海洋测绘知识总结

第一章海洋与海洋测绘

海洋是地球表而包围大陆和岛屿的广大连续的含盐水域。海洋的中心部分称为洋，边缘部分称为海。海洋面积占地球总面积的70%。

海洋分布特征：

海洋而积是陆地面积的2.5倍，

海水体积是地球体积的1/800；

海洋平均深度是地球半径的1/1600：

北半球海洋而积占60.7%,南半球占80.9%；

北半球45-70°N之间，陆地面积大于海洋面积：

南半球只有80°S以南为大陆，其余绝大部分为洋；

北半球以北冰洋位为中心，大陆环形分布，南半球以南极洲为中心，海洋环形展布。

海的分类

边缘海：一边以大陆为界，一边以岛屿、半岛为界与大洋分开。

陆间海：界于大陆之间，有海峡与外海或大洋相连。

内陆海：深入大陆内部的海，海洋状况受大陆影响。

四大洋：太平洋，大西洋，卬度洋，北冰洋

与海洋相关的概念

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。由于海湾不断变窄、变浅，因此容易发生最大的潮汐。

海峡

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。海峡有深有浅、有宽有窄，它们是连接洋与洋、洋与海、海与海的咽喉。

海岸：

是陆地与海洋相互作用、相互交界的地带。海岸可分为海、陆之间现今正在相互作用着的现代海岸，和过去曾经相互作用过的古代海岸两种。

海岸带

海陆交互的地带，其外界应在15-20米等深浊带，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（包括风举潮）影响的范围。河口部分则为盐水入侵的上界。

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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、贝壳等冲积物來确定。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〃

海洋概貌

沿岸区、大陆架、大陆坡、大陆隆、海洋平原、海岭

海洋地形通常分为海岸带，大陆边缘，大洋底三部分。海岸带分为海岸，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。

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。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，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。

现代海洋测绘的特点

九测绘内容广泛

釆用的技术手段更加先进

海洋测量的特点

1•垂直坐标和平面位置同步测定

2.海底控俗IJ点的距离相隔较远

3•动态测量

4•釆用低频电磁波信号

5•测深并进行测深改正

6•无法进行重复观测，须同步观测

海洋测量的科学性任务和实用性任务：

科学性任务：

九为研究地球形状提供更多的数据资料

为研究海底地质的构造运动提供必要的资料

为海洋环境研究工作提供测绘保障

实用性任务：

对各种不同的海洋开发工程，提供他们所需要的海洋测量服务工作。主要包括：海洋自然资源的勘探和离岸工程；航运、救援与航道；近岸工程；渔业捕捞；其他海底工程。

海洋测量分成8种：

海洋重力测量（研究地球的形状和内部构造、勘探海洋矿产资源和保证远程导弹发射提供海洋重力数据）

海洋磁力测量（测定海上地磁要素的工作，研究地球物理现象，海洋资源勘探以及海底宏观地质构造的有力手段之一）

海水面的测定（海面形态的测定和平均海水面的确定）大地控制和海地控制测量（大地控制测量与以往所用的理论和原理相同，海底控制点的布设一般使用3个或4个一组的应答器通过声学测距的办法來建立海底控制）

定位（精确地确定海洋表面，海水中和海底各种标志的位置称为海洋定位）测深（一般釆用回声测深仪测水体的深度）

海底地形地貌及地质测量（地形测量是测量海底起伏形态和地物的工作，海底地质探测是对海底表面及浅层沉积物性质进行的测量）

海图编制（海图以海洋及其毗邻的陆地为描绘对象的地图，其描绘对象的主体是海洋，海图的主要要素为海岸，海底地貌，航行障碍物，助航标志，水文及各种界线）

海洋地理信息系统（研究对象包括海底、水体、海表面及大气及沿海人类活动5个层面）

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。

海面大地测量控制网布设特点：采用的几何图形与陆上大地网基本相同，如三角形、四边形、中点多边形。釆取逐级控制的方法，按片形或锁形两种方式布设。

基本点：与陆地大地网直接联结的海洋大地控制点。间距ioo~iookm,定位误差约土0.5m。

加密点：在基本点的基础上进一步加密设置的海洋大地控制点。间距约为2〜30km,定位误差约土i~2mo

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分组成。

水声照准标志分主动式和被动式两种。

主动式水声照准标志是一种水声声标，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询问声信号后，能转发应答声信号被船台接收。

