海湾海湾是指洋或海延伸进入大陆部分的水域

1、海湾 海湾是指洋或海延伸进入大陆部分的水域。其深度逐渐减小。海湾中海水的性质与其 相近的洋或海中水的状况相似。 海峡是指海洋中相邻海区之间宽度较窄的水道。海峡地区海洋状况的最大特点是潮流速度很 大。 海岸: 是陆地与海洋相互作用、相互交界的地带 海岸带 海陆交互的地带，其外界应在1520 米等深浅一带，这里既是波浪、潮流对海底作 用有明显影响的范围，也是人们活动频繁的区域。海岸带的内界，海岸部分为特大潮汐（包 括风暴潮）影响的范围。河口部分则为盐水入侵的上界 海岸线： 近似于平均大潮、高潮的痕迹所形成的水陆分界线。 海岸线可根据海岸植物的边线、土壤、植物的颜色、湿度、硬度以及流木、水草、贝壳等

2、冲 积物来确定。 在地图上，人们为了明显起见，把海洋和陆地用一条界线截然分开，并亦把这条海水和陆地 相交的界线称之为“海岸线” 海洋地形通常分为海岸带、大陆边缘和大洋底三个部分 海岸带 由 海岸 海滩 水下岸坡 大陆边缘是大陆与大洋连接的边缘地带也是是大陆与大洋之间的过渡带，通常由大陆架、大 陆坡、大陆隆及海沟等组成 。 大陆架 大陆周围被海水淹没的浅水地带，是大陆向海洋底的自然延伸。 大陆坡 陆架外缘陡倾的全球性巨大斜坡，其下限为坡度突然变小的地方 大陆隆 从大陆坡下界向大洋底缓慢倾斜的地带 海沟：大陆边缘底部狭长的海底陷落带 大洋底是大陆边缘之间的大洋全部部分，由大洋中脊和大洋盆地构成 大

3、洋中脊：是贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的巨大海底山脉系列 大洋盆地：大洋中脊和大陆边缘之间的宽广洋底。 海洋能 海潮的涨落、潮流和由风引起的波浪中都蕴藏着巨大的能量 内海：亦称内水，指领海基线以内的水域。 领海：为沿海国的主权及于其陆地领土及其内水以外邻接的一带海域，在群岛国情形下则及 于群岛水域以外邻接的一带海域。 毗连区：为一种毗连国家领海并在领海外一定宽度的、供沿海国行使关于海关、财政、卫生 和移民等方面管制权的一个特定区域。 大陆专属经济区：为领海以外并邻接领海，介于领海与公海之间，具有特定法律制度的国家 管辖水域 大陆架：指沿海国陆地向海的自然延伸部分，又称陆架、陆棚、大陆棚。

4、 公海：指沿海国内水、领海、专属经济区和群岛国的群岛水域以外不受任何国家主权管辖和 支配的全部海域。 国际海底区域：国家管辖海域范围以外的海底、洋底及其底土。 海洋测绘是海洋测量和海图绘制的总称，是一门对海洋表面及海底的形状和性质参数进行准 确测定和描述的科学；其任务是对海洋及其邻近陆地和江河湖泊进行测量和调查，获取海洋 基础地理信息，编制各种海图和航海资料，为航海、国防建设、海洋开发和海洋研究服务。 海洋测绘的主要内容有： 海洋大地测量、水深测量 海洋工程测量 海底地形测量 障碍物探测 水文要素调查 海洋重力测量 磁力测量 海洋专题测量和海区资料调查 各种海图、海图集、海洋资料的编制和出版，

5、 海洋地理信息的分析、处理及应用。 根据不同的工作内容，可将海洋测量分成如下8 种： 海洋重力测量； 海洋磁力测量； 海水面的测定 大地控制与海底控制测量； 定位； 测深； 海底地形测量及地貌、地质探测 海图编制 海洋地理信息。 现代海洋测绘 与已有海洋测绘相比，其特色主要体现在： 测绘内容更加广泛。 突出了如海洋水文要素调查、海底地貌调查以及海水中声速测量等与海洋测绘关系 密切的、以及与其它学科存在交叉的内容；同时，电子海图和海洋地理信息系统也 成为了现代海洋测绘研究的重要内容。 采用的技术手段更加先进 主要表现为在继承传统测量方法和手段的基础上，更加突出现代“立体”海洋测绘 的概念，即卫星

