海洋测绘第6章 海洋水深测量

1、几何海洋测绘主要工作内容包括：海洋大地测量海洋定位水深测量(cling)水下地形测量第六章 海洋(hiyng)水深测量 共九十三页6-1 海水中声波传播的特性6-2 水深测量方法6-3 多波束水下测深系统6-4 平均海水面和深度基准面6-5 水深测量(cling)归算6-6 测量船船速的确定本章主要(zhyo)内容共九十三页20世纪初，人们发明了用高频声波探测潜艇的方法。这种方法后来(huli)引用到海洋测深中，即现代的回声测深方法。 古代(gdi)测深主要使用杆子（俗称测深杆）或系有重物的绳子（俗称水铊）。测深杆最多只能测5m。用水铊最多也只能测50m，而且效率低、劳动强度大、精度也不高。共

2、九十三页1、机械波：机械振动在弹性介质中传播形成(xngchng)的波。2、声波是一种机械波 正常频率范围：20HZ-20KHZ 次声波：频率范围20HZ 超声波：频率范围20KHZ6-1 海水中声波传播(chunb)的特性一、声 波共九十三页3、声波的传播(chunb)特性： 1）声波不能在真空中传播 2）声波是纵波，传播方向与介质振动方向相同 3）声波传播速度与介质的性质和状态有关 4）气体、液体和固体的振动都能产生声波6-1 海水中声波传播(chunb)的特性一、声 波共九十三页二、声波(shn b)传播损失1、声波传播损失 声波在传播过程中，声强随着(su zhe)传播距离的增加而逐渐

3、减弱的现象。导致声强减弱的原因：1）波阵面的扩展（几何扩散损失）2）介质吸收和散射3）界面反射6-1 海水中声波传播的特性共九十三页2、声波传播损失的度量 声波传播损失(Transmission Loss)是距声源(shn yun)1米处声强级与声场中某接收点处声强级之差，是声波的波阵面几何扩展损失与传播衰减损失之和。 I1-距声源(shn yun)为1 m处的声强 I2 -距声源为R m处的声强 二、声波传播损失6-1 海水中声波传播的特性共九十三页 波阵面随着(su zhe)距离扩展而产生的声强(级)几何衰减现象。 几何扩散损失(snsh)度量： 几何扩散损失度与声波的传播形式有关 一般表

4、达式：n=1，为柱面波传播形式n=2，为球面波传播形式3、几何扩散损失：二、声波传播损失6-1 海水中声波传播的特性几何扩散损失与声波的频率无关共九十三页 由于介质的吸收、散射和界面反射(fnsh)而产生的声强(级)减弱现象。1）吸收损失(snsh)度量：-吸收系数 R-声波传播距离吸收损失与声波的频率有关4、衰减损失二、声波传播损失6-1 海水中声波传播的特性共九十三页 2）吸收系数： 某种能量形式(xngsh)在介质中传播时，由于介质的吸收而形成在单位距离上能量的衰减程度。常用dB/km或dB/m表示（1）电磁波在海水中的吸收系数随频率增大(zn d)而增加（2）电磁波吸收系数经验公式：4

5、、衰减损失二、声波传播损失6-1 海水中声波传播的特性共九十三页声波吸收系数经验(jngyn)公式：吸收系数（dB/m）1010210310410-4频率（KHZ）声波10-310-210-1 1 103）声波(shn b)在海水中的吸收系数6-1 海水中声波传播的特性4、衰减损失共九十三页以频率f=20KHZ为例， 电磁波在海水中的吸收系数：5.81103dB/km 声波在海水中的吸收系数： 3.2 dB/km 显然，声波的吸收(xshu)损失比电磁波的小得多6-1 海水中声波传播(chunb)的特性共九十三页三、声波(shn b)传播速度介质速度（m/s）介质速度（m/s）空气氦气石油淡水

