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

ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

BREKHOVSKIKH L. M., LYZANOV IU. P.







CƠ SỞ ÂM HỌC ĐẠI DƯƠNG


BIÊN DỊCH: PHẠM VĂN HUẤN













NHÀ XUẤT BẢN ĐẠI HỌC QUỐC GIA HÀ NỘI

FUNDAMENTALS OF OCEAN ACOUSTICS

THIRD EDITION



L. M. Brekhovskikh
Yu. P. Lyzanov










Springer-Verlag New York - 2003

MỤC LỤC


Chương 1. Đại dương như một môi trường âm 9
1.1. Tốc độ âm trong nước biển


















9
1.2. Các trắc diện thẳng đứng tiêu biểu của tốc độ âm và điều
kiện truyền âm tương ứng
11
1.3. Sự hấp thụ âm 22

1.4. Sự biến động của đại dương và hệ quả của nó tới trường âm

26
1.5. Mặt đại dương 39
1.6. Sự tản mát âm tại mặt
đại dương 42
1.7. Tản mát âm bởi các bọt khí 45
1.8. Các lớp tản mát dưới sâu 48
1.9. Đáy đại dương 50
1.10. Tiếng ồn môi trường xung quanh 54
1.11. Các thấu kính ngoại nêm nhiệt 58
Chương 2. Lý thuyết tia về trường âm trong đại dương 61
2.1. Phương trình sóng cho môi trường bất đồng nhất 61
2.2. Sự khúc xạ của các tia âm 67
2.3. Khoảng cách phương ngang của một tia 71
2.4. Xấp xỉ građien không đổi của trắc diện tốc độ âm 72
2.5. Cường
độ âm, nhân tố tiêu điểm và các điểm tụ âm

75
2.6. Sự khúc xạ ba chiều 80
2.7. Định luật Snells đối với đại dương phụ thuộc khoảng cách

86
2.8. Thám sát cắt lớp âm đại dương 90
2.9. Các chùm tia phân kỳ yếu 97
Chương 3. Sự phản xạ âm từ bề mặt và đáy đại dương: các
sóng phẳng
103
3.1. Các hệ số Phản xạ và truyền qua tại mặt phân cách giữa

hai chất lỏ
ng
103
3.2. Sự truyền sóng âm từ nước vào không khí và ngược lại 110
3.3. Sự phản xạ sóng âm từ đáy đại dương gồm các lớp lỏng

115
3.4. Sự phản xạ âm từ vật rắn 123
3.5. Sự phản xạ từ môi trường phân lớp liên tục 132
Chương 4. Sự phản xạ âm từ bề mặt và đáy đại dương:
Nguồn điểm
135
4.1. Trường âm của nguồn đị
nh vị gần mặt nước 135
4.2. Khai triển sóng cầu thành các sóng phẳng

144
4.3. Sóng phản xạ 146
4.4. Sóng bên (Lateral wave) 154
4.5. Phản xạ từ nửa không gian bất đồng nhất phân lớp: các
vùng tụ tia
160
Chương 5. Truyền âm trong nước nông 169
5.1. Biểu diễn tia của trường âm trong một lớp: Các nguồn ảo

169
5.2. Biểu diễn tích phân của trường trong lớp 173
5.3. Các thức chuẩn trong đại dương với đáy phản xạ lý tưởng 176
5.4. Sự liên h
ệ giữa các biểu diễn trường khác nhau 182

5.5. Các thức chuẩn trong chất lỏng hai lớp 184
5.6. Định luật suy yếu trung bình 188
Chương 6. Kênh âm ngầm 197
6.1. Lý thuyết tia đơn giản của kênh âm ngầm: hệ số bẫy của
kênh âm ngầm
197
6.2. Kênh âm ngầm chuẩn 206
3 4

6.3. Các vùng hội tụ













209
6.4. Trường của một nguồn điểm trong kênh âm ngầm như
tổng của các sóng (thức) chuẩn
214
6.5. Biểu diễn tích phân của trường âm trong kênh âm ngầm 216
6.6. Biến đổi biểu diễn tích phân thành tổng các thức chuẩn 219
6.7. Các thức chuẩn trong phép xấp xỉ WKB: tích phân pha 226

Chương 7. Sự dẫn sóng phụ thuộc khoảng cách 249
7.1. Các thức chuẩn trong môi trường phân lớp hoàn toàn:
Phương pháp dẫn sóng quy chiếu
250
7.2. Xấp x
ỉ đoạn nhiệt: Bất biến tia 252
7.3. Các tia trong mặt phẳng ngang 268
7.4. Phương pháp phương trình parabôn 272
Chương 8. Sự truyền âm phản dẫn sóng
281
8.1. Kênh phản dẫn sóng tuyến tính lân cận bề mặt nước 281
8.2. Sự phản dẫn sóng đối xứng: Các tựa thức 286
8.3. Sự phản dẫn sóng đối xứng: sóng rìa 298
Chương 9. Sự tản mát âm tại các bề mặt gồ ghề 303
9.1. Tham số Rayleigh 303
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

9.11. Sự tản mát âm từ một bề mặt với hai quy mô của độ gồ
ghề
350
9.12. Kênh bề mặt với một biên gồ ghề 355

9.13. Tiền âm vọng trong đại dương 361
9.14. Phép gần đúng độ nghiêng bé trong sóng tản mát bởi bề
mặt gồ ghề
365
Chương 10. Truyền âm trong đại dương ngẫu nhiên 375
10.1. Các thăng giáng biên độ và pha 376
10.2. Sự tản mát âm bởi những bất đồng nhất ngẫu nhiên

386
10.3. Các thăng giáng pha do sóng nội 400
10.4. Các thăng giáng trong quá trình truyền nhiều đường 407
Chương 11. Tản mát và hấp thụ âm bởi bọt khí trong nước

411
11.1. Tản mát âm bởi một bọt đơn lý tưởng 411
11.2. Tản mát và hấp thụ âm bởi một bọt thực 417
11.3. Phương sai của tốc độ âm 422
11.4. Tản mát âm bởi một bọt khí gần bề mặt biển

425
11.5. Dao động của tập hợp bọt 431
Tài liệu tham khảo
435

5 6

Chương 1
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 nên
sự tản mát các sóng âm và do đó những thăng giáng trong trường âm.
1.1. TỐC ĐỘ ÂM TRONG NƯỚC BIỂN
Biến thiên của tốc độ âm
trong đại dương tương đối nhỏ. Thông
thường
c
nằm giữa 1450 và 1540 m/s. Tuy nhiên những biến thiên nhỏ
của
có ảnh hưởng đáng kể tới sự truyền âm trong đại dương.
c
c
Tốc độ âm có thể đo trực tiếp tại chỗ bằng các thiết bị chuyên dụng -
các máy đo tốc độ, hoặc tính theo công thức thực nghiệm nếu biết nhiệt
độ
T
, độ muối và áp suất thủy tĩnh
S
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
bằng những công thức thực nghiệm hoàn thiện nhất cũng bằng khoảng
đó. Tuy nhiên những công thức cho độ chính xác cao như vậy rất cồng
kềnh. Một phương trình ít chính xác hơn nhưng đơn giản là
32
00029005506421449 TTTc ,,,, +−+=

zST 0160350100341 ,)(),,( +−−+
. (1.1.1)
Ở đây nhiệt độ
T
biểu diễn bằng
o
C, độ muối bằng phần nghìn (%o),
độ sâu
S
z
bằng mét và tốc độ âm bằng m/s. Phương trình (1.1.1) áp
dụng với
,
4≤≤ S
≤z
c
C35C0
oo
≤≤ T
50
%o và

≤
m.
∆ ,1
ng
,
khi như nhau.
10000
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
o
C và hay độ sâu tăng 100 m tuần tự làm
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
o
C phụ thuộc vào giá trị nhiệt độ:
)( C
o
T 5 10 15 20 25 30
)(m/sc 4,1 3,6 3,1 2,7 2,4 2
Khi nhiệt độ và độ muối là hằng số, tốc độ âm tăng theo áp suất thủy
tĩnh (građien thủy tĩnh của tốc độ âm). Građien tương đối (
chia
cho
0
c
) trong trường hợp này bằ
×,
)(