6、定位技术、卫星遥感技术、机载激光测深技术、多波束测量技术、 高精度测深侧扫声纳技术和基于AUV/ROV 等水下载体的水下测绘技术和手段。 海洋测绘的特点 1 垂直坐标和平面位置同步测定2 海底控制点的距离相隔较远；3 动态测量，精度也相对较 低4 采用声波作为信号源，声速受海水温度、盐度和深度是影响。5 测深并进行测深改正6 无法进行重复观测，须同步观测 海洋测绘任务 科学性任务一是为研究地球形状提供更多的数据资料。二是为研究海底地质的构造运动提供 必要的资料。三是为海洋环境研究工作提供测绘保障。 实用性任务关于海洋测量的实用性任务，主要指的是对各种不同的海洋开发工程，提供它们 所需要的海洋测

7、量服务工作。 第二章 海洋大地控制网 海洋大地测量控制网是陆上大地网向海域的扩展。海洋大地测量控制网主要由海底控制点、 海面控制点（如固定浮标）以及海岸或岛屿上的大地控制点相连而组成 。 海面控制网 主要包括以固定浮标为控制点的控制网、海岸控制网、岛屿控制网以及岛屿 陆地控制网 。 海底控制点的结构，通常由固设于海底的中心标石和水声照准标志两部份组成。 水声照准标志分主动式和被动式两种。 所谓主动式水声照准标志，实际上是一种水声声标。它能主动发射出强度足以保证测量船上 的水声设备能在其有效作用距离内接收到该信号；或者当接收到船台发射出的询问声信号后， 能转发应答声信号被船台接收。 具有这样两种

8、功能的水声声标，我们称为主动式水声照准标志。作为海底控制点照准标志的 水声应答器，通常由换能器、电子系统（包括电源）、锚以及浮标等组成 以自身表面反射来自船上水声设备所发射的声信号再被船台接收，这种水声照准标志称为被 动式照准标志 目标强度 离目标（如被动式照准标志）1m处，从目标反射回的反射信号的声强和入射到目标的入射 信号的声强之比取对数乘10 水声声标的有效距离，即声信号的最大传播距离。这里的有效距离，指的是有效水平距离 影响水声声标有效距离的因素 （1）声信号的发射强度和频率； （2）声信号传播路径中噪声的掩盖作用； （3）声信号传播过程中的衰减； （4）声射线的折射特性。 海底控制点

9、（网）坐标的测定一般分两步进行： 第一步是海底控制点的定标； 第二步是海底控制点坐标的测定。 海底控制点的定标 当水声声标按照布网设计方案投放到海底后，要对控制点的深度，相互 间距离以及方位进行测定，这项工作称为海底控制点的定标 验证是否符合布网方案要求； 得出控制点之间的相对位置 （或者说控制点在局 部坐标系中的位置）。 单个海底控制点坐标的测定 两点交会法； 最近路径点测定法； 三点空间交会法； 距离差法 海底控制点（网）坐标的联测 一般采用双三角锥法 ，即采用卫星定位方法测定船位，同时通过船上的水声仪器对海底控 制点进行同步观测（测距），这样的观测可以通过船的移动而进行多次，然后用最小二

10、乘方 法求解船和海底控制点在统一的坐标系统中的坐标最或然值。 第三者 海洋水文要素观测 几种主要的水文要素：海水温度、盐度、密度、海水透明度、水色、潮汐 、潮流以及海洋波动。 表层水温观测方法 直接测量方法常用仪器：海水表面温度表、电测表面温度计及其他的测温仪器 。 用水桶提取海水，再用精密温度计测定水温。 卫星上通常利用红外辐射温度计测定海洋水温 ； 在海洋浮标上一般装有自记测温仪器，记录所在位置的温度 。 深层水温观测 主要采用的仪器：常规的颠倒温度计、深度温度计、自容式温盐深自记仪器（如STD、CTD）、 电子温深仪（EBT）、投弃式温深仪（XBT）等。 以化学方法为基础的盐度定义： 为

11、在一千克海水中，所有碳酸盐转化为氧化物，溴、碘一氯置换，而且有机物全部氧化后所 含所有固体物质的总克数。（单位是克千克，符号S，又称绝对盐度）。 根据海水组成恒定性原理 ，常用氯度来测定盐度。盐度与氯度的经验关系式为： 1978 年实用盐度标度 ： 选定一种浓度为精确值的氯化钾（KCl）溶液，用海水水样相对于KCl 溶液的电导比来确定盐 度值。（规定KCl 溶液的浓度精确值为32.4356） 盐度的测定： 1、光学测定盐度法 原理：光的折射性。 目前使用的仪器有：通用的阿贝折射仪、多棱镜差式 折射仪、现场折射仪等。 2、比重测定盐度法 方法 ：根据国际海水状态方程 ，当测得海水的密度、温度和深

