海洋测量教学课件第4章海洋水深测量

Chapter

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海洋水深测量海洋测绘主要包括：海上定位海洋大地测量水下地形测量海洋测量（三维坐标）=海洋水面定位+水深测量§4-1§4-2§4-3§4-4§4-5§4-6海水中声波传播的特性水深测量方法多波束水下测深系统水深测量归算波浪和船速对水深测量的影响潮汐对水深测量影响分析本章主要内容：深达10923m的太平洋马里亚纳海沟是全球海洋最深点。那么，这个深度是怎样测出来的？古代测深主要使用杆子（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。早在19世纪初，科学家们已测得海水中的平均声速为1500m

／s。20世纪初，人们发明了用高频声波探测潜艇的方法。这种方法后来引用到海洋测深中，即现代的回声测深方法。§4-1

海水中声波传播的特性一、声波1、机械波：机械振动在弹性介质中的传播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＞20KHZ3、声波的传播特性：声波不能在真空中传播声波是纵波，传播方向与介质振动方向相同声波传播速度与介质的性质和状态有关气体、液体和固体的振动都能产生声波二、声波传播速度介质速度（m/s）介质速度（m/s）空气331铁5830氦气965玻璃5660石油1315砂石3700~4900淡水1493地壳（100KM

）8000海水1460~1540地壳（1000KM）12000铜47501、声波的传播速度：

取决于介质的弹性模量和密度。声波在各种介质中的传播速度1）近似公式：在20°C的情况下，E=2.28×109N/m3，ρ=1023.4

kg/m3时，则：C=1492.6

m/s海水的弹性模量和密度随温度、盐度、静水压力而变化2、声波在海水中的传播速度2）经验公式：公式中：T----温度（°C）s----盐度（‰）P----静水压力（标准大气压数）3、声速与温度、盐度、静水压力的关系海水中声速随海水的温度、盐度、静水压力的增加而变大2）标准盐度下压力变化对声速的影响1）温度变化对声速的影响最大3）温度、盐度随海区、深度、时间和季节而变化因素典型值对声速的影响盐度34~35

0/00每10/00----1.3m/s温度0~10°C每1°C----4.5m/s静水压力（深度）在0~200m的大陆架上每100m----1.5m/s或在0~5km的海洋中4）影响声波传播速度的因素盐度（‰）温度（℃）2627282930313233343501433.71435.01436.31437.61438.21440.21441.51442.81444.11445.451455.81457.11458.41459.11460.91462.01463.41464.71466.01467.2101475.81477.01478.21479.41480.61481.91483.21484.31485.71486.7151493.31494.51495.71496.81498.01499.21500.41501.51502.61503.8201508.71509.81510.91512.01513.01514.31515.41516.51517.51518.7声波在不同温度、盐度的海水中的传播速度（m/s）三、声波传播损失1、声波传播损失：声波在传播过程中，声强随着距离的增加而逐渐减弱的现象。原因：波阵面的扩展介质吸收和散射界面反射2、声强减弱度量：I1------距声源为1

m处的声强I2

------距声源为R

m处的声强声波传播损失包括：几何扩散损失、吸收损失强度损失（%）电磁波（MF）100

电磁波（HF）电磁波和声波（500KHZ）声波（50KHZ）50

声波（15KHZ）声波（5KHZ）声波（100HZ）0.001

0.01

0.1

1

10

100发射距离（km）电磁波和声波的衰减图3、几何扩散损失：波阵面随着距离扩展而产生的声强几何衰减现象。几何扩散损失度量：声强几何扩散按距离的平方衰减几何扩散与声波的传播形式有关 一般表达式：n=1，为柱面波传播形式n=2，为球面波传播形式n=3，为假定的传播形式4、吸收损失：由于介质的吸收和散射而产生的声强减弱现象。1）吸收损失度量：吸收损失与声波的频率有关2）吸收系数：某种能量形式在介质中传播时，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表示电磁波在海水中的吸收系数随频率增大而增加电磁波吸收系数经验公式：光波在海水中的吸收情况：1104吸收系数（dB/1m0）3101031012106

109频率（KHZ）1015光波可见光电磁波范围：0.47~0.58μm有穿透海水的能力，但受海水浑浊度的影响很大。海水中电磁波的吸收系数（1）与海水的温度、含盐量、压力以及声学仪器的工作频率有关（2）声纳（SONAR）设备常用频率：20~100KHZ（3）声波吸收系数经验公式：10

102频率（KHZ）10310410-4声波10-310-2吸收系数（dB1/0-m-m1）1103）声波在海水中的吸收系数以频率f=20KHZ为例，电磁波在海水中的吸收系数：5.81×103dB/km声波在海水中的吸收系数：3.2

dB/km

显然，声波的吸收损失比电磁波的小得多吸收损失与声波的频率有关粘滞效应弛豫振荡散射作用界面反射声波的吸收系数2、声波的吸收损失情况：频率：＞500KHZ，吸收系数：＞100dB/km-----海水介质的粘滞效应而产生的吸收。频率：10~

