) , âm có thể truyền xa hàng trăm và hàng nghìn km, Ở đây nhiệt độ T biểu diễn bằng oC, độ muối S bằng phần nghìn (%o), nhưng với loại khác, thì âm cùng tần số chỉ truyền xa vài chục km hoặc độ sâu z bằng mét và tốc độ âm c bằng m/s. Phương trình (1.1.1) áp thậm chí ít hơn. dụng với 0 o C ≤ T ≤ 35 o C , 0 ≤ S ≤ 45 %o và 0 ≤ z ≤ 1000 m. 7 8
χ max = [2 ( c0 − cm ) / cm ] 1 / 2 , Các trắc diện c( z) ở những vùng đại dương khác nhau rất khác nhau và chúng cũng biến đổi theo thời gian. Thăng giáng lớn nhất quan còn cm và c0 là các tốc độ âm tuần tự tại trục và tại biên của kênh. Do sát được ở lớp bên trên, chủ yếu do những biến thiên mùa và ngày của đó, hiệu c0 − c m càng lớn thì khoảng góc mở mà các tia bị bẫy càng lớn, nhiệt độ và độ muối. Tại các độ sâu lớn hơn 1 km những biến thiên thẳng tức ống dẫn sóng càng hiệu dụng. đứng của nhiệt độ (cũng như độ muối) thường là rất yếu, nên tốc độ âm tăng hầu như hoàn toàn do tăng áp suất thủy tĩnh. Kết quả là, tại các độ sâu lớn tốc độ âm tăng gần như tuyến tính theo độ sâu. Bây giờ chúng ta sẽ xem xét những dạng chính của trắc diện c( z) và các kiểu truyền âm tương ứng với chúng. 1.2.1. Kênh âm ngầm (USC) 1 Ở những khu vực nước sâu, trắc diện c( z) tiêu biểu có dạng tốc độ âm cực tiểu ở một độ sâu nhất định z m (hình 1.1a). Độ sâu này là trục của kênh âm ngầm. Bên trên trục đó tốc độ âm tăng chủ yếu do tăng nhiệt độ; còn bên dưới tốc độ âm tăng chủ yếu do tăng áp suất thủy tĩnh. Nếu Hình 1.1. Kênh âm ngầm loại 1 ( c 0 < c h ) nguồn âm ở trục của kênh âm ngầm hoặc lân cận đó, thì một phần năng (a) trắc diện c( z) , (b) sơ đồ tia lượng âm bị bẫy trong kênh âm ngầm và truyền trong phạm vi kênh, không đi tới đáy hay mặt đại dương, do đó không bị tản mát và hấp thụ Độ sâu trục kênh âm ngầm thường bằng 1000-1200 m. Ở vùng nhiệt tại các biên ấy. Sơ đồ tia trong kênh âm ngầm được dẫn trên hình 1.1b. đới nó hạ thấp tới 2000 m và nâng lên gần tới mặt tại các vĩ độ cao. Tại Các tia đi ra từ nguồn với góc mở nhỏ (góc giữa tia và mặt phẳng ngang) các vĩ độ trung bình (từ 60 oS đến 60 oN) tốc độ âm tại trục kênh âm sẽ quay lại trục kênh nhiều lần. Đây là một kiểu truyền sóng bị dẫn. Kênh ngầm biến thiên từ 1450 đến 1485 m/s ở Thái Bình Dương và từ 1450 âm ngầm là một trường hợp đặc biệt của ống dẫn sóng tự nhiên. Trong đến 1500 m/s ở Đại Tây Dương. khí quyển cũng có ống dẫn sóng âm tương tự. Nếu tốc độ âm bên dưới trục kênh âm chỉ tăng theo áp suất thủy Sự truyền sóng bị dẫn đối với trường hợp trên hình 1.1 được quan tĩnh, thì ta nói rằng kênh âm đó là kênh âm thủy tĩnh. Tuy nhiên, trong sát thấy trong khoảng độ sâu 0 < z < z c . Các độ sâu z = 0 và z = z c là một số trường hợp ở đại dương kênh âm ngầm sinh ra do sự hiện diện của những biên của kênh âm ngầm. Kênh bẫy tất cả những tia âm đi ra từ các khối nước ấm với độ muối cao ở bên dưới trục kênh. Kiểu kênh âm nguồn (đặt tại trục) với góc mở χ < χ max , trong đó ngầm này gọi là kênh nhiệt. Ví dụ, các kênh âm nhiệt điển hình có ở biển Baltic và Hắc Hải. 1 Nhiều khi còn gọi là kênh SOFAR 9 10
Có hai loại kênh âm ngầm tùy thuộc vào tỷ số c0 / c h . Trường hợp được thể hiện rõ trên sơ đồ tia (hình 1.3). Các vùng tối được ký hiệu bằng c0 < c h biểu diễn trên hình 1.1a. Với những khu vực nông hơn ứng với A1, A2, ..., B1, B2, ... Các tia âm bị bẫy không xâm nhập được vào những trường hợp ngược lại c0 > c h (hình 1.2). Ở đây kênh âm ngầm mở rộng vùng đó. Khi nguồn tiến dần tới trục kênh âm, thì độ rộng của các vùng tối giảm đi và độ rộng của các vùng sáng tăng lên. Nếu độ sâu của nguồn từ đáy cho tới độ sâu z c , nơi tốc độ âm bằng c h . Hai tia giới hạn được và trục kênh âm trùng nhau, thì các vùng tối biến mất tại độ sâu đó. Sẽ có biểu diễn trên hình 1.2b cho trường hợp này. Các tia bị bẫy không vượt một số tia âm đạt tới máy thu trong trường hợp này nếu như máy thu nằm lên khỏi độ sâu z c . Chỉ những tia phản xạ từ đáy mới đạt tới vùng đó. không xa trục kênh âm. Sự truyền âm nhiều đường như thế là một trong Khoảng cách truyền âm cực đại trong kênh âm ngầm bị giới hạn chủ những đặc điểm đặc trưng nhất của trường âm trong kênh âm ngầm. yếu bởi sự hấp thụ trong nước biển. Âm tần số đủ thấp bị hấp thụ tương Sự xuất hiện lần thứ hai của các tia âm tại các độ sâu