12、度时，就可以反算出海水盐 度。 主要工具 比重计。该方法一般只适用于室内，在精度要求不高的场合可直接用该法测 定，如制盐场和渔业系统。 3、声学测定盐度法 方法：根据声速与海水盐度、温度和压力的关系，利用声速仪测得声速、并测出海水温度和 深度来反算盐度 电导率测定盐度法为主要测定方法 。 赤道地区海水密度低，向两极则逐渐增大。表层海水密度的水平分布受海流的影响较大，有 海流的地方，密度的水平差异比较大。 在海面，密度的分布和变化仅取决于温度和盐度。在盐度变化较小的海区，海水的密度主要 决定于温度状况。在温度变化较小的海区，则主要决定于盐度的状况。 海水透明度： 在海洋学上，是指用直径为30cm

13、 的白色圆盘，将其垂直沉入海水中，直至刚看不见的深度， 单位为米。这一深度称相对透明度。 国际作出的新定义为：光线在水中传播一定距离后，其光能强度与原来光能强度之比。 观测仪器 ：透明度仪、光度计等。 水色： 海洋调查规范中规定，透明度盘位于透明度值一半的水层时，透明度盘上方所呈现的海 水颜色称为水色。 水色观测方法： 观测完透明度后，将透明度盘提升到透明度值一半的水层，根据透明度盘上方所呈现的海水 颜色，在水色计中找出与之相似的色级号码，即为该次观测的水色。 海洋潮汐 ：海水受到月球和太阳的吸引力作用，产生一种规律性的升降运动，这种海面升 降现象叫做海洋潮汐。 产生潮汐现象的主要原因：地球上

14、各点距离月球和太阳的相对位置不同 。 日不等现象： 通过长时间的水位观测，可以从其记录曲线上看出，每日的潮差是不等的，这种现象成为潮 汐日不等现象 产生原因：太阳、月球、地球之间的相对位置的不同 2、潮汐类型 正规半日潮 ：一个太阴日（约24 小时50 分）内，有两次高潮和两次低潮，相邻的高低潮 之间的潮差几乎相等，此类潮汐称为正规半日潮。 不正规半日潮：一个太阴日内，也有两次高潮和两次低潮，但相邻的高低潮之间的潮差不等， 涨落潮时间也不等，且是变化的。 不正规日潮：一个朔望月内出现的一日一次高潮和一次低潮的日潮类型。 正规日潮：一个朔望月内大多数天是日潮的性质，少数天发生不正规半日潮。 风暴

15、潮：指由于强烈的大气扰动，加强风和气压骤变所招致的海面异常升高现象 风暴潮的一个共同特征：它们都以某种方式依赖于共振现象。 潮汐观测通常称为水位观测，又称验潮，其目的是为了了解当地的潮汐性质，利用所获得的 潮汐观测资料，来计算该地区的潮汐调和常数、平均海水面、深度基准面、潮汐预报以及提 供测量不同时刻的水位改正数等，提供给有关部门使用。 传统的潮汐观测方法 1水尺验潮：水尺上面标有一定的度量刻度，一般最小刻度为cm，长度大约3 5 m，一 般将其固定在码头壁、岩壁或海滩上，利用人工在任意时刻读取水位数据的。 2. 井式自记验潮仪。主要结构 ：验潮井、浮筒、记录装置 工作原理：通过在水面上随井内

16、水面起伏的浮筒带动上面的记录滚筒转动，使得记录针在装 有记录纸的记录滚筒上画线，来记录水面的变化情况，达到自动记录潮位的目的。 3超声波潮汐计。主要组成部分：探头、声管、计算机 基本工作原理：通过固定在水位计顶端的声学换能器向下发射声信号，信号遇到声管的校准 孔和水面分别产生回波，同时记录发射接收的时间差，进而求得水面高度。 特点是使用方便，工作量小，滤波性能良好，适用测量 4压力式验潮仪 压力式验潮仪按照结构可以分为机械式水压验潮仪和电子式水压验潮仪。 机械式水压验潮仪主要组成：水压钟、橡皮管、U 型水银管和自动记录装置组成。 基本原理：通过测量水下或与海水相联系的水面以上某一界面上由于海面

17、变化引起的压力变 化来测量水位 。 电子式水压验潮仪主要组成：水下机、水上机、电缆、数据链等 基本原理与机械式雷同，不同之处在于利用压力传感器代替水压钟和 U 型管，又利用数字 电子技术将压力变化转换成水位变化，从而达到水位观测的目的 。 特点：安装方便，精度高，携带方便，从观测数据到数据处理可以自动化计算机处理，高效 率，滤波性能良好，还可以做近距离遥控。 现代潮汐观测方法 船载（浮球）GPS 验潮原理 基本原理：均采用载波相位差分技术作为定位基础，利用大地高反算潮位。 为了消除上述验潮方法中存在的波浪对潮位观测数据的影响，常用波浪滤除方法姿态补 偿和门限滤波。 （1）姿态补偿。波浪是引起船

