激光技术监测海洋水文环境

海洋水文环境测量主要包括海水温度测量、海洋深度测量、海冰测量和海水密度测量等。

（一）激光监测海水温度

海水温度是反映海水冷热程度的一个物理量，也是海洋水文环境监测的重要参数。海洋的海水状态与海水温度有密切关系，几乎海洋中发生的各种海洋现象和过程都与海水温度有关，在有关海洋的民用和军事领域的各种应用中，海水温度也是个重要参数。随着科学技术的发展，测量海水温度的技术也不断更新，从最基础的物理水银温度表检测，到基于卫星的观测和激光检测，可检测范围和测量精度均获得大幅度提高。

1．监测海水温度的意义

海水温度关系到海洋生物的栖息、生长和繁殖，海流变化，气候变化以及其他海洋物理、化学、生态等变化。海洋中海水密度变化主要受制于海水温度变化，而海水密度的垂直分布，对有效地使用潜艇和其他水下兵器，了解渔场分布、确定鱼汛期等至关重要。

1）开发利用海洋生物资源

适宜的海水温度是海洋生物生存和繁殖的基本条件，海水温度变化对海洋生物的活动和生活习性有很大的影响，海水的温度分布也相应地影响着海洋生物的区域分布。浮游植物是食草动物赖以生存的重要食物，研究结果显示，热带浮游植物的物种更容易受海水温度变化的影响，随着海水温度上升，浮游植物将会从热带地区离开，并朝着极地迁移。因此，监测海水温度的变化，能够及时了解鱼类的栖息地域分布以及变化，或者说了解渔场的位置及其迁移情况，这对海洋渔业资源开发利用具有十分重要的意义。

生活在海洋中的鱼类对海水温度的适应性很敏感，海水温度变化0．1～0．2℃都会引起鱼类行为发生变化。海洋鱼类在其不同生活时期，对海水温度的适应性也不同。就是相同的鱼类，它们栖息在不同海区，其对海水温度的适应性也不同。因此，海水温度的空间分布状况及其分布形式与渔场位置、鱼群在渔场停留时间长短、洄游迟早、洄游路线变动、鱼群行动、鱼群栖息的水层、垂直移动等信息有着密切联系。

不同鱼类有不同的适温范围，它们将分别栖息于不同的等温线范围内，如鳍鱼分布于8．0～9．0℃的等温线范围内，鲜蝶分布于10．0～15．0℃的等温线范围内，对虾、带鱼分布于21．0～23．0℃的等温线范围内。渔业生产的实践证明，当顺着21．0～23．0℃等温线分布方向拖网时，只能拖到对虾、带鱼；当拖网方向与等温线分布垂直时，如从8．0～15．0℃等温线垂直拖网时则可拖到蟾鱼、坪蝶等鱼类。从这里可以清楚地了解到，等温线的分布对鱼、虾类的分布起着限制作用。若海水等温线的温度值发生变化，那么鱼、虾类等分布的海区也随着发生变化。海洋中某个区域的沙丁鱼数量总是呈现出多或者少的交替循环，其中海水温度可能是影响沙丁鱼数量波动的关键因素，沙丁鱼生长的最佳温度是16℃左右，海水温度如果显著上升，沙丁鱼数量则会明显下降。

海洋的等温线与鱼类洄游路线相平行，可分为产卵、越冬洄游时期，在这两个时期，鱼类对海水温度的要求具有共同特点，所以对洄游路线的影响具有相同性质。鱼、虾类在产卵或越冬洄游途中，是沿着适温等温线范围内行动，在其洄游路线前进方向，不受等温线的温度值限制；当适温等温线分布水平梯度大时，洄游路线变狭窄，鱼群将汇聚集中；反之，洄游路线将变宽，鱼群分散。当等温线偏移外海时，洄游路线也随之偏移外海；而当等温线偏移近海时，洄游路线也相应偏移至近海岸。如在山东成山头正东海区，小黄鱼产卵洄游是沿着5．0～6．0℃等温线北上，在向北洄游前进方向不受海水温度的限制，鱼群行动快。当5．0～6．0℃等温线之间的距离小时，鱼群集中，洄游路线窄；否则鱼群分散，洄游路线宽。当5．0～6．0℃等温线偏西时，则洄游路线偏西。同样，越冬洄游时期也具有上述一些特征。