以自身表面反射來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。

提高被动式照准标志的目标强度，应考虑一下因素

1•入射声信号所具有的声功率；

2.入射声信号的方向性，当位于入射声波波阵面的法线方向时，显然它具有最大的声能。

3•被动式水声照准标志的材料结构和形状。

水声声标的有效距离：即声信号的最大传播距离。

影响因素：

九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

在利用坐标已知的海底控制点來确定测量船位时，需满足两个条件：九测量船必须位于作为海底控制点的水声声标的有效范围内

2.至少需要三个这样的控制点，否则无法实施定位

海底控制点（网）坐标的测定一般分两步进行：

1•海底控制点的定标

2.海底控俗IJ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，这项工作称为海地控制的定标。作用：验证是否符合布网方案要求，得出控制点之间的相对位置。

单个海底控制点坐标的测定：

两点交会法，最近路径点测量法，三点空间交会法，距离差法

第三章

海洋水文要素：海水温度，海水盐度，海水密度，海水透明度，水色，潮汐,海洋波动，海流。

海洋温度的基本分布情况：

随着纬度增高，温度不规则的逐渐下降；等温线大体呈带状分布，在寒暖流交汇处，等温线密集，温度梯度最大。

盐度测量方法：

光学测定盐度法，比重测定盐度法，声学测定盐度法

海水密度：单位体积海水的质量

特点：一切影响温度和盐度的银子都会影响到海水的密度，海水的密度随地理位置、海洋深度都有复杂的分布，并随时间而变化。

赤道地区海水密度底，向两极逐渐增大。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。

海水透明度：光线在水中传播一定距离后，其光能强度与原來光能强度之比水色是指海水的颜色，由水质点及海水中的悬浮质点所散射的光线來决定的。

海洋潮汐：海水收到月球和太阳的吸引力作用，产生规律性的升降运动，这种海面升降现象叫做海洋潮汐。

潮：海水白天的涨落现象。汐：海水夜间的涨落现象。

产生潮汐现象的主要原因：地球上各点距离月球和太阳的相对位置不同。

高潮：海面升降的一个周期中，海面上涨到不能再升高时为高潮或满潮，下降到不能再下降时为低潮或干潮。

涨潮：海面从低潮上升到高潮的过程中，海面逐渐上升的现象。

落潮：海面自高潮到低潮的过程中，海面逐渐下罗的现象。

平潮：当海面达到高潮时，在一段时间内海面暂时停止上升。

停潮：当海面达到低潮时，在一段时间内海面暂时停止下降。

日不等现象：通过长时间的水位观测，可以从记录曲线上看出，每FI的潮差是不等的。这种现象称为潮汐日不等现象。

产生原因：太阳、月球、地球之间的相对位置不同。

日潮不等：一日内两次高潮或低潮潮高不等现象。

分点潮：当月球在赤道附近，则两高潮（低潮）的潮高约相等，此时的潮汐称为分点潮。

回归潮：当月球在最北或最南附近时，所产生的日潮不等为最大，此时潮汐叫回归潮。

以上产生的原因是月球赤纬的变化

正规半日潮：一个太阴日内，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H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：一个朔望月内岀现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是日潮的性质，少数天发生不正规半日潮。

风暴潮：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。

产生风暴潮的大气扰动通常包括热带风暴、温带气旋、寒流或冷空气等。

风暴潮的一个共同特征：他们都以某种方式依赖于共振现象。。

中国风暴潮一般具有以下特点：

九一年四季均有发生，夏秋季常见

2.发生次数较多

3•风暴潮位的高度较大

4•风暴潮的规律比较复杂

潮汐观测：通常称为水位观测，又称验潮。

目的：了解当地潮汐性质，应用所获得的潮汐观测资料，來计算相关数据。

传统潮汐观测方法：

水尺验潮（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）特点是工作简单，机动性较强，易操作，技术含量低，造价低。

井式自记验潮仪（通过在水面上随井内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，來记录水面的的变化情况，达到自动记录潮位的目的）坚固耐用，滤波性能好，但是连通导管易阻塞，成本高，机动性差。

超声波潮汐计（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，滤波性能好，使用测量。

压力式验潮仪（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变化引起的压力变化來测量水位）特点是无验潮井，坚固耐用，调整方便,成本低，滤波性能好。

电子式水压验潮仪（利用压力传感器代替水压钟和U型管，有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,滤波性能好，还可以近距离遥控。

现代潮汐观测方法

GPS在航潮位测量

船载GPS验潮原理：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。

GPS

如图基准站、流动站天线相位中心的正常高为：码―:+休H；=h：+TI

当基准站和流动站间距离不是很远（30Km以内）时，有：§=H；-H】=H；-H；

则潮位值为：H^=H；—g=H；_H；+h：+g

Gs=H；-h：

为了验证这种方法的正确性，现将水尺验潮思想引入「r

水尺零点的高程为：Hniler=hrn-hruler0.