500KHZ，吸收系数1~

100dB/km-----海水介质中硫酸镁的弛豫振荡而产生的吸收。频率：0.2~

10KHZ，吸收系数0.01~

1dB/km-----不均匀海水介质的散射作用而产生的损失。频率：16~

200HZ，吸收系数0.001~

0.01dB/km-----海洋界面反射而产生的损失。§4-2

水深测量方法回声测深原理: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）卫星遥感测深（面测量）水下地形测量的发展与其测深手段的不断完善是紧密相关的。测深原理：25一、水深测量方法:回声测深法单波束测深系统多波束测深系统高分辨率测深侧扫声纳水下机器人测量激光测深26主要测深系统回声测深仪是根据超声波能在均匀介质中匀速直线传播，遇不同介质面产生反射的原理设计而成的。1、回声测深仪1）回声测深仪：产生声波和记录声波传播时间的仪器。采用频率：20~300KHZ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，结合水中的声波速值换算出水深值。测深仪分为：浅海测深仪：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控制记录发射标记回声痕迹发射器接收器T/R开关水面换能器海底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，结合水中的声波速值换算出水深值。2）回声测深仪工作原理：回声测深仪3）测深仪系统组成：发射器：接收器：换能器：将一种能量转换成另一种形式能量的仪器设备。记录设备：记录并显示深度电源部分：声波信号的产生和探测是一个相反的过程。换能器：将一种能量转换成另一种形式能量的仪器设备。发射换能器：将电能转化成压力波发射的换能器接收换能器：将压力波转化成电能的换能器电声型换能器： 将电磁波能量转换成机械波能量的仪器。3、换能器3）分类：（1）压电式换能器：利用“压电效应”利用石英、酒石酸钾钠、磷酸钾、钛酸钡、磷酸氢二铵等压电材料制成。压电效应：当压电材料受到周期性的压缩振动时，在相对面上出现周期性的电压的现象。能产生高频超声波频率范围：n×10KHZ

~

n×

107KHZ。能产生很大的声强芯的（2）磁致伸缩换能器：利用“磁致伸缩效应”利用某些铁磁体材料的磁致伸缩效应而制成的。磁致伸缩效应：当高频电流通过用铁磁体作为铁芯的线圈时，随着铁中磁场强度周期性的变化，而使铁芯长度发生周期性伸缩的现象。频率不太高，范围：n×10KHZ声强可达n×10

w/cm2（3）电致伸缩换能器：利用“反压电效应”利用一种陶瓷材料的反压电效应而制成的。反压电效应：当陶瓷体的电场发生变化时，致使陶瓷体的尺寸发生周期性伸缩的现象。4、声能波束波束宽度（θ）与换能器形状有关---与大小成反比。波束宽度（θ）与发射频率有关---与频率成反比。波束宽度908070605040302010000.52.02.53.5KHZ10KHZ20KHZ100KHZ200KHZ1.0

1.5换能器直径（m）（3）声能波束宽度与换能器直径的关系5、数据记录图解模拟记录（传统记录方式）测深精度与扫描速率精确程度有关。数字化仪记录浅水型：＜100m深水型：＞1000m二、声波传播速度的测定1、测深精度测深原理：真实深度：改正数：测深精度与测量深度有关，要使测深精度达到1%，则声速测量误差不应超过0.25%，即为：4

m/s。2、声波传播速度测定1）金属杆比测法0m5m10m10m5m0m换能器金属杆15m15m分段测量法1Z4Zn-1Zn32C1C2C3C4Cn-1CnZZ2）速度计直接测定（声速剖面仪）Z层次水柱长度（m）温度（0C）盐度（0/00）声速（m/s）0~1010~4040~1601030120181263031331507.41489.01468.8加权平均值（1507.

4

×

10）+（1489.0

×30

）+（1468.8

×

120）1603)解析法（1）Del

Grosso经验公式：（2）Leroy经验公式：（3）Mackenzie经验公式：（4）Wilson经验公式：（5）采用经验公式（海道测量规范，1998）：三、多波束水下测深系统回声测深仪则是多波束测深仪的前身，多波束测深仪的基本原理和回声测深仪相同，它们最大的区别就在于单波束和多波束。多波束测深：为了测定船只航线两侧的海底信息资料，研制的一种能在测船航线左右两侧对称的有效带内全部海底地形信息的回声测深系统。多波束测深系统具有测量范围大、速度快、精度高、记录数字化以及成图自动化等优点，它把测深技术由原先的点线状扩展到面状，并进一步发展到立体测图和自动成图。多波束测深的重要特点是可以发射多个波束，呈扇状排列扫过海底并携带反射强度信号回到发射点。多波束测深正面图景 多波束测深侧面图景决定扇状波束的覆盖宽度和精度的主要参数是发射角宽和波束数。目前的多波束测深仪的发射角宽已经可以达到120°，甚至150°，波束数已经可以达到上百个，从而大大提高了测深效率和测量精度。1、多波束测深原理多波束测深系统工作原理多波束测深系统采用发射、接收指向性正交的两组换能器基阵获取一系列垂直于航向分布的窄波束，其中，发射基阵平行于测量船纵向，两侧呈对称分布，而接收阵则沿测量船横向排列。多波束测深原理示意图多波束测深系统探头波束测深系统换能器船姿补偿和声速校正系统导航系统处理系统数据采集和控制系统多多波束测深系统SEABEAM