6、海水铜33196513151493146015404750铁玻璃砂石5830566037004900声波(shn b)在各种介质中的传播速度6-1 海水中声波传播的特性共九十三页2、海水中声波(shn b)传播速度海水中声速随海水的温度、盐度(yn d)、静水压力的增加而变大 2）0度、标准盐度下压力变化对声速的影响1）温度、盐度变化对声速的影响6-1 海水中声波传播的特性三、声波传播速度共九十三页因 素典 型 值对声速的影响盐 度温 度静水压力（深度）3435 0/00010C在0200m的大陆架上或在05km的海洋中每10/00-1.3m/s每1 C-4.5m/s每100m-1.5m/s温

7、度、盐度和深度(shnd)典型值及其对声速的影响程度6-1 海水中声波传播(chunb)的特性共九十三页1、金属杆比测法 0m 5m 10m10m 5m 0m换能器金属杆 15m15m四、海水中声波(shn b)传播速度的测定6-1 海水中声波(shn b)传播的特性共九十三页分段(fn dun)测量法Z1ZnZn-1Z4Z3Z2CnC4C3C2C1Cn-12、速度计直接(zhji)测定6-1 海水中声波传播的特性共九十三页1）Del Grosso经验(jngyn)公式：2）Leroy经验(jngyn)公式：3、解析法6-1 海水中声波传播的特性共九十三页3）Mackenzie经验(jngyn

8、)公式：4）Wilson经验(jngyn)公式：5）我国采用经验公式（海道测量规范，1990）：6-1 海水中声波传播的特性共九十三页近似(jn s)公式：1、回声(hushng)测深原理6-2 水深测量方法一、回声测深法共九十三页回声测深仪：产生(chnshng)声波和记录声波传播时间的仪器。 采用频率：20300KHZ测深仪分为：浅海(qin hi)测深仪：最浅可测0.5米水深深海测深仪：最深可测万米以上2、回声测深仪系统组成6-2 水深测量方法一、回声测深法共九十三页回声(hushng)测深仪6-2 水深测量方法共九十三页测深仪包括如下系统： （1）发射器 （2）接收器 （3）换能器 （

9、4）记录设备 （5）电源(dinyun)部分6-2 水深测量方法2、回声(hushng)测深仪系统组成共九十三页控 记制 录发射标记回声痕迹发射器接收器T/R开关海底水面换能器 通过记录其探头发射出的声波信号经水底反射后返回发射点的双程走时(zush)，结合水中的声波速值换算出水深值。2、回声测深仪系统(xtng)组成6-2 水深测量方法共九十三页将电能转换成声能(shn nn)或把声能(shn nn)转换成电能的换能器。 发射换能器：将电能转化成声波发射的换能器。 接收换能器：将声波转化成电能的换能器。3、电声型换能器6-2 水深测量方法一、回声(hushng)测深法共九十三页 接收换能器利

10、用“正压电效应”。 正压电效应：当压电材料如石英等受到周期性的压缩振动时，在其两个相对面上(min shn)出现周期性的电压的现象。6-2 水深测量方法3、电声型换能器共九十三页发射换能器利用“反压电效应”反压电效应：当压电材料的电场发生变化时，致使其尺寸发生周期性伸缩(shn su)的现象。6-2 水深测量方法3、电声型换能器共九十三页 为了测定不规则海底地形情况，研制(ynzh)的一种换能器波束宽度小于50的回声测深系统。 为减少波束衰减，增大换能器功率。6-2 水深测量方法二、窄波束(bsh)测深共九十三页工作原理： 测量光能(gungnng)从水面反射与从海底反射之间的时间间隔。三、激

11、光(jgung)测深方法6-2 水深测量方法D-水深V-低频激光在海水中传播的速度t-低频激光和高频激光往返时间差共九十三页-55-5000.53100101钕激光器澳大利亚0.220（白）50（夜）3001506000.53581钕激光器美国-数十米270610730-0.1-1.52钕激光器美国0.136（白）44（夜）-0.5005411010.01钕激光器美国0.54980603000.530.5430512氖和铵激光器美国英国0.582501500.54110030.02氖气激光器美国测深误差（m）最大深度（m）飞行速度（km/h）飞行高度（m）波长（m）重复频率（HZ）脉冲宽度（n