则潮位表达式为：Truler=Hruler+hsr0

则理论上应有：Tgps=Truler

为『消除上述验潮方法中存在的波浪对潮位观测数据的:

响,常用波浪滤除方法——姿态补偿和门限滤波。

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。'.為

按相对水深（水深与波长之比）分为深水波（短波）和浅水波

（氏波）；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Z分；按成因分为风浪、汕浪、地震波、潮波等。

内波：在海洋内部发生的波动。

内波是发生在海水密度层结稳定的海洋中的一种波动。它也是海水运动的重要形式。是引起海水内部混合、形成温盐细微结构的重要原因。

海洋内波影响海洋中胜诉的大小和传播方向，从而影响了海道测量的探测成果质量，同时强大的内波影响潜艇的航行和停留，但内波又有利于潜艇的隐蔽。因而海洋内波的研究具有极其重要的意义。

内波的最大振幅出现在海面以下，它的恢复力为地转科氏力和弱化重力，故其全程为惯性重力内波。

按相对水深分为深水波和浅水波，按波形的传播分为前进波和驻波，按波动发生位置分为表面波，内波和边缘波，按成因分为风浪，涌浪，地震波和潮波。

海流发生的原因主要是海面风力、海水压强梯度力、地球偏向力和摩擦力的作用，同时还受到海底地形、海岸轮廓和水深的影响。

由盛行风产生的海流称为风生海流，若风生海流具有独自的体系，称之为风生环流。由于海面受热冷却不均匀，产生了压强梯度力，由此产生的海流称为热盐环流。

海流按照流经海洋温度的差异，可分为寒流（水温低于所流经海区水温的海流）和暖流（水温高于所流经海区水温的海流）。

按照与海岸的关系，可分为沿岸流，离岸流，向岸流。

按海流的运动特征，可分为潮汐和潮流。

海流按照它的成因可分为三类：梯度流、凤海流、补偿流。

海流属于稳定流，亦即没有加速度的订定常海流。作用于海流的合力必然为零。

凤海流：由于海陆热力差异造成，特点：由高温流向低温，，由低纬流向高纬。

密度流：由于海水盐度差造成。特点：海水表面密度高的地方流向密度低的地方，海底由密度低的地方流向密度高的地方。

补偿流：由于某一海区的海水出现亏缺，相邻海区的海水向缺水海区补充而形成的海流。特点：垂直方向的补偿流可分为上升流和下降流，即垂直流动。第四章

深海声速垂直分布图:

海水屮声速在垂血方向的变化可分为三个水层：农层（0-150m）、中间层（~1500m）＞深水层（1500m~）。衣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;中间层中的声速由丁温度迅速降低而减小。

4•仁2声波在海水中的传播特性

波束在海水屮的折射特性，可通过Snell法则很好的反映。Snell法则为:

式中箭iG+1是声速为G用1G+］相邻介质层界面处波束的入射角和折射角，p为Snell常数。

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入射角处时，波束在界曲处发生折射，若经力的水柱中冇N+1个不同介质层，则产生N次折对，波束的实际传播路径为•个连续折线，即声线。

Snella则不但解释了波束在水屮的传播特性，还给出了求解声线路径的算法。

声波在海水中传播时，会在介质常数不同的两个水层界而处产隹

反射、折射和某种程度的反向散射。其屮折射现彖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改变的根本原因。折射后的声线是向声速减小的方向弯曲，:Jr^

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，声波的传播速度亦温水区耍比冷水区快，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。正常情况卜•,声线弯曲成圆弧状。

海面反射：声波山海水射向海面时，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匕所产生的反射，称为海底反射。

水层内而不逸出该水层，则称此为声道。

声道：当声波在海洋中传播时，若有一部分声能在海中某一

主动声纳方程：SL-2TL+TS-RL=DT被动声纳方程:SL-TL-(NL-DI)=DT

声源级SL、发射指向件指数DIt、声功率Pa、传播损失TL、FI标强度TS、洵洋环境噪声级NL、等效平而波混响级RL、接收指向性指数DI以及检测阈DT。

对引力和惯性离心力分解如下:

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龍薦驕諛面基础"种波束脚印相对

L=J

引潮力（势）

人们早就认识到太阳、月亮与地球的相对运动是引起海而周期性涨落的根本动因。尽管太空中的菇它星体也对地球产牛引力作用，但它们使地球变形的影响很小，可以忽略，这里讨论月球和太阳对地球的引潮作用，并视月球和太阳为引潮天体。

引潮力定义：

弓I潮力是地球上任何一点所受的人体引力减去该人体对地球申心的引力。

地球上任意单位的质点，在面向月球的i边，它们距离月球比地心距离月球耍近，该质点受月球的引力大丁地心受刀球的引力；在背向刀球的一侧，质点距离刀球比地心距离月球远，该质点受月球的引力比地心受月球的引力要小。总起來说，地球上单位质量的质点所受月球的引力,大小不同,齐向也不向,但都指向月球申心。

月球引潮力是太阳引潮力的2.17倍。

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图5-1以月球为例，对于任意地曲点工天体之间的万有引力是维持公转的向心力胚而就•个天体整体而言,旋转运动产生的离心力A必然与向心力平衡,即地心处的團心力和回心力必然大小相等、方面和反:谷力为零。

因为平动，地球各点所受离心力相等。而由F各点相对引潮夭体中心的距离与方向不同,所受力有引力各异。

(5-1)

因为具体地点引潮力是引潮天体宜接的引力作用和对地匚、的引力作用的矢量差F,故：

MV=儿

M

———coa(0+(p)D

M

N、="(co0

r

Fy=

Mv-N\

M

M

MH=

CCE(&+(p)

Nh=i田

I=

N、

D2

■r

它貝冇9引力相同的基本性质，也是保守力，叮以衣示为位函数的梯度.

引潮力的位函数即引潮力位（势）。引潮力位是天体引力位和离心力位的和。

地而点才处相对地心的引力势为:

地面点卫处相对地心的惯性离心力为地面点为斤受月球引潮力势为：

而根据物理犬地测量基本知识:

代入月球引潮势表达式有：

同理；太阳引潮势为：

总的引潮势为：

11P

Q甘二_“少(cos0)

Dr/'

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(cosO)

丄--s<-)y

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“少Xp

G阳=———2(-)P/(CQS&)

r(=2r

COQ丿

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Gs二一亠丫(一)B(cosq)

G7=2人

度基准面。

深度基准面：定义在当地平均海平面之下，使得瞬时海平面可以但很少低于该面，在海盗测量中比较常用的基准，一般采用当地深度基准面，我国目前法定的深度基准面是理论深

6.2GPS绝对定位原理品文库

伪

距

由于卫星钟

、

接收机

基本原理：

绝对定位是以地球质心为参考点，确定接收机天线在WGS-84坐标系中的绝对位置。由于定位作业仅需一台接收机工作，因此又称为单点定位。以GPS卫星和用P接收机天线Z间的距离观测量为基准，根据已知的卫星瞬时坐标，來确定用户接收天线所对应的位置。绝对定位方法的实质是空间距离后方交会。如图

钟的误差以及无线电信号经过电离层和对流层中的延迟，实际测出的距离A与

卫星到接收机的几何距离B有一定的差值，因此，一般称量测出的距离为伪距。

GPS绝对定位根据用户接收机天线所处的状

态不同，又可分为动态绝对定位和静态绝对定位。

■动态绝对定位：用户接收设备安置在运动的载体上，确定

载体瞬时绝对位置的定位方法，称为动态绝对定位。

口静态绝对定位：用户接收设备安置在静止的载体上，确定

载体I舜时绝对位置的定位方法，称为静止绝对定位。

6.6水声定位的基本原理和方法

＞水声定位系统的组成：砂

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。

F水声设备：

换能器：是•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。

欢迎下量应答器：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，是水声定位系统的匸要水下设备,它也能作为海底控制点的照准标志（即水声声标）。

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分类声基线长度

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<10cm

20-50in

100-6000m

超短基线SSBL/USBL(super/ultrashortbaseline)短基线SBL(shortbaseline)

长基线LBL(longbaseline)

