海洋地球物理与海底构造学 (21)

1、第二章 海底构造的地球物理研究方法 2.1 多波束水深调查 1.概述一、海洋探测技术一、海洋探测技术 海底地形地貌海洋地球物理测量的基本框架。许多海洋地海底地形地貌海洋地球物理测量的基本框架。许多海洋地球物理调查研究关注的主要是海底地形形态、地貌结构、起源和球物理调查研究关注的主要是海底地形形态、地貌结构、起源和演化。演化。 利用回声测深仪、多波束回声测深仪、旁测声纳测量水深探利用回声测深仪、多波束回声测深仪、旁测声纳测量水深探测海底地形地貌，和用地震、重力、磁力及地热等探测海底各种测海底地形地貌，和用地震、重力、磁力及地热等探测海底各种地球物理场特征、地质构造和矿产资源，是目前可以利用的主要

2、地球物理场特征、地质构造和矿产资源，是目前可以利用的主要海洋地球物理调查技术手段。海洋地球物理调查技术手段。最早对海底地形进行测量是在最早对海底地形进行测量是在1818世纪的水文测量和世纪的水文测量和1919世纪的世纪的海洋探险中采用的重锤单点水深测量。海洋探险中采用的重锤单点水深测量。18551855年年M.F.MauryM.F.Maury测量得测量得到的北大西洋水深图。虽然当时测得的深度点很少但已能清楚到的北大西洋水深图。虽然当时测得的深度点很少但已能清楚地揭示出毗邻大陆的浅台地、通往深海的陡坡、中大西洋的较地揭示出毗邻大陆的浅台地、通往深海的陡坡、中大西洋的较浅区域。浅区域。Advanc

3、es in BathymetryEcho sounding is a method of measuring seafloor depthusing powerful sound pulses. There are many conditionsthat can cause echo sounders to produce inaccurate data.水深测量是一项基本的海洋地球物理学测量。水深测量是一项基本的海洋地球物理学测量。对于海洋地球对于海洋地球物理调查，高精度的海底地形图非常重要，尤其是如果勘探重物理调查，高精度的海底地形图非常重要，尤其是如果勘探重点针对局部地区的精细研究，详细

4、水深图对特殊地形要素的显点针对局部地区的精细研究，详细水深图对特殊地形要素的显示，其重要性变得尤为突出。示，其重要性变得尤为突出。声学方法是海底地形测量的基本方法。声学方法是海底地形测量的基本方法。早在早在1919世纪早期人们世纪早期人们就已认识到通过测定海底反射声波的传播时间便可得到水深值，就已认识到通过测定海底反射声波的传播时间便可得到水深值，但直到但直到2020世纪世纪2020年代声学测量才取代了传统的铅锤测深法，成年代声学测量才取代了传统的铅锤测深法，成为常规测深手段。为常规测深手段。目前，声学测深方法发展迅速，揭示出许多新的海底形态，目前，声学测深方法发展迅速，揭示出许多新的海底形态

5、，小到几米大到几公里的微观形态都能清晰反映。小到几米大到几公里的微观形态都能清晰反映。声学测深方法声学测深方法也由最简单的波束回声测深法、旁侧声呐法，发展到多波束测也由最简单的波束回声测深法、旁侧声呐法，发展到多波束测深系统。深系统。Multibeam systems can provide more accurate measurements than echosounders do. Multibeam systems collect data from as many as 121 beams to measure the contour of ocean floor.At the pr

6、esent rate, charting the entire seafloor in this way would require more than 125 years. 20 20世纪世纪3030年代，年代，回声测深仪回声测深仪问世，替代了传统的测深绳，使问世，替代了传统的测深绳，使海洋测深技术发生了根本的变革。海洋测深技术发生了根本的变革。 6060年代由于年代由于单波束测深仪单波束测深仪测测深精度和分辨率进一步提高，改深精度和分辨率进一步提高，改善了海底地形测量技术。善了海底地形测量技术。 7070年代开始，出现了年代开始，出现了多波束多波束测深系统测深系统，开始广泛应用于海洋探，开