12、s）脉冲功率（MW）激光机类 型制造国典型(dinxng)激光测深仪的技术参数6-2 水深测量方法共九十三页多波束换能器以一个较大的开角（如150）向水下发射几十束或上百束声波（如101束），同时接收这些声波的反射波，那么每次发射接收一组声波，便可在垂直于航线上得到一组水深数据。当测船连续航行时，便可得到一个宽带(kun di)的水下地形资料。6-3 多波束(bsh)水下测深系统共九十三页一、多波束水下(shu xi)测深系统（SeaBat8101 ）SeaBat8101是美国RESON公司SeaBat系列的产品，波束数101个，每个波束开角1.51.5，波束总开角150，测量的覆盖宽为水深的

13、7.4倍（水深小于70m时）。SeaBat8101多波束测深系统可以对水下地形进行大范围(fnwi)全覆盖的测量，结合实时动态（RTK）GPS定位，可以迅速获得各种比例尺的水下地形图，其测量成果可以精确反映水下细微的地形变化和目标物情况，极大地提高了测量的精度和效率，也是汛期进行水下监测的重要手段。6-3 多波束水下测深系统共九十三页工作频率： 240KHZ波束数： 101个波束总开角： 150o单个波束开角：1.50X1.50最大采样速率(sl)：30次/s工作范围设定：0.5300m水下有效覆盖宽：水深170m，为7.4倍水深，水深150m，为2.7倍水深；航速：最大30节（每节1.85

14、km/h）；1、系统(xtng)主要技术指标6-3 多波束水下测深系统共九十三页2、 Seabat8101测深系统配置6-3 多波束(bsh)水下测深系统共九十三页1）声纳探头(tn tu) 包含探头主体和上下两个盖子(导流罩)。6-3 多波束(bsh)水下测深系统共九十三页2）81-P处理器： 由其发送控制指令给探头，并从探头接收采集信息，以控制数据的采集、显示。对探头实行(shxng)实时的可视化监控。6-3 多波束(bsh)水下测深系统共九十三页3）主控计算机：由软件控制数据的贮存和输入/输出，对测线数据进行实时监视和记录。由其接收来自81-P处理器、导航与定位、姿态传感器与电罗经等的数

15、据，4）差分GPS （ DGPS）：给出精确的天线坐标（XYZ）。5）数字电罗经（GYRO ）：给出精确的真北方(bifng)向和测船的航艏方向的夹角。6-3 多波束(bsh)水下测深系统共九十三页6）姿态传感器：由于测船的起浮摇摆直接影响测量精度，姿态传感器将记录(jl)测船的姿态等信息。7）后处理系统：包括后处理计算机、彩色绘图仪等硬件系统和后处理软件（Caris软件）组成。6-3 多波束水下(shu xi)测深系统共九十三页1）测量以带状方式进行，波束连续发射和接收，测量覆盖程度高，对水下地形可100%覆盖，与单波束比较，多波束的波束角窄，对细微地形的变化都能完全反映出来。2）由于是对地

16、形的全覆盖，其大量的水深点数据使生成的等值线真实可靠，而单波束是将断面数据进行摘录成图以插补方式生成等值线，在数据采集不够时，将导致等值线存在一定偏差。3）多波束系统同步记录船体(chun t)姿态信息，由Caris后处理软件对测量结果进行校正，使测量结果受外界不利因素影响减小到最低限度。对于单波束而言，未进行这些校正，其测量结果相比受外界因素影响较大。3、系统的主要(zhyo)特点6-3 多波束水下测深系统共九十三页 4）由于测区是全覆盖，因此在后处理时可对同一(tngy)测区生成不同比例尺的测图，以满足不同的需要。 5）直观性强，可以在现场直观地看到水下的地形起伏、冲淤情况、以及护岸工程的

17、效果，利用软件的回放功能，不仅在现场而且在室内也能演示。6-3 多波束水下(shu xi)测深系统共九十三页6）成果丰富，可生成(shn chn)等值线图、三维立体图、彩色图像、剖面图等，同时还能对同一测区不同测次进行比较以及土方计算等。6-3 多波束(bsh)水下测深系统共九十三页系统具有广泛(gungfn)的应用前景。系统适用于：江河、水库、湖泊及海洋等水域的大比例尺（1：2000以上）、大范围的水下地形测量江岸堤防及险工险段水下监测水下工程检测（如抛石护岸等）沉船、水下物体打捞搜寻4、系统(xtng)的应用领域6-3 多波束水下测深系统共九十三页多波束(bsh)海底三维图多波束(bsh)