「长基线声学定位系统

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，这些应答器Z间的距离构成基线。・

实际匸作时，它既可利用•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。

(1)一个应答器定位

如图，"*),、•())为应答器,A、B和C为貝有航向K的航线上的三个船位，2、Dr,%为应答器至比C的水平距离。该船的航速为V,由A到B的航行时间为山，由〃到C的航行时间为于fc,则:

短基线系统

定，并组成声棊阵坐标系。

方能距距匱斜斜工个*的二多统山到的系是得值

式是距离测量。测呈々式器发朋所有换能器摂收,咫测值和不同于这个观测值。

＞基薛坐标系与船坐标系的相互关系由常规测吊方法确定。系统根据基阵相对船坐杯系的固定关系，绪合外部传感器观测血女OGPS.动态命感器单•元MRU.罗经Gyro提供的船位、姿态和船斛向值,计算祢到海底点的大地坐标。

X

＞超短基线安装在•个收发器中，组成声基阵，声单兀Z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R标的方位（垂直和水平角度）o换能器与冃标的距离通过测定声波传播的时间，再用声速剖佃修止波束线，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，仅儿厘米），按直角等边三角形布设而装在一个很小的壳体内。它以方位一距离法定位。

7.2

回声测深原理

回声测深原理图

单频单波束测深（点测量）

安装在测量船下的发射机换能器，垂直向水下发身寸一定频率的声波脉冲，以声速C在水中传播到水底,经反射或散射返回，被接收机换能器所接收。设经历时间为换能器的吃水深度D,则换能器表面至水底的距离（水深）H为：

回声测深仪由发射机、接收机、发射换能器、接收换能器、显示设备和电源部分组成。

回声测深仪组成示意图千米和万米测深仪

为了求得实际正确的水深而对冋声测深仪实测的深度数据施加的改正数称为回声测深仪总改止数。

回声测深仪总改正数的求取方法主要有水文资料法和校对法。前者适用于水深大于20米的水深测量，后者适用于小于20米的水深测量。

水文资料法改正包括吃水改正△%、转速改正〃及声速改正AHc.

吃水改正：由水面至换能器底面的垂直距离称为换能器吃水改正数若H为水面至水底的深度：比换能器底面至水底的深度，则4厲,为：

转速改正4耳,是由于测深仪的实际转速亿不等于设计转速勺所造成的。转速改正数4厲?为：

AR严丹-见=%〔空T)

声速改正4Q.是因为输入到测深仪中的声速C；不等于实际声速C。造成的测深误差。

讯=片-恐二磁労T)

综上，测深仪总改正数为：

bH二岡+帆+叭

其中，声速改正数4耳•对总改正数影响最大。

校对法利用水陀、检查板、水听器等，实测从水面走算的准确深度，与测深仪的当前深度进行比较，进币求得回声测深仪在该深度上的总改正数AH.

冋声测深仪按照频率分为单频测深仪和双频测深仪。

双频单波束测深(点测量)

换能器垂直向水下发射高、低频声脉冲，由丁低频声脉冲具有较强的穿透能力，因而可以打到倾质层；高频声脉冲仅能打到沉积物表层，两个脉冲所得深度之差便是淤泥厚度/方O

7・4多波束测深系统

多波束测深系统是从单波束测深系统发展起来，能一次给出与航线相垂直的平面内的几十个甚至上百个深度。它能够精确地、快速地测定沿航线一定宽度内水下冃标的大小、形状、最高点和最低点，从而较可靠地描绘出水下地形的精细特征，从真正意义上实现了海底地形的面测量。

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、速度快、精度和效率高、记录数字化和实时自动绘图等优点。

多波束的系统组成

多波束系统是由多个子系统组成的综合系统C对于不同的多波束系统，虽然单元组成不同，但犬体上可将系统分为多波朿声学系统（MBES）、多波束数据采集系统（MCS）、数据处理系统和外围辅助传感器。

其中，换能器为多波朿的声学系统，负责波朿的发射和接收；多波束数据采集系统完成波束的形成和将接收到的声波信号转换为数字信号，并反算其测量距离或记录其往返程时间：外用设备主要包括定位传感器（如GPS）、姿态传感器（如姿态仪）、声速剖面仪

（CDT）和电罗经，主要实现测量船瞬时位置、姿态、航向的测定以及海水中声速传播特性的测定；数据处理系统以工作站为代表，综合声波测量、定位、船姿、声速剖面和潮位等信息，计算波束脚印的樂标和深度，并绘制海底V而或三维图，用丁•海底的勘察和调杳。