2）准确预报气候变化

海水温度出现缓慢变化就会导致大气温度发生剧烈变化。海洋洋面温度细微的异常变化，就会对陆地气候产生不小的影响，如海洋洋面温度出现异常，可能引发旱灾。20世纪30年代，美国曾发生大干旱，波及了美国四分之三的地区，特别是大平原南部。1935年这一年中，尘暴刮走了大平原南部近10亿t的地表土，这场大干旱的直接原因就是海水温度出现异常变化，其间太平洋洋面温度比正常值平均低零点几度，大西洋洋面的温度则略高于正常水平。1998—2002年间，美国、欧洲南部和亚洲西南部的干旱天气也与东太平洋热带水域温度下降、西太平洋和印度洋水温升高有直接关系。

由于动态的海洋不断与大气交换热量、水蒸气、动量、CO2等气体，在海洋表层50 m内的海水温度变化较明显，而深层海水温度和盐度相对稳定。获得精确的海水温度时空分布，可用于研究海洋对气候的影响、海洋中尺度系统特性、海面-空气交互作用模型的建模、预测天气和气候变化、预报海冰和赤潮等。

3）利于海洋活动

海洋环境是一个腐蚀性很强的灾害性环境，海水温度直接影响金属在海水中存在的腐蚀状况。海水温度变化对在海洋中金属的有机涂层渗透速率影响很大，温度升高，高分子及其链段的热运动能随之增大，使涂层中出现更多的孔隙和自由体积，从而使水分子更容易通过涂层而进入基底金属材料，若有氧气等物质存在，金属将很快发生腐蚀。

海水温度的分布和变化对水下武器装备的性能也有很大的影响。由于海水的温度会影响水中声速，海水温度跃层的分布信息可以提供声速跃层信息，潜艇可用来选择声道扩大声呐作用距离，也可以用来选择声波折射较大的声速跃层以隐蔽自己。同时，海水温度还直接影响海水的密度分布，它是推测海洋总环流的重要依据；海水密度跃层也是由于海水密度分布的不均匀产生的，并进一步产生内波，这些都影响水下武器发射的准确性。

2．激光监测海水温度

海洋次表层海水温度测量，对研究海洋环境和气候监测及自然灾害的早期预报等十分重要，通常利用船载仪器、浮标和定点站位测量海洋的海水温度存在多方面缺点，如测量速度慢、覆盖面小、同步性差等。以微波辐射或红外辐射为测量载体的星载遥感测温技术，虽然可以实现大范围快速测量，但只能测量海洋表层海水温度。蓝绿激光在海水中有很好的透射性，利用激光能够测量海洋表层海水温度的三维分布。

利用激光测量海洋的海水温度工作原理是：入射到海洋水下与水分子的相互作用过程中发生的拉曼散射、布里渊散射和瑞利散射光的频谱分布与海水温度有关系，通过遥感测量海水的激光散射谱，便可以反演出海水温度。

1）基于激光瑞利散射监测海水温度

瑞利散射是以英国物理学家瑞利（Lord Rayleigh）命名的光学散射现象，在某个方向的散射光强度与入射光波长四次方成反比。科学家对海水分子瑞利散射做的进一步研究发现，散射光强度不仅与光波长有关，还与海水温度有关，通过测量海水分子的瑞利散射光强度，也就可以得到海水温度。

其次，研究还发现当海水温度发生变化时，瑞利散射光谱宽度也随之发生变化，即海水在不同温度时，海水分子的瑞利散射光谱宽度不同。图2-1为海水温度与其瑞利散射光谱半高全宽度的关系。瑞利散射光谱半高全宽度从1．56 GHz逐渐增大到1．66 GHz，对应的海水温度从269 K升高到305 K。