18、姿变化的一个主要因素，船姿作用下 GPS-2 天线相位中心到 船体吃水面的垂距发生瞬时改变，该变化量即为船姿对水位测量的补偿量，设 p、r 为纵摇 和横摇，则船姿对水位的补偿量为： （2）门限滤波 由于波浪的涌动，船体被抬高或降低，其影响较大。故必须进行门限滤波。 数据处理及分析如下： 动态基线解算精度分析。 计算纵摇和横摇角p、r。 根据架设时GPS-2 天线相位中心到船体吃水面的距离hka、p 和r， 计算船体姿态对水位测量的影响量hka。 计算瞬时海面高程Ts。 将瞬时海面高程与水文站的潮位观测数据进行比较 对瞬时海面高程进行门限滤波，将得到的结果再与水文站的潮位观测数据比较 ，是 否在

19、限差内 海洋波动 波动的基本特点：在外力的作用下，水质点离开其平衡位置作周期性或准周期性的运动。 波动可根据其不同的性质以及特点进行分类。 按相对水深（水深与波长之比）分为深水波（短波）和浅水波（长波）；按波形的传播分为 前进波与驻波；按波动发生的位置分为表面波、内波和边缘波之分；按成因分为风浪、涌浪、 地震波、潮波等。 海流按照它的成因可分为三类： 梯度流 风海流 补偿流 海流属于稳定流，亦即没有加速度的定常海流。根据牛顿定律，作用于海流的合力必然为零。 潮流：海水质点随潮汐垂直运动的同时所做水平运动即潮流。 往复式潮流又称直线式潮流，在海峡、水道、河口或狭窄港湾内的潮流，受地形限制，潮流

20、一般为往复式交换。在外海某些海区，若处于右回旋式或左回旋式潮流的交界处，也会出现 往复式潮流。 特点 ：流向只有两个，流速是变化的 回转式潮流又称八卦流，若海区内同时有几个潮波存在时，便可产生相互干扰作用，因此可 形成回转式潮流 ADCP 测流原理采用四个换能器斜正交配置的 ADCP 系统，通过四个换能器波束所测流速的 相互关系即可确定沿水深各深度单元水体相对于ADCP（即测船）的三维（垂向、东/西、南 /北）流速。 第四章 海洋声速及声线跟踪 在各种水下辐射形式中，以声波在海水中的传播为最佳。海洋传递声音的性能比大气好得多， 且在海洋中声波的衰减远小于无线电波的衰减。 海洋声学的基本内容包括

21、三个方面： 声在海水中传播的规律和海洋环境条件对声传播的影响。主要包括不同水文 和底质条件下声波的传播规律，海水对声的吸收，声波的起伏、散射和海洋 噪声等。 利用声波探测海洋。 海洋声学技术和仪器。 海水中的声速随着温度、盐度和压力的增加而增加，是压力 P（bar）或深度 Z（米） 的线性函数，是温度T（）、盐度S 的非线性函数。海水中的声速可以用声速剖面来描述。 声速剖面亦称“声速垂直分布”，反映的是声速沿深度的变化规律。 声速随深度的相对变化率，即单位深度内声速的相对变化量，称之为声速梯度，单位为 1/ 秒。 海水温度变化1，海水声速变化约为原来的0.35(约5m/s)； 盐度每增加l，声

22、速约增加1.14 ms； 深度每增加100 米，声速约增加1.75 ms。 海水中声速在垂直方向的变化可分为三个水层：表层（0 150 m）、中间层（ 1500 m）、深 水层（1500 m）。表层和深水层温度分布较均匀，由于压力影响，声速随深度而增加；中间 层中的声速由于温度迅速降低而减小。 入射角0 时，波束在界面处发生折射，若经历的水柱中有 N+1 个不同介质层，则产生 N 次折射，波束的实际传播路径为一个连续折线，即声线。 声波在海水中传播时，会在介质常数不同的两个水层界面处产生反射、折射和某种 程度的反向散射。其中折射现象起因于海水是非均匀介质，这也是导致波束声线弯 曲和传播速度发生

23、改变的根本原因。折射后的声线是向声速减小的方向弯曲。 声线的弯曲程度和方向与声速在垂直方向的变化相互联系，声速变化越大，弯曲越 显著。此外，声波的传播速度在温水区要比冷水区快，且向冷水区（即声速较低的 水区）弯曲。因此，若温度随深度增加，声线向海面弯曲，反之则向海底弯曲。正 常情况下，声线弯曲成圆弧状。 海面反射：声波由海水射向海面时，在海水与空气界面上所产生 的反射，称为海面反射。 海底反射：声波由海水射向海底时，在海水与海底的界面上所产生 的反射，称为海底反射。 海水中声波强度减弱的主要因素可归纳为如下三个方面： 几何衰减：由于海水温度、盐度、压力等分布不均匀，因此有声速梯度存在，再加 上