18、成果图水深等值线与3D叠加图6-3 多波束水下测深系统共九十三页20世纪90年代初期(chq)，我国才开始投资研制实用型多波束测深系统。H/HCS一017型多波束测深系统于1997年研制成功，系统的工作频率为45kHZ，具有48个波束，波束角为2030，其测深范围为10-1000m，扇区开角为1200，测深覆盖范围最大可达4倍水深。二、我国多波束水下(shu xi)测深系统6-3 多波束水下测深系统共九十三页三、多波束(bsh)测深系统的发展前景 多波束测深系统的研制基本成熟,未来的研究重点将倾向(qngxing)于数据处理和应用研究。 在数据处理方面，由于目前各种原始多波束数据的存储格式极不

19、统一，与各种多波束系统相配套的后处理软件也自成体系，互不相干，已经给多波束数据的统一管理和综合处理造成极大的困难，因此，设计开发能够采集各种多波束原始数据的通用接口，并在此基础上开发出规范化的多波束数据后处理软件，已经成为多波束技术产业发展的必然要求。6-3 多波束水下测深系统共九十三页三、多波束(bsh)测深系统的发展前景 多波束系统既可获得高密度、高精度的测点位置信息,又可获得海底图像信息,但成像质量较差;而侧扫声纳则以成像为主,可获得高分辨率的海底影像,但仅能给出描述海底地貌、地物的概略位置。因此，多波束数字信息与侧扫声纳图像信息的融合(rngh)是将来测深技术深入发展的方向。6-3 多

20、波束水下测深系统共九十三页一、平均(pngjn)海水面某海域在一定时期内海水面的平均高度位置，通常由某验潮站相应(xingyng)期间内每小时的潮位观测记录数据计算求得。根据所取时间长度不同，可分为： 1、日平均海面 2、月平均海面 3、年平均海面 4、多年平均海面6-4 平均海水面和深度基准面共九十三页1、日平均海面：是一天观测值的平均值，它可以去掉半日潮的影响(yngxing)。2、月平均海面：是一个月的日平均海面的平均值，它可以削弱半月潮影响。3、年平均海面：是一年月平均海面的平均值。年平均海面变化较小，但因为产生引潮力的日、月等主要天体运动的影响，各年的年平均海面仍有差异，这种差异可以

21、用多年平均海面来削弱，通常用月亮升交运动周期（18.6年）的年数的多年平均海面。一、平均(pngjn)海水面6-4 平均海水面和深度基准面共九十三页4、多年平均海水面是陆地高程的起算面，各国选取的都不同。我国以青岛验潮站多年观测水位的平均值作为基准。日本以东京灵岸岛验潮站多年观测水位的平均值作为基准。欧洲地区(dq)以阿姆斯特丹验潮站多年观测水位的平均值作为基准。美国以波特兰验潮站多年观测水位的平均值作为基准。一、平均(pngjn)海水面6-4 平均海水面和深度基准面共九十三页深度基准面：是海图上图载水深的起算面。在有潮海，因为潮汐较大，如果用平均海面作深度基准面，高潮时此面被淹没，低潮时露出

22、；如果以此为基准面，则低潮时的实际水深小于海图上的水深，如此时按海图上的水深航行，船就可能要触礁、搁浅(gqin)，对航行很不安全。因此，在海洋测量中，常以略低于低潮面的一个面作为基准面。这样对航海就安全多了。在无潮海（即潮汐很小的海，如波罗的海），通常以平均海面作为深度基准面。二、深度基准面6-4 平均(pngjn)海水面和深度基准面共九十三页深度基准面通常定在当地多年平均海面(himin)下深为 L 的位置。L平均海面深度基准图载水深二、深度基准面6-4 平均(pngjn)海水面和深度基准面共九十三页 由于世界各国计算 L 值的方法有别，因此采用的深度基准也各不相同。 中国海区从1956年