2）基于激光布里渊散射监测海水温度

海洋的海水布里渊光散射是由海水密度变化引起的，而海水密度变化是由温度变化所引起，于是通过检测布里渊散射光功率和其谱线频移量，可以计算出海水的温度。

图2-1　海水温度与其瑞利散射光谱半高全宽度的关系

图2-2是基于激光布里渊散射测量海水温度的原理框图。使用的激光器为倍频Nd∶YAG激光器，它输出波长532 nm的脉冲激光，经1∶1分束器BS分为两束，反射的脉冲激光被透镜组L1聚焦在海水中某一深度处，并在这里发生激光布里渊散射。海水的后向激光布里渊散射光与入射激光共轭，沿原路返回后在分束器BS上透射的一部分布里渊散射激光作为测试光束。入射波长532 nm的脉冲激光经分束器BS透射的这束激光由透镜L2耦合进入光纤延时器，再经透镜L3后在全反射镜M上反射，再次通过透镜L3、光纤延时器和透镜L2后在分束器BS上反射，其中的一部分作为参考激光束。调节透镜组L1的焦距和光纤延时器的延时时间，使布里渊散射测试光束与参考激光束在高速探测器D的光敏面上相干合束，产生差频光信号，它即为布里渊散射频移量，由它便可以获得海水温度。该差频光信号经高速探测器D转化为电信号输入宽带示波器进行观察测量，而根据延时的时间可以计算测量位置深度。在布里渊频移量的测量精度为1 MHz的条件下，海水温度测量精度为0．05℃。

3）基于激光拉曼光谱监测海水温度

图2-2　基于激光布里渊散射测量海水温度的原理框图

这是基于水分子的伸缩振动拉曼光谱强度分布与海水温度的关系建立的监测技术。物质的拉曼散射光波长随着激发光波长的改变而改变，因此常规的拉曼光谱仪测得的拉曼光谱数据一般以拉曼位移谱的形式给出。水分子的伸缩振动拉曼散射位移谱峰强度比较大，又远离激发光频率，不受激发光干扰，因此实际测量海水温度使用的拉曼光谱主要集中在3 000～3 800 cm－1这个范围，图2-3是水分子在3 000～3 800 cm－1这个范围的伸缩振动拉曼谱，横坐标为拉曼位移，纵坐标为相对散射光强度。

图2-3　水分子的伸缩振动拉曼光谱

海洋温度升高，海水分子的热运动速度加快，分子的氢键更加容易断裂，相应地单个水分子的浓度增加；同时分子的伸缩振动也增强，得到的水分子拉曼光谱峰位置将向长波方向移动，拉曼光谱带形状也就发生变化。研究显示，激光激发水分子的伸缩振动拉曼光谱，其光谱峰值位置与水温呈线性关系。图2-4（a）和（b）分别是波长450 nm激光和532 nm激光激发水分子的拉曼光谱谱峰位置随水温的变化，移动量与温度基本上呈线性关系。

图2-4　激光激发海洋水分子的拉曼光谱单谱峰位置与温度关系

（a）波长450 nm的激光激发；（b）波长532 nm的激光激发

（二）激光探测海洋深度

人类很早便开始探测海洋深度活动，考古学家在埃及古墓中便发现人类试图探测海底的壁画。他们使用很长的细杆测量海洋的深度，这是在公元前1800年做的事了。今天，科学家进行海深测量的方法多种多样，如船载声学测量方法、立体摄影测量方法、遥感多光谱成像测量法等，激光器发明后又开发了更为先进的激光测量海深技术。

1．测量海洋深度的意义

测量海洋深度对国民经济建设，开发利用海洋资源以及国防建设都有重要意义。利用测量海洋深度获得的资料可以满足航道设计与维护、管线路由、海洋油气平台场址评价与选择、各种海底工程建设的需要，还可为发现碍航浅滩、浅水海域海底滑坡塌陷、指引勘探船进入浅海水域等工作提供准确数据。利用获得的海洋海域水深地形变化，可监测海底沉积物的迁移、海岸变化特征、沙滩回填效果等情况，可以指导海岸带和海洋的合理开发；还可以与地球物理资料结合来解释海底构造，指导勘探油气储藏情况等。

开发海洋大部分活动集中在大陆架，诸如海岸防护、港湾建设、围海造田、滩涂养殖、海洋能源的开发、制盐业、开辟和疏浚航道、铺设海底电缆、管道及设置各种区界等工程的实施，均需要不同比例尺度的海底地形图。大陆架海底地形是通过测量海洋水深获得的。在军事领域，通过测量海洋的海水深度，可以探测水下运动目标，如潜艇的探测等。