15
m10
−−
. Građien
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
vùng hội tụ của các hải lưu lạnh và ấm, nơi các građien phương ngang và
thẳng đứng đôi
dzdc/
− 2111
Vậy ở bước xấp xỉ thứ nhất có thể xem đại dươ
ng như một môi
trường phân tầng phẳng với các đặc trưng chỉ biến thiên theo độ sâu và
không biến đổi trong mặt phẳng ngang. Còn sự ảnh hưởng của sóng nội,
rối quy mô lớn, các hải lưu và một số nhân tố khác làm nhiễu bức tranh
này phải được xét riêng.
1.2. CÁC TRẮC DIỆN THẲNG ĐỨNG TIÊU BIỂU CỦA TỐC ĐỘ
ÂM VÀ ĐIỀU KIỆN TRUYỀN ÂM TƯƠNG ỨNG
Chính hình dạng (trắ
c diện) của đường cong )(
z
c và sự phân bố của
građien tốc độ âm theo độ sâu, chứ không phải giá trị tuyệt đối của tốc độ
âm là quan trọng hơn cả đối với sự truyền âm trong đại dương. Với một
loại trắc diện )(
z
c , âm có thể truyền xa hàng trăm và hàng nghìn km,
nhưng với loại khác, thì âm cùng tần số chỉ truyền xa vài chục km hoặc
thậm chí ít hơn.
7 8

Các trắc diện )(
z
c ở những vùng đại dương khác nhau rất khác
nhau và chúng cũng biến đổi theo thời gian. Thăng giáng lớn nhất quan
sát được ở lớp bên trên, chủ yếu do những biến thiên mùa và ngày của
nhiệt độ và độ muối. Tại các độ sâu lớn hơn 1 km những biến thiên thẳng
đứng của nhiệt độ (cũng như độ muối) thường là rất yếu, nên tốc độ âm
tăng hầu như hoàn toàn do tă
ng 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 diệ (n )
z
c
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 )(
z
c tiêu biểu có dạng tốc độ
âm cực tiểu ở một độ sâu nhất định
m
z
(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
nguồn âm ở trục của kênh âm ngầm hoặc lân cận đó, thì một phần năng
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
tại các biên ấy. Sơ đồ tia trong kênh âm ngầm được dẫn trên hình 1.1b.
Các tia đi ra từ nguồn với góc mở nhỏ (góc giữa tia và mặt phẳng ngang)
sẽ quay lại trục kênh nhiều lần. Đây là một kiểu truyền
sóng bị dẫn. Kênh
âm ngầm là một trường hợp đặc biệt của ống dẫn sóng tự nhiên. Trong
khí quyển cũng có ống dẫn sóng âm tương tự.

Sự truyền sóng bị dẫn đối với trường hợp trên hình 1.1 được quan
sát thấy trong khoảng độ sâu
0
. Các độ sâu
0=z
và
c
là
những biên của kênh âm ngầm. Kênh bẫy tất cả những tia âm đi ra từ
nguồn (đặt tại trục) với góc mở
max
c
zz << zz =
χ
χ
<
, trong đó
[]
21
0
2
/

max
/)(
mm
ccc −=
χ
,

1
Nhiều khi còn gọi là kênh SOFAR

i
còn
m
và
0
c
là các tốc độ âm tuần tự tại trục và tại biên của kênh. Do
đó, h ệu
m
cc −
0
càng lớn thì khoảng góc mở mà các tia bị bẫy càng lớn,
tức ống dẫn sóng càng hiệu dụng.
c

Hìn
<

h 1.1. Kênh âm ngầm loại 1
cc

0
)(
h
(a) trắc diện
, (b) sơ đồ tia
)(zc
Độ sâu trục kênh âm ngầm thường bằng 1000-1200 m. Ở vùng nhiệt
đới nó hạ thấp tới 2000 m và nâng lên gần tới mặt tại các vĩ độ cao. Tại
các vĩ độ trung bình (từ 60
o
S đến 60
o
N) tốc độ âm tại trục kênh âm
ngầm biến thiên từ 1450 đến 1485 m/s ở Thái Bình Dương và từ 1450
đến 1500 m/s ở Đại Tây Dương.
Nếu tốc độ âm bên dưới trục kênh âm chỉ tăng theo áp suất thủy
tĩnh, thì ta nói rằng kênh âm đó là
kênh âm thủy tĩnh. Tuy nhiên, trong
một số trường hợp ở đại dương kênh âm ngầm sinh ra do sự hiện diện của
các khối nước ấm với độ muối cao ở bên dưới trục kênh. Kiểu kênh âm
ngầm này gọi là
kênh nhiệt. Ví dụ, các kênh âm nhiệt điển hình có ở biển
Baltic và Hắc Hải.
9 10

Có hai loại kênh âm ngầm tùy thuộc vào tỷ số
h
c /
0
. Trường hợp

biểu diễn trên hình 1.1a. Với những khu vực nông hơn ứng với
trường hợp ngược lại
h
c>
0
(hình 1.2). Ở đây kênh âm ngầm mở rộng
từ đáy cho tới độ sâu
c
z
, nơi tốc độ â bằng
h
c
. Hai tia giới hạn được
biểu diễn trên hình 1.2b cho trường hợp này. Các tia bị bẫy không vượt
lên k ỏi độ sâu
c
z
. Chỉ những tia phản xạ từ đáy mới đạt tới vùng đó.
c
h
cc <
0
c
được
a nguồn
và tr
a các tia â
m
h
Khoảng cách truyền âm cực đại trong kênh âm ngầm bị giới hạn chủ

yếu bởi sự hấp thụ trong nước biển. Âm tần số đủ thấp bị hấp thụ tương
đối ít, có thể truyền đi những khoảng cách hàng trăm và hàng nghìn km.
Ví dụ, các tín hiệu âm phát sinh từ một nguồn 57 Hz đặt ở vị
trí gần đảo
Heard (Ấn Độ Dương) tại độ sâu 157 m (trục kênh âm địa phương) đã
được phát hiện bởi một số điểm thu ở Ấn Độ Dương, Đại Tây Dương và
Thái Bình Dương cách xa 18
000 km (hình A.1.1) [1.2]. Sự truyền âm
như thế gọi là
truyền âm đường dài.

Hình 1.2. Kênh âm ngầm loại 2
)(
h
cc >
0
(a) trắc diện
)(zc
, (b) sơ đồ tia
Có những đặc điểm rất lý thú đối với trường hợp nguồn nằm gần
mặt đại dương. Trường hợp điển hình đối với kênh âm ngầm là “cấu trúc
vùng” của trường âm - sự xen kẽ giữa các
vùng sáng và vùng tối âm -
thể hiện rõ trên sơ đồ tia (hình 1.3). Các vùng tối được ký hiệu bằng
A
1
, A
2
, , B
1

, B
2
, Các tia âm bị bẫy không xâm nhập được vào những
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 củ
ục kênh âm trùng nhau, thì các vùng tối biến mất tại độ sâu đó. Sẽ có
một số tia âm đạt tới máy thu trong trường hợp này nếu như máy thu nằm
không xa trục kênh âm. Sự truyền âm nhiều đường như
thế là một trong
những đặc điểm đặc trưng nhất của trường âm trong kênh âm ngầm.
Sự xuất hiện lần thứ hai củ m tại các độ sâu nhỏ sau khi
chúng bị phản xạ ở các lớp sâu thường là do sự hội tụ các tia đó và tạo
thành cái gọi là các điểm tụ âm (các đường đậm trên hình 1.3b). Những
vùng đó gọi là
các vùng hội tụ. Nơi đó có mức cường độ âm cao.
Cấu trúc vùng rất khác biệt đôi khi được quan sát thấy ở những
khoảng cách rất xa. Ở vùng nhiệt đới Đại Tây Dương, giữa các khoảng
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 )(
z
c 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 ủa những vùng hộ
i tụ (các cự

cường độ âm) với số hiệu từ 7 đến 15 được thể hiện bằng những
thẳng đứng. Khoảng cách giữa các vùng hội tụ là 65 km. Hai băng ghi ở
phía dưới nhận được tại tần số 13,89 Hz (độ sâu nguồn là 1
cách lấy trung bình trên các khoảng cách tuần tự 7 km và 40 . Các
vùng hội tụ cách nhau 61,7 km. Sự khác nhau về khoảng cách giữa các
vùng hội tụ tại nh
ững tần số khác nhau là do những hiệu ứng sóng.
trí c
c đại của
đường
04 m) bằng
0 m
11 12


h A.1.1. Tia âm đi từ ng ồn tới các v
ấm với các đường ngang chỉ chuỗi p
đường gạch chấm chỉ các chuỗi máy
4)
Hìn u ị trí má ch đơn chỉ vị trí máy thu đơn. Các
ch hao neo đáy, các đườ đứng chỉ chuỗi thẳng đứng và
các thu sắp xếp theo hướ mũi tên (In lại theo Munk et al.,
199
y thu. Các ấm
ng
ng