7、始广泛应用于海洋探测中。测中。二、多波束测深系统二、多波束测深系统 2020世纪世纪7070年代，在回声测深技术的基础上，发展了多波束年代，在回声测深技术的基础上，发展了多波束测深技术。测深技术。808090 90 年代，研制出浅、中、深水多波束系统。多年代，研制出浅、中、深水多波束系统。多波束测深系统采用条带式测量方式波束测深系统采用条带式测量方式 , ,可对海底进行全覆盖扫描可对海底进行全覆盖扫描测量，精确测得海底地形地测量，精确测得海底地形地貌。貌。优点：与单波束回声测深仪相比，优点：与单波束回声测深仪相比，多波束测深系统具有测量范围大、多波束测深系统具有测量范围大、速度快、精度和效率高

8、、记录数速度快、精度和效率高、记录数字化和实时自动绘图等优点。字化和实时自动绘图等优点。2.1 多波束水深调查 1.概述多波束测深系统的发展历史雏形阶段（雏形阶段（1956-19641956-1964年）：年）：NBESNBES窄窄波束回声测深仪波束回声测深仪成型阶段（成型阶段（1975-19791975-1979年）：年）：SeaBeamSeaBeam系统系统多系列发展阶段（多系列发展阶段（19851985年以来）：年以来）：浅水多波束系统大发展：浅水多波束系统大发展：AtlasAtlas、SimradSimrad、ElacElac、ResonReson等等公司公司深水多波束系统进一步完善：

9、深水多波束系统进一步完善：AtlasAtlas、SimradSimrad、SeaBeamSeaBeam 、ResonReson等等公司公司 传统的单波束回声测深仪，沿测量船所经过的航线连续传统的单波束回声测深仪，沿测量船所经过的航线连续测量水底信号。这种方法只能测得测量船测量水底信号。这种方法只能测得测量船正下方的水深正下方的水深，获，获取的数据量少，同时在分辨率方面无法满足高精度海洋地形取的数据量少，同时在分辨率方面无法满足高精度海洋地形测量的要求。测量的要求。 多波束系统采用条带式测量方式全覆盖、高精度地对海多波束系统采用条带式测量方式全覆盖、高精度地对海底地形进行测量。通过向测量船航向的

10、垂直方向发射多个俯底地形进行测量。通过向测量船航向的垂直方向发射多个俯仰角不同的声波束。波束个数在仰角不同的声波束。波束个数在16-15016-150个不等，然后数据采个不等，然后数据采集系统记录各个波束的回波信号，计算集系统记录各个波束的回波信号，计算各条线的水深各条线的水深。可精。可精确地反映海底微地形。确地反映海底微地形。 多波束测深系统具有测量范围大、精度效率高、数字化成图的优点，把多波束测深系统具有测量范围大、精度效率高、数字化成图的优点，把测深技术从点、线扩展到面，并进一步发展到立体测深和自动成图。测深技术从点、线扩展到面，并进一步发展到立体测深和自动成图。三、我国海洋多波束测深三

11、、我国海洋多波束测深 我国海域辽阔，是发展中的海洋大国。我国海我国海域辽阔，是发展中的海洋大国。我国海域面积约域面积约300300万平方公里，有着丰富的海洋资源，为万平方公里，有着丰富的海洋资源，为实现从海洋大国跨入海洋强国的目标，实现从海洋大国跨入海洋强国的目标，“863863”计划计划在海洋技术领域分别设置了海洋监测技术、海洋生在海洋技术领域分别设置了海洋监测技术、海洋生物技术和物技术和海洋探查与资源开发技术海洋探查与资源开发技术3 3个主题，为我国个主题，为我国的海洋开发、海洋利用和海洋保护提供先进的技术的海洋开发、海洋利用和海洋保护提供先进的技术和手段。和手段。2.1 多波束水深调查

12、1.概述 以具有以具有9090年代海洋勘测国际先进水平的年代海洋勘测国际先进水平的“海洋海洋地形地貌与地质构造探测系统地形地貌与地质构造探测系统”，对海底地形地貌，对海底地形地貌的全覆盖高精度探测，高精度地再现了我国的全覆盖高精度探测，高精度地再现了我国300300万平万平方公里海域的地形地貌与海底地质构造。方公里海域的地形地貌与海底地质构造。 “海洋地形地貌与地质构造探测技术海洋地形地貌与地质构造探测技术”以以多波多波束系统束系统全覆盖高精度探测技术等为重点，形成海底全覆盖高精度探测技术等为重点，形成海底地形地貌控测技术、侧扫视像技术、高精度导航定地形地貌控测技术、侧扫视像技术、高精度导航定