nhỏ sau khi đối ít, có thể truyền đi những khoảng cách hàng trăm và hàng nghìn km. chúng bị phản xạ ở các lớp sâu thường là do sự hội tụ các tia đó và tạo Ví dụ, các tín hiệu âm phát sinh từ một nguồn 57 Hz đặt ở vị trí gần đảo thành cái gọi là các điểm tụ âm (các đường đậm trên hình 1.3b). Những Heard (Ấn Độ Dương) tại độ sâu 157 m (trục kênh âm địa phương) đã vùng đó gọi là các vùng hội tụ. Nơi đó có mức cường độ âm cao. được phát hiện bởi một số điểm thu ở Ấn Độ Dương, Đại Tây Dương và Cấu trúc vùng rất khác biệt đôi khi được quan sát thấy ở những Thái Bình Dương cách xa 18 000 km (hình A.1.1) [1.2]. Sự truyền âm khoảng cách rất xa. Ở vùng nhiệt đới Đại Tây Dương, giữa các khoảng như thế gọi là truyền âm đường dài. cách 400 và 2 300 km có tới 37 vùng hội tụ được phát hiện (tần số: 13,89 Hz) [1.3]. Tại những khoảng cách lớn hơn, cấu trúc vùng bị mờ nhạt đi do những biến thiên của trắc diện c( z) dọc đường truyền âm. Tổn thất truyền của trường âm tại những khoảng cách từ 400 đến 1000 km được biểu diễn trên hình 1.4. Hai băng ghi ở phía trên tương ứng với tần số âm 111.1 Hz (độ sâu nguồn là 21 m). Băng ghi ở trên cùng thể hiện cường độ âm như một hàm của khoảng cách sau khi lấy trung bình trên các khoảng cách 7 km, còn băng ghi thứ hai kể từ trên - sau khi lấy trung bình trên khoảng cách 215 m. Các vị trí của những vùng hội tụ (các cực đại của cường độ âm) với số hiệu từ 7 đến 15 được thể hiện bằng những đường thẳng đứng. Khoảng cách giữa các vùng hội tụ là 65 km. Hai băng ghi ở Hình 1.2. Kênh âm ngầm loại 2 ( c 0 > c h ) (a) trắc diện c( z) , (b) sơ đồ tia phía dưới nhận được tại tần số 13,89 Hz (độ sâu nguồn là 104 m) bằng Có những đặc điểm rất lý thú đối với trường hợp nguồn nằm gần cách lấy trung bình trên các khoảng cách tuần tự 7 km và 400 m. Các mặt đại dương. Trường hợp điển hình đối với kênh âm ngầm là “cấu trúc vùng hội tụ cách nhau 61,7 km. Sự khác nhau về khoảng cách giữa các vùng” của trường âm - sự xen kẽ giữa các vùng sáng và vùng tối âm - vùng hội tụ tại những tần số khác nhau là do những hiệu ứng sóng. 11 12
Hình A.1.1. Tia âm đi từ nguồn tới các vị trí máy thu. Các chấm đơn chỉ vị trí máy thu đơn. Các chấm với các đường ngang chỉ chuỗi phao neo đáy, các đường đứng chỉ chuỗi thẳng đứng và các đường gạch chấm chỉ các chuỗi máy thu sắp xếp theo hướng mũi tên (In lại theo Munk et al., 1994) 13 14 A1, A2, ..., B1, B2, ... là những vùng tối biên độ giữa các vùng hội tụ ứng với tần số cao và thấp Đại Tây Dương (1.3). Các mũi tên biểu diễn sự chuyển Hình 1.4. Tổn thất phát xạ theo biên độ ở vùng nhiệt đới Hình 1.3. Cấu trúc vùng điển hình của trường âm trong kênh âm ngầm
Có thể quan trắc thấy trường hợp tốc độ âm tăng từ mặt tới tận đáy ở 1.2.2. Kênh âm mặt các khu vực Bắc Băng Dương và Nam Cực, ở các biển nội địa vùng nhiệt Kênh này được hình thành khi trục kênh nằm ở bề mặt. Trắc diện đới và ở các biển nông trong thời kỳ mùa thu và mùa đông. Trắc diện c( z) điển hình cho trường hợp này được biểu diễn trên hình 1.5a. Tốc độ c( z) điển hình đối với Bắc Băng Dương được biểu diễn khái quát trên âm tăng đến độ sâu z = h rồi bắt đầu giảm. Sơ đồ tia âm tương ứng được hình 1.6. Nét đặc trưng ở đây là sự tồn tại của một lớp mặt mỏng với tốc thể hiện trên hình 1.5b. Những tia đi ra từ nguồn với góc mở χ < χ b (ở độ âm rất thấp và građien tốc độ âm lớn ( a ≈ 4 − 5 (10 −5 m −1 ) ). đây χ b là góc trượt của tia âm ở biên tiếp tuyến với biên phía dưới của kênh) truyền đi với nhiều lần phản xạ từ bề mặt. Nếu mặt đại dương là phẳng trơn, thì những tia này ở lại trong kênh âm bất kể khoảng cách từ nguồn bằng bao nhiêu và tạo nên sự truyền sóng bị dẫn. Nếu mặt đại dương gồ ghề, thì một phần năng lượng âm bị tản mát theo các góc χ > χ b tại mỗi lần tiếp xúc với bề mặt và do đó đi ra khỏi kênh âm. Kết cục của trường hợp này là trường âm suy yếu trong kênh âm, nhưng ở vùng phía dưới kênh thì mức âm của nó tăng lên. Hình 1.6. Trắc diện tốc độ âm điển hình đối với Bắc Băng Dương 1.2.3. Kênh âm ngầm với hai trục Trường hợp này thường hay xảy ra khi các kênh âm mặt và dưới sâu đồng thời tồn tại. Trắc diện c( z) điển hình được thể hiện trên hình 1.7a. Trục của kênh phía trên nằm ở bề mặt, còn trục của kênh phía dưới ở độ sâu z m . Sơ đồ tia