1050D多波束测深系统81-P处理器2、多波束测深系统设备安装与标定特点：覆盖宽度大（100m水深一次可覆盖750m）测深精度高（0～30m水深，误差<0.3m，大于30m，误差不超过0.5％）性能稳定自动化程度强处理速度快后处理成果丰富多波束测深现场3、多波束测深系统的特点多波束测深系统的主要误差有安装误差、系统误差、运动误差、声速误差、近场误差和偶然误差等。安装误差：安装多波束换能器、GPS流动站天线和运动传感器时的位置、角度不正确而产生测量误差。系统误差：系统主要设备和辅助设备本身的误差。运动误差：船舶航行、转向、变速和颠簸引起的测量误差。声速误差：水体物理性质的变化，主要是水温、盐度、浑浊度的变化造成水体密度变化而引起声波传播速度变化的误差。近场误差：由于声波反射点距离发射源很近而产生混响，造成信号和噪音难于辨认的误差。偶然误差：定位数据突然尖跳，或测深数据偶然漂移等产生的误差。4、多波束测深系统的主要误差5、多波束测深系统应用1）系统应用情况：ELAC

SeaBeam多波束测深系统R2SONIC

SONIC多波束测深系统RESON

SeaBat多波束测深系统ATLAS

Fansweep多波束测深系统KONGSBERGEM多波束测深系统 等等5、多波束测深系统应用（1）窄带多波束系统：SeaBeam系统：工作深度为45～11000m，横向覆盖宽度为42°，约为工作深度的0.8倍，波束数为16，工作频率为12.158kHZ。日本：在海洋调查船上陆续装备各种型号的窄带多波束测深仪，在海上保安厅水路部的“拓洋号”、海洋科学技术中心“海洋号”、东京大学海洋研究所的“白凤九”号三艘船上安装了海束系统。RESON

SEABAT系统:工作深度240m，横向覆盖宽度为工作深度的2.6倍，波束数21束，工作频率为5kHZ，系统适用于近海作业。5、多波束测深系统应用（2）宽带多波束测深系统适用于较浅水域内的扫海测量和测绘水下地形。仪器波束多，且覆盖宽度大。SeaBeam1185型多波测深系统:126个波束，条带宽度153°，工作频率180kHz，最大测程300m。挪威产EM－950型多波测深系统：120个波束，两个最外侧的波束夹角可分为150°、140°、128°三种，其相应的覆盖宽度为7.4×D、5.5×D、4.1×D（D为水深）。适宜在近海水域实施水下地形测量，测距范围3～300m。测深精度为0.3％×D（D为水深），距离分辨率15cm，深度分辨率2cm。5、多波束测深系统应用2）我国研制研发从20世纪90年代开始陆续从国外引进多套多波束测深系统，分别应用于海道测量、海洋工程测量、海洋划界测量、海洋资源调查、港口维护、地质灾害监测以及水下考古等多个领域，在国民经济建设中发挥了重要作用。在20世纪80年代中期就开始致力于多波束测深系统的研制与开发工作，但直到20世纪90年代初期，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，系统主要

由换能器阵、发射子系统、接收子系统、海底检测单元以及数据传送单元大部分组成。系统的工作频率为45kHZ，具有48个波束，波束角为20×30，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，系统测深精度满足当前国际海道测量组织（IHO）标准。6、多波束测深系统应用发展多波束测深正在向全海深测量技术、高精度测量技术、集成化与模块化技术以及高分辨率测量技术的开发与应用研究。在仪器结构方面，将向更小的体积和重量、更高的集成度以及更具灵活性的安装和维修方向发展；在仪器性能方面，将向更完备的功能、更高的测量精度以及更加简便的操作使用方向发展。在数据管理方面，由于目前各种原始多波束数据的存储格式极

不统一，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。四、其他测深方法1、激光测深1）激光的特性相干性好高度单频性脉冲宽度窄发射功率大发散角小2）激光测深工作原理工作原理：测量光能从水面发射与从海底反射之间的时间间隔。3）系统组成和工作过程系统组成：激光发射器、接收器、光导管、记录器、供电部分、平台装置。工作过程：激光发射器产生的光束通过镜面发射以脉冲方式垂直于飞行器向下发射；而接收器捕捉到反射信号，并将它转换成电信号由专门设备记录输出。（1）光在海水中的速度：0.47~0.58μm（2）测深误差、最大测深值与光在海水中的传播速度、传播时间以及折射系数等有关。当c=299792.5km/s，nλ=1.3354时，v=224496km/s影响情况：4）激光测深仪的精度制造国激光机类型脉冲功率（MW）脉冲宽度（ns）重复频率（HZ）波长（m）飞行高度（m）飞行速度（km/h）最大深度（m）测深误差（m）美国氖气激光器0.0231~1000.5415025080.5美国英国氖和铵激光器1~25300.53~0.5460~30080>90.54美国钕激光器0.0111~100.50~054------36（白）44（夜）0.1美国钕激光器1.5~2---0.1---610~730270数十米---美国钕激光器1850.53150~60030020（白）50（夜）0.2澳大利亚钕激光器1101000.53500---55---5）典型激光测深仪的技术参数2、光度法测深利用航空像片的光度测量法，以与水体有关的底片光密度和水体光密度之间的解析比较求解。原理：以与水体亮度有关的底片光密度和水体深度之间的解析关系。试验结果：当水体透明度为3~8m时，测深精度为水深的5~10%3、窄波束测深为了测定不规则海底地形情况，研制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，必须提高声波频率、增大换能器功率。丹麦E-Sea