13、位技术等的集成系列，带动海洋地学研究水平整体位技术等的集成系列，带动海洋地学研究水平整体上达到国际先进水平。上达到国际先进水平。 通过典型海域的技术试验，形成一整套最优化的探测、通过典型海域的技术试验，形成一整套最优化的探测、成图和智能解释技术集成，为区域海洋地质调查提供技术支成图和智能解释技术集成，为区域海洋地质调查提供技术支撑。先后研制开发了撑。先后研制开发了海域地形地貌全覆盖高精度探测技术系海域地形地貌全覆盖高精度探测技术系统统，结束了我国无中、大比例尺海底地质调查能力的历史。，结束了我国无中、大比例尺海底地质调查能力的历史。开发完成了开发完成了多波束测深系统多波束测深系统、深拖侧扫视像

14、系统和差分、深拖侧扫视像系统和差分GPSGPS导导航定位系统，并配套完善了航定位系统，并配套完善了多波束测深系统多波束测深系统的后处理系统，的后处理系统，已具备作用距离已具备作用距离800800公里，实时动态定位精度优于公里，实时动态定位精度优于1010米，可完米，可完成成1:101:10万万1:1001:100万任意比例尺的高精度万任意比例尺的高精度海底地形地貌图海底地形地貌图和三和三维立体图的技术能力。维立体图的技术能力。第二章 海底构造的地球物理研究方法 2.1 多波束水深调查 2.多波束水深探测原理一、用声音确定海底地貌一、用声音确定海底地貌水深测量水深测量(Sounding Meas

15、urement)(Sounding Measurement) 6060年代水深测量的主要方式是水陀。年代水深测量的主要方式是水陀。7070年代后期主要年代后期主要是以测深仪为主，是以测深仪为主，8080年代中期引进多波束测深仪。年代中期引进多波束测深仪。进入进入9090年年代以来实现水深测量自动化。代以来实现水深测量自动化。多波束扫测仪是在多波束扫测仪是在回声测深仪回声测深仪的基础上发展起来，将传统的测深技术从原来的点、线扩展的基础上发展起来，将传统的测深技术从原来的点、线扩展到面，并进一步发展到立体测深和自动成图。到面，并进一步发展到立体测深和自动成图。声学发展概况：声学发展概况： 早在早在

16、14901490年达芬奇就尝试利用插入水中的长管测年达芬奇就尝试利用插入水中的长管测听远处的航船。听远处的航船。18271827年，瑞士物理学家年，瑞士物理学家D. D. ColladonColladon 和法国数学家和法国数学家C. SturmC. Sturm合作，在日内瓦湖测量了水中合作，在日内瓦湖测量了水中的声速，这是水声的第一次定量测量。的声速，这是水声的第一次定量测量。第二次世界大第二次世界大战开始普遍使用利用声学原理制造的声纳探测水下目战开始普遍使用利用声学原理制造的声纳探测水下目标。标。2020世纪八十年代，科学家应用海洋声学技术发明世纪八十年代，科学家应用海洋声学技术发明了多波

17、束海底探测等技术。了多波束海底探测等技术。声波在水下传播声波在水下传播 我们生活在不同物理性质的场中，听到的是声波，看到我们生活在不同物理性质的场中，听到的是声波，看到的是光波，收音机和电视接收的是电磁波。声波是在弹性介质的是光波，收音机和电视接收的是电磁波。声波是在弹性介质中传播的弹性波，水、空气和固体都是弹性介质，都可以传递中传播的弹性波，水、空气和固体都是弹性介质，都可以传递声波。声波在水中的传播速度约为声波。声波在水中的传播速度约为1500m/s1500m/s，在空气中约为，在空气中约为340m/s340m/s。二者相差约。二者相差约4 4倍。倍。 声波是唯一能够在海洋中远距离传播的物