24、海面、海底的影响，引起声线弯曲。 散射衰减：声波在海水中传播时，由于海面、海底的不平整性、海水介质温度不均 匀而产生散射，使部分声能离开原来的前进方向，向其它方向发射出去，使声波传 播方向上能量减少，声强度减弱。 海水对声波的吸收：由于声波在海水介质中传播时要引起海水内部发生一些变化， 如海水温度的变化，在传播过程中，相邻的海水介质要发生相对运动，有一部分声 能要用来克服因海水介质相对运动而产生的摩擦力，消耗于海水中，使声强度减弱。 当声波在海洋中传播时，若有一部分声能在海中某一水层内而不逸出该水层，则称此为声道， 亦称声波道。 沿深度方向声速极小处，声源发出的声线将向上和向下弯曲返回极值区，

25、而 保留在该水层上下两个声速相等的深度之间传播。 声纳是利用水下声信息进行探测、识别、定位、导航和通讯的系统。按照工作方式分为主动 声纳和被动声纳两种。 主动声纳信息的流程为：发射系统发射携带一定信息的声信号（发射信号），在海水 中传播时如遇到障碍物（潜艇、水雷、鱼雷、冰山、暗礁，统称声纳目标），产生回声信号； 在某一方向上的回声信号传到接收基阵，并将其转换为电信号，经处理器处理后送到判决器， 根据预先确定的原则进行判决，最后显示判决结果。 被动声纳（噪音声纳站）信息的流程为：被动声纳通过接收被探测目标（声源部分）如鱼雷、 潜艇等的辐射噪声，来实现水下目标探测。 主、被动声纳工作信息流程的基本

26、组成包括声信号传播介质（海水）、被探测目标和声纳设 备。 影响声纳设备工作的因素，即声纳参数，主要包括： 声源级SL、发射指向性指数DIT 、声功率Pa、传播损失TL、目标强度TS、海洋环境 噪声级NL、等效平面波混响级RL、接收指向性指数DI 以及检测阈DT。 声源级 SL：是用来描述主动声纳所发射的声信号的强弱（反应发射器辐射声功率大小）的 参数 DIT 的含义：是在相同距离上，指向性发射器声轴上声级高出无指向性发射器辐射声场声级 的分贝数。 1、声速的直接测定 凡通过测量声速在某一固定距离上传播的时间或相位 (一般采用声速测量仪测量声速），从 而直接计算海水声速的方法均属直接声速测量。

27、声速测量仪依据的原理有： 脉冲时间法、在海水介质中放设一组发射和接收换能器 （机械能与电能相 互转换的设备），在它们之间的距离 S 已知的情况下，测出声脉冲的传播时 间t，即可求得声速C=L/t。 干涉法、基于被测海水介质中连续干涉声波效应引起的驻波声场。其中两 个相邻波峰或波谷之间的距离即为一个声波波长。在发射换能器固定的情况 下，移动接收换能器记下最大输出（波峰）时的距离即为波长或波长的整数 倍，为减少实际测量的误差，常常进行若干次测量后取平均。 相位法：根据固定距离范围内测量声波的相位变化来确定声速。 脉冲循环法等首先多谐振荡器产生一个触发脉冲，触发发射电路工作，并 形成前沿陡峭的电脉冲

28、击和激励发射换能器，受激励换能器便在其自身固有 谐振频率上产生声脉冲振荡。高频声脉冲由换能器向被测海水辐射出去，被 相距S 处的接收换能器收到，接收到的信号经放大整形后随即触发多谐振荡 器，使其产生新的触发脉冲触发发射电路工作，与此同步地辐射出下一个声 脉冲，这一声脉冲传播S 距离后又被接收换能器接收，这一过程不断循环进 行。循环脉冲的重复周期（其倒数即是循环频率）就是声脉冲传播距离S 所 历经的时间T。 一般在海水中测声速，还要考虑如下因素： 测区的水文要素； 声速在海水中的传播特性 ； 特殊水域，由于某种原因，声速剖面变化复杂，需 做小间距测量 ； 表层和底部的声速测量非常重要 。 根据测