Swathe501五波束测深系统是专门为浅海测量用户设计的低成本、高精度、高可靠性的便携式条带测深系统。系统把五个换能器集成于一体，形成了45度全覆盖海底的波束,可在船舷快速安装。它克服了大型多波束系统安装的复杂性、价格的昂贵性,具有高精度、全覆盖海底加密测量及安装轻便的优点，是一种理想的港口、航道及近海海底地形测量、浚前浅点测量及浚后施工质量评价的高精度、高效率系统。4、英国Submetrix2000宽覆盖相干声纳和多波束原理不同，该系统宽覆盖相干声纳利用相干原理测定反射波的相位角，以此确定水深。系统可以以超出常规水道测量的精度，获得独有的高密度、高分辨率的水深及侧扫数据，是一种集条带测深和高分辨率侧扫为一体的综合系统，其条带测深覆盖宽度可达水深的10-12倍。在200m以内水域测量有优势。5、英国TOBI深海海洋综合勘查系统是一个拖曳式海洋勘查系统,它的侧扫、多波束、浅地层剖面及3分量磁力仪构

成了一套完整、高效的深海勘查系统。多波束条带测深数据和侧扫声纳数据可同步记录并形成各种图像；浅地层剖面可反映海底60m以下沉积层的情况；3分量磁力

仪可以详细描绘海底磁场的特征。系统应用深度可达

6000m。6、法国IMBAT综合测量系统是一个集测深、侧扫、浅地层剖面和地震拖缆于一体进行同步作业的综合测量系统，可满足精确测深和海底成像的需要。借助水下运载器，工作深度可达3000m。适合于远海

建设和安装工程、海洋考古、管线和电缆布放以及现场施工测量等领域。§4-3

多波束水下测深系统一、多波束水下地形测量系统是由声学仪器、GPS、姿态及航船数字传感器、计算机及功能强大的软件组成的高技术设备。多波束换能器以一个较大的开角（如150o）向水下发射声波，同时接收几十束或上百束声波（如101束），那么每发出一个声波，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，便可得到一个宽带的水下地形资料。多波束水下地形测量系统三峡水文局多波束测深系统实验三峡水文局多波束测深系统实验二、多波束水下测深系统（SeaBat8101

）SeaBat8101是丹麦RESON公司SeaBat系列的产品，波束数101个，每个波束开角1.5°×1.5°，波束总开角150°，测量的覆盖宽为水深的7.4倍（水深小于70m时）。SeaBat8101多波束测深系统可以对水下地形地貌进行大范围全覆盖的测量及实时声纳图象显示，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、DEM数字高程图，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。1、工作原理系统配有侧扫声纳，在进行水下地形测量的同时观察测区的水下地形起伏变化。侧扫声纳主要用于对水下地貌、地物、物体进行目标搜索和监测。从回波反射信号的强弱来看，硬的、粗糙的、凸起的水底回波信号强，软的、平坦的、下凹的水底回波信号弱，被凸起物遮挡部分的水底则没有回波信号，回波信号幅度的高低就包含了水底起伏变化和软硬的信息。每发射一次声波信号，便可得到垂直与船航行方向的一条线上的水下地貌信号，当船连续航行，换能器按一定时间间隔做发射/接收信号，经过信号处理后，便得到了一条带状水下二维地形地貌声像图。分辨率：波束数：1.25cm101个波束总开角：150o单个波束开角：1.50X1.50最大采样速率：30次/s工作范围设定：0.5~300m水下有效覆盖宽：水深1~70m，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

km/h）；声纳头电源：24VDC，2Amps，由81-P处理器提供；81-P处理器电源：100/240VAC，47/63HZ，最大功率100w。2、系统主要技术指标工作频率：240KHZ3、Seabat8101测深系统配置4、系统的基本功能1）声纳探头（水下声纳发射与接收换能器）：探头外壳由坚硬的已作阳极化处理的铝金属制成，包含探头主体和上下两个盖子(导流罩)。探头下部为一枝状发射器，由此发射声脉冲，经水体传播、河底或水中物体反射后，为位于探头中部一圈的101个相互独立的换能器所分别接收，接收的声纳信号可在换能器中初步处理，经由电缆将初步处理的数据传送给81-P处理器。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。对探头实行实时的可视化监控。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据，在系统软件的支持下，完成外业实测数据的记录、显示。软件包含导航模块，可进行测船导航，指导船长跑线（包括航速）。软件具有很强的显示功能，如原始多波束数据的实时动态三维显示、侧扫声纳图象实时动态显示等。差分GPS（DGPS）：给出精确的天线坐标（XYZ），并将该信息输入系统的其他设备（主机、姿态传感器等）。数字电罗经（GYRO

）：给出精确的真北方向和测船的航艏方向的夹角，输入主机及姿态传感器。Hemisphere

V111—集定位与测姿于一体姿态传感器：由于测船的起付摇摆直接影响测量精度，姿态传感器将记录测船的起伏、纵偏、横偏等信息，输出到主机，以对测点数据进行校正。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。5、系统工作特点系统运转时，DGPS实时动态（RTK）地测定安装在船上的GPS天线的平面位置；电罗经（