tương ứng cho trường hợp nguồn nằm trong kênh phía Hình 1.5. Kênh âm mặt: (a) trắc diện c( z) , (b) sơ đồ tia trên được biểu diễn trên hình 1.7b. Ở đây tia 1 truyền trong kênh trên, còn Trường hợp được biểu diễn trên hình 1.5 thường xảy ra ở lớp trên tia 2 chủ yếu truyền trong kênh dưới. Một số tia lúc đầu thuộc kênh trên của các vùng đại dương nhiệt đới và ôn đới, nơi nhiệt độ và độ muối cũng có thể xâm nhập xuống kênh dưới do sự tản mát tại bề mặt gồ ghề trong lớp gần mặt gần như không đổi do xáo trộn gió. Trong trường hợp (ví dụ tia 3). Những tia đó gọi là các tia thất thoát. Biến thiên của trắc diện c( z) dọc đường truyền cũng có thể tạo nên những tia thất thoát. đó, tốc độ âm tăng theo độ sâu do građien áp suất thủy tĩnh. 15 16
Kênh âm hai trục được thông báo quan sát thấy ở Bắc Đại Tây Dương, ngoài khơi bán đảo Bồ Đào Nha. Trục kênh phía trên ở độ sâu 450-500 m, còn trục dưới ở độ sâu khoảng 2000 m. Có phân bố tốc độ âm theo độ sâu như thế là do khối nước Địa Trung Hải ấm và mặn hơn xâm nhập vào các lớp nước sâu (∼1200 m) của Đại Tây Dương [A.1.1]. Hình 1.8. Sự hình thành vùng tối hình học khi tốc độ âm giảm đơn điệu theo độ sâu Vùng tối hình học không phải là một vùng cường độ âm bằng không. Trong trường hợp lý tưởng biểu diễn trên hình 1.8, năng lượng âm xâm nhập vào vùng tối nhờ sự tán xạ. Trong những trường hợp thực, các sóng âm bị phản xạ từ đáy và bị tản mát bởi những bất đồng nhất ngẫu nhiên của môi trường cũng tạo ra âm thanh của vùng tối. Hình 1.7. Kênh âm hai trục: (a) trắc diện c( z) , (b) sơ đồ tia 1.2.5. Truyền âm trong nước nông 1.2.4. Sự truyền sóng không bị dẫn Kiểu truyền âm này tương ứng với trường hợp khi mỗi tia âm từ nguồn đi được khoảng cách đủ dài bị phản xạ tại đáy. Trắc diện điển hình Kiểu truyền sóng không bị dẫn đơn giản nhất quan sát được khi tốc được thể hiện trên hình 1.9a. Nó được quan sát thấy ở các biển nông và độ âm giảm đơn điệu theo độ sâu (hình 1.8a). Tình huống này thường là thềm đại dương, đặc biệt trong thời kỳ hè - thu, khi các lớp nước phía trên hệ quả bức xạ Mặt Trời nung nóng mạnh các lớp nước phía trên. Sơ đồ được nung nóng nhiều. Sơ đồ tia lý tưởng được dẫn trên hình 1.9b. Vì tia được biểu diễn trên hình 1.8b. Tất cả các tia bị khúc xạ xuống phía mỗi lần phản xạ từ đáy sẽ làm suy yếu sóng âm một cách đáng kể, nên dưới. Tia tiếp tuyến với bề mặt là tia giới hạn. Khu vực gạch chéo biểu truyền âm trên những khoảng cách lớn gắn liền với tổn thất lớn năng diễn vùng tối hình học. Với những điều kiện tiêu biểu trong đại dương, lượng âm. thì khoảng cách từ nguồn đến vùng tối chỉ bằng một số km. 17 18
⎛ SA f T f 2 ⎞ Bf 2 β = 8,68 ⋅ 10 3 ⎜ ⎟ (1 − 6,54 ⋅ 10 −4 P ) (dB/km), + ⎜ ⎟ +f 2 2 fT ⎝ ⎠ fT (1.3.1) −6 −6 trong đó A = 2,34 ⋅ 10 , B = 3,38 ⋅ 10 , S là độ muối (%o), P là áp suất thủy tĩnh (kg/cm2), f là tần số (kHz) và f T = 21,9 ⋅ 10 6 −1520 /(T +273 ) là một tần số phục hồi (kHz), T − nhiệt độ (oC). Nếu nhiệt độ biến thiên Hình 1.9. Truyền âm ở biển nông: a) trắc diện c( z) , (b) sơ đồ tia từ 0o đến 30o, f T biến đổi xấp xỉ từ 59 đến 210 kHz. 1.3. SỰ HẤP THỤ ÂM Trong công thức (1.3.1), số hạng thứ nhất ở dấu ngoặc thứ nhất mô tả sự hấp thụ do quá trình hồi phục của MgSO4, còn số hạng thứ hai Khi âm truyền trong đại dương, một phần năng lượng âm liên tục bị tương ứng với sự hấp thụ nhớt. Biểu thức ở dấu ngoặc thứ hai diễn tả sự hấp thụ, tức bị chuyển hóa thành nhiệt. Sự hấp thụ đó một phần do độ hấp thụ phụ thuộc vào áp suất thủy tĩnh. Tuy nhiên, mối phụ thuộc là nhớt trượt của chất lỏng. Tuy nhiên, độ nhớt khối do một số quá trình tương đối yếu: cho tới độ sâu 4 km, biến thiên của nó không vượt quá 30 phục hồi (relaxation process) trong nước biển là nguyên nhân chính của %. sự hấp thụ tại các tần số 100 Hz - 100 kHz. Tại những tần số thấp (100 Hz - 3 kHz), sự suy giảm âm được mô tả Một nguyên nhân khác làm suy yếu cường độ âm trên khoảng cách tốt hơn bằng công thức của Thorp [1.5]: trong đại dương là do sự tản mát các sóng âm bởi những bất đồng nhất 0,11 f 2 44 f 2 thuộc một kiểu khác. Thông thường chỉ có thể đo được hiệu ứng tổng hợp β= + (dB/km), (1.3.2) 1 + f 2 4100 + f 2 của hấp thụ và tản mát. Hiệu ứng đó gọi là sự suy giảm âm. Trên cơ sở phân tích nhiều dữ liệu phòng thí nghiệm và