18、理场。电磁波与声波是唯一能够在海洋中远距离传播的物理场。电磁波与强激光穿透海水不超过强激光穿透海水不超过1 1公里，而公里，而声波在浅海中可传播声波在浅海中可传播数十公数十公里里，在大洋中可传播上，在大洋中可传播上万公里。万公里。声波在水下传播声波在水下传播海海水中传播的脉冲电磁辐水中传播的脉冲电磁辐射也可以测量水深，但射也可以测量水深，但由于其本身衰减较大，由于其本身衰减较大，只能用于浅水测量，在只能用于浅水测量，在几厘米内信号就被背景几厘米内信号就被背景噪音掩盖了。噪音掩盖了。而从水下发射器发射的而从水下发射器发射的声波尽管其功率小于声波尽管其功率小于1kW，但即使传播几千，但即使传播几千

19、米后信号仍可检测。图米后信号仍可检测。图中给出了电磁波和声波中给出了电磁波和声波在水中的衰减情况在水中的衰减情况 声波在海水中的传播速度与海水温度、压力有关。在海洋声波在海水中的传播速度与海水温度、压力有关。在海洋的不同深度，温度、压力变化，声速在垂向上表现出一定的变的不同深度，温度、压力变化，声速在垂向上表现出一定的变化规律。在垂直方向上大致可划分出化规律。在垂直方向上大致可划分出4 4个声速变化层。个声速变化层。 层层1 1：为表面层，一般水体厚度不大，表现为等温的混合层，声速基本保持不变。：为表面层，一般水体厚度不大，表现为等温的混合层，声速基本保持不变。该层对声波具有通道作用。该层对声

20、波具有通道作用。 层层2 2：为季节跃变层：为季节跃变层( (又称温跃层又称温跃层) )，该层厚度较层，该层厚度较层1 1加大，温度随深度急剧变化，加大，温度随深度急剧变化，表现为负的温度梯度和声速梯度，此梯度随季节而异。表现为负的温度梯度和声速梯度，此梯度随季节而异。 层层3 3：为主跃变层：为主跃变层( (又称渐变层又称渐变层) )，该层厚度进一步加大，声速梯度仍为负值，但，该层厚度进一步加大，声速梯度仍为负值，但变化较小，它受季节变化的影响很微弱。变化较小，它受季节变化的影响很微弱。 层层4 4：为深海等温层：为深海等温层( (又称均匀层又称均匀层) )，该层一直延伸至海底，声速梯度在该

21、层变为，该层一直延伸至海底，声速梯度在该层变为正值，温度几乎不变，声速主要受压力影响，随深度增加，声速也逐渐增大。正值，温度几乎不变，声速主要受压力影响，随深度增加，声速也逐渐增大。 层层1 1与层与层2 2之间界线比较明显，层之间界线比较明显，层2 2与层与层3 3和层和层3 3与层与层4 4之间并无截然的分界之间并无截然的分界线，通常为渐变过程。线，通常为渐变过程。 声波在海水中的传声波在海水中的传播速度与海水温度、压力播速度与海水温度、压力有关。浅部受温度控制，有关。浅部受温度控制，深部受压力控制。图中大深部受压力控制。图中大西洋某处海水速度剖面，西洋某处海水速度剖面，其最低值在其最低值

22、在800m/s800m/s左右。左右。声学探测声学探测 利用利用声学换能器声学换能器产生并向海底发射声波，通过记录并分析产生并向海底发射声波，通过记录并分析“回声回声”信号，作出对目标的判断，指示出目标的距离、方位、信号，作出对目标的判断，指示出目标的距离、方位、运动速度以及某些物理性质。运动速度以及某些物理性质。 由于其功率、频率和波束角等特性比较容易控制，因此可由于其功率、频率和波束角等特性比较容易控制，因此可以满足不同的探测要求。又由于声波容易产生，可以连续、高以满足不同的探测要求。又由于声波容易产生，可以连续、高效地进行海底探测。对于海底地貌，通过观测记录并分析海底效地进行海底探测。对