GYRO）实时动态地测定船艏与真北方向的夹角；按专用声速剖面仪提供的水体声速，81-P处理器可计算出同步声纳点的水深；主控计算机即可计算出水底各测点的X、Y、Z坐标。外业测量前，要对测区状况，尤其是测区范围、水深等有所了解。测量设计在室内地形图上完成，根据测区水深及其变化、探头安装角来确定测线间距。外业实测中，测船原则上跑纵断面，以避免深水与浅水的突然过渡引起的测带不重叠；另外，根据DGPS导航信息，测船应沿预置测线航行，以确保测区各测线100%的覆盖。启用Seabat8101时，系统可自动采集到各点水深，在81-P彩色显示屏上通过调节增益、功率及范围等来监视同步声纳点数据的质量，同时，在主控计算机中，可监视船体与测线之间的关系、测区等深线的变化及81-P彩色显示屏与主控计算机显示屏之间同步声纳覆盖域内各相应测点点位的同一性关系等。数据采集后，为检测测线数据的采集质量，系统可支持计算机对待检数据进行回放。外业工作结束后，即可利用Caris软件进行数据的处理与成图。如果后处理量不大，可在现场成图。6、系统的主要优点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，也就是说单波束是点、线的反映，而多波束则是面上的整体反映。由于是对地形的全覆盖，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。多波束系统同步记录船体姿态信息，起伏、纵摇、横摇、航向等，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。4）Caris后处理软件功能强大，能对测量资料进行多种成图处理，可生成等值线图、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，这大大简化了我们的工作。由于野外测量记录的是未经任何校正的原始数据，测区是全覆盖，因此在后处理时Caris软件可对同一测区生成不同比例尺的测图，以满足不同的需要。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。7、系统的应用领域系统具有广泛的应用前景。系统适用于：内河、水库、湖泊及海洋等水域的水下地形测量江河、水库、湖泊、海洋水下地形测量大比例尺（1：2000以上）、大范围的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）河道疏浚及港口、码头、桥梁工程测量水下管线、电缆等监测沉船、水下物体打捞搜寻多波束海底三维图三、多波束测深系统的应用多波束成果图——水深等值线与3D叠加图1、为海洋地质研究、海洋资源勘查和海洋管理提供基础图件。多波束测深得到的旧金山海湾的地形图2、为海岸带开发（港口、码头建设、航道、石油钻井、光缆线路等）建设服务。多波束水下测量系统以其全覆盖、无遗漏的测量方式，在效率精度、分辩率与水下地形成图质量上有了大幅度提高，整个系统从外业到内业全过程真正实现了自动化、智能化和数字化，彻底改变了传统的水下测量手段，具有广阔的应用前景。3、三维立体图4、多波束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于数据处理和应用研究。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,但由于分辨率的限制,一般情况下,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是将来测深技术深入发展的方向。§4-4

水深测量数据处理万有引力定律：海水有周期性的升降运动，产生海水面的涨落现象。杭州湾喇叭状地形是形成钱塘江怒潮的地理条件。杭州湾口宽100km，越向西越狭窄，到海宁附近宽仅2.6km，而且水深也迅速变浅至1~2m。当较大的潮流进入湾中，水体挤入窄道，滩高水浅，前面的潮浪受限减速，后面的潮浪紧追上来，后浪赶前浪，一层叠一层，到海宁盐官镇附近，竖成一道直立的白色水堤，从外向内翻滚，潮头涌起，浪花飞溅，轰声如雷，汹涌潮湃，形成雄伟壮观的钱塘江怒潮。形成钱塘江怒潮除地理条件外，还有天文和气象因素。农历三月和八月，太阳、月亮和地球的位置接近在一条直线上，这时的引潮力在一年中是最大的，即在春秋分的朔望日前后容易形成特大潮。但春季钱塘江是枯水期，又是西北风盛行季节，风向与潮位方向正好相反，潮势削弱，春潮不显著。而在秋分前后，江水流量大，又是东南风季节，风助潮流，与江水顶托，因而秋季钱塘江涌潮最为壮观。钱塘江怒潮：杭州湾海宁附近波浪壮阔的涌潮，最高曾达10余m。一、海流、潮汐和海浪1、海流海水以巨大的规模缓慢地沿着一定方向不断流动。起因：定向风引起，又受地球偏向力、海岸轮廓、岛屿分布和海底地形的影响。因引起海流的原因不同，海流可分为风生流和密度流风生流包括由全球大气环流作用在海面的风应力和水平湍流压力的合力与地转偏向力平衡后而形成大洋中的风生环流以及主要受季风影响的沿岸风生漂流。密度流是由于全球热辐射不均和盐度分布不均所产生的水平压强梯度力与水平地转偏向力平衡时的海流。按空间分布分为表层环流、中层环流、深层环流和底层环流