29、得的温、盐度和压力数据，用特定的计算公式确定水声速的方法称为间接声速测量。 自组织神经网络SOFM构造网络和划分声速剖面类型的过程可归纳如下： 假设存在R 个需要分类的声速剖面，对应着S 个输出类别，则首先需要赋予R 个声 速剖面到S 个输出类型之间映射的初始权值。 将前面获得的描述声速剖面结构的梯度序列输入到神经网络中。 根据神经元在格网上的物理位置及初始权值，计算神经元之间的距离。 根据选定的获胜神经元、神经元间的距离和初始邻域距离构造邻域。 通过反复训练和调整神经元的权值，确保邻域内的神经元与输入向量达到最大的匹 配并实现它们之间最大的相似，从而达到分类的目的。 声线跟踪（Sound R

30、ay Tracing）：是建立在声速剖面基础上的一种波束脚印（投射点）相对船 体坐标系坐标的计算方法。 声线跟踪通常采用层追加方法，即将声速剖面内相临两个声速采样点划分为一个层，层内声 速变化可假设为常值（零梯度）或常梯度。在常梯度的声线跟踪计算过程中，声速变化函数 采用Harmonic 平均声速。 基于层内常声速（g=0）下的声线跟踪 基于层内常梯度（g0）下的声线跟踪 等效声速剖面法： 由于这种方法不是直接依赖于实际声速剖面进行声线跟踪计算，而是通过选择一个简单的声 速剖面（如零梯度声速剖面）作为参考声速剖面，根据相对面积差，建立参考声速剖面与实 际声速剖面间的联系，进而修正参考声速剖面的

31、计算结果，获得最终的波束脚印位置，因此， 该方法被称为误差修正法 由于常梯度声速剖面与实际声速剖面具有相同的积分面积，利用常梯度声速剖面计算的结果 同实际声速剖面相同，因此，常梯度声速剖面被称为等效声速剖面，利用等效声速剖面确定 波束脚印位置的方法简称为等效声速剖面法。 声线跟踪过程 各种声线改正方法的比较 对声速断面的依赖性。声线跟踪法与声速断面的联系表现在每个波束的每层计算中， 误差修正法和等效声速断面法则表现在声速断面有效作用范围内的波束计算中。 计算精度。常梯度声线跟踪法的假设与实际比较吻合，计算精度相对较高，实验 表明其深度相对误差优于z；常声速声线跟踪法在<60时，深度相对误

32、差优于 z；误差修正法和等效声速断面法一般优于4z。 计算过程的复杂性。声线跟踪法需要根据实际声速断面计算波束在每层的水平和垂 直位移，并叠加各层位移量得到波束脚印位置，计算烦琐；误差修正法和等效声速 断面法，只要确定参考声速断面与实际声速断面的相对面积差即可非常简便的获得 声速断面作用范围内的波束脚印深度。 条件的苛刻性。上述方法均需声速断面，声速断面越具有代表性，计算精度越高， 这为声速断面的布设和施测提出了一定的要求；另外，等效声速断面法中参考深度 的精度也影响着计算结果的精度。 综上：常梯度声线跟踪法的计算精度最高，但计算过程烦； 等效声速断面法的计算精度仅次于常梯度声线跟踪法，但参考

33、深度的要求相对苛 刻； 误差修正法的计算精度相对前两者稍差，但也能满足IHO 的测深精度要求，且计算 过程简单； 精度最差的当属常声速声线跟踪法，其计算过程也比较复杂。 第五章 潮汐调和分析及海洋垂直基准面 引潮力是地球上任何一点所受的天体引力减去该天体对地球中心的引力。 引潮力势的调和展开 1 拉普拉斯展开 2Doodson 展开 平太阴（月球）地方时 月球的平经度s、 太阳的平经度h、 月球近地点平经度p、 月球升交点平经度N（N=-N）； 太阳近地点的平经度p。 3、Darwin 展开 牛顿用引力的观点解释海洋潮汐现象，创立了潮汐平衡潮理论，后为贝努利所完善，所以称 之为潮汐静力学理论。

34、其理论假设地球表面为等深海水所包围，不考虑海水惯性、粘性、海 底摩擦，忽略地球自转偏向力。所谓平衡潮就是建立在该假设下的潮汐理论。 因而可以将实际潮汐分成许多有规律的分振动，这些分离出来的具有一定周期、一定振 幅的分振动就叫分潮 潮汐、潮流分析 潮汐分析亦称潮汐调和分析，把任一海港的潮位变化看作是许多分潮余弦振动之和，根据最 小二乘或波谱分析原理由实测数据计算出各分潮平均振幅和迟角的过程，即潮汐调和分析过 程 根据观测时间的长短，一般可将调和分析分为短期、中期和长期三类。 经典的潮汐调和分析有:Darwin 分析法、Doodson 分析法; 现代潮汐调和分析多采用最小二乘分析法、傅立叶分析法和