2．激光探测海洋深度基本原理

激光测量海水深度是新开发的探测技术，它是一种主动式的、大覆盖面积的、高速率的测量技术。

从飞机向海洋面发射脉宽为纳秒量级的激光脉冲，在海面上一部分激光被反射，大部分将穿过海面进入海里。从海面反射的激光回波被接收器接收；穿透海面的那部分经海水介质射向海底，被海底反射后再次经过海水、穿过海-空界面，回波激光信号被接收器接收。根据接收两部分激光回波所用的时间差和海水的折射率，可以计算出海水的深度。

机载激光海洋深度测量实质上就是陆上及空间使用的激光测距技术在海洋中的应用，但由于增加了海洋这一特殊的传输路径，使得机载激光海洋测深系统比一般的激光测距系统复杂。测深系统所接收的海洋表面回波光信号及海洋底部回波信号是由测深系统参数及环境因素共同决定的。

如果海水深度为20 m，则接收到海洋表面的激光回波光信号功率近似为10－2W，海底回波激光信号功率近似为2×10－5W，这表明进行海洋海水深度测量时，需要解决大动态范围微弱光信号的检测问题，光子计数技术是能很好地解决这个问题的技术之一。

3．最大可探测深度

有多种因素影响激光可测量的最大海洋深度。首先，探测是基于测量系统通过接收从海底反射的激光信号进行的，显然，其可探测的最大深度取决于测量系统探测到的激光强度，即取决于测量系统的硬件、软件性能以及环境参数。就环境参数而言，传输的光强度与海水透明度呈指数函数变化，因此在激光器输出功率、接收光学系统口径及探测器等系统参数确定后，海水透明度对可探测最大深度影响最大。如采用绿色激光探测，最大可测量深度清洁海水大于50 m；近浑浊海域小于10 m；而对于极端浑浊的海域，探测这里的海洋深度几乎不可能。

其次，下雨和雾天使得大气布满水蒸气，它们对激光束发生强散射作用，大幅度降低了接收到的激光散射回波光信号强度，甚至还会出现错误回波光信号。强风等恶劣天气一方面影响飞行安全，同时易造成飞机位置突然变化，造成测量误差。海水受风流动和潮汐的作用，使得海表面起伏不定，凹凸不平，激光束经这样的海洋表面反射，即使不考虑本身的脉冲宽度，反射激光也不可能在同一时刻返回到达光学接收器，造成较大的测量误差，从而影响有效测量深度。同样的，强风也影响在飞机上正常记录反射激光信号。太阳辐射异常，将导致大气物理性质变化，也制约了激光测深。在黎明、傍晚及夜间进行测量，可降低背景光强度，提高探测深度准确性。

此外，海水中或高出海底的小漂浮物，它们常在海底反射之前反射部分激光，形成非单峰的激光回波，干扰测量。

4．测量误差

激光机载测量海洋深度的误差主要来源于两方面：一是飞机相对于平均海平面高度变化引入的误差，二是激光在海水中传输时间的测量误差。

1）确定海平面高度的误差

我们知道，海洋深度是指某一指定标准起算面到海底的距离，所以必须将机载激光测深系统测得的瞬时海洋深度转换成为相对这一标准起算面的深度，这就需要解决瞬态海洋面与标准起算面的相互关系。在进行海洋深度测量时，通常采用低于平均海面的一个面作为基准面，它与平均海面的距离一般由当地的海潮差大小而定。一旦平均海面的位置得以确定，再参考各地的潮汐数据，即可推算出基准面的位置。所以，由瞬时测得的海洋深度计算当地海洋深度的关键，就在于确定平均海平面，在对其进行确定的过程中会引入一定的误差。(www.zuozong.com)

对机载激光测量海洋深度来说，有两种方法确定平均海平面。一种是激光器发射的红色激光和绿色激光中，仅对其中的绿色激光作扫描，红色激光扩束后垂直投射到海面，在海面的照射范围大约为25 m2，由红色激光在海面反射的回波可以确定这25 m2范围内的平均海面位置。另外一种是对激光器发射的红色和绿色激光作共线扫描，红色激光用于确定瞬时海面位置。由于海浪的波动可以看作一种平均值为零的随机运动，根据一个扫描周期内若干个扫描点的波高确定平均海平面的位置。