thực nghiệm hiện trường, với f là tần số âm (kHz). Cả hai số hạng đều có cấu trúc hồi phục điển Marsh và Schulkin [1.4] đã thu được công thức thực nghiệm sau đây cho hình: số hạng thứ nhất (quan trọng nhất tại các tần số đang xét) mô tả sự hệ số suy giảm trong nước biển tại các tần số trong khoảng giữa 3 kHz và hấp thụ rõ ràng là do quá trình hồi phục của axit boric H3BO3 (tần số hồi 0,5 MHz 2 phục: 1 kHz); số hạng thứ hai mô tả quá trình hồi phục của MgSO4 (tần số hồi phục: ≈ 65 kHz). Hệ số hấp thụ do quá trình hồi phục axit boric có sự biến thiên địa lý rõ rệt liên quan tới giá trị độ pH khác nhau trong các đại dương [1.6]. Sự phụ thuộc vào độ pH này đòi hỏi phải cải biên số 2 β được biểu diễn bằng đêxibel trên kilômet (dB/km). Sự khác nhau giữa áp hạng thứ nhất trong (1.3.2) bằng cách đưa ra một nhân tử bổ sung K phụ suất p1 và p2 là N dB nếu 20 lg p1 / p2 = N . 19 20
thuộc độ pH. Giá trị của K thay đổi trong các đại dương từ 0,5 đến 1,1. Lovett [1.7] đã phân tích sự biến thiên khu vực của quá trình hấp thụ âm bởi axit boric. Theo (1.3.2) sự suy giảm âm tần số thấp là rất yếu. Ví dụ, cường độ âm suy giảm 10 lần tại tần số 100 Hz diễn ra trên khoảng cách 8 333 km. Không có một loại bức xạ nào khác có thể sánh được với các sóng âm tần thấp khi truyền đường dài trong đại dương. Các sóng điện từ, kể cả những sóng do các máy laser mạnh phát ra, bị hấp thụ hầu như hoàn toàn tại khoảng cách nhỏ hơn 1 km. Hình 1.10 khái quát các dữ liệu thực nghiệm về sự phụ thuộc tần số của hệ số suy giảm ở các đại dương Đại Tây Dương, Ấn Độ Dương, Thái Bình Dương và các biển Địa Trung Hải và Hồng Hải [1.5]. Các tính toán theo (1.3.1) đối với tần số trên 3 kHz với z = 1240 m và theo (1.3.2) đối với dải tần 0,1 - 3 kHz cho hệ số suy giảm khá phù hợp với với thực nghiệm. Tuy nhiên, ở khu vực thấp hơn 100 Hz, dữ liệu thực nghiệm thiên cao đáng kể so các giá trị lý thuyết và có độ tản mát lớn (hơn một bậc của độ lớn). Kibblewhite và Hampton [1.8] đã tổng quan tất cả dữ liệu hiện có về sự hấp thụ tần thấp trong kênh âm ngầm, nhóm chúng theo các khối nước và thu được những kết quả có lý trong phạm vi mỗi nhóm. Các khối nước đã được đặc tả bằng trắc diện tốc độ âm c( z) . Kết quả là, họ đã đề xuất một công thức như sau cho hệ số hấp thụ trong kênh Hình 1.10. Hệ số suy giảm thực nghiệm theo tần số: (o) trường âm ngầm khu vực dưới 1 kHz: hợp âm hình sin; (•) trường hợp âm xung nổ. Các đường cong I và II là những dự báo tuần tự dựa trên các công thức (1.3.1) và (1.3.2) β = β S + 0,11 f 2 K (1 + f 2 ) −1 + 0,011 f 2 (dB/km), (1.3.3) [1.5] trong đó K là hệ số, nó tính đến sự biến thiên khu vực của các hiệu ứng Mặc dù phân nhóm dữ liệu thực nghiệm theo khu vực đã cho các giá liên quan tới nguyên tố bo. β S là hệ số suy giảm bổ sung, không phụ trị hợp lý, nhưng những nguyên nhân vật lý dẫn tới sự suy giảm dư tại thuộc tần số. Giá trị của nó tùy thuộc vào loại khối nước và biến thiên từ các tần số thấp hơn 100 Hz thì hoàn toàn chưa rõ. Sự tản mát âm tùy 0,2 ⋅ 10 −3 đến 4,2 ⋅ 10 −3 dB/km. thuộc tần số bởi những bất đồng nhất rối quy mô lớn có thể là một nguyên nhân làm suy giảm tại băng tần này. Tại các tần số bằng một số 21 22
Hz, những tổn thất tán xạ liên quan tới thất thoát năng lượng âm từ kênh nổ được phát nổ ở gần các biên phía nam và phía bắc của Gulf Stream. âm ngầm là quan trọng. Sự suy giảm do những tổn thất tán xạ tăng lên Có thể nhận ra sự biến đổi mạnh về mức âm (6 - 10 dB) gây nên bởi một theo chiều tần số giảm. sự di dịch nhỏ vị trí nổ. Phân tích lý thuyết cho thấy rằng những đặc điểm quan sát được của trường âm có thể giải thích là do sự biến đổi của trắc 1.4. SỰ BIẾN ĐỘNG CỦA ĐẠI DƯƠNG VÀ HỆ QUẢ CỦA NÓ TỚI diện c( z) dọc theo đường truyền, cụ thể là do độ sâu của trục kênh âm đã TRƯỜNG ÂM tăng lên giữa khu vực nước lạnh sườn lục địa và nước ấm của biển Sargasso. Theo quan điểm âm học đại dương, thì những nhân tố sau đây rất biến động: các hải lưu, sóng nội, rối quy mô nhỏ làm xáo động đặc điểm phân tầng phương ngang của tốc độ âm và gây nên những thăng giáng không gian và thời gian của âm được truyền đi. 1.4.1. Các hải lưu quy mô lớn và các đới front Biên giới của các hải lưu quy mô lớn, như Gulf Stream và Kurosyo, là những đới front phân chia các