35、波谱分析法等。 1.Darwin 分析法是Darwin 于1883 年提出的。此法是对30 天潮汐资料连续观测序列进行处 理的准调和分析。分潮当中一些分潮，它们的频率成倍数关系，这些频率成倍数的分潮称为 分潮系。Darwin 分析法就是利用潮汐由许多分潮系组成，并以其周期不等的特点将它们从 观测资料中分离出来，然后再将分潮系中的分潮逐个分离出来，最后求出各分潮的调和常数。 2.Doodson 分析法是Doodson 于1928 和1954 年提出的。此法将分潮中所有周期相近的分潮 称为一个分潮族，例如半日分潮族、全日分潮族、1/4 分潮族等。首先从实测潮汐资料中分 离分潮族，然后将分潮族中的各

36、个分潮分离出来。为了进行分潮族的分离，Doodson 给出了 16 种基本线性组合，利用这些基本组合再作组合，消除其它分潮族的影响，得到主要包含 某一分潮族贡献的函数值。这些函数值仅包含某一分潮族的贡献，其余分潮的影响忽略不计， 则可以利用这些函数值建立类似调和原理的方程求解分潮族内的各个分潮的调和常数。此法 的特点是不采用分潮时的潮高计算，而直接以平太阳时的潮高进行线性组合。 潮流分析 潮流同潮汐一样，起因于月亮和太阳等引潮天体的引力，与潮汐一样，潮流也可表示为许多 分潮流之和的形式。只不过为了分析和预报的方便，一般把流速 w 分解为向北和向东的分 量，记为北分量u 和东分量v；流向记为 。

37、则表示为： 潮流椭圆是用一些分潮流流速矢量端点的连线绘制而成的形如椭圆的图，这样的图 称为潮流椭圆。它只是表示分潮潮流变化的一种类型。分潮流流动的类型与海岸和海底地形 密切相关。实测潮流流速矢量端点的连线一般较为复杂，人们常把实测潮流分解为许多周期 不同的分潮流，每个分潮流的流速和流向随时间而变化，一般呈回转流，它是无数的水质点 在潮波运动中水平方向的周期性运动。 潮汐动力学理论的基本思想 潮汐动力学理论是从动力学观点出发来研究海水在引潮力作用下产生潮汐的过程。此理论认 为，对于运动的海水来说，引起海洋潮汐的源动力是水平引潮力，而铅直引潮力和重力相比， 作用非常小。潮汐动力学理论还认为，海洋潮

38、汐际上是海水在月球和太阳水平引潮力作用下 的一种长波运动，即水平方向的周期运动和海面起伏的传播。海洋潮波在传播过程中，除受 引潮力作用外，还受到海陆分布与海岸形状、海底地形、地转效应以及摩擦力等因素的影响。 通过建立各种海区的潮波运动方程，进行相应的潮波数值解，从而达到解释潮汐现象的目的。 2 Kelvin 波（狭长沟渠潮波运动）1879 年，Kelvin 研究了自由潮波在狭长沟渠（狭长海峡） 中顾及地转偏向力(科氏力)作用下的潮波运动 3 自由潮波在变形海湾中的传播 各种形态海区中潮波特性的比较 潮波特征 长海峡 （北半球） 窄长半封闭海湾 （长度 /4，宽度 ） 半封闭宽海湾 （北半球）

39、潮波 前进波 驻波（因湾顶全反射 形成） 两驻波叠加 潮流 往复流 高潮：流向与潮 波传向相同；低 潮：流向与潮波 传向相反；高、 低潮时流速最大 ； 半潮面时流速为 0。 往复流 涨潮向里，高潮时流 速为0；退潮向外， 低潮时流速为0； 半潮面对流速最大， 湾顶处潮流始终为0 。 旋转流 潮流矢量反时针偏转， 矢量末端连线为椭圆， 无潮点潮流始终为最大 ，各地潮流始终不为0 。 等潮时线 一组与潮波传播 方向垂直的直 线，各地高潮的 发生时刻取决于 潮波的波速和波 向。 一组与潮波传播方 向相同的直线，各地 同时达到高潮。 绕无潮点反时针偏转 潮差 沿潮波传播方向 看右岸大于左 岸，不存在无

40、潮 线。 湾顶大，湾口小，存 在无潮线。 岸边大，中间小，存在 无潮点 垂直基准可分为： 高程基准 高程基准就是陆地高程的起算面，它通常取为某一特定验潮站长期观测水位的平均值一 长期平均海面，即定义该面的高程为零，因此具有参考面的意义。 水深基准 海洋测量中常采用深度基准面。深度基准面是海洋测量中的深度起算面。不同的国 家地区及不同的用途采用不同的深度基准面。 平均海面亦称海平面。某一海域一定时期内海水面的平均位置。是大地测量中的高程起算面， 由相应期间逐时潮位观测资料获得，高度一般由当地验潮站零点起算 由于所取的观测时间长度不可能刚好为各分潮的整周期，因此，平均海面受剩余潮汐成分的 影响，而