Hình 1.3. Cấu trúc vùng điển hình của trường âm trong kênh âm ngầm
A
1

, A
2
, , B
1
, B
2
, là những vùng tối

Hình 1.4. Tổn thất phát xạ theo biên độ ở vùng nhiệt đới
g h
Đại Tây Dương (1.3). Các mũi tên biểu diễn sự chuyển
biên độ giữa các vùn ội tụ ứng với tần số cao và thấp
13 14

1.2.2. Kênh âm mặt
Kênh này được hình thành khi trục kênh nằm ở bề mặt. Trắc diện
)(
z
c điển hình cho trường hợp này được biểu diễn trên hình 1.5a. Tốc độ
âm tăng đến độ sâu
hz =
rồi bắt đầu giảm. Sơ đồ tia âm tương ứng được
thể hiện trên hình 1.5b. Những tia đi ra từ nguồn với góc mở
b
χ
χ
<
(ở
đây
b

χ
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 b
ị tản mát theo các góc
b
χ
χ
>
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 1.5. Kênh âm mặt: (a) trắc diện
)(zc
, (b) sơ đồ tia
Trường hợp được biểu diễ 1.5 thường xảy ra ở lớp trên
của các vùng đại dương nhiệt đớ n đới, nơi nhiệt độ và độ muối
trong lớp gần m ong trường hợp
đó, tốc độ âm tă nh.
n trên hình
i và ô
ặt gần như không đổi do xáo trộn gió. Tr
ng theo độ sâu do građien áp suất thủy tĩ
Có thể quan trắc thấy trường hợp tốc độ âm tăng từ mặt tớ
i tận đáy ở
các khu vực Bắc Băng Dương và Nam Cực, ở các biển nội địa vùng nhiệt
đới và ở các biển nông trong thời kỳ mùa thu và mùa đông. Trắc diện

)(
z
c điển hình đối với Bắc Băng Dương được biểu diễn khái quát trên
hình 1.6. Nét đặc trưng ở đây là sự tồn tại của một lớp mặt mỏng với tốc
độ âm rất thấp và građien tốc độ âm lớn ( )m10(54
15 −−
−≈a ).

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 )(
z
c
ở bề
điển hình được thể hiện trên hình 1.7a.
Trục của kênh phía trên nằm mặt, còn trục của kênh phía dưới ở độ
sâu
ơ đồ tia tương ứng cho trường hợp nguồn nằm trong kênh phí
trên đ n n, còn
tia 2 chủ yếu truyền trong kênh dưới. Một số tia lúc đầu thuộc kênh trên
ống kênh dưới do sự tản mát tại bề mặt gồ ghề
(ví d

m
z
. S a
ược biểu diễn trên hình 1.7b. Ở đây tia 1 truyề trong kênh trê
cũng có thể xâm nhập xu
ụ tia 3). Những tia đó gọi là các tia thất thoát. Biến thiên của trắc
diện )(
z
c dọc đường truyền cũng có thể tạo nên những tia thất thoát.
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 1.7. Kênh âm hai trục: (a) trắc diện
sơ đồ tia
uy t quan sát được khi tốc
độ â
)(zc
, (b)
1.2.4. Sự truyền sóng không bị dẫn
Kiểu tr ền sóng không bị dẫn đơn giản nhấ
m giảm đơn điệu theo độ sâu (hình 1.8a). Tình huống này thường là
hệ quả bức xạ Mặt Trời nung nóng mạnh các lớp nước phía trên. Sơ đồ
tia được biểu diễn trên hình 1.8b. Tất cả các tia bị khúc xạ xuống phía
dưới. Tia tiếp tuyến với bề mặt là tia giới hạn. Khu vực gạch chéo biểu

diễn vùng t
ối hình học. Với những điều kiện tiêu biểu trong đại dương,
thì khoảng cách từ nguồn đến vùng tối chỉ bằng một số km.

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 â bằng
không. Trong trường hợp 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 ph
m
lý
ản xạ từ đáy và bị tản mát bởi những bất đồng nhất ngẫu
nhiê
. Nó được quan sát thấy ở các biển nông và
thềm
n của môi trường cũng tạo ra âm thanh của vùng tối.
1.2.5. Truyền âm trong nước nông
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
được thể hiện trên hình 1.9a
đại dương, đặc biệt trong thời kỳ hè - thu, khi các lớp nước phía trên
được nung nóng nhiều. Sơ đồ tia lý tưởng được dẫn trên hình 1.9b. Vì
mỗi lần phả
n xạ từ đáy sẽ làm suy yếu sóng âm một cách đáng kể, nên
truyền âm trên những khoảng cách lớn gắn liền với tổn thất lớn năng
lượng âm.
17 18

20

Hình 1.9. Truyền âm ở biển nông: a) trắc diện
)(zc
, (b) sơ đồ tia
1.3. SỰ HẤP THỤ ÂM
ền trong Khi âm truy đại dương, một phần năng lượng âm liên tục bị
hấp thụ, tức bị chuyển hóa thành nhiệt. Sự hấp thụ đó một phần do độ
nhớt trượt của chất lỏng. Tuy nhiên, độ nhớt khối do một số quá trình
phụ của
sự h
t nguyên nhân khác làm suy yếu cường độ âm trên khoảng cách
tron
c hồi (relaxation process) trong nước biển là nguyên nhân chính
ấp thụ tại các tần số 100 Hz - 100 kHz.
M
ộ
g đại dương là do sự tản mát các sóng âm bởi những bất đồng nhất
thuộc một kiểu khác. Thông thường chỉ có thể đo được hiệu ứng tổng hợp
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,
Marsh và Schulkin [1.4] đã thu được công th
ức thực nghiệm sau đây cho
hệ số suy giảm trong nước biển tại các tần số trong khoảng giữa 3 kHz và
0,5 MHz
2


2

β
được biểu diễn bằng đêxibel trên kilômet (dB/km). Sự khác nhau giữa áp
suất
nếu
1
p và
2
p là N dB Npp =
21
20 /lg .
),(, P
f
Bf
ff
ffSA
T
T
T
4
2
22
2
3
10546110688
−
⋅−
⎟
⎟
⎠
⎞

⎜
⎜
⎝
⎛
+
+
⋅=
β
(dB/km),
(1.3.1)
trong đó
6
10342
−
⋅= ,A
,
6
10383
−
⋅= ,B
,
S
là độ muối (%o),
P
là áp
suất thủy tĩnh (kg/cm
2
),
f
là tần số (kHz) và

)/(
,
27315206
10921
+−
⋅=
T
T
f
là một tần số phục hồi (kHz),
−
T
nhiệt độ (
o
C). Nếu nhiệt độ biến thiên
từ 0
o
đến 30
o
,
T
f
biến đổi xấp xỉ từ 59 đến 210 kHz.
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 MgSO
4
, còn số hạng thứ hai
tương ứng với sự hấp thụ nhớt. Biểu thức ở dấu ngoặc thứ hai diễn tả sự
hấp thụ phụ thuộc vào áp suất thủy tĩnh. Tuy nhiên, mối phụ thuộc là
tương đối yếu: cho tới độ sâu 4 km, biến thiên của nó không vượt quá 30