23、起采用理论上可能出现的最低潮(dcho)位面即理论最低潮(dcho)面作为深度基准。二、深度基准面6-4 平均(pngjn)海水面和深度基准面共九十三页世界各国所采用的深度基准面不同英国采用潮汐预报中出现的最低水位(shuwi)为深度基准面。法国、西班牙、葡萄牙和巴西等国采用观测的最低潮面作为深度基准面。意大利、南斯拉夫、德国、希腊、加拿大、丹麦、比利时、挪威、印尼、阿根廷、巴拿马等国采用观测的平均大潮低潮面作为深度基准面。美国东海岸、荷兰、瑞典等国采用平均低潮面作为深度基准面。美国西海岸、菲律宾等国采用平均的低低潮面作为深度基准面。日本采用略最低低潮面作为深度基准面。6-4 平均(pngjn

24、)海水面和深度基准面共九十三页三、大地水准面、平均(pngjn)海水面和深度基准面的关系1、大地水准面和深度基准面是相对于当地平均海水面定义的，平均海水面实质上是大地水准面和深度基准面的更高一级基准。2、就海洋深度(shnd)的稳定表示而言，具有稳定的平均海水面和深度(shnd)基准面在其下的数字已经足够，这两个面本身构成独立的深度(shnd)基准体系，而不必归算到统一的国家高程系统，因为，在海洋上人们主要关心海洋的深度(shnd)，一般不需要海底的高程信息。6-4 平均海水面和深度基准面共九十三页3、为了近岸海图和陆图的拼接，必须首先统一二者的基准，基本方法是纳入国家高程体系。沿岸验潮站在设

25、立时，同时设立验潮站水准点，这些水准点不仅可以监测和修正水准尺零点的变化，还与国家水准网相连接，因此，可方便的获得水尺(shu ch)零点的高程，进而求得当地平均海水面和深度基准面在国家高程系中的高程。4、布设于海外的验潮站（包括岛屿验潮站和海底水位计）其平均海水面等数值无法以足够的精度标定到国家高程系统，而在这类区域，因无拼图需要，这种标定实际上也失去了意义。因此，只需相对于水尺零点计算平均海水面和深度基准面，并把深度基准面视为零即可。6-4 平均(pngjn)海水面和深度基准面共九十三页一、海图(hit)深度改正海图深度：海洋(hiyng)深度基准面到海底的垂直距离。海图深度= 观测深度+

26、仪器改正+声速改正+声束倾斜改正+动吃水改正+水位（潮汐）改正6-5 水深测量归算共九十三页观测深度：原始水深观测值。1、仪器改正：信号在仪器内部传播(chunb)的时间延迟引起的改正， 该改正由观测仪器自动进行。2、声速改正：初始设置的声速与实际声速不同引起的改正。3、声束倾斜改正：声波束不竖直引起的改正。4、动态吃水改正：瞬时换能器到海面的垂直距离。5、水位改正：瞬时海面和深度基准面的差值。6-5 水深测量(cling)归算一、海图深度改正共九十三页水深改正(gizhng)共九十三页二、声速(shn s)改正改正(gizhng)数：真实深度：测量深度：6-5 水深测量归算共九十三页二、声束

27、倾斜(qngxi)改正 测深仪的换能器应垂直向下发射探测声波获得深度。然而(rn r)，船的纵、横摇却在一定程度上破坏了这一垂直测深结构，产生了声束倾斜误差。6-5 水深测量归算共九十三页1、船只横摇产生(chnshng)的测深误差测深误差(wch)：测深误差的相对误差：6-5 水深测量归算共九十三页横摇导致(dozh)的测深误差的相对误差345610152030404510.0010.0010.0020.0040.0120.0300.0540.1250.2220.2811.5小值0.0010.0020.0030.0110.0280.0520.1210.2170.27530小值0.0010.0