2）测量激光回波时间差的误差

激光机载测量海洋深度，是通过测量海面激光回波与海底激光回波的时间差实现的。事实上，无论是海面的激光回波还是海底的激光回波，其返回时刻都不是一个确定的量，这是因为：①海水受风流动和潮汐的影响，海洋表面起伏不定、凸凹不平，入射到海面的激光束经这样的海洋表面反射，即使不考虑激光本身的脉冲宽度，也不可能在同一时刻返回到达测量系统的接收器；②激光透射进入海水后，将不可避免地与海水中的悬浮粒子等相互作用，发生多重散射，不同的光子有不同的传播路径，它们不可能在同一时刻返回到接收器，因而激光脉冲将发生时间／空间展宽。因此，所说的时间差只能是统计意义上的回波之间的时间差，这必然给海洋深度测量带来较大的不确定性。

此外，激光脉冲宽度和探测器噪声光子等也给测量时间差引入误差。使用较窄的激光脉冲有利于提高测深精度。

5．激光机载测量海洋深度系统

测量系统主要包括激光探测系统、激光信号接收采集和存储系统、数据处理系统、成像系统以及姿态定位系统等几部分。

激光探测系统主要由激光器、光学接收器、光电检测器、扫描反射镜等组成。激光器发射的激光经扫描系统向探测海面、海底发射激光，使用的激光器一般是输出高脉冲重复频率的红外激光和绿色激光（如Nd∶YAG激光器输出波长为1 064 nm的红外激光及其倍频波长为532 nm的绿色激光）。红外激光因无法穿透进入海水，主要被海面反射，该反射激光由飞行中飞机上的光学接收系统接收后用于测定与海面的高度；绿色激光大部分将穿透海面到达海底，它经海底反射后沿入射方向返回到飞机上，并被飞机上的光学接收系统接收。根据红外激光与绿色激光返回到达接收器的时间差，即可计算出被测点的海洋深度。扫描反射镜在计算机控制下以一定的速度绕某点转动，从而使脉冲激光束在海面沿与飞机前向飞行的垂直方向进行扫描，横向扫描与飞机向前飞行相结合，即可完成对某个海面区域的激光扫描。另外，扫描反射镜的扫描角和扫描速率经控制器也可改变大小，从而可根据要求改变对某一区域的扫描密度。实际探测中，在海面的测点分布越密，测量分辨率越高，能够获得更详细的海底地貌信息。

信号的接收采集和存储系统、数据处理系统和成像系统对返回的激光信号进行光电转换和信号采集数字化。数据存储系统存储海量的信息数据，并向地面控制中心发送相关数据信息，经处理后由信息显示系统显示。

姿态定位系统提供飞机的姿态和位置信息，为控制激光探测系统作业稳定性提供基准数据，以确保稳定接收激光回波信号，同时综合控制各系统协同进行测量工作。测量海洋最大深度既取决于激光探测系统的性能，也取决于所探测海域的自然条件和海水光学特性，因此，夜间的探测性能好于白天，姿态定位系统能够准确地控制测量系统在指定海域实施夜间探测作业。

识别从海面反射的激光信号和从海底反射的激光信号，是准确获取激光回波时间差的手段之一，也是准确计算海洋深度的关键技术之一。可利用激光回波信号的上升时间及振幅等的特征，采用半波峰法识别海面和海底激光回波信号；或采用窄激光脉冲、高响应率探测器、小接收视场、窄带干涉滤光片和正交偏振方式接收激光信号，更好地从浅水海面和海底反射叠加的激光信号中分辨它们；还可采用双高斯脉冲激光拟合，从极浅海水回波中分离海面和海底激光回波脉冲等。

（三）激光测量海冰

海冰是由海水冻结而成并出现在海洋中的冰块的总称，它是一种不均匀的可变物质。海冰对海洋航运和海洋资源开发设施都有很大的威胁，海冰也影响冰覆盖区的渔业生产，因为低温会影响鱼类的繁殖，并导致鱼病。海冰的存在还影响牡蜘、兰蛤等的收获量。海冰也影响全球气候。

按海冰的形态可分为固定海冰和浮动海冰，对固定海冰而言，当冰表面比海平面高出2 m以上时一般称为冰架。漂浮在海洋上、形状规则的海冰露出海水面的高度一般为总厚度的1／7～1／10，尖顶露出的高度达总厚度的1／4～1／3。