%.
Tại những tần số thấp (100 Hz - 3 kHz), sự suy giảm âm được mô tả
tốt h
ơn bằng công thức của Thorp [1.5]:
2
2
2
2
4100
44
1
110
f
f
f
f
+
+
+
=
,
β
(dB/km), (1.3.2)
với
f
là tần số âm (kHz). Cả hai số hạng đều có cấu trúc hồi phục điển
hình: số hạng thứ nhất (quan trọng nhất tại các tần số đang xét) mô tả sự
hấp thụ rõ ràng là do quá trình hồi phục của axit boric H
3
BO

3
(tần số hồi
phục: 1 kHz); số hạng thứ hai mô tả quá trình hồi phục của MgSO
4
(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 d ơng [1.6]. Sự phụ thuộc vào độ pH này đòi hỏi phải cải biên số
hạng thứ nhất trong (1.3.2) bằng cách đưa ra một nhân tử bổ sung
ư
K
phụ
19
thuộc độ pH. Giá trị của
K
th
sự bi
giảm â
n số
ạ nào khác có t
rong
ạnh phát ra,
.
đại d
ay đổi trong các đại dương từ 0,5 đến 1,1.
Lovett [1.7] đã phân tích ến thiên khu vực của quá trình hấp thụ âm
bởi axit boric.
Theo (1.3.2) sự suy m tần số thấp là rất yếu. Ví dụ, cường độ

âm suy giảm 10 lần tại tầ 100 Hz diễn ra trên khoảng cách 8
333 km.
Không có một loại bức x hể sánh được với các sóng âm tần
thấp khi truyền đường dài t đại dương. Các sóng điện từ, kể cả những
sóng do các máy laser m 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 ương Đại Tây D
ương, Ấ Độ Dương, Thái
Bìn n
the
i
vớ c
ng m
áng kể so các giá trị lý thuyết và có n mát lớn (hơn một
bậc [1.8] đã tổng quan tất cả dữ
liệu
n
h Dương và các biển Địa Trung Hải và Hồng Hải [1.5]. Các tính toá
o (1.3.1) đối với tần số trên 3 kHz với
1240=z
m và theo (1.3.2) đố
i dải tần 0,1 - 3 kHz cho hệ số suy giảm khá phù hợp với với thự
hiệm. Tuy nhiên, ở khu vực thấp hơn 100 Hz, dữ liệu thực nghiệ
thiên cao đ độ tả
của độ lớn). Kibblewhite và Hampton
hiện có về sự hấp thụ tần thấp trong kênh âm ngầm, nhóm chúng
theo các kh
ối 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 )(

z
c . Kết
quả là, họ đã đề xuất một công thức như sau cho hệ số hấp thụ trong kênh
âm ngầm khu vực dưới 1 kHz:
2122
01101110 ffKf
S
,)(, +++=
−
ββ
(dB/km), (1.3.3)
trong đó
K
là hệ số, nó tính đến sự biến thiên khu vực của các hiệu ứng
liên quan tới nguyên tố bo.
S
β
là hệ số suy giảm bổ sung, không phụ
thuộc tần số. Giá trị của nó tùy thuộc vào loại khối nước và biến thiên từ
3
1020
−
⋅,
đến
3
1024
−
⋅,
dB/km.

1.10. Hệ số suy giảm thực nghiệm theo tần số: (
) trườ
Hình
o ng
hợp âm hình sin; (•) trường hợp âm xung nổ. Các đường cong và
II là 3.2)
[1.5]
Mặc các giá
trị hợp l m dư tại
các tần số thấp hơn 100 Hz thì hoàn toàn chưa rõ. Sự tản mát âm tùy
thuộc tần số bởi những bất đồng nhất rối quy mô lớn có thể là một
nguyê ột số
I
những dự báo tuần tự dựa trên các công thức (1.3.1) và (1.
dù phân nhóm dữ liệu thực nghiệm theo khu vực đã cho
ý, nhưng những nguyên nhân vật lý dẫn tới sự suy giả
n nhân làm suy giảm tại băng tần này. Tại các tần số bằng m
21 22

Hz,
tream (phí
cắt ngang qua Gulf Stream từ phía đông nam
tới p nguồn nổ bằng chất TNT dùng làm một nguồn âm
đã đ sâu 244 m dọc theo một đoạn đường bao phủ Gulf
Stream
những tổn thất tán xạ liên quan tới thất thoát năng lượng âm từ kênh
âm ngầm là quan trọng. Sự suy giảm do những tổn thất tán xạ tăng lên
theo chiều tần số giảm.
1.4. SỰ BIẾN ĐỘNG CỦA ĐẠI DƯƠNG VÀ HỆ QUẢ CỦA NÓ TỚI
TRƯỜNG ÂM

Theo quan điểm âm học đại dương, thì những nhân tố sau đây rất
biến động: các hải lưu, sóng nội, r
ối 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
S a bắc của 35
o
N) chênh nhiệt độ đạt tới 10
o
C 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
o
C.
Trên hình 1.11 dẫn ra kết quả nghiên cứu thực nghiệm về truyền âm
khoảng cách xa dọc tuyến
hía tây bắc. Các
ược phát nổ tại độ
cách 600 - 900 km với hai máy nghe sâu đặt ở đáy gần Bermuđa.
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 tr
ắc diện )(
z
c dọc theo đường truyền
được thực hiện gần như là đồng thời với thí nghiệm âm.

n các biên phía nam và phía bắc của Gulf Stream.
Có thể nhận ra sự biến đổi mạnh về mức âm (6 - 10 dB) gây nên bởi một
sự di dịch nhỏ vị trí nổ. Phân tích lý thuyết cho thấy rằng những đặc điể
m
quan sát được của trường âm có thể giải thích là do sự biến đổi của trắc
diện )(
Hình 1.11 cho thấy rằng các mức thu là thấp nhất khi những nguồn
ổ được phát nổ ở gần
z
c dọc theo đường truyền, cụ thể là do độ sâu của trục kênh âm đã
tăng lên giữa khu vực nước lạnh sườn lục địa và nước ấm của biển
Sargasso.

Hình 1.11. Các mức cường độ âm (quy chuẩn theo lan truyền suy
giảm và hình trụ) phụ thuộc vào khoảng cách, các băng tần 1/3
khoảng tám với tâm tại 50, 80 và 160 Hz, trường hợp truyền ngang
qua Gulf Stream [1.9]; N và S là các biên phía bắc và nam của Gulf
S
23 24

tream
1.4.2. Các xoáy synop (quy mô vừa)
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
xoáy front có hình dạng của những vòng khuyên và được hình thành như
là hệ quả của các khúc uốn lớn bị tách ra khỏi dòng nước chính. Gần đây,
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 c u trúc phức tạp. Trên hình 1.12 thể
hiện phân bố của tốc độ âm trong mặt phẳng thẳng đứng cắt ngang qua
m a
vò 0
m. a
tâm c
ấ
ột vòng khuyên xoáy thuận bị tách ra khỏi Gulf Stream. Ở phần tâm củ
ng khuyên, ta thấy các đường đẳng tốc độ bị nâng cao lên khoảng 70
Kết quả là, građien thẳng đứng của tốc độ âm tăng đáng kể về phí
ủa vòng kuyên.