表层环流主要是风生环流，而中层环流、深层环流和底层环流则为密度环流。3）海流有暖流和寒流之分海流的水温高于所流经海域的水温，称为暖流，一般低纬度向高纬度流动，著名的有日本海的黑潮和美洲的墨西哥湾流等；海流的水温低于所流经海域的水温，称为寒流，一般高纬度向低纬度流动，如格陵兰海流等。暖流、寒流对邻近陆地气候会产生影响，同时直接影响海洋渔业资源的分布。世界各大洋洋流分布4）世界各大洋洋流分布绕极海流福克兰寒流和恩岬海流西澳暖流南赤道流北太平洋海流阿拉斯加暖流亲潮寒流西南季风流索马里海流南赤道流厄加勒斯暖流东澳寒流东北季风流黑潮北赤道流东赤道逆流东格陵兰寒流挪威暖流拉不拉多寒流北大西洋海流墨西哥湾流 加那利寒流安德列斯北

赤道流暖流南赤道流几内亚湾流本格拉寒流巴西暖流加利福尼亚寒流中赤道逆流秘鲁寒流绕极海流2、潮汐一种海水规律涨落的自然显现。潮汐现象产生的源动力是日月引力，其中月球引力占主要成分。潮汐：海水受日、月引潮力作用而产生的周期性上升和下降运动。它在垂直方向上表现为潮位升降现象，在水平方向上表现为潮流的进退涨落现象。产生原因：由于天体对地球表面海水的引力作用，引力主要来自月亮和太阳。高潮和低潮：高潮------海水面上升到最高时低潮------海水面降低到最低时高潮间隙：高潮发生时刻每天推迟的时间间隔。每天推迟约50分钟。潮差：高潮和低潮之差。潮差与月令变化有关，与月亮距地球的远近有关。新月和满月时潮差最大，形成大潮上弦和下弦时潮差最小，形成小潮日潮不等现象：同一天中，相邻两次高潮（或低潮）的高度不相等，或相邻两次高潮（或低潮）的时间间隔不一样的现象。产生原因：半日潮和全日潮相迭加而引起的。半日潮------一天两次高潮和两次低潮的潮汐全日潮------一天一次高潮和一次低潮的潮汐结果：月亮在赤道附近时日潮不等小，离赤道较远时日潮不等大。6）潮汐分类一个太阳日（约24小时50分）内，有两次高正规半日潮：潮和两次低潮，相邻的高低潮之间的潮差几乎相等。一个太阳日（约24小时50分）内，也有两次不正规半日潮：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。水尺验潮井潮汐观测：采用如下手段进行潮汐观测。■水尺验潮■井式验潮■超声波验潮■压力式验潮■GPS潮位观测3、海浪：在海面、湖面、江面和大型水库的水面都能见到波浪现象。形成原因：风对水－气界面作用引起的涟波、风浪和涌浪，海水存在密度垂直变化时产生海流剪切、海面扰动的内波，海底或海岸地震而引起的海啸，风应力、大气压强的变化等引起的表面重力波，科氏力作用引起的随时间变化的大尺度长周期的罗斯贝波或行星波，以及由日月引潮力作用而产生的波等。研究海浪的一个重要应用，就是通过对海浪的观测和计算处理，进行海浪预报，并对海洋水深测量进行必要改正。二、潮汐及潮流分析引潮力：月球对地球表面的引力与对地球中心的引力之差。平衡潮理论：牛顿提出的，对于地球来说，在天体永远保持现在的位置的情况下，海洋的自由表面始终维持着平衡状态。潮波运动方程：牛顿第二定律在海洋潮汐现象中的具体应用潮汐观测、分析和预报：潮汐观测是了解潮汐现象，掌握潮汐变化规律的一项最基本的工作。1、潮汐分析潮汐调和分析过程：将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。根据观测时间的长短，一般可将潮汐调和分析分为：√短期潮汐调和分析√中期潮汐调和分析√长期潮汐调和分析方法有：经典：达尔文（Darwin）分析法、杜德逊（Doodson）分析法现代：最小二乘分析法、傅立叶分析法和波谱分析法，等。√