我国渤海和黄海北部，每年冬季皆有程度不同的结冰现象，辽海口、海河口、黄河口、鸭绿江口等河口附近均为冰情严重区域，常年冰期为3个月，冰厚20～40 cm。

1．海冰运动

海冰不停地运动，即使在北极的隆冬，海冰亦会被风和海流所驱动。海冰运动时的推力和撞击力都是巨大的，历史上多次出现因海冰造成钻井平台倒塌、船舶被破坏、航运被中断等严重灾害。1912年4月发生的“泰坦尼克”号客轮撞击冰山，是20世纪海冰造成的最大灾难之一。

1）北极海冰运动

北极海冰运动具有两个主要特征，一个是“跨极地漂流”，它自东西伯利亚海和楚科奇海向北极运动，而后继续向南运动并穿过斯瓦巴德和格陵兰之间的海峡；另一个是“波费特环流”，它是在波费特海的顺时针环流，这个环流覆盖了整个西部海盆，不仅包括波弗特海，还包括楚科奇海的大部分及东西伯利亚海。该环流在夏季通常反向旋转，由于波弗特环流的反向旋转特征，使得夏季融化的残冰将停留在涡旋区内多年。

海冰的漂移速率大约为6 km／d（相当于7 cm／s），其速率随日、年变化，曾观测到一天漂移20 km以上的海冰，而有时海冰又可以保持几个星期不动。

2）南半球海冰运动

南极绕极环流驱使海冰绕南极大陆做顺时针方向运动，东风环流驱使海冰在靠近南极大陆海域做逆时针方向流动，海冰主要做背离南极大陆流动。在威德尔海存在所谓“威德尔环流”，即海冰按顺时针漂移。

南极海冰厚度一般较薄，且这里的风速大，因此南极海冰漂移速率比北极大，威德尔海的海冰向北的平动速率约为5 km／d，超过20 km／d的漂移速率也常见。在罗斯海海冰漂移也有类似的高速率。

2．海冰温度

海冰的温度是海冰特别重要的参数，它直接决定着海冰的生成、存在和消融。当海冰温度改变了，它的物理化学性质、机械力学特性等也都相应地发生变化。我国沿海的海冰结冰层薄、海水温度比较高（渤海冬季一般最低水温为－2℃左右），因此这里的海冰温度都比较高，一般都在摄氏零下几度。

海冰温度的垂直分布是自上而下递增，表层温度最低，与当时的气温接近；下层温度最高，与当时的海水温度大体一致。这是由于海冰的上、下界面分别是大气和海水。

此外，海冰温度随着气温和水温的变化而变化，有关资料显示，海冰温度的年变化近似呈类正弦曲线。我国海冰的最低温度多出现在气温较低的一月份。

3．海冰影响气候

由于海冰能大量反射太阳光辐射，阻碍着海洋-大气的热量交换，因此海冰除了直接影响海况和海平面的变化外，还影响大气环流和气候。海冰限制了大气与海洋的直接接触，在大气和海洋之间形成交换的屏障，海冰的冻结、融化过程包含有大量的热交换和存储，这将影响大气温度的季节循环。在秋季通过冻结释放热量，在春夏季通过融化吸收热量，延迟温度峰谷值的出现。海冰的冰盖可以有效地减少能量和水汽从海洋向大气输送，因为冰和雪比开阔海洋面的光学反射率高，因此海冰冰盖可以大大减少夏季海洋对热量的吸收。由于海冰是在海水上漂移，在开阔海洋水域被加温的水就会很快运动到海冰底部，对海冰底部直接加热。因此，运动的海冰与“静止”海冰比较，其上、下周围都与大气、海洋发生热量交换。由于水的密度大大高于大气，运动的海冰与其底部和周围海水的热交换是可观的。通过这个热交换过程，将使受热升温的海水把从大气所得的热量二次传递给海冰，而海冰的融化相变需要吸收比升温大得多的热量，这样，通过海冰的升温、融化阻止了周围大气、海洋的温度出现大变化。以上这些因素都会对大气温度产生全球性影响。