khối nước với những đặc trưng vật lý rất khác nhau. Trong phạm vi các đới front đó nhiệt độ, độ muối, mật độ và tốc độ âm chịu những biến động mạnh. Ví dụ, ở biên phía bắc của Gulf Stream (phía bắc của 35 oN) chênh nhiệt độ đạt tới 10 oC trên khoảng cách 5 hải lý. Biên phía nam là một front yếu - chênh nhiệt độ giữa các khối nước của Gulf Stream và của biển Sargasso bằng khoảng 1 - 2 oC. Hình 1.11. Các mức cường độ âm (quy chuẩn theo lan truyền suy Trên hình 1.11 dẫn ra kết quả nghiên cứu thực nghiệm về truyền âm giảm và hình trụ) phụ thuộc vào khoảng cách, các băng tần 1/3 khoảng cách xa dọc tuyến cắt ngang qua Gulf Stream từ phía đông nam khoảng tám với tâm tại 50, 80 và 160 Hz, trường hợp truyền ngang tới phía tây bắc. Các nguồn nổ bằng chất TNT dùng làm một nguồn âm qua Gulf Stream [1.9]; N và S là các biên phía bắc và nam của Gulf đã được phát nổ tại độ sâu 244 m dọc theo một đoạn đường bao phủ Gulf Stream Stream cách 600 - 900 km với hai máy nghe sâu đặt ở đáy gần Bermuđa. 1.4.2. Các xoáy synop (quy mô vừa) Các tín hiệu thu được phân tích trên các băng tần 1/3 khoảng tám với tâm tại 50, 80 và 160 Hz. Quan trắc trắc diện c( z) dọc theo đường truyền Những cuộn xoáy lớn trong đại dương thường hay quan sát thấy ở gần những dòng biển tương phản mạnh như Gulf Stream và Kurosyo. Các được thực hiện gần như là đồng thời với thí nghiệm âm. xoáy front có hình dạng của những vòng khuyên và được hình thành như Hình 1.11 cho thấy rằng các mức thu là thấp nhất khi những nguồn là hệ quả của các khúc uốn lớn bị tách ra khỏi dòng nước chính. Gần đây, 23 24
các xoáy synop đã được phát hiện ở vùng khơi đại dương [1.10]. Những tham số của các xoáy synop biến thiên trong khoảng khá rộng: đường kính của một xoáy 25 - 500 km, vận tốc nước trong xoáy 30 - 150 cm/s và tốc độ di chuyển của tâm xoáy tới 10 cm/s. Trong vùng xoáy, tốc độ âm có cấu trúc phức tạp. Trên hình 1.12 thể hiện phân bố của tốc độ âm trong mặt phẳng thẳng đứng cắt ngang qua một vòng khuyên xoáy thuận bị tách ra khỏi Gulf Stream. Ở phần tâm của vòng khuyên, ta thấy các đường đẳng tốc độ bị nâng cao lên khoảng 700 m. Kết quả là, građien thẳng đứng của tốc độ âm tăng đáng kể về phía tâm của vòng kuyên. Hình 1.13. Mức cường độ âm phụ thuộc khoảng cách đối với một máy thu tại độ sâu 300 m. Đường cong liền nét ứng với sơ đồ tia biển Sargasso và đường cong gạch nối thể hiện sơ đồ tia trong vòng khuyên xoáy thuận [1.11] Hình 1.12. Mặt cắt đường đẳng tốc độ âm trong mặt phẳng thẳng đứng đi qua một vòng khuyên xoáy thuận bị tách ra khỏi Gulf Stream. Các số gần những đường cong chỉ tốc độ âm bằng m/s [1.11] Hình 1.14. Như hình 1.13 đối với máy thu ở độ sâu 1000 m [1.11] 25 26
T ( T = 12 giê / sin ϕ , ϕ − vĩ độ). Trên hình 1.15 [1.12] biểu diễn các Trên hình 1.13 thể hiện sự tổn thất đường truyền phụ thuộc khoảng cách cho trường hợp truyền âm ngang qua nửa phía bắc của vòng khuyên thăng giáng thời gian của biên độ (a) và pha (b) của một tín hiệu 367 Hz, xoáy thuận ở hình 1.12. Dữ liệu đã được tính theo phép xấp xỉ tia đối với ghi được tại khoảng cách 1318 km. Nguồn đặt ở độ sâu 527 m trên đáy một nguồn điểm đẳng hướng đặt ở tâm của vòng khuyên tại độ sâu 200 sườn lục địa gần Elcuthera, còn máy thu ở độ sâu 1723 m trên đáy gần m. Độ sâu máy thu là 300 m. Tính toán tổn thất truyền đã có tính đến sự Bermuđa. mở rộng front sóng, sự hấp thụ trong nước 3 và sự thất thoát năng lượng âm vào trong đáy. Để so sánh, ở đây cũng dẫn ra sự tổn thất truyền đối với điều kiện biển Sargasso ở bên ngoài vòng khuyên. Khi âm truyền qua vòng khuyên xoáy thuận nhận thấy hai đặc điểm: thứ nhất, sự di chuyển năng lượng từ kênh độ sâu giữa sang kênh âm ngầm sâu do sự khúc xạ xuống phía dưới của các tia tăng lên và sự giảm mức cường độ âm; thứ hai, sự giảm bề rộng phương ngang của các vùng hội tụ và sự dịch chuyển vị trí của chúng so với vị trí chuẩn trong kênh âm ngầm trong biển Sargasso. Ngược lại, tại độ sâu 1000 m, các đường cong tổn thất Hình 1.15. (a) Thăng giáng biên độ và pha của tín hiệu 367 Hz truyền cho thấy các mức cường độ âm tăng lên (hình 1.14). Phân tích sơ tại khoảng cách 1318 km [1.12] đồ tia cho thấy rằng sự truyền âm hiệu quả trong kênh âm ngầm sâu ( z m = 1000 m) tăng lên trong trường hợp này thậm