Hình 1.12. Mặt cắt đường đẳng tốc độ âm trong
mặ ẳng thẳng t 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 1.13. 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 trong vòng khuyên xoáy
thuận [1.11]
tia

t ph đứng đi qua mộ
Hình 1.14. Như hình 1.13 đối với máy thu ở độ sâu 1000 m [1.11]
25 26

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
xoáy thuận ở hình 1.12. Dữ liệu đã được tính theo phép xấp xỉ tia đối với
một nguồn điểm đẳng hướng đặt ở tâm của vòng khuyên tại độ sâu 200
m. Độ sâu máy thu là 300 m. Tính toán tổn thất truyền đã có tính đến sự
mở rộng front sóng, sự hấ
p 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 kiệ n Sargasso ở bên ngoài vòng khuyên. Khi âm truyền qua
vòng
n biể
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
p
hương ngang của các vùng hội tụ và sự dịch
chuyển vị trí của chúng so với vị trí n trong kên
biển Sargasso. Ngược lại, tại độ , các đư
tia cho thấ ự
c
đặ ương đối nhỏ bên trong vòng khuyên xoáy
thuận. Tại độ sâu 300 m, các vùng hội tụ thứ nhất và thứ hai bị di dịch
tuần tự 20 và 30 km. Vậy vòng khu ên xoáy thuận tạo ra những nhiễu
đá
1.4.3. Sóng
trường tác độ i mật độ trung bình trong
m i trường. Chúng có chu kỳ từ khoảng chục phút tới chu kỳ quán tính

xuống hía dưới của các tia tăng lên và sự giảm mức cườ
ng độ âm; thứ

hai, sự giảm bề rộng p
chuẩ h âm ngầm trong
sâu 1000 m ờng cong tổn thất
truyền cho thấy các mức cường độ âm tăng lên (hình 1.14). Phân tích sơ
đồ y rằng s truyền âm hiệu quả trong kênh âm ngầm sâu
(
1000=
m
z
m) tăng lên trong trường hợp này thậm hí nếu nguồn âm
được t tại một độ sâu t
y
ng kể trong trường âm.

nội
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
ng tới những biến đổi mật độ so vớ
ô

3
Sự hấp thụ lấy cho một tần số bằng 100 Hz.
T
(
−=
ϕ
ϕ
,sin/giê12T
vĩ độ). ên hình
thăng giáng thời gian của biên độ ( a m

ghi được tại khoảng cách 1318 km trên đáy
sườn lục địa gần Elcuthera, còn máy thu ở độ sâu 1723 m trên đáy gần
Bermuđa.
Tr 1.15 [1.12] biểu diễn các
a) và pha (b) củ ột tín hiệu 367 Hz,
. Nguồn đặt ở độ sâu 527 m

Hình 1.15. (a) Thăng giáng biên độ và pha của tín hiệu 67 Hz
tại khoảng cách 1318 km [1.12]
Hìn ác thành
phần áp
3
h 1.16 [1.13] biểu diễn phổ của các thăng giáng của c
suất trên các trục tọa độ Đêcac
X
và
Y
(mục 10.4) đố
220 Hz: phổ tốc độ pha (bên ái), phổ biên độ
iên độ (bên phải). Thí nghiệm được thực hiện
i với tín
hiệu âm tr oga (ở giữa)
và phổ b ở phía đông nam
Ber

o Dyson và nnk. [1.14] phát triển sử
dụng mô hình Garrett-Munk về sóng nội (chương 10). Thấy rằng, kết quả
ghiệm khá trùng hợp với nhau.
của l
muđa. Nguồn âm được neo đặt ở trục kênh âm ngầm, tại độ sâu 1100

m gần Bermuđa. Tín hiệu được thu bằng máy nghe treo dưới tầu thả trôi
tại các độ sâu 500, 1000 và 1500 m, cách nguồn khoảng 250 km. Phổ tốc
độ pha giảm đơn đ
iệu tại tốc độ giữa
50,−
ω
và
1−
ω
. Các phổ của những
máy nghe sâu hơn thì giảm có phần nhanh hơn. Phổ biên độ giảm đơn
điệu như
51,−
ω
. Các đường liền nét là kết quả lý thuyết dựa trên mô hình
truyền âm đa đường ngẫu nhiên d
lý thuyết và dữ liệu thực n
27 28

Tính toán còn cho thấy rằng khi có mặt thức thứ nhất của sóng nội
với biên độ khá lớn và bước sóng tương đối nhỏ trong nêm nhiệt mùa, thì
có một hệ thống các vùng tụ tia bổ sung xuất hiện ở khu vực hội tụ thứ
nhất. Những vùng tụ tia đó xuất hiện vào các thờ m mà đỉnh sóng nội
đi qua nguồn và biến mất khi chân sóng đi qua nguồn. Khả ng hình
thành các khu vực h
ội tự do sự khúc xạ âm tại đỉnh của sóng nội gần
nguồn đã được chứng minh [1.15]. Các sóng nội còn có thể gây nên sự
khúc xạ của các tia âm trong phương ngang, tức thay đổi hướng truyền
của các tia trong mặt phẳng ngang.
i điể

nă

Hình 1.16. Phổ tần số của các thăng giáng tín hiệu âm 220 Hz: phổ tốc
độ pha (
dtd /
ϕ
) ở bên trái; phổ loga biên độ (
Elg10
) ở giữa và phổ
biên độ ải [1.13]. Các đường cong là tr c dự báo dựa
trên mô hình đa đường ngẫu nhiên trong [1.14] (xem thêm mục 10.4)
1.4.4. Vi cấu trúc thẳng đứng của nước
Chỉ mới đây, người ta đã phát hiện thấy những đặc trưng của đại
dương như độ muối, nhiệt độ, mật độ và tốc độ dòng chảy không biến
thiên trơn đều theo độ sâu, mà theo một kiểu gián đoạn đột ngột. Các đặc
trưng đó giữ gần như không đổi trong phạm vi các lớp nhất định và biến
đổi nhanh khi chuyển từ lớ
p này tới lớp khác. Độ dày của các lớp đó biến
thiên từ vài chục cm đến vài chục m; bề rộng phương ngang của chúng có
thể đạt tới vài chục km. Giá trị của các građien thẳng đứng nhiệt độ và độ
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 mộ
t 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 đề
nhiệt
độ
ở bên ph ơn đượ
u.

Một ví dụ về cấu trúc kiểu bậc thang như thế của các trường

T
, độ muối
S
và mật độ
3
101)( −=
ρσ
t
được biểu diễn trên
1.17]. Dữ liệu thực nghiệm thu được bằng thám sát S
hình
1.17 [ TD ở vùng
nhiệt
a
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
[1.19] đã ti
ến hành tính toán đối với một mô hình môi trường âm đơn
giản ở hình 1.18. Trắc diện tốc độ âm đã được quan trắc ở biển Sargasso.
Tốc độ dòng chảy bằng không ở mọi nơi, ngoại trừ trong lớp 250 - 400
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 h
ưởng đáng kể tới trường
âm. Ví dụ, các građien thẳng đứng của tốc độ dòng chảy tại các biên củ

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 ch y và ngược dòng
chảy.
ả

Hình 1.17. Cấu trúc bậc thang của nhiệt độ
T
, độ muối S
và mật độ
t
σ
ở vùng nhiệt đới Đ Tây Dương
Các quan trắc đã chỉ ra rằng cấu trúc vi lớp của nước dẫn tới cơ chế
truyền âm đa đường thậm chí trong trường hợp khi không có vi cấu trúc,
chỉ có một tia có thể đạt tới máy thu. Sự truyền đa đường gây nên những
nhiễu động bổ sung về pha và biên độ của tín hiệu âm.

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
nhanh c
ủa tốc độ dòng chảy và các thăng giáng của những tham số vật lý
(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

khúc xạ âm
ại

)(
r
n trong lớp xáo trộn trên có thể mô tả bằng một hàm cấu
trúc
2
21
)]()([)( rr nnD
n
−=
ρ

chỉ phép lấy trung bình tập hợp) tuân theo quy luật “2/3” của
(dấu
31 32

Kolmogorov-Obukhov:
322 /
)(
ρρ
nn
CD = ,
12
rr −=
ρ
, (1.4.1)
trong đó
ằng số cấu trúc. Quy luật (1.4.1) áp dụng đối với các giá

trị
n
C
là h
00
Ll ≤≤
ρ
,
0
l
và
0
L
tu
ng t
ần tự là các kích thước trong và ngoài của
rối. Theo những ước lượ hực nghiệm, giá trị của
ớn hơn 1
cm và
ằng một số m.
0
l
không l
0
L
b

Hình 1.19. Đường đi của tia đối với (a) truyền hướng xuôi dòng chảy
và (b) truyền ngược dòng chảy [1.19]
Trên hình 1.20 biểu diễn hàm cấu trúc chuẩn hóa của thăng giáng

chỉ số khúc xạ tại độ sâu 40 m trong lớp xáo trộn dày 80 m. Khi
81
0
,≈= L
ρ
m, hàm cấu trúc bắt đầu “bão hòa”.