TVG

7.6

多通道信号处理

波束形成和控制

数据采集电路

多通道前置放大

换能器接收阵列

返回波束

电源

发射、接收脉冲控制信号

多波束的波束接收原理图

基于水下机器人的水下地

形测量

目前有利用水下载人潜水器、水下自治机器人(AUV：AutonomousUnderwaterVehicle)或遥控水下机器人(ROV：RemotelyOperatedVehicle),条成多波束系统、侧扫声纳系统等船载测深设备，结合水下DGPS技术、水下声学定位技术实现水下地形测量的思想和方法。

水下机器人因可以接近目标，利用其荷载的测量设备，可以获得高质量的水下图形和图像数据。目前使用的潜水器以自动式探测器最先进，探测器内装有水声定位系统。

早期的载人潜器和法国的Nautile载人潜器

一般讲，采用水下潜水器进行水下地形测量工作同用水面船只测量的手段和方法大致一样。只是在水下测量时，需要测定潜水器本身的下沉深度。因此，一般需要使用液体静力深度计和向上方向的回声测深仪。

一些技术比较先进的国家在潜水器上安装了水下立体摄影机。这种随潜水器运动的水下立体摄影测量,在某种程度上同航空摄影地形测量工作原理一样。由机器人深潜水下，在接近水底时用水下摄影的方式获得水下目标的图像。

由于受水的透明度和照明情况，仪器离海底的高度等因素的局限，水下立体摄影测量方法效率低和困难较大。

进行海底地形测量，最有前途的方法还是利用具冇高分辨率的声学系统。声学系统由超声波发射器、水声接收机和电视显示器所组成。

将多波束、高精度测深侧扫声纳等声呐扫测设备安装在潜航器上，也可以实现对海底的高精度测量，如我国大洋一号上的6000米水下自治机器人AUV系统安装了测深侧扫声纳、浅地层剖面仪等设备，用于大洋的海底地形地貌调查。

水下电视摄像系统、水下数字摄像系统是目前获取在水下环境清晰图像的主要方法，扫海测量中，配置水下数字摄像系统有助于障碍物性质的判断，提高扫测能力。

7.12

海底地形成图

7.12.1绘制海底地形图

海底地形图的表现形式一般可分为二维等深线图和三维海底地形立体图。自动绘制等深图常用方法主要有两种，一是三角形法，二是网格法。

网格法绘制等深线分为在网格边上求出等值点,追踪等值点和连接并光滑等值点连线。

7.13.2自动绘制海底地形立体图

海底地形立体图是指海底地形立体透视图。绘制海底地形立体图，通常采用透视变换原理的连续断面法来绘制。

8.1声波与海底底质的相互作用

波束传播过程屮的声能变化可用下式描述:

EL=SL-2TL+BS-NL+D1^

则距离声源R处的声强为:

4^2

（炉心）

波束在传播的过程小，随着球形扩展和海水的吸收，能量的减少量TL（传播损失）为：

7Z=20lg^+^（必w加）,（斑廉）,恥话仏））

3S取决J：海底底质类型、地形条件和波束在海底的投射面积AE，表达为：

、.JBS=BS^+10\gAE

设了为脉冲宽度，屮丁、%、力分别为发射、接收波束宽度以及波束的入射角，贝ME为：

TOC\o"1-5"\h\z

Q2

Cc5AE二曲屮迅⑷（w2）-w

込更今@）（/）

I2sin3

BS〃是BS（）（反映海底底质特征和粗糙度）项以及角度相关项的和,即：

Rgb=+10lgcos^9

、勺波束入射角盼于15。〜65。范由时，BSr与入射角的札I关性用Lambert法则（匕2）町以很好的描述；、作波束近乎乖有入射时,BSb（BSQ是比较复杂的,是海底类型和粗糙度的函数。

综上，

3^0°ff/：EZ二就_2加_201gR+於甘+101g甲2r-NL+D!

时:EL=SL-2aR-30|gR+略+101g“号誓*-NL+D!