S0为长期平均水位高度√

fi为分潮i的交点因子√

Hi为分潮i的平均振幅√

θi为分潮i的角速率√

v0i为分潮i的格林威治零时天文初相角√

ui为分潮i点修正角√

gi为分潮i的区时专用迟角√

γ为扰动项√

t为时间Hi、gi为调和常数要将理论潮高满足实际海洋潮汐，则必须经过一些修正。实际海水的涨落总可以表示为一些已知频率的振动及非潮汐因素的扰动之和，则实际潮汐部分的潮高为：或上式为由分量u、v矢量的矢端画出的一个椭圆轨迹方程潮流调和分析同潮汐分析一样，即利用上式计算各分潮流的调和常数Ui、ξi、Vi、ηi。根据分析的结果进行潮流预报、潮流性质的分析以及潮流椭圆的绘制。2、潮流分析潮流同潮汐一样，起因于日月引力，可表示为许多分潮流之和的形式。为了分析和预报方便，一般将流速w分解为北分量u和东分量v；流向记为θ。潮流特点：潮流的速度和方向都有周期性的变化；在近岸和狭窄航道以及海峡，海流大体上分两个方向流动，即往复流；在外海，潮流的速度和方向不断的发生变化，即回转流；以半日为周期的称谓半日潮流，以全日为周期的称为全日潮流；从低潮到高潮的潮流称为涨潮流，反之称为落潮流；潮流可采用潮流图来表示。三、平均海水面和深度基准面1、平均海水面：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期间内每小时的潮位观测记录数据计算求得。平均海水面是大地测量中的高程起算面，是陆地高程和海域岛屿、明礁等高度的起算面。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观测时间1月3月半年1年2年5年平均海面与多年平均海面的最大偏差(cm)6040251085验潮站威海乳山口连云港营口秦皇岛塘沽所需年数(年)1816175028118➢平均海面的稳定性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（如气象）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，这使得不同时间长度的平均海面稳定性不同。平均海水面的高度每日、每月、每年都不一样。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）多年平均海面日平均海面：是用近于一天的资料来计算，一般利用25小时的观测记录计算。计算方法有多种，最简单的是将一天观测值取简单的平均值，它可以去掉全回潮和半日潮的影响。月平均海面：是由一个月的日平均海面的平均值，它可以削弱半月潮和月潮的影响。年平均海面：是月平均海面的平均值，可削弱月平均海面的季节变化。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。2、深度基准面深度基准：是海洋深度测量归算和海图上图载水深的统一起算面。在海洋测量中因为海面受潮汐、海流、风浪等多种因素的影响，处于动荡不定的状态之中，尤其是受潮汐的影响，海面随时在升降中，高潮和低潮之差，小的差1~2m，大的差10~20m。因此，海洋测量外业测得的水深只是当时当地的瞬时深度。同一地点、不同时间测得的水深是不一样的，不同地点、不同时间测得的水深无法进行对比。为了在不同时间测得的不同地点的水深有一个可比性，必须确定一个统一的基准面，这就是海洋测量学中的深度基准面。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。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；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，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。深度基准：是海洋深度测量归算和海图上图载水深的统一起算面。图载水深：深度基准到水底的垂直距离。深度基准通常定在当地多年平均海面下深为L的位置。L平均海面深度基准图载水深由于世界各国计算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年起采用理论最低潮面(即理论深度基准面)作为深度基准，内河、湖泊采用最低水位、平均低水位或设计水位作为深度基准。理论深度基准面：利用弗拉基米尔斯基提出的方法计算得到的理论上可能出现的最低潮位面。将该潮高表示的最低潮位置作为深度基准面L值，即：fi为分潮i的交点因子，Hi为分潮i的平均振幅，θi为分潮i的角速率，v0i为分潮i的格林威治零时天文初相角，ui为分潮i点修正角，gi为分潮i的区时专用迟角世界各国所采用的海图基准面不一致，深度基准面的计算方法也不相同。英国采用最低天文潮面，即取潮汐预报中出现的最低水位为深度基准面。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、菲律宾等国采用观测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。我国航海图采用的深度基准面—理论最低潮面，其保证率为95％左右。海图深度基准面海图深度基准面确定的基本原则：①长期平均海面具有良好的稳定性②需考虑航道的利用率➢深度基准面保证率: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。3、垂直基准传递与推估（1）短期验潮站平均海面的确定➢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，或两站水准点间可直接进行水准观测。➢同步改正法：同在短时间内，两验潮站短期平均海面与长期平均海面的距平一致，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。➢线性关系最小二乘拟合法同步改正法假定两验潮站的平均海面短期距平相等，认为两站的平均海面短期距平具有比例关系：则有：令：则短期平均海面有如下关系：即：两站的长期平均海面与短期平均海面有相同的线性关系。常数C的意义是两站水尺零点偏差。➢多站传递推估数据的处理：两个以上同步观测的长期验潮站可以用于平均海面传递，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面估计，然后根据短期站与长期站的空间分布或单纯以距离倒数加权得最后结果。因此，由同步观测时间的潮差比r可以获得短期站深度基准值：（2）深度基准面传递与推估海图深度基准面传递的主要方法是潮差比法，因为深度基准面数值等效于最大半潮差，可以假定两站的短期潮差比与两站的理想最大潮差比相等，即有：在长期站和短期站调和常数已知时，以略最低潮面值为中介，即按如下方法推估：在有多个已知长期验潮站时通常采用深度基准值的直接内插推估方法，如采用距离倒数加权内插法：（3）平均海面和深度基准面的综合传递平均海面与深度基准面综合传递法可采用曲线比较法和平均海平面序列与高、低潮序列综合推估法。曲线比较法是假设长期验潮站利短期验潮站的水位序列分别可表示为LC(i)、LD(i)，二者的关系可用数学模型表示为：四、水深测量归算1、海图深度改正海图深度：海洋深度基准面到海底的垂直距离。海图深度=实际深度+水位（潮汐）改正=观测深度+声速改正+动吃水改正+水位（潮汐）改正=历时深度+仪器改正+声速改正+动吃水改正+水位（潮汐）改正为了求得实际正确的水深而对回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正数。回声测深仪总改正数的求取方法主要有：水文资料法：适用于水深大于20m的水深测量校对法：适用于小于20m的水深测量水文资料法改正包括：吃水改正△Hb折射改正△Hn声速改正△Hc声速改正数对总改正数△H影响最大测深数据处理回声测深改正海图深度水位改正动吃水历时深度仪器改正声速改正海水面基准面观测深度：水深原始观测值，包括历时深度和仪器改正数。仪器改正：在观测深度上自动改正。声速改正：初始设置的声速与实际声速不同引起的改正。动吃水改正：静态吃水加上船沉降和颠簸的总和。实际深度：观测深度+声速改正+动吃水改正。水位改正：实际水位和基准面的差值。海图深度：实际深度+水位（潮汐）改正。2、各项改正观测深度：水深原始观测值，包括历时深度和仪器改正数仪器改正：在观测深度上自动改正。声速改正：初始设置的声速与实际声速不同引起的改正。动吃水改正：静态吃水加上船沉降和颠簸的总和。实际深度：观测深度+声速改正+动吃水改正。水位改正：实际水位和基准面的差值。海图深度：实际深度+水位（潮汐）改正。3、同步水位观测海面受多种因素的影响，是在不断地升降中的。水深测量工作中，必须进行同步水位观测才能保证实测深度正确地归算到统一的深度基准面上。水深测量前，在测区设主验潮站时所进行的同步观测。其目的是把新设立的验潮站的当地平均海面统一归算到附近长期验潮站（即起控制作用的验潮站）的平均海面上。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站水位资料应用分带改正等方法将其改正到深度基准面起算的水深。通常是进行实地水位观测以获得准确的瞬时海面高度，并经过一定时期（一天、一月、一年或多年）的观测，算出日、月、年、多年平均海面，再确定深度基准面的位置。4、回声测定精度误差来源：仪器误差、外界环境误差、观测者误差仪器性能：仪器分辨能力、仪器探测能力波束宽度（θ）：与换能器形状、发射频率有关。外界环境误差：声速误差、波浪影响、假回声、潮汐和海面气象条件影响。其中大气压力变化可引起海水面变化约30cm。§4-5