41、且短期平均海面还包含着长周期分潮的贡献。另外，非潮汐因素（主要由气象原因 引起）在不同的时间长度内表现为不同的性质，在足够长的时间内可视为噪声，而短时间内 则表现为信号，即具有一定的规律性。这使得不同时间长度的平均海面稳定性不同。 海图深度基准面确定的基本原则 长期平均海面具有良好的稳定性 照顾到航道利用率 为了使得确定的深度基准面满足于上述两条原则，下面给出深度基准面保证率的定义： 深度基准面保证率是在一定时间内，高于深度基准面的低潮次数与总次数之比的百分数。 95% 基准传递与推估 短期验潮站平均海面的确定 1、水准联测法 若长期验潮站和短期验潮站的水准点均连接在国家水准网中，或两站水准

42、点间可直接进行水准观测，则两站主要水准点的高差为两者差值。 2、同步改正法 基本原理是在同一短时间内，两验潮站短期平均海面与长期平均海面的差距(称为 短期平均海面距平)一致，其依据是两验潮站的水位对气象作用的平均效应及长周期 分潮贡献相同，一定时间长度的平均海面已基本消除了主要潮汐成分的作用，所以 潮汐性质的不同对传递精度的影响不大。 3、线性关系最小二乘拟合法 4、多站传递推估数据的处理 第六章 GPS 定位与海底声学定位 水声定位系统的组成： 船台设备：包括一台具有发射、接收和测距功能的控制、显示设备和置于船底或置于 船后“拖鱼”内的换能器以及水听器阵。 水下设备：声学应答器基阵。 水声设

43、备： 换能器：是一种声电转换器，能根据需要使声振荡和电振荡相互转换。 水听器：本身不发射声信号，只是接收声信号。 应答器：既能接收声信号，而且还能发射不同于所接收声信号频率的应答信号，是水 声定位系统的主要水下设备，它也能作为海底控制点的照准标志（即水声声标）。 水声定位系统通常采用的方式: 测向定位方式 测距定位方式 水声定位系统的工作方式： 直接工作方式 中继工作方式 长基线工作方式 拖鱼工作方式 短基线工作方式 超短基线工作方式 双短基线工作方式 长基线系统包含两部分，一部分是安装在船只上或水下机器人上的收发器(transducer)； 另一个部分是一系列已知位置的固定在海底上的应答器，

44、这些应答器之间的距离构成基 线。 实际工作时，它既可利用一个应答器进行定位，也可同时利用二个，三个或 更多的应答器来进行测距定位。 短基线系统 该系统的水下部份仅需要一个水声应答器，而船上部分是安置于船底部的一 个水听器基阵。换能器之间的距离一般超过10m，换能器之间的相互关系精 确测定，并组成声基阵坐标系。 系统的工作方式是距离测量。测量方式是由一个换能器发射，所有换能器接 收，得到一个斜距观测值和不同于这个观测值的多个斜距值。 基阵坐标系与船坐标系的相互关系由常规测量方法确定。系统根据基阵相对 船坐标系的固定关系，结合外部传感器观测值，如 GPS、动态传感器单元 MRU、罗经 Gyro 提

45、供的船位、姿态和船艏向值，计算得到海底点的大地坐 标。 超短基线系统 超短基线安装在一个收发器中，组成声基阵，声单元之间的相互位置精确测 定，组成声基阵坐标系。系统通过测定声单元的相位差来确定换能器到目标 的方位(垂直和水平角度)。换能器与目标的距离通过测定声波传播的时间， 再用声速剖面修正波束线，确定距离。 超短基线系统与短基线系统的区别仅在于，船底的水听器阵，以彼此很短的 距离(小于半个波长，仅几厘米)，按直角等边三角形布设而装在一个很小的 壳体内。它以方位距离法定位。 水下声学定位系统的精确定位需要进行如下几种改正： 1. 船姿态改正 2. 水听器基阵偏移改正 3. 声线曲率改正 第七章 水深测量及海底地形测量 水深测量经历了如下几个发展阶段： 测绳重锤测量（点测量） 单频单波束测深（点测量） 双频单波束测深（点测量） 多波束测深（面测量） 机载激光测深（面测量） 回声测深原理 单频单波束测深（点测量） 安装在测量船下的发射机换能器，垂直向水下发射一定频