chí nếu nguồn âm Hình 1.16 [1.13] biểu diễn phổ của các thăng giáng của các thành phần áp suất trên các trục tọa độ Đêcac X và Y (mục 10.4) đối với tín được đặt tại một độ sâu tương đối nhỏ bên trong vòng khuyên xoáy hiệu âm 220 Hz: phổ tốc độ pha (bên trái), phổ của loga biên độ (ở giữa) thuận. Tại độ sâu 300 m, các vùng hội tụ thứ nhất và thứ hai bị di dịch và phổ biên độ (bên phải). Thí nghiệm được thực hiện ở phía đông nam tuần tự 20 và 30 km. Vậy vòng khuyên xoáy thuận tạo ra những nhiễu Bermuđa. Nguồn âm được neo đặt ở trục kênh âm ngầm, tại độ sâu 1100 đáng kể trong trường âm. m gần Bermuđa. Tín hiệu được thu bằng máy nghe treo dưới tầu thả trôi 1.4.3. Sóng nội tại các độ sâu 500, 1000 và 1500 m, cách nguồn khoảng 250 km. Phổ tốc độ pha giảm đơn điệu tại tốc độ giữa ω −0 ,5 và ω −1 . Các phổ của những Sóng nội gây nên những nhiễu động lớn về cường độ và pha của các sóng âm. Đó là những chuyển động kiểu sóng sinh ra khi các lực trọng máy nghe sâu hơn thì giảm có phần nhanh hơn. Phổ biên độ giảm đơn điệu như ω −1,5 . Các đường liền nét là kết quả lý thuyết dựa trên mô hình trường tác động tới những biến đổi mật độ so với mật độ trung bình trong môi trường. Chúng có chu kỳ từ khoảng chục phút tới chu kỳ quán tính truyền âm đa đường ngẫu nhiên do Dyson và nnk. [1.14] phát triển sử dụng mô hình Garrett-Munk về sóng nội (chương 10). Thấy rằng, kết quả lý thuyết và dữ liệu thực nghiệm khá trùng hợp với nhau. 3 Sự hấp thụ lấy cho một tần số bằng 100 Hz. 27 28
Tính toán còn cho thấy rằng khi có mặt thức thứ nhất của sóng nội 1.4.4. Vi cấu trúc thẳng đứng của nước với biên độ khá lớn và bước sóng tương đối nhỏ trong nêm nhiệt mùa, thì Chỉ mới đây, người ta đã phát hiện thấy những đặc trưng của đại có một hệ thống các vùng tụ tia bổ sung xuất hiện ở khu vực hội tụ thứ dương như độ muối, nhiệt độ, mật độ và tốc độ dòng chảy không biến nhất. Những vùng tụ tia đó xuất hiện vào các thời điểm mà đỉnh sóng nội thiên trơn đều theo độ sâu, mà theo một kiểu gián đoạn đột ngột. Các đặc đi qua nguồn và biến mất khi chân sóng đi qua nguồn. Khả năng hình trưng đó giữ gần như không đổi trong phạm vi các lớp nhất định và biến thành các khu vực hội tự do sự khúc xạ âm tại đỉnh của sóng nội gần đổi nhanh khi chuyển từ lớp này tới lớp khác. Độ dày của các lớp đó biến nguồn đã được chứng minh [1.15]. Các sóng nội còn có thể gây nên sự thiên từ vài chục cm đến vài chục m; bề rộng phương ngang của chúng có khúc xạ của các tia âm trong phương ngang, tức thay đổi hướng truyền thể đạt tới vài chục km. Giá trị của các građien thẳng đứng nhiệt độ và độ của các tia trong mặt phẳng ngang. muối tại các biên của các lớp vượt trội giá trị các građien trung bình 1 - 2 bậc. Građien tốc độ dòng chảy có thể đạt giá trị lớn khoảng 2 cm/s trên một mét độ sâu, trong một số trường hợp thậm chí 5 - 10 cm/s trên một mét độ sâu trong các lớp biên [1.16]. Đôi khi các trắc diện nhiệt độ, độ muối và mật độ giống như những cấu trúc kiểu bậc thang đều. Một ví dụ về cấu trúc kiểu bậc thang như thế của các trường nhiệt độ T , độ muối S và mật độ σ t = ( ρ − 1) 10 3 được biểu diễn trên hình 1.17 [1.17]. Dữ liệu thực nghiệm thu được bằng thám sát STD ở vùng nhiệt đới tây bắc Đại Tây Dương. Độ dày của các lớp tựa đồng nhất biến thiên từ 8 đến 55 m và độ dày của các lớp xen giữa từ 1 đến 8 m. Trong [1.17, 1.18] đã phân tích những nguyên nhân vật lý khả dĩ sinh ra các cấu trúc kiểu bậc thang như vậy. Cấu trúc vi lớp của đại dương có thể ảnh hưởng đáng kể tới trường âm. Ví dụ, các građien thẳng đứng của tốc độ dòng chảy tại các biên của lớp có thể trở nên sánh được với građien thẳng đứng của tốc độ âm. Điều này có thể làm thay đổi mạnh quỹ đạo của các tia âm nếu hướng của chúng tại lớp đó gần với hướng ngang. Để minh họa điều này, Sanford Hình 1.16. Phổ tần số của các thăng giáng tín hiệu âm 220 Hz: phổ tốc [1.19] đã tiến hành tính toán đối với một mô hình môi trường âm đơn độ pha ( dϕ / dt ) ở bên trái; phổ loga biên độ ( 10 lg E ) ở giữa và phổ giản ở hình 1.18. Trắc diện tốc độ âm đã được quan trắc ở biển Sargasso. biên độ ở bên phải [1.13]. Các đường cong là trơn được dự báo dựa Tốc độ dòng chảy bằng không ở mọi nơi, ngoại trừ trong lớp 250 - 400 trên mô hình đa đường ngẫu nhiên trong [1.14] (xem thêm mục 10.4) 29 30