波浪和船速对水深测量的影响一、波浪对测深的影响当测深船在海上作业时，最直观的外界环境影响是波浪，并且在海上分布最广，出现概率最高，明显对测深产生影响。波浪的作用使船产生纵摇、横摇、艏尾摇以及升沉等船姿运动，从而对海洋测深产生影响。因此，必须通过测深船的纵摇、横摇、艏尾摇以及升沉等船姿情况进行分析，减弱和消除波浪的影响。1、波浪对船姿影响的理论估计船舶摇摆理论通常有四种：窄船理论、平板船理论、细长船理论和切片理论。工程应用中广泛采用假定船宽、吃水和波长等远小于船长的切片理论，该理论计算简单方便。其描述船在波浪中运动的微分方程主要取决于船型、主要尺度、振荡频率、船速、波长以及船与波的遭遇角等因素。2.船只横摇产生的测深误差1）测深仪的换能器应垂直向下发射探测声波获得深度。然而，船的纵、横摇却在一定程度上破坏了这一垂直测深结构，产生了附加的测深误差。附加测深误差：附加测深误差的相对误差：2）附加测深误差的相对误差θ\α345610152030404510.0010.0010.0020.0040.0120.0300.0540.1250.2220.2811.500.0010.0020.0030.0110.0280.0520.1210.2170.275300.0010.0010.0070.0220.0440.1090.2010.2574.500.0050.0170.0360.0970.1860.2401000.0040.0150.0600.1340.1813）附加测深误差处理公式改正：测点平移：d

\11.53456101520304030.050.080.160.210.260.320.530.801.091.732.5250.090.130.260.350.440.530.881.341.822.894.20100.170.260.520.670.871.051.762.683.645.778.39150.260.390.791.051.311.582.644.025.468.6612.6200.350.521.051.401.752.103.535.367.2811.5516.8601.051.573.144.205.256.3110.616.121.834.650.31001.742.625.247.008.7510.517.626.836.457.783.93.船只纵摇产生的测深误差测船纵摇产生的测深误差比较复杂，若海底平坦为一平面，则与前面分析相似，可得到附加深度误差：4.船只升沉产生的测深误差消除测船升沉影响的方法很多，通常采用：监测改正法补偿消除法记录曲线平滑法水深数字滤波法选择合适的方法可以获得较好的效果，从对升沉效应有关改正方法的分析可知，监测改正法及补偿消除法从硬件方面可以有效地消除和减弱升沉效应；记录曲线平滑法和计算机水深数字滤波法从数据后处理方面消除和减弱升沉效应。从以上波浪对测深的影响分析可知：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，应在小船上（用于浅水测量）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。在海道测量工作中，船速是一个重要的因素，直接影响到测量成果的精度和效率。过低的船速将降低测量的效率，而过高的船速将导至精度及可靠性的降低并引起定位及测深在某些方面的困难。船速对测深影响包括直接效应和间接效应，所谓间接效应是指船速作为参数伴随其它效应对测深的影响。例如，动态吃水改正，定位与测深的延时效应、波浪对测深的影响等方面均存在着船速影响的间接效应。主要从定位与测深两个方面来讨论船速对测深影响的直接效应。二、船速对测深的影响1.船速对定位间隔的影响目前最常用的定位是全站仪极坐标定位和差分GPS定位。《海道测量规范》规定，在平坦海区，定位点图上间隔为4cm，在复杂海区为3cm。则定位点间隔实地距离为：由于定位系统的定位时间间隔受到仪器硬件本身的限制，因此，通常情况下是通过已知定位系统的定位时间间隔以及测图的定位点间隔要求，来选择合理的航速：0.10.20.30.40.50.60.70.80.91005033.3252016.714.312.511.111.524510203060106