Hình 1.20. Hàm cấu trúc chéo chuẩn
hóa
)(
ρ
D
của các thăng giáng chỉ số
khúc
2
trung bình
bình phương củ ng giáng
n
xạ [1.21].
><
µ
là
a các thă

Hình 1.21. Hàm cấu trúc ngượ
)(
ρ
c chuẩn hóa
A

ệu âm đối với 6
D
của
các thăng giáng biên độ A của một tín hi
u [1.21], r bằng m: (•) 180; (×)
340; (
∆) 580; () 710; (
khoảng cách r khác nha
) 960; ( ) 1100;
2
g
bình bình phương của các th ng giáng biên độ
N sự tản
mát các sóng âm. S và sóng tản mát dẫn
>< ∆ )( A
- trun
ă
hững thăng giáng của tốc độ âm (chỉ số khúc xạ) gây nên
ự giao thoa các sóng nguyên sinh
33 34

tới n
Mặ d
hững 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
t đại ương 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 b
ề mặt ),( t
r
ζ
so với mặt phẳng
trung bình - là một hàm ngẫu nhiên của vectơ g bán kính ngan
r
và thời
gian đượt . Theo dữ liệu thực nghiệm thu c ở đại dương, phân bố thống
kê của
ζ
tại một điểm cố định gần giống với luật chuẩn (Gauss), nhưng
có độ dẹt nhỏ và ngoài ra dốc đứng hơn (hình 1.22). Phân bố hai chiều
của độ dốc sóng cũng có đặc điểm tương tự, nhưng thậm chí còn khác
hơn nữa so với luật chuẩn (hình 1.2 Tuy nhiên, với phần lớ

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,
đường cong liền nét là phân bố thực nghiệm, đường cong
gạch nối là phân bố chuẩn với cùng phương sai
><=
22
ζσ

[1.23]

Ở các vùng cực của các đại dương, ảnh hưởng của thảm băng tới
truyền âm rất đáng kể; những vùng thả
3). n các bài
toán liên quan tới tản mát âm từ mặt đại dương, thì những khác biệt này
không phả
i là quá quan trọng và phân bố chuẩn đối với ly độ và độ dốc
sóng có thể xem là xấp xỉ thứ nhất.
Phổ tần số đã được nghiên cứu chi tiết cho trường hợp trường sóng
phát triển đầy đủ. Các tham số của nó chỉ phụ thuộc vào tốc độ gió. Trên
hình 1.24 biểu diễn kết quả phân tích hai chiều đối với một khối lượng rất
lớn tài liệu thực nghiệ
m 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.
m băng tương đối bằng phẳng xen
bằng phẳng nằm dưới nước của
các luống băng gây nên tản mát sóng âm rất mạnh, các sóng âm tiếp cận
nhiề
kẽ với những luống băng. Phần không
u lần với thảm băng bởi vì građien dươ
ng của tốc độ âm trong nước.
35 36

Hình 1.23. Mật độ xác suất của
độ dốc bề mặt [1.24]. Các đường
cong liền nét thể hiện phân bố
quan trắc dọc theo hai trục tọa
độ, các đường gạch nối - phân
bố chuẩn với cùng phương sai
>=<
22
XX
ζσ
, >=<
22
YY
ζσ
[1.23]
1.6.
hững hợp phần hiệp biến và không hiệp biến
tron

Hình 1.24. Phổ tần số Pierson-Moscovitz
)(ΩS
của mặt biển dậy
sóng phát triển đầy đủ đối với những tốc độ gió
v
khác nhau đo
ở độ cao 19,5 m: (
•) 10 m/s; () 16,3 m/s; (×) 20,6 m/s [1.26]
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 n

g trường âm tản mát. Hợp phần hiệp biến là một sóng truyền trong
hướng phản xạ gương và có thể tính được bằng cách lấy trung bình thống
kê của trường tản mát trên tập hợp các hàm
ζ
. Tỷ số giữa biên độ của
sóng này và biên độ của sóng tới xác định hệ số phản xạ hiệp biến (trung
bình). Nếu bề mặt là bằng phẳng thì hệ số phản xạ âm từ nó thường là
gần bằng 1
− , tức mặt đại dương là bề mặt phản xạ thực tế lý tưởng.
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 t
ăng lên (tương thích với bước sóng âm). Đại lượng có ích
là tham số ến, nó là tỷ số của hợp ph ường độ hiệp biến trên
tổng cường độ (hiệp biến cộng với k g hiệp biến). Hình 1.25 cung cấp
dữ liệu thực nghiệm về sự phụ thuộc của tham số hợp biến vào tham số
hiệp bi ần c
hôn
Rayleigh
χ
σ
sinkP 2=
, ở đây
k
là số sóng âm,
σ
là ly độ bình phương
trung bình của bề mặt gồ ghề,
χ

là góc mở c
c đối với nh
ủa một sóng âm (so với mặt
ững phẳng ngang). Dữ liệu nhận đượ
σ
khác nhau được chỉ
bằng các ký hau. Hàm
ạch nối) xấp xỉ
c nghiệm. Đối với những giá trị lớn của tham số
Rayl
hiệu khác n )(exp
2
P− (đường g
khá tốt mối phụ thuộc thự
eigh, 1
>>
P
, 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
0
χ
được cho trên hình 1.26 [1.28]. Dữ liệu này nhận được

4
Hệ số tản mát ột đại lượng không thứ nguyên) bằng tỷ số giữa cường độ

âm bị tản mát bởi bề mặt đơn vị trên góc đơn vị và cường độ của sóng tới.
S
m (m
37 38

cho điều kiện đại dương với sóng gió phát triển hoàn toàn (tốc độ gió
59,≈v
m/s). Tại các góc mở
o
60
0
≥
χ
, 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
ợp này các bọ
t khí trong lớp trên của đại dương là các nhân tố
nh cho trường tản mát. Sự đóng góp tương đối của các bọt
lên khi tăng tần số âm.
trường h
đóng góp chí
khí tăng

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]

Hình 1.26. Hệ số ản mát trở lại theo góc mở đối với các
t 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)
Ph của trường tản mát trong hướng gương gồm một đường
tần số của sóng tới
0
f
, 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
t
ần số 2-
ổ tần số
phổ tại
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

và góc mở
o
30
0
≈
χ
. Các đường liền 1 và 2 là những cánh của các phổ
sóng tản mát đối với
0

ff >
. Các cánh biểu diễn bằng những đường gạch
nối được giả thiết là nằm ở bên trái so với đường trung tâm và là các ảnh
đối xứng gương so với đường trung tâm trên hình để so sánh tốt hơn với
các cánh bên phải. Có thể thấy rằng các cánh bên phải và bên trái tương
tự với nhau cũng như với phổ sóng mặt biển gồ ghề (đường cong 3).






Hìn
của ới
các ng cong 1)
và
con độ gồ
ghề
h 1.27. Các phổ thực nghiệm
những sóng tản mát đối v
tần số 110 Hz (đườ
312 Hz (đường cong 2). Đường
g 3 biểu diễn phổ của
mặt biển [1.29]

1.7 ỌT
sự phá ng lớ t tương đối
mỏ o sự tả thụ â iệu ứng này
ặc biệt mạnh khi các bọt khí thuộc loại “cộng hưởng”, tức khi tần số
riêng của các dao động tỏa tia của chúng trùng hợp với tần số sóng âm.