m. Một nguồn âm được đặt tại độ sâu 350 m. Trên hình 1.19 biểu diễn các sơ đồ tia đối với truyền âm trên hướng xuôi dòng chảy và ngược dòng chảy. Hình 1.18. Mô hình dòng chảy và tốc độ âm dùng để tính khúc xạ [1.19] 1.4.5. Rối quy mô nhỏ Rối đại dương có một phổ quy mô khá rộng. Rối quy mô nhỏ với quy mô không gian từ vài cm đến vài chục m rất quan trọng đối với âm học. Nhờ ảnh hưởng trực tiếp của khí quyển, rối luôn luôn quan sát thấy ở lớp xáo trộn trên của đại dương. Tại các độ sâu lớn, nó biểu hiện dưới dạng những “vết” tách biệt, trong đó quan trắc được những mạch động Hình 1.17. Cấu trúc bậc thang của nhiệt độ T , độ muối S nhanh của tốc độ dòng chảy và các thăng giáng của những tham số vật lý và mật độ σ t ở vùng nhiệt đới Đại Tây Dương (nhiệt độ, độ muối, tốc độ âm) của môi trường [1.20]. Như các thí nghiệm đã chỉ ra [1.21], những thăng giáng của chỉ số Các quan trắc đã chỉ ra rằng cấu trúc vi lớp của nước dẫn tới cơ chế khúc xạ âm n(r ) trong lớp xáo trộn trên có thể mô tả bằng một hàm cấu truyền âm đa đường thậm chí trong trường hợp khi không có vi cấu trúc, trúc chỉ có một tia có thể đạt tới máy thu. Sự truyền đa đường gây nên những Dn ( ρ ) = [ n(r1 ) − n(r2 )] 2 nhiễu động bổ sung về pha và biên độ của tín hiệu âm. (dấu chỉ phép lấy trung bình tập hợp) tuân theo quy luật “2/3” của 31 32
Kolmogorov-Obukhov: chỉ số khúc xạ tại độ sâu 40 m trong lớp xáo trộn dày 80 m. Khi ρ = L0 ≈ 1,8 m, hàm cấu trúc bắt đầu “bão hòa”. 2/3 Dn ( ρ ) = ρ ρ = r2 − r1 , 2 , (1.4.1) Cn trong đó Cn là hằng số cấu trúc. Quy luật (1.4.1) áp dụng đối với các giá trị l0 ≤ ρ ≤ L0 , l0 và L0 tuần tự là các kích thước trong và ngoài của Hình 1.20. Hàm cấu trúc chéo chuẩn rối. Theo những ước lượng thực nghiệm, giá trị của l0 không lớn hơn 1 hóa D n ( ρ ) của các thăng giáng chỉ số cm và L0 bằng một số m. < µ 2 > là trung bình khúc xạ [1.21]. bình phương của các thăng giáng Hình 1.21. Hàm cấu trúc ngược chuẩn hóa D A ( ρ ) của các thăng giáng biên độ A của một tín hiệu âm đối với 6 khoảng cách r khác nhau [1.21], r bằng m: (•) 180; (×) < ( ∆A) 2 > - trung 340; (∆) 580; () 710; ( ) 960; ( ) 1100; Hình 1.19. Đường đi của tia đối với (a) truyền hướng xuôi dòng chảy bình bình phương của các thăng giáng biên độ và (b) truyền ngược dòng chảy [1.19] Những thăng giáng của tốc độ âm (chỉ số khúc xạ) gây nên sự tản Trên hình 1.20 biểu diễn hàm cấu trúc chuẩn hóa của thăng giáng mát các sóng âm. Sự giao thoa các sóng nguyên sinh và sóng tản mát dẫn 33 34
tới những thăng giáng biên độ và pha của tín hiệu âm. Một phần của năng lượng âm tản mát có thể rời bỏ kênh âm ngầm, hệ quả là sự suy giảm bổ sung trường âm. Trên hình 1.21 là một chuỗi các hàm cấu trúc chéo của biên độ tín hiệu âm A . Các thăng giáng đối với 6 khoảng cách khác nhau từ nguồn được thể hiện làm ví dụ. 1.5. MẶT ĐẠI DƯƠNG Mặt đại dương hiếm khi bình lặng. Nét đặc trưng nhất đó là chuyển động sóng phức tạp. Sóng gây nên bởi gió rối có đặc điểm rất không đồng đều, ngẫu nhiên. Hệ quả là, một đặc trưng chính quan trắc được bằng thực nghiệm của sóng gió - ly độ của bề mặt ζ (r , t) so với mặt phẳng trung bình - là một hàm ngẫu nhiên của vectơ bán kính ngang r và thời gian t . Theo dữ liệu thực nghiệm thu được ở đại dương, phân bố thống kê của ζ tại một điểm cố định gần giống với luật chuẩn (Gauss), nhưng Hình 1.22. Mật độ xác suất của ly độ mặt biển tại một điểm cố định [1.22]. Những điểm chấm thể hiện 11 786 quan trắc đơn, có độ dẹt nhỏ và ngoài ra dốc đứng hơn (hình 1.22). Phân bố hai chiều đường cong liền nét là phân bố thực nghiệm, đường cong của độ dốc sóng cũng có đặc điểm tương tự, nhưng thậm chí còn khác 2 gạch nối là phân bố chuẩn với cùng phương sai σ = hơn nữa so với luật chuẩn (hình 1.23). Tuy nhiên, với phần lớn các bài [1.23] toán liên quan tới tản mát âm từ mặt đại dương, thì những khác biệt này Ở các vùng cực của các đại dương, ảnh hưởng của thảm băng tới không phải là quá quan trọng và phân bố chuẩn đối với ly độ và độ dốc truyền âm rất đáng kể; những vùng thảm băng tương đối bằng phẳng xen sóng có thể xem là xấp xỉ thứ nhất. kẽ với những luống băng. Phần không bằng phẳng nằm dưới nước của Phổ tần số đã được nghiên cứu chi tiết cho trường hợp trường sóng các luống băng gây nên tản mát sóng âm rất mạnh, các sóng âm tiếp cận phát triển đầy đủ. Các tham số của nó chỉ phụ thuộc vào tốc độ gió. Trên nhiều lần với thảm băng bởi vì građien dương của tốc độ âm trong nước. hình 1.24 biểu diễn kết quả phân tích hai chiều đối với một khối lượng rất lớn tài liệu thực nghiệm do Pierson và Moskovitz [1.25] thực hiện. Phân bố góc của năng lượng sóng gió trên mặt phẳng ngang phụ thuộc vào tần số sóng. Các hợp phần tần thấp của mặt biển dậy sóng có phổ góc hẹp, còn phần tần cao của phổ thì thực tế đẳng hướng. 35 36