23、于海底地貌，通过观测记录并分析海底沉积物对声波的不同反应了解沉积物的地质属性。沉积物对声波的不同反应了解沉积物的地质属性。 声学方法在海底探测方面有着诸多的优点，从而得以快速声学方法在海底探测方面有着诸多的优点，从而得以快速发展。发展。回声测深技术回声测深技术回声测深中，从船上发出的信号或回声测深中，从船上发出的信号或者脉冲穿过海水而到达海底，者脉冲穿过海水而到达海底，由海底反射又传播回来，到达由海底反射又传播回来，到达发射船发射船( (图图) )。精确测量信号来回所花的时间，作精确测量信号来回所花的时间，作必要的修正，考虑水中声速的必要的修正，考虑水中声速的变化，可以计算出深度。变化，可以计

24、算出深度。换句话说，水深等于传播时间的一换句话说，水深等于传播时间的一半半( (因为整个传播时间实际上因为整个传播时间实际上是来回的是来回的) )乘上水中声速。乘上水中声速。传统的单波束回声测深仪记录的是声脉冲，从固定在船体上或拖曳的传统的单波束回声测深仪记录的是声脉冲，从固定在船体上或拖曳的传感器到海底的双程旅行时间。对传感器进行深度校正后，测点水深便是双传感器到海底的双程旅行时间。对传感器进行深度校正后，测点水深便是双程旅行时程旅行时t t和垂直声波速度平均值和垂直声波速度平均值V V乘积的一半。乘积的一半。这种测量需要一个前沿陡峭的发射脉冲，精确的海底反射计时和精密这种测量需要一个前沿陡

25、峭的发射脉冲，精确的海底反射计时和精密的速度值。的速度值。声脉冲在海水柱中平均垂直传播速度约为声脉冲在海水柱中平均垂直传播速度约为1500m1500ms s，但这个速度，但这个速度值是因地而异的，它会随着水温值是因地而异的，它会随着水温( (TwTw) )、压力、压力( (PwPw) )、盐度、盐度( (SwSw) )的变化而变化。的变化而变化。当声脉冲近垂线传播时可忽略折射的影响。当声脉冲近垂线传播时可忽略折射的影响。任何一点的任何一点的VwVw均可投放声波速度计，通过记录高频脉冲在相隔几厘米均可投放声波速度计，通过记录高频脉冲在相隔几厘米的换能器之间的传播旅行时获得。由于海水浅层的季节性变

26、化、表层以下等的换能器之间的传播旅行时获得。由于海水浅层的季节性变化、表层以下等温层的长期移动，以及补给水的影响，声速就有所变化，这就会导致声速估温层的长期移动，以及补给水的影响，声速就有所变化，这就会导致声速估算发生偏差。算发生偏差。单波束回声测深仪回声测深仪是通过触发信号回声测深仪是通过触发信号利用压电换能器和磁致伸缩换能器利用压电换能器和磁致伸缩换能器输山脉冲信号的（输山脉冲信号的（a a图）。图）。由于输出信号频率要求大于由于输出信号频率要求大于10kHz10kHz，所以通常使用锆钛酸铅钡及，所以通常使用锆钛酸铅钡及其它相似材料来制造压电换能器。其它相似材料来制造压电换能器。换能器直接

27、安装在船上或者拖曳于换能器直接安装在船上或者拖曳于船尾。船尾。换能器信号的主瓣一般呈锥换能器信号的主瓣一般呈锥状（状（b b图）其半开角范围达图）其半开角范围达1 10 040400 0，它是控制回声系统分辨率的重要因它是控制回声系统分辨率的重要因素。素。 现代回声测深仪能够得出永久的回声图象记录，这现代回声测深仪能够得出永久的回声图象记录，这种记录给海洋学家以海底特征的很好的直观形象。种记录给海洋学家以海底特征的很好的直观形象。 海底回声测深记录告诉我们：海底的轮廓跟陆地一样是不规则的。海底回声测深记录告诉我们：海底的轮廓跟陆地一样是不规则的。回声测深记录解释需注意的几个问题回声测深记录解释