Tần số cộng hưởng của một bọt khí trong nước tại
độ sâu
. TẢN MÁT ÂM BỞI CÁC B KHÍ
Các bọt khí sinh ra do hủy sóng tro p mặ
ng có đóng góp đáng kể ch n mát và hấp m. H
đ
z
bằng m được
cho bằng công thức xấp xỉ (chương 11)
(1.7.1)
ở ây
bọt khí (cm).
21
0
101327
/
),()/( zaf += (Hz),
đ
a
là bán kính

Hình 1.28. Phân bố bán kính bọt khí tại các độ sâu 1,5 và 8 m
đối với tốc độ gió 11-13 m/s [1.30]
Phân bố các bán kính bọt, đặc biệt nồng độ của chúng như một hàm
của độ sâu và các điều kiện môi trường còn ít được nghiên cứu; dữ liệu
thực nghiệm còn hiếm. Các phân bố tại độ sâu 1,5 và 8 m được dẫn trên
hình 1.28 [1.30]. Đo đạc được thực hiện trong lớp đẳng nhiệt (14
o
C) độ
dày 25 m ở vùng khơi đại dương. Nồng độ bọt khí

−)(an số bọt khí
trong 1 m
3
với bán kính trong khoảng
a
và
aa ∆+
,
51 ⋅=∆ ,a
3
10
−
cm,
được vẽ dọc theo trục thẳng đứng. Có thể thấy rằng các bọt khí với bán
kính giữa
3
1051
−
⋅,
và
2
1053
−
⋅,
cm (băng tần cộng hưởng ∼10-235 kHz)
41 42

được biểu diễn tại độ sâu 1,5 m. Băng tần số cộng hưởng sẽ h
các độ sâu lớn hơn, điểm cực đại của phân bố bọt dịch chuyển
ẹp hơn tại

về phía các
bán n số cộng
hưở
độ sâu và giảm tới mức ồn (
−
) tại độ sâu khoảng 20
m.
hệ quả của sự thay đổi phân bố các tần số cộng hưởng bọt do sự biến đổi
về độ cao sóng gió với thời gian và do đó, về áp suất thủy tĩnh cũng như
tổng thể tích khí chứa trong các bọt khí.
1.8. CÁC LỚP TẢN MÁT DƯỚI SÂU
Cơ chế tản mát âm khác liên quan tới sự hiện diện của các lớp tản
mát âm ở dưới sâu trong đại dương do những độ
ng vật biển nhỏ bé tạo
nên: cá, thủy tức, tép, mực nhỏ, sứa v.v Các lớp tản mát ưới sâu có bề
rộng ph ột lục
địa khá dương,
ngoại tr ơi đó. Nét đặc
trưn
kính lớn hơn và trị số của nó giảm. Tại độ sâu 8 m các tầ
ng biến đổi từ 25 đến 97 kHz.
Phụ thuộc của hệ số tả
n mát khối
ν
m
5
vào độ sâu tại tần số 10 kHz
với hai giá trị tốc dộ gió được biểu diễn trên hình 1.29. Hệ số tản mát có
một giá trị cực đại tại độ sâu 1,5 m (độ sâu quan trắc nhỏ nhất), giảm đơn
điệu theo

17
m10
−
≈

Hình 1.29. Phụ thuộc của hệ số tản mát khối vào độ sâu đối với tần số âm
10 kHz và tốc độ gió 4-8 m/s (đường 1) và 11-12 m/s (đường 2) [1.31]
Sự truyền âm qua môi trường chứa các bọt khí đi kèm với những
thăng giáng về pha sóng âm do những thăng giáng tốc độ âm. Điều này là

5
Hệ số
ν
m được xác định bằng cùng một cách như
S
m ở trên nhưng theo thể
tích đơn vị.
d
ương ngang rất lớn, thường trải dài từ một lục địa này tới m
c. Chúng có thể quan sát thấy tất cả các vùng khơi đại
ừ các vùng cực, đôi khi phát hiện thấy cả ở những n
g của các l
ớp tản mát dưới sâu là chúng di chuyển trong ngày. Thời
gian Mặt Trời xuống các lớp nâng lên độ sâu 100-150 m, thời gian Mặt
Trời lên chúng chìm xuống tới các độ sâu 300-600 m. Chính là sự di
chuyển này gợi ra ý tưởng về bản chất sinh học của các lớp tản mát dưới
sâu sau khi chúng được phát hiện. Bây giờ mọi người thừa nhận quan
điểm chung rằng sự tản mát âm bởi các lớp tản mát dưới sâu chủ yếu là
do những dao động c
ộng hưởng sinh ra từ những bọt trong chuyển động

bơi của cá đáy nhỏ với chiều dài giữa 2-3 và 10-12 cm. Theo tính toán lý
thuyết, chỉ cần một lượng nhỏ cá “cộng hưởng” ở tỷ lệ cá thể trên 1-10
nghìn 1 m
3
nước là đủ để tạo ra được hiệu ứng âm như đã quan sát được.
Tần số cộng hưởng của các bọt bơi phụ thuộc vào kích thước của chúng
và độ sâu của lớp tản mát dưới sâu. Phụ thuộc lý thuyết giữa tần số cộng
hưởng và độ dài cá đối với một số độ sâu được biểu diễn trên hình 1.30
[1.32]. Cá lớn nhất (
∼7-20 cm) có mặt trong lớp tản mát dưới sâu tại độ
sâu 600 m (thời gian ban ngày) có các tần số cộng huởng giữa 3 và 7
kHz. Tần số cộng hưởng của cá nhỏ nhất (2-3 cm) tại độ sâu đó bằng
43 44

khoảng 20 kHz. Nếu lớp tản mát dưới sâu nâng lên các độ sâu nhỏ hơn
trong thời gian ban đêm, tần số cộng hưởng giảm theo một tỷ lệ khoảng
1,5-2. Những dự báo đó của lý thuyết khá phù hợp với nhiều dữ liệu thực
m tản mát nhận được ở
vùng
i t . Ở c c ấy
nghiệm. Mối phụ thuộc tần số của cường độ â
nhiệt đới Đại Tây Dương [1.32] được bi
ểu diễn trên hình 1.31. Mỗi
đường cong (cho ban ngày và ban đêm) có hai cực đại tương ứng với các
tần số cộng hưởng của hai loại cá có mặt trong một lớp. Thời gian ban
đêm khi lớp nằm ở độ sâu 150-200 m, các tần số cộng hưởng là 3,5 và 15
kHz. Thời gian ban ngày (độ sâu quan trắc 400 - 500 m), các tần số cộng
hưởng thực tế cao hơn nhiều - tuần tự là 5 và 20 kHz. Nhờ hình 1.30,
người ta có thể kết luận rằng độ
dài của hai loại cá có mặt là 8 và 2 cm.

Công tác đánh bắt bằng lưới sau đó đã khẳng định những ước lượng này.
Các tác nhân tản mát không cộng hưởng, chủ yếu là những động vật
xương cứng và các loài có vẩy, là nguyên nhân của sự tản mát âm tại
những tần số trên 30 kHz.
Trong đại dương, những vùng có cùng loại động vật thường trải dài
trong hướng tây - đông và sự tản mát âm phụ thuộc nhiều vào v
ĩ độ hơn
là kinh độ. Kết quả nghiên cứu thực nghiệm phát triển trong nhiều năm ở
Đại Tây Dương và Thái Bình Dương và các biển kế cận [1.33] đã thiết
lập được những nét quy luật như sau. Cường độ cột nước
6
đạt được giá
trị lớn nhất của nó tại xích đạo ở cả Đại Tây Dương và Thái Bình Dương.
Tại các vĩ độ 5
o
- 20
o
mức chung của nó giảm đi một số dB ở cả hai bán
cầu. Tại những vĩ độ cao hơn cường độ tản mát tăng lên đến những giá trị
tương đương vớ ại xích đạo ác vùng nướ cực quan trắc th những
giá trị rất thấp.

6
Cường độ tản mát của cột nước, hay gọi tắt là cường độ cột nước, bằng tích
phân của hệ số tản mát khối trên độ sâu giữa các biên của lớp đó.