其次，海冰范围的增减对天气活动、局地的和全球的海洋大气状况也产生影响。例如，南半球海冰面积出现异常时会影响纬向西风带的强度，而纬向西风出现较大变化又伴随着海冰变化增大。对大尺度过程而言，海冰范围的大变动会引起明显的大气变化，这是由于在海冰与海洋海水的边界热梯度大，局地尺度和短期强烈的海冰-大气旋也更明显。海冰的冻结、融化及与其相联系的盐通量和热通量，均会使海水密度出现明显改变。海冰生成的过程使海水盐度增加，造成海水的对流性不稳定；当海冰融化时，稳定的淡水层能阻止深对流的活动。冬季从冻结的海冰中释放盐分是海洋深层海底冷水团产生的主要驱动因子，它影响着全世界海洋的海水环流。

4．激光测量海冰厚度

海冰受风和海流的作用而产生运动，它会带来某种灾害。海冰的摧毁力与海冰的大小和流速有关，而其中海冰的厚度是重要参数，在寒冰海域的资源开发利用中，需要监视和研究海冰厚度的生消变化。

获取海冰厚度的方法有多种，例如利用潜艇中声呐系统向上探索，可以收集到海冰漂移的信息，并由此推算出海冰厚度，用这个办法得知北极海冰厚度平均为3～4 m，在北极、加拿大和格陵兰的北部沿岸之间大部分海域都被平均厚度为4 m的多年冰覆盖着，波弗特海、喀拉海和巴伦支海大部分海域的海冰平均厚度为1．5 m，南极靠近莫森东部沿岸的平均海冰厚度不足0．4 m，甚至在冬季，南极东部大多数海冰不足1 m厚。南极海冰的冰边缘厚度为0．5 m，大多数海湾南部沿岸的海冰厚度为2 m。然而，用这个办法还不能给出海冰厚度的空间分布，因为对某一地区内的海冰厚度分布进行不间断的监测遇到困难。现在，利用激光技术可以比较快捷地测量出海冰厚度，并且也能够比较方便获得海冰的空间分布。

海冰对红外波长激光是半透明的，即激光可以穿透海冰照射到海冰下面的海水，又从海水反射返回，根据这个道理，利用激光测距机便可以测量海冰的厚度。从激光测距机向海冰发射一束激光，根据激光从海冰表面反射的激光信号和从海冰与海水的交界面反射的激光信号，测量出测距机与海冰表面的距离以及海冰和海水交界面的距离，两者的差值便是海冰的厚度。把激光测距机放置在飞机上，便能够对大片海冰的厚度进行快速测定，获得海冰的空间分布。

（四）激光测量海洋海水密度

海水密度是指单位体积内所含海水的质量，习惯上使用的密度是海水的比重，即在一个大气压下海水的密度与水温在3．98℃时蒸馏水的密度之比。海水密度是海水的重要理化性质，是影响洋流、海洋生态环境、海面高度变化等的重要因素。不同海洋区域其海水密度的垂直方向和水平方向分布规律不同，同一海区在不同季节其海水密度变化规律也不相同。海区中的海水密度变化率改变时，特别是密度分布产生的跃层，对水下通信、海上航行都有着较大的影响。

1．海水密度分布

海水的密度分布并非均匀，海水所在的纬度和深度不同，其密度是不同的。在水平方向上，海水密度随着纬度的增大而逐渐增大，即赤道地区的海水密度最小，极地的最大；在垂直方向上，海水密度通常是随海水深度的增加而缓慢增加，但是有时因海水温度、盐度等影响，会使海水上层和下层的密度明显不同。当密度值随海洋深度的变化达到一定数值时，这一段海水层被称为海水密度跃层。

海水密度跃层按出现的海水深度大小分为深跃层和浅跃层，按密度梯度大小分为强跃层和弱跃层。总体来看，浅海区的密度跃层强度要强于深海区的，而且强跃层区（包括强深跃层和强浅跃层）多出现在近岸和浅海区；深海区的密度跃层比较稳定。浅海区的跃层的上界深度和厚度值也较小，上界深度一般小于20 m，厚度一般不超过20 m，深海区跃层的上界深度和厚度值大部分都较大，上界深度很多大于50 m，厚度大于100 m。