28、需注意的几个问题1. 向外传播声束的形状：向外传播声束的形状：它是粗的圆锥体，当声束射达它是粗的圆锥体，当声束射达海底时，在海底涉及相当大的圆面积。海底时，在海底涉及相当大的圆面积。最先反射回来的回声是从离船最近的一点反射回来的，当有水最先反射回来的回声是从离船最近的一点反射回来的，当有水下海沟或山峰时，回声可能不是来自舱正下方，而可能被、下海沟或山峰时，回声可能不是来自舱正下方，而可能被、海沟或山峰干扰。因此不容易精确地发观海底小地形的变化，海沟或山峰干扰。因此不容易精确地发观海底小地形的变化，也不能确定这个变化是否就在船的正下方。也不能确定这个变化是否就在船的正下方。2. 比例尺的放大：比

29、例尺的放大：海面船舶以海面船舶以10或或12节速度航行，这就是记录的水平比例尺；表节速度航行，这就是记录的水平比例尺；表示深度记录的垂直比例尺通常以百英尺为单位，一般比水平示深度记录的垂直比例尺通常以百英尺为单位，一般比水平比例尺小，常常加以放大。即，水平比例以千英尺计算，垂比例尺小，常常加以放大。即，水平比例以千英尺计算，垂直比例以百英尺计算，若以相同比例作图，就很难识别海底直比例以百英尺计算，若以相同比例作图，就很难识别海底地形的细节。地形的细节。3. 声音在水中的实际速度：声音在水中的实际速度： 声速随着温度、盐度和深度的增加而变化。因此，要作非声速随着温度、盐度和深度的增加而变化。因此

30、，要作非常精确的水深测量时，必须了解这些参量，进行修正。常精确的水深测量时，必须了解这些参量，进行修正。4. 4. 海洋学调查船海洋学调查船通常在海上用船上的回声设备在一个海通常在海上用船上的回声设备在一个海区航行多次，才可以得到海底的模型和深度图。区航行多次，才可以得到海底的模型和深度图。深处的反射深处的反射1.1. 在一定的条件下，可由回声测深得到海底以下在一定的条件下，可由回声测深得到海底以下沉积层的资料。这时，声信号也从海底以下的沉积层的资料。这时，声信号也从海底以下的层处反射，得到的回声测深记录能给出海底下层处反射，得到的回声测深记录能给出海底下最上层几十米的剖面。最上层几十米的剖面

31、。2.2. 应用更大声能量，用类似的海洋地球物理仪器应用更大声能量，用类似的海洋地球物理仪器可以得到海底以下可以得到海底以下2 2公里甚至更深处的反射。公里甚至更深处的反射。我们对海底地形的了解主要依赖于普通的回声测深仪。但是，自它问我们对海底地形的了解主要依赖于普通的回声测深仪。但是，自它问世以来，许多大洋海域仍然只覆盖有极稀疏的测深线，而且测线间距往往从世以来，许多大洋海域仍然只覆盖有极稀疏的测深线，而且测线间距往往从几十公里到上百公里不等。所以我们对海底地形知之甚少，甚至远不如对火几十公里到上百公里不等。所以我们对海底地形知之甚少，甚至远不如对火星地形的了解。星地形的了解。如果要在局部海

32、域获取三维海底地形信息，利用回声测深仪密集测线如果要在局部海域获取三维海底地形信息，利用回声测深仪密集测线就可以实现，但是，密集测线的详查需要相当昂贵的船时，即使测线网格布就可以实现，但是，密集测线的详查需要相当昂贵的船时，即使测线网格布没得很好，也会因为导航定位的不确定性和测线间崎岖起伏地形的不确定性，没得很好，也会因为导航定位的不确定性和测线间崎岖起伏地形的不确定性，导致实测资料绘制地形图时出现问题。为了获得更详细的海底地形资料，目导致实测资料绘制地形图时出现问题。为了获得更详细的海底地形资料，目前已开发出几种既能描绘船正下方的海底形态，还能获得船两侧海底形态的前已开发出几种既能描绘船正下

33、方的海底形态，还能获得船两侧海底形态的声学系统，声学系统， 即：即：1 1）旁侧声呐（能给出船侧目标体反射回的声波图像）；）旁侧声呐（能给出船侧目标体反射回的声波图像）；2 2）多波束条幅回声测深仪（能给出船航迹外侧区域的水深等值线图）；多波束条幅回声测深仪（能给出船航迹外侧区域的水深等值线图）；3 3）组）组合式条调幅成图系统（组合旁侧声呐和条幅测深系统）。合式条调幅成图系统（组合旁侧声呐和条幅测深系统）。条幅式测深旁侧声呐是在二战期间为探测潜艇而设计的旁侧声呐是在二战期间为探测潜艇而设计的ASDICASDIC系统基础上发展起来系统基础上发展起来的。它是一种主动式声呐，从旁侧换能器中发出声波