28、010.0070.0220.0440.1090.2010.2574.500小值小值0.0050.0170.0360.0970.1860.24010000000.0040.0150.0600.1340.181小值-有值，但很小6-5 水深测量(cling)归算共九十三页测深误差处理 海底(hi d)平坦： ,将d直接作为P点的深度 海底起伏：将d直接作为P1点的深度，则P1与P点的水平距离为 6-5 水深测量(cling)归算共九十三页2、 船只(chunzh)纵摇产生的测深误差测船纵摇产生的测深误差(wch)与横摇误差(wch)相似，可得到附加深度误差(wch)：6-5 水深测量归算共九十三页

29、由于船的首尾摇不改变测深的垂直结构(jigu)，因此，可以不进行该项改正。6-5 水深测量(cling)归算3、 船只首尾摇产生的测深误差共九十三页三、动态吃水(chshu)改正6-5 水深测量(cling)归算1、误差产生的原因 真实水深应等于换能器到海底的垂直距离加上换能器到船只吃水线的垂直距离，但由于升沉效应的存在使得换能器到船只吃水线的垂直距离不等于船只静止时的已知距离。2、改正方法 1）RTK-GPS动态吃水改正技术共九十三页三、动态吃水(chshu)改正 1）RTK-GPS动态吃水改正技术 RTK-GPS动态吃水改正技术原理及步骤如下: (1) 在工作区域附近(一般不超过15公里)

30、 架设RTK基准站。然后在工作区域附近选择一个海底比较平坦的区域(可以直接从海图上判读),从海图上海洋潮汐表中计算出该区域的高平潮或者低平潮的时间。 (2)在高平潮或低平潮到来之前,用RTK-GPS把船只导航到该区域停下，在高平潮或低平潮时间段内，求算出静态时的吃水Z吃。 (3)利用(lyng)RTK-GPS精确地测量出船上A点的高程Ha。6-5 水深测量归算共九十三页三、动态(dngti)吃水改正(4)当船只航行时, 用RTK-GPS分别求出该船在速度为1节、2节、3节、4节、5节,时A点的高程Ha,则测船相应升沉改正(gizhng)为: Z生沉=Ha-Ha。此时的真正水深(瞬时水深)为:

31、Z=Z1+Z吃+Z生沉6-5 水深测量归算共九十三页三、动态吃水(chshu)改正 1）RTK-GPS动态吃水(chshu)改正技术6-5 水深测量归算Z吃Z升沉共九十三页三、动态吃水(chshu)改正2）利用多普勒测速系统测量船只在垂直(chuzh)方向上的运动速度，将其对时间进行积分求得船只升降的高度。3）利用安装在陀螺平台上的加速度计测定船只在垂直方向上的加速度，对其进行二次积分可求得船只升降的高度。6-5 水深测量归算共九十三页关于纵横摇误差和动态吃水改正的总结：在浅水区主要表现为升沉方面，而在深水区主要表现为横摇和纵摇方面。因此，为了提高测深精度(jn d)，应在小船上（用于浅水测量

32、）首要安装升沉传感器，在大船上（用于深水测量）应首要安装纵、横摇传感器。同时，对于未安装船姿传感器的测量船来说，必须使测船纵、横摇角限制在一定范围内。6-5 水深测量(cling)归算共九十三页6-5 水深测量(cling)归算为了把实测深度(瞬时水深)正确地归算到统一的深度基准面上，必须对实测水深进行水位(shuwi)改正。水位(shuwi)改正的步骤如下： 1、水深测量前，把附近长期验潮站算得的平均海面的高度在新设立的验潮站的水尺上标定出来，从而获得该地深度基准面的位置。2、水深测量时，测区各验潮站均应同时观测水位，且观测时间要在测深工作前开始到测深工作后结束。从而使外业所测水深运用各验潮

33、站水位资料将其改正到深度基准面起算的水深。四、水位改正共九十三页在开阔的深海，测深精度降低，同时海水面潮汐变化减弱，因此实践中对于深于200m的海洋(hiyng)在海水面变化量不显著（测深精度低于海水面变化量）时不需水位归算，实际上对瞬时海水面、平均海水面和海图深度基准面不再加以区别。6-5 水深测量(cling)归算共九十三页1、短期(dun q)验潮站平均海水面的确定 只有在长期验潮站才能获得稳定的平均海水面，而长期验潮站不可能以足够高的密度布设。而通常在测量期间布设短期或临时验潮站，在这些验潮站上只能获得短期平均海水面，而水位(shuwi)控制所需的稳定海水面基准必须通过传递方法推估得到