Hình 1.30. Phụ thuộc lý thuyết
của tần số cộng hưởng vào độ
dài của cá đối với một số độ sâu
Hình 1.31. Phụ thuộc tần số

của cường độ âm tản mát
bởi lớp tản mát dưới sâu
1.9. ĐÁY ĐẠI DƯƠNG
Nếu mặt đại dương chỉ tản mát âm, thì đáy đại dương vừa tản mát
vừa hấp thụ âm. Một phần năng lượng âm đi tới đáy đi vào đất đáy. Đây
là nguyên nhân chính hạn chế khoảng cách truyền của âm tần thấp khi
kênh âm ngầm vắng mặt. Mặt khác, các tia phản xạ từ đáy “tạo ra âm”
trong các vùng tối nơi các tia trực tiế
p không đi tới.
Hiện nay các tham số âm của lớp trầm tích ngay dưới bề mặt đáy
đến độ sâu vài chục mét đã được nghiên cứu tương đối đầy đủ. Dựa trên
phân tích rất nhiều mẫu trầm tích nước sâu lấy ở các vùng đại dương khác
nhau đã thiết lập được một số quan hệ giữa các tham số âm chính của đáy
(hình 1.
được so
sánh
32). Tốc độ âm và mật độ của trầm tích trên hình 1.32
theo chính những tham số ấy của nước. Hệ số phản xạ được tính cho
trường hợp tia tới vuông góc.
45 46


Hình 1.32. Liên hệ giữa cá
t
33. Địa hình đáy dọc theo
Theo dữ liệu thực nghiệm hệ số hấp thụ âm trong trầm tích tỷ lệ với
tần s
h ngược lại. Hình 1.33
cho thấy sự phụ thuộc của hệ
số phản xạ sóng âm đi tới vuông góc có tần

tầ u dõi theo tuyến. Có thể thấy rằng khi chuyển từ khu vực
đáy r
c đặc Hình 1.
rưng chính của trầm tích đáy [1.34] tuyến quan trắc (trên), hệ số phản
xạ từ đáy đại dương (dưới) [1.36]
ố âm. Giá trị tuyệt đối của nó tại tần số 1 kHz bằng 0,3-0,5 dB/m.
Những nghiên cứu thực nghiệm về sự phản xạ âm bởi đáy đại dương
ở các vùng đại dương khác nhau đã cho thấy rằng sự phản xạ âm bị quy
định bởi các tham số của trầm tích ch
ỉ tại những tần số tương đối thấp.
Tại những tần số trên một số kHz địa hình đáy đóng vai trò áp đảo. Sự
phản xạ từ đáy đá rất gồ ghề tỏ ra yếu hơn sự phản xạ từ trầm tích bùn.
Trong trường hợp đáy bằng phẳng hơn thì tình hìn
số 9,6 kHz vào địa hình đáy tổng quát. Dữ liệu thu được trong thời gian
u nghiên cứ
ất gồ ghề sang nền đáy bình nguyên sâu, hệ số phản xạ bị tăng lên
đột ngột. Những giá trị số của hệ số phản xạ đối với một số vùng
ở Đại
Tây Dương và Ấn Độ Dương được dẫn trong bảng 1.1 [1.36].


Hình 1.34. Mối phụ thuộc góc
của hệ số tản mát trở lại từ
đáy
tần số khác nhau [1.36]. Các
Trong phạm vi những khu vực địa mạo k
c trũng đại dươn iề
a các dãy núi ngầm) n s
ụ c góc xấp xỉ tuân theo luật Lambert (
t t ầ

n biên giới phía nam của bình nguyên
sâu Sohm. Ở đây sự phụ thuộc vào góc tới là y ố
.
t ngu â
các thă ả
ghi
của tầu cùng với nguồn âm (và máy
thu) bằng khoảng 1,2 nút. Phân tích tương qua
này cho phép ta nhận được dữ liệu về địa hình đáy mà bằng phương pháp

bình nguyên sâu tại các
số cạnh đường cong chỉ tần
số âm bằng kHz
hác nhau (các bình nguyên
sâu, cá g; các đồi nước sâu và m n nâng đại dương; đỉnh
củ mối phụ thuộc góc và tầ ố của hệ số tản mát âm
ở đáy là khác nhau. Trên hình 1.34 mối phụ thuộc của cường độ tản mát
trở lại (
S
mlg10
, ở đây
S
m
là hệ số tản mát) vào góc tới tại các tần số
khác nhau được dẫn ra cho trường hợp bình nguyên sâu. Có thể thấy
cường độ tản mát giảm nhanh khi tăng góc tới đối với các góc nhỏ. Khi
góc tới
o
15>
θ

, mối ph thuộ
S
θ
). Hình 1.35 biểu diễn cường độ tản má ại cùng các t n số trong
trường hợp đáy rất gồ ghề ở lân cậ
m
∼
2
cos
ếu đ i với hầu hết toàn bộ
dải góc
Khi mộ ồn m hay máy thu (hoặc cả hai) di chuyển, người ta
quan sát thấy ng giáng của tín hiệu t n mát từ đáy. Hình 1.36 là ví
dụ về một b
ăng đường bao tín hiệu tản mát tại góc tia âm tới vuông
góc có tần số 5 kHz khi tốc độ trôi
n phổ các thăng giáng loại
47 48

thám hồi âm không thể thu được.
Bảng 1.1. Các giá trị trung bình của hệ số phản xạ từ đáy
đối với tần số 9,6 kHz và âm đi tới vuôn
ố phản x
g góc [1.36]
Vùng đại dương Mức độ gồ ghề Hệ s ạ
Đại Tây Dương
Đỉnh dãy núi giữa Đại Tây Dương Cực đại 0,6-0,09
Cung Đại Antilean Cực đại
Miền nâng Bermuda Trung bình 0,19-0,21
hơi qu rung bình 0,12-0,22

Bình nguyên sâu Nares Địa hình trơn 0,39-0,48
Bình nguyên sâu Sohm Địa hình
Ấn Độ Dương
0,09
Vùng k ần đảo Cape Verde T
trơn 0,41-0,45
Dãy núi ngầm Maldive Cực đại 0,09
Phần gồ ghề của biển Andaman Cực đại 0,06
Vùng đồi của trũng Trung tâm Trung bình
Vịnh Bengal Địa hình trơn 0,44
Bình nguyên trũng Trung tâm Địa hình trơn 0,49
0,31
Bình nguyên biển Andaman Địa hình trơn 0,37


Hình 1.35. Như hình 1.34 đối
với đáy rất gồ ghề

Hì
1.10. TIẾNG ỒN MÔI TRƯỜNG XUNG QUANH
Một đặc trưng âm quan trọng của đại dương là tiếng ồn môi trường
a nó. Nó chứ
ng, của khí quyển bên trên đại
dương, các quá trình kiến tạo trong vỏ Trái Đấ
vi của các động vật biển v.v
ại các t
ng
đất,
Trong băng tần 50-300 Hz tiếng ồn dư
động của tầu từ xa. Chỉ tính riêng ở Bắc Đại Tây Dương cùng lúc có hơn

n tầu cùng đi lạ
i. Vì sự suy yếu âm tại những tần số này trong
vùng khơi đại dương là nhỏ nên luôn phát sinh
rong băng tần 0,5-50 Hz tiếng ồn dưới nước trực tiếp liên quan tới
trạng thái bề mặt đại dương và gió trong vùng. Có nhiều cơ chế sinh ra
tiếng ồn trong băng tần này, gồm sự phá hủy sóng và
bọt khí trong lớp mặt bão hòa không khí (tiếng ồn tạo bọ
t khí).
i kỳ nhất định. Loại tiếng ồn này rất
quan trọng để nghiên cứu hành vi cá thể
nh 1.36. Thăng giáng của
đường bao tín hiệu tản mát với
tia âm tới vuông góc tần số 5
kHz, tốc độ trôi tầu 1,2 nút [1.36]
xung quanh ở dưới nước củ a lượng thông tin rất lớn liên
quan tới trạng thái của bề mặt đại dươ
t bên dưới đại dương, hành
T ần số thấp (0,1-10 Hz) các ngu
ồn tiếng ồn chính gồm độ
phun núi lửa dưới nước, bão từ xa, rối trong đại dương và khí quyển
cũng như một số quá trình ở mặt đại dương (tương tác phi tuyến của các
sóng mặt).
ới nước chủ yếu là do chuyển
một ngà
một nền tiếng ồn.
T
sự va chạm của các
Tại các tần số trên 100 Hz, tiếng ồn nhiệt phân tử ngự trị.
Tiếng ồn sinh học do các động vật biển liên lạc với nhau, nơi tranh
giành mồi, các cá thể tranh chấp v.v tạo ra, nó chỉ tương đối mạnh ở một

số vùng đại dương và vào những thờ
và nhóm của nhiều đại biể
u động
vật biển.
49 50