34、，再根据回声信号探测的。它是一种主动式声呐，从旁侧换能器中发出声波，再根据回声信号探测水下目标体。水下目标体。2020世纪世纪5050年代，英国国家海洋研究所使旁侧声呐在海洋地球物年代，英国国家海洋研究所使旁侧声呐在海洋地球物理和地质学领域取得了长足的进展。理和地质学领域取得了长足的进展。旁侧声呐的结构与传统回声测深仪的锥形发射形状不同，旁侧声呐艏旁侧声呐的结构与传统回声测深仪的锥形发射形状不同，旁侧声呐艏艉向的主声呐束是窄的艉向的主声呐束是窄的( (约约1 10 0220 0) )，横向是宽的，横向是宽的( (约约20200 040400 0) )，这样可以通，这样可以通过侧瓣记录船附近区域

35、的反射能量。过侧瓣记录船附近区域的反射能量。换能器包括一组压电元件的线阵组成，其工作频率在换能器包括一组压电元件的线阵组成，其工作频率在9500kHz9500kHz之间之间u u磁致伸缩换能器通常只发射低频率信号。先发射一短脉冲，继而接收来自船磁致伸缩换能器通常只发射低频率信号。先发射一短脉冲，继而接收来自船正下方的海底回波和从海底到船侧的反向散射波及镜面反射信号。脉冲长度正下方的海底回波和从海底到船侧的反向散射波及镜面反射信号。脉冲长度根据所需的声学分辨力和测程可在几十毫秒到几百毫秒之间变化。根据所需的声学分辨力和测程可在几十毫秒到几百毫秒之间变化。旁侧声呐2.1 多波束水深调查 2.多波束

36、水深探测原理二、多波束探测原理二、多波束探测原理 海水声速是多波束测深系统进行水深测量的基本参数。海水声速是多波束测深系统进行水深测量的基本参数。单波束测深仪一般采用较宽的发射波束垂直向船底发射，声波单波束测深仪一般采用较宽的发射波束垂直向船底发射，声波传播路径不会发生弯曲，来回路径最短，能量衰减很小，通过传播路径不会发生弯曲，来回路径最短，能量衰减很小，通过对回声信号的幅度检测确定信号往返传播的时间，再根据声波对回声信号的幅度检测确定信号往返传播的时间，再根据声波在水介质中的平均传播速度计算测量水深。在水介质中的平均传播速度计算测量水深。 在多波束系统中，换能器配置有一个或者多个换能器单在多

37、波束系统中，换能器配置有一个或者多个换能器单元的阵列，通过控制不同单元的相位，形成多个具有不同指向元的阵列，通过控制不同单元的相位，形成多个具有不同指向角的波束，通常只发射一个波束而在接收时形成多个波束。角的波束，通常只发射一个波束而在接收时形成多个波束。多波束全覆盖测深的构思多波束形成的原理多波束测深多波束测深 除换能器底波束外，外缘波束随着入射角的增加，波束倾除换能器底波束外，外缘波束随着入射角的增加，波束倾斜穿过水层会发生折射，因此必须精确测量区域水柱的声速剖斜穿过水层会发生折射，因此必须精确测量区域水柱的声速剖面和波束在发射与接收时船的姿态和船航向。面和波束在发射与接收时船的姿态和船航

38、向。 多波束系统以一定的频率发射沿航迹方向窄而垂直航迹方多波束系统以一定的频率发射沿航迹方向窄而垂直航迹方向宽的波束。多个接收波束横跨与船龙骨垂直的发射扇区，接收向宽的波束。多个接收波束横跨与船龙骨垂直的发射扇区，接收波束垂直航迹方向窄，而沿航迹方向的波束宽度取决于使用的纵波束垂直航迹方向窄，而沿航迹方向的波束宽度取决于使用的纵摇稳定方法。摇稳定方法。 单个发射波束与接收波束的交叉区单个发射波束与接收波束的交叉区域称为足印域称为足印(Footprint)(Footprint)。 一个发射和接收循环通常称为一个一个发射和接收循环通常称为一个声脉冲声脉冲(Ping)(Ping)。 一个一个Ping