由上可知，声能方程具有计算系统探测距离的能力;声能方程还能反映海底底质类型的变化，因而具有解释海底底质特征的作用。

根据海水中声波传播理论，声波遇到不连续界而时会产生反射、折射和散射现象。讨论光滑界面上入射、反射和折射声压Z间的关系时，需做如下两个假设：

(1)界面上不存在剩余压力，即(2)界面上质点的法线方向运动速度为零

时COSqPyCOSq_弓COSqgPMpG

r-qg+qg

则反射系数/?为；

令小」贝u：—竺四二竺泌

问G/wsin仓+??sin

市此可知，声波在介质面处的反射特性与物质的密度相关,密度大，则反射系数大。

上述模型是在假设海底为镜血情况下得出的结论，实际海床的起伏、底质的多变均会给冋波强度带來一定的影响,研究其影响对于波束为非垂直入射的声纳系统具有重要意义。

根据声能方程式，发射波束与海底的直接作用休现在BS项l：o海底对声波的散射強度与声波在海底的照射而积AE有关，还与海底物质的物理屈性（BSQ有关c

BSb可表达为:

BS2=EL-SL^2TL¥NL-DI-iO\gAB

根据BSJj海底物质的关系，则可反演海底不同地质类型的区域分布，即海底底质分类。

8.3声纳图像的形成原理

对于冋波强度测量，探测的是一个冋向散射强度的时序观测量，每•个时序观测量相对波束投射点园要小的多，单位时间内，时序采样的个数是测深采样的儿倍或十几倍（视声纳图像的分辨率而定）。回波强度采样测暈的是该穿透区内、由多个波束模式所包围的波束投射点园区域。其原理图如K：d：套知牠牡吹沂耒（B戎广生创银厦$

魏心超力二弐y愛力曰色丿

单•个波束投射区内的声纳图像时序釆样原理

9.2海洋重力测量的干扰影响

以船載重力测量为例，介绍船载海洋重力仪工作时的主要扰动r-扰及其削弱或消除方法。'

A水平加速度的影响

亟丿J测量船在实施亟力测量时，与海水面平行的任意方向如果存在加速度，则会对重力测量成杲产生一定的影响，这种影响称为水平加速度的影响。

.产生水平加速度的原因主要是测量船航向和航速的变化。

为了消除水平加速度的影响，船丿卫尽量保持匀速肓线运动。同

:时，海洋重丿J仪应在结构上采用相应的卅施，限制传感器在水平方向的运动，便水平加速度的影响尽叫能减小。

遥感器是指接收目标辐射或反射电磁波信息的仪器,也称传感器。目前用于海洋研究的传感器主要有：海色传感器：工要用/探测海洋表层叶绿素浓度、悬移质浓度、海洋初级生产力、漫射哀减系数以及其他海洋光学参数。

红外传感器：主耍用丁-测量海表温度。

微波髙度计：主要用于测量平均海平面岛度、大地水准面、有效波高、海面风速、表层流、重力异常、降雨指数等。

微波散射计：主要用于测量海面10in处风场。

成孔径雷达：主要川于探测波浪方向谱、中尺度涡旋、海洋内波、浅海地形、海面污染以及海表特征信息等。

微波辐射计：主要川于测量海面温度、海面风速以及海冰水汽含量、降雨、C°2海一气交换等。

卫星海洋遥感(SatelliteOceanRemoteSensing)以海洋及海岸带作为监测对象的遥感技术。它包括：

＞电磁波遥感

＞声波遥感

卫星遥感的特点：

/具有大面积、同步连续观测

氐高分辨率和可重复性

I全天候

用于海洋遥感的卫星传感器分为两大类：

被动型

亦称无源雷达，是接收太阳光的反射或口标自身辐射电磁波的遥感方式。

主动型

亦称冇源遥感，是遥感器在遥感平台上向被探测口标发射一定波长的电磁波并接收口标回波信号的遥感方式。

海洋卫星遥感在海洋人范围调查中扮演着十分重要的作川。海洋卫星遥感系统包括：

遥感平台和传感器

地而接收和预处理系统

海洋卫星资料的反演和信息管理

分析及应用系统

卫星海表温度测量主要利用海面热红外辐射。自然界!中的一切物体，只要它的温度高于绝对温度(-273°C)就存在分子和原子无规则的运动，其表而就不断地辐射红外线。

所谓黑体,简单讲就是在任何情况卜•对一切波长的入射辐射吸收率都等于1的物体，也就是说全吸收。

卫星SST(SeaSurfaceTemperature,SST)常可用丁探测：

海表皮温：海表微米量级海水层的温度。

海表体温：海表0.5-1.Olli海水层的温度。

海色遥感是唯•町穿透海水•定深度的IJ星海洋遥感技术。它利用星载可见红外扫描辐射计接收海面向上光谱辐射,经过大气校正,根据牛物光学特件，获取海中叶绿索浓度仪悬浮物存量等海汴坏境要素。