34、。传递方法有：水准联测法、同步改正法、线性关系最小二乘拟合法。 符号规定：H-高程、h-高差（正值表示）、MSL-平均海水面在水尺上的读数、O-水尺零点、A-长期验潮站、 B-短期验潮站、msl-平均海水面、L-长期、S-短期。共九十三页1）水准(shuzhn)联测法原理：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内，或两站水准点间可直接进行水准观测(gunc)，则两站水准点的高差为：hAB=HB-HA长期验潮站长期平均海水面的高程为:HmslA=HA-hOA+MSLA若 HmslB=HmslA则短期验潮站B的长期海水面在其水尺零点上的读数为：MSLB=hOB-hAB-hOA+MSLA

35、特点：该方法的使用条件是两站水准点间的高差可以以较高精度计算或观测，因此，验潮站必须在陆地沿岸。共九十三页共九十三页2）同步(tngb)改正法原理：在同一短时间内，长期和短期验潮站的短期平均海水面与长期平均海水面的差距（称为短期距平）相等。若MSLA=MSLAS-MSLALMSLB=MSLBS-MSLBL且 MSLA=MSLB则短期验潮站长期平均海水面的高度为：MSLBL=MSLBS-MSLAS+MSLAL特点：该方法的可靠性取决于其假设条件(tiojin)可靠性和同步时间的长度。共九十三页共九十三页3）线性关系最小二乘拟合(n h)原理：假设长期验潮站与短期验潮站的平均海水面短期平距有比例关

36、系，即MSLB = kMSLA这样的假设与实际(shj)情况更为接近，则有：MSLBS=kMSLAS+MSLBL-kMSLAL令 MSLBL=kMSLAL+C则有：MSLBS=kMSLAS+C即两站的长期平均海水面与短期平均海水面有相同的线性关系。常数k和C可由最小二乘求得。共九十三页4）多站传递推估数据(shj)的处理有时会有两个以上同步观测的长期验潮站可以用于平均海水面传递，此时可用每个验潮站实现传递获得多组短期验潮站平均海水面估计，然后(rnhu)根据短期站与长期站的空间分布或单纯以距离倒数加权获得最后结果。共九十三页2、水位（潮汐(chox)）改正方法通常(tngchng)采用的方法：

37、单站改正法线性内插法分带内插法时差内插法6-5 水深测量归算共九十三页1）单站水位改正-时间维度上的插值 若在一段时间间隔内潮汐的变化遵循于一条(y tio)规则曲线，该曲线可用多项式或样条函数来表达。6-5 水深测量(cling)归算共九十三页2）线性内插法-空间维度上的插值 当测区位于A、B两验潮站之间，且超出两站的有效控制范围，对测区内(q ni)各点的任意时刻水位改正方法一般有两种，一是在海区设计时增加验潮站的数量；二是在一定条件下，根据A、B两站的观测资料对控制不到的区域进行线性内插。6-5 水深测量(cling)归算共九十三页3）分带改正法C和D测区在A、B观测站的控制范围之外，不

38、能直接(zhji)利用A、B站的水位观测资料，可根据A、B站的水位观测资料内插出C、D测区的水位曲线。首先使A、B两站的深度基准面重合并绘出A、B两站的水位曲线图；对A、B的水位曲线进行等分内插得到C、D测区的水位曲线。具体方法：（1）计算分带数和每一带控制的距离。（2）分带界线(jixin)的划分。（3）内插水位曲线。（4）判断测深点落在那个测区内并进行水位改正 。6-5 水深测量归算共九十三页4）时差法时差法是水位分带改正法的改进。其所依赖的假设条件与水位分带法相同。时差法是运用数字信号处理技术中互相关函数的变化特征，将两验潮站的水位视为信号，这样研究A、B站水位问题就转化为研究两信号波形问题，通过(