39、Ping获得的所有足印的覆盖宽获得的所有足印的覆盖宽度称为一个测幅度称为一个测幅(Swath)(Swath)。 测幅在给定水深下对海底的覆盖宽测幅在给定水深下对海底的覆盖宽度是噪声水平和海底反向散射强度度是噪声水平和海底反向散射强度的函数。的函数。基本术语（基本术语（1） 波束入射角波束入射角(Beam (Beam inciedentinciedent angle) angle)：波束立体角对称轴与垂线波束立体角对称轴与垂线之间的夹角。之间的夹角。 波束掠射角波束掠射角(Beam grazing angle):(Beam grazing angle): 波束立体角对称轴与其在投波束立体角对称轴

40、与其在投射界面上的正投影之间的夹角。射界面上的正投影之间的夹角。 波束角或波束宽度波束角或波束宽度( (BeamwidthBeamwidth) )：一个波束在空间上的立体角。它一个波束在空间上的立体角。它由波束纵向发射开角和波束横向接收开角组成。由波束纵向发射开角和波束横向接收开角组成。 脚印脚印(Footprint)(Footprint)：一个波束在海底照射的面积，即波束立体角与海一个波束在海底照射的面积，即波束立体角与海底面的交切面。底面的交切面。 波束间角或波束间距波束间角或波束间距( (BeamspacingBeamspacing) )：两相邻波束立体角对称轴两相邻波束立体角对称轴之间

41、的夹角。之间的夹角。基本术语（基本术语（2） 射程射程(Range)(Range)：波束从换能器至海底投射点之间的实际旅行距离。波束从换能器至海底投射点之间的实际旅行距离。 扇区开角或扇区宽度扇区开角或扇区宽度(Ping width Swath width(Ping width Swath width和和FanwidthFanwidth) )：一次完整扫海所形成的两侧最外缘波束所组成的扇形区夹角。一次完整扫海所形成的两侧最外缘波束所组成的扇形区夹角。 扇区扫描扇区扫描(Ping(Ping和和Fan)Fan)：完成一个完整扇区扫海的脉冲发射过程。一完成一个完整扇区扫海的脉冲发射过程。一个扇区扫描

42、可以由几个亚扇区扫描个扇区扫描可以由几个亚扇区扫描( (SubfanSubfan) )组成。组成。 更新率更新率(Ping rate)(Ping rate)：单位时间内完成扇区扫描的次数。单位时间内完成扇区扫描的次数。 测深横断面：测深横断面：一次扇区扫描所形成的换能器下方垂直航向的一系列波一次扇区扫描所形成的换能器下方垂直航向的一系列波束测点组成的海底水深剖面。束测点组成的海底水深剖面。 覆盖率覆盖率(Coverage)(Coverage)：多波束测深剖面的宽度与水深的比值。覆盖率与多波束测深剖面的宽度与水深的比值。覆盖率与扇区开角大小及航向与航迹夹角有关。扇区开角大小及航向与航迹夹角有关。

43、 多波束测深系统多波束测深系统是一种多传感器的复杂组合系统，是一种多传感器的复杂组合系统，形成了新的海底地形控形成了新的海底地形控测技术框架，在波束发射接收方式、海底信号探测技术、射线几何学、勘测方测技术框架，在波束发射接收方式、海底信号探测技术、射线几何学、勘测方法、系统构成、误差来源和数据处理成图等方面形成了鲜明的特点。法、系统构成、误差来源和数据处理成图等方面形成了鲜明的特点。多波束系统的组成多波束参考坐标系和测点归位波束到达角从船只参考系转化至垂波束到达角从船只参考系转化至垂直参考系直参考系用到达角和旅行时计算波束测点的用到达角和旅行时计算波束测点的侧向中心距离侧向中心距离X和换能器以下的水深和换能器以下的水深H用船位、航向将侧向中心距离转化用船位、