在海色遥感研究中，海水划分为：

I类水域

以浮游植物及其伴牛物为主，洵水呈现深蓝色，人洋属于这一类。

n类水域

它含有较高的悬浮物、叶绿素和DOM以及齐种营养物质，海水往往呈现蓝绿色甚至黄褐色。

从卩•星探测海洋动力参数主要依靠微波传感器，咲中高度计(Altimeter,ALT)最为成熟。微波高度计

(MicrowaveAltimeter)是高度计的一种，亦称微波雷达。

微波高度计通过对海半面高度、有效波高、后向散射的测星，可同时获取流、浪、潮、海面风速等重要动力参数。卫星高度计还可应用于地球结构和海域重力场研究。

微波散射计(MicrowaveScatterometer),亦称宙达散射计。对非平滑物体表面发射电磁波，并测量其散射四波功率的仪器。

在60年代，美国海军研究室利用一个四频段的笔状波束散射计,NASA/Johnson空间中心(JSC)利用Ku波段的扇形波束散射计，进行了机载实验研究，建立了经验的指数律风速依赖关系。

1973年羌国发射的Skylab系列实验卫星上安装了世界上第一台星载散射计S-193,它仍然是一种笔状波朿散射计。

合成孔径雷达(SyntheticApertureRadar,SAR)是一种能够获得高分辨率微波图像的上动式微波成像雷达。

它被认为是最有效、最有潜力的卫星传感器。它具有良好的空间分辨率，町与光学遥感图像相比拟,又具有全天候全天时工作的优点。

INSAR测量的原理…

如果雷达两次发出的微波频率和等，在成像期间波动不屮断，平台轨道近似，那么在相遇处它们的振动方向儿乎沿同一直线，则两雷达波在相遇处产生干涉现象。其干涉情况体现了参与相干迭加的微波间相位差的空间分布。

12.1相关术语

海域边界或疆界：沿海国行使其主权、管制权或主权权利范围的界限。一般采用天文方法和儿何方法测定。

专属经济区:为领海以外并邻接领海，介于领海与公海Z间，具有特定法律制度的国家管辖水域。

公平原则:不仅指必须采用公平的划界方法,更重要的是要达到公平的划界结果,使划界问题得到公平解决。

自然延伸原则：人陆架定界的原则Z-O它指每一当事国都尽川能地得到凡构成其陆地领土向海洋的自然延伸的•切部分，而不侵犯另一当事国陆地领土的自然延伸。

成比例原则：为评估海域定划界结果的合理性，所采川的一种原则。它表明定界双方或多方所得的海域面积之比，必须与各自岸线的长度之比相适应。d

岛屿制度：为国际海洋法中，专门调节岛屿的法律制度。岛屿同陆地领土一样，可拥有自己的领海、毗连区、专属经济区和大陆架。但不能维持人类居住或其本身的经济生活的岩礁，仅能拥有领海和毗连区。

群岛原则：群岛原则是解决有关群岛问题的原则。其上要内容包括组成群国的各岛屿和其他自然地形，应当在本质上构成一个地理、经济和政治的实休，或在历史上L2被视为这种实体：群岛国主权及于群岛水域及其上空、海床和底土,以及其中所包含的资源;在群岛水域内，其他国家乍有无害通过权、群岛海道通过权。

二元原则：指“协议划界”和“公平划界”。

充分考虑“特殊情况”原则：指涉及与公平划界的有关情况——“特殊情况”。#

分区划界和分区检查原则：指海区面积较大，或儿何形状比较复杂，一般要分区划界，或分区检查统一划界是否公平。

中间线/等距离线法：海岸和邻或相向国家间一种划界方法。

平行线法：将领海基线向海一侧作整体平移，直至距基线等丁•领海宽度的距离的线,即为领海的外部界线。

等比例法：一般分为纬度等分法和等比例垂直线法。正切线法:以各基点为圆心、领海宽度作半径,先分别向海一侧画半圆，尔后连接和邻半圆的共同切线的交点,所构成的折线则为领海外部界线。

14.4海图的数学基础

海图数学基础系指海图的投影、比例尺、朋标系统、岛程系统（基准面）、制图网及分幅编号等内容。海图数学基础中最重耍，也是最复杂的问题是海图投影的问题。地图投影的理论完金适用于海图投影，但对r臬些海图，由丁•其特殊用途和使用要求，需采用某些特定的投影。

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