密度跃层的形成与海水密度分布性质、湍流混合程度、海表温度变化、太阳辐射透射深度以及不同性质海流的互相作用等因素密切相关。

2．海水密度跃层物理现象

在密度跃层上会发生很多物理现象，如会使传播的声波产生反射，使得进入“液体海底”下的水下运动目标能够有效地躲避声呐搜索。在海水密度跃层中，当上层海水密度小，下层海水密度大时被称为“液体海底”；而当上层密度大，下层密度小时会形成“海中断崖”。“液体海底”和“海中断崖”对在海洋内运动的物体产生影响。“液体海底”与周围海水之间存在着一层无形的界面，水下运动物体既可以在这一海水层悬停，又可以潜入密度更大的海水层。水下运动物体遇到“海中断崖”时，受到浮力会突然减小，如果不能及时采取措施减轻自身重量，就会突然急速下沉，就像在山地行驶的汽车从山崖上跌入深谷中一样，造成严重事故。

在海水密度跃层上还会产生死水和内波。内波是一种因海水运动而产生的海洋要素，它是因为海洋内部的海水密度不同，造成不同密度海水层之间一种自发的波动，就像风作用在空气与水面，水面会形成波浪一样。由于是在海洋内部，故称为内波。内波使声速的大小和传播方向发生改变，内波对声呐设备的影响极大。

内波对水下航行器的航行隐蔽性有着一定的帮助，内波使声速大小和传播方向都发生变动，因而影响着声呐设备的探索侦查能力，因而有利于水下航行器的隐蔽，使敌方的监听遇到困难。高频随机内波在波动的过程中会产生较大的噪声，因此在这样的海域活动的水下航行器，其发动机等噪声会因高频随机内波的存在而相对减弱，甚至水下航行器自身的噪声也可以完全被内波的噪声完全掩盖住，有利于水下航行器的隐蔽航行。

3．跃层带来的隐患

尺度较小的内波会使航行在其上的水下航行器产生颠簸，易对航行器壳体及其附属结构造成损坏。内波荷载作用在水下航行器表面上的压力是不均匀的，极端场合下，巨大的内波甚至可以把水下航行器托出水面或拽下海底。内波可使航行器的航行阻力增加，航速突然下降，使升降舵不易操纵，严重妨碍其机动性。内波还可以使水下运动目标摇摆起伏，可能将其突然猛烈地推出水面，又可能将其死死地压入极限深度以下，影响正常航行，甚至产生其他严重后果。水下航行器在执行任务时，应尽量避免经过内波区域。现代水下航行器排水量都在几千吨以上，当其在水中航行时海水密度稍有变化，就会受到几吨，甚至几十吨的干扰力，从而显著地改变航行器的运动状态。当航行器进入高密度海区高速航行时首倾下潜，低速时首倾上浮；进入低密度海区高速航行时尾倾上浮，低速时尾倾下潜。因此航行器操纵指挥人员在发现此类情况时，应根据海区资料和航行情况及时正确操纵航行器，保证航行安全。

当船体吃水部分正好处在密度跃层内时，螺旋桨和船体的运动就构成阻力而使船前进的能量不够，还要用一部分能量维持内波，如果增加的能量不足，那就只好消耗原来用于克服海水阻力使船前进的能量，结果船速减小，船就像“黏住”在海里，这就是“死水”现象。此外，内波能量比表面波大得多，当其传到海面时又会变成强大的三角浪和涡流，不仅强烈地冲击海岸破坏港口，而且使船只难以通行。

密度跃层除了对海面舰船和水下潜艇安全航行产生影响外，对海洋生物的影响也非常大，因为密度跃层使上、下海水之间的循环和对流无法进行，在下层海水的鱼类及其他生物所需要的溶解气体在一朝用尽之后便无法再得到补给，致使在那儿的鱼类和其他生物因窒息而丧生。其次，密度跃层阻碍了海水的上下更换和更新，使海洋生物所需要的基本营养盐类得不到及时补充；同时，生物分泌的污物也无法排走，这将导致海洋生物在这里不容易生长和繁殖。

4．激光测量海洋海水密度

根据海洋海水密度与海水光学偏振特性和海水折射率的关系，利用激光束照射到海洋面上，通过从海面反射激光的偏振度，可以获得海水密度参数。

当一个平面光波入射到光学性质不同的两种介质的界面上时，它将分成两个光波：透射光波和反射光波，透射光波进入第二种介质内继续传播，反射光波则返回到第一种介质中传播。当入射光为自然光（非偏振光），倾斜入射到海洋表面上时，经海水表面反射后其反射光发生偏振现象，即反射光是部分偏振光，测量出相应反射光的偏振度，可计算出海水密度。