1.6. SỰ TẢN MÁT ÂM TẠI MẶT ĐẠI DƯƠNG Khi một sóng âm trong nước đi tới bề mặt đại dương gồ ghề sẽ sinh ra các sóng tản mát. Có những hợp phần hiệp biến và không hiệp biến trong trường âm tản mát. Hợp phần hiệp biến là một sóng truyền trong Hình 1.23. Mật độ xác suất của hướng phản xạ gương và có thể tính được bằng cách lấy trung bình thống độ dốc bề mặt [1.24]. Các đường kê của trường tản mát trên tập hợp các hàm ζ . Tỷ số giữa biên độ của cong liền nét thể hiện phân bố sóng này và biên độ của sóng tới xác định hệ số phản xạ hiệp biến (trung quan trắc dọc theo hai trục tọa độ, các đường gạch nối - phân bình). Nếu bề mặt là bằng phẳng thì hệ số phản xạ âm từ nó thường là bố chuẩn với cùng phương sai gần bằng − 1 , tức mặt đại dương là bề mặt phản xạ thực tế lý tưởng. σ X =< ζ X > , σ Y =< ζ Y > [1.23] 2 2 2 2 Năng lượng âm đi tới mặt biển gồ ghề cũng quay lại nước hoàn toàn, nhưng vì một phần năng lượng đó bị tản mạn vào trường sóng tản mát, nên hệ số phản xạ hiệp biến luôn nhỏ hơn đơn vị và giảm đi khi độ cao của sóng mặt tăng lên (tương thích với bước sóng âm). Đại lượng có ích là tham số hiệp biến, nó là tỷ số của hợp phần cường độ hiệp biến trên tổng cường độ (hiệp biến cộng với không hiệp biến). Hình 1.25 cung cấp dữ liệu thực nghiệm về sự phụ thuộc của tham số hợp biến vào tham số Rayleigh P = 2 kσ sin χ , ở đây k là số sóng âm, σ là ly độ bình phương trung bình của bề mặt gồ ghề, χ là góc mở của một sóng âm (so với mặt phẳng ngang). Dữ liệu nhận được đối với những σ khác nhau được chỉ bằng các ký hiệu khác nhau. Hàm exp (− P 2 ) (đường gạch nối) xấp xỉ khá tốt mối phụ thuộc thực nghiệm. Đối với những giá trị lớn của tham số Rayleigh, P >> 1 , hợp phần hiệp biến gần bằng không và trường tản mát gần như hoàn toàn không hiệp biến. Trong thủy âm học, âm tản mát trở lại, tức tản mát trên hướng của nguồn âm, rất quan trọng. Phụ thuộc điển hình của hệ số tản mát trở lại 4 vào góc mở χ 0 được cho trên hình 1.26 [1.28]. Dữ liệu này nhận được Hình 1.24. Phổ tần số Pierson-Moscovitz S ( Ω ) của mặt biển dậy sóng phát triển đầy đủ đối với những tốc độ gió v khác nhau đo 4 Hệ số tản mát m S (một đại lượng không thứ nguyên) bằng tỷ số giữa cường độ ở độ cao 19,5 m: (•) 10 m/s; () 16,3 m/s; (×) 20,6 m/s [1.26] âm bị tản mát bởi bề mặt đơn vị trên góc đơn vị và cường độ của sóng tới. 37 38
cho điều kiện đại dương với sóng gió phát triển hoàn toàn (tốc độ gió v ≈ 9,5 m/s). Tại các góc mở χ 0 ≥ 60 o , trường tản mát chủ yếu là do các phản xạ gương - “các tia phát sáng” - từ những bề mặt gợn sóng riêng rẽ của mặt biển gồ ghề. Tại các góc mở nhỏ hơn, sự tản mát “cộng hưởng” của âm là quan trọng hơn (chương 9). Tại những tần số cao (10-20 kHz) và những góc mở nhỏ, hệ số tản mát chỉ phụ thuộc yếu vào góc mở; trong trường hợp này các bọt khí trong lớp trên của đại dương là các nhân tố đóng góp chính cho trường tản mát. Sự đóng góp tương đối của các bọt khí tăng lên khi tăng tần số âm. Hình 1.26. Hệ số tản mát trở lại theo góc mở đối với các tần số 2-20 kHz [1.28]. Các đường liền là giá trị lý thuyết dựa trên mô hình hai quy mô về độ gồ ghề mặt biển (mục 9.11) Hình 1.25. Phụ thuộc của tham số hiệp biến vào tham số Rayleigh đối với một số giá trị σ : (•) 6 cm, ( ) 10 cm, (￭) 23 cm [1.27] Phổ tần số của trường tản mát trong hướng gương gồm một đường phổ tại tần số của sóng tới f 0 , một hợp phần hiệp biến của trường và một phổ liên tục của trường không hiệp biến dưới dạng hai “cánh” ở bên trái và bên phải của đường đó. Các phổ như thế đối với những tần số sóng tới bằng 110 và 312 Hz được biểu diễn trên hình 1.27 [1.29]. Thực nghiệm được tiến hành ở một vùng khơi đại dương với tốc độ gió khoảng 8,5 m/s 39 40