《海洋测绘技术》课件 第3章-海洋水文要素观测（3.1、3.2）

海水温度海水盐度海水密度海水透明度、水色潮汐及潮汐观测海洋波动类型及其影响海流的类别及其特点ADCP及流速、流向测量本

章

内

容

第三章海洋水文观测发生在海洋中的许多自然现象和过程往往与海水的物理性质密切相关。人类要认识和开发海洋，首先必须对海洋进行全面深入地观测和调查，掌握其物理性质。在海洋调查中，观测海洋水文气象方面的环境参数更有其重要的意义。2026/9/153分类：在江河、湖泊中观测的主要内容有:测量水深、水位、流向、流速、流量、冰情、水的比重、含沙量、水色、透明度、水的化学成分等，并对上述资料进行分析和整理，为研究河床、海岸的变迁、河流径流规律、水文预报、水利计算和水上建筑物的设计施工提供资料。在海域中主要观测温度、盐度、密度、潮汐、海流、波浪、水色、透明度以及气象等要素，为编辑出版航海图、海洋水文气象预报、海洋工程的设计与建设以及海洋科学研究提供资料。海洋水文观测是海洋调查中重要的作业内容。水文要素观测的分类3．1．1海洋水温及其分布温度是海洋的基本物理要素之一，很多海洋现象乃至地球现象都与海水温度有关。在海洋声学测量中，温度是计算声速的首要因素。3．1海水温度及其测量海洋温度的基本分布情况：随着纬度增高，温度不规则地逐渐下降；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。南纬北纬温度（℃）温度（℃）纬度（°）3020100-103020100-1060402004060203．1．2海水温度观测方法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CTD）、电子温深仪（EBT）、投弃式温深仪（XBT）等。实际测量中，温度是以国际温标为依据，国际符号为T（热力学温度）或t

（摄氏温度℃）；一般以摄氏温度表示。3．2．1盐度的定义

以化学方法为基础的盐度定义：为在一千克海水中，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：3．2盐度及其测量363534333236353433326040200406020盐度‰盐度‰纬度°1969年电导盐度定义和盐度测定方法：电导盐度的定义：长1立方米海水的电导。盐度计算公式为：R15为一个标准大气压和15℃恒温水的条件下，海水样品与盐度为35‰的标准海水的电导率比值，称为相对电导率或电导比。如果样品的电导率Rt是在任意温度t℃下测定的，则需进行温度订正，订正公式为：在重新定义盐度的同时，提出了盐度与氯度新关系公式：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‰）测定方法：K15是在一个标准大气压下，15°C时水样的电导率C（S，15，0）与同温同压下标准KCl溶液电导率C（32.4356，15，0）之比值，即实用盐度公式适用范围为2≤S≤42。3．2．2盐度的测定方法1、光学测定盐度法原理：光的折射性，利用不同盐度、不同温度的海水折射率不一样测定海水盐度。。1967年Rusby发表的折射率差值和盐度关系式：式中S为盐度，t为温度（℃），△n=nt-n

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：光的波长

=5462．27米。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。常用的经验公式为：综合多方面因素，电导率测定盐度法为主要测定方法。海水的密度定义：单位体积海水的质量，单位是千克／米3符号ρ。3．3海水密度及其测量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。3．3．1海水密度的特点及其分布一切影响温度和盐度的因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。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。3．3．2海水密度的测定1、海洋表层密度的测定Knudsen（1902）发现在一大气压下，温度为0℃海水密度σ0为盐度的函数。关系式：2、海洋表层以下密度的测定方法：一般采用数值计算的方法求得不同深度的海水密度。则实用海洋表层以下密度为：海水状态方程：公式适应范围：盐度0～42，温度2~40℃，压强0~100Mpa。密度单位kg／m3

，温度t单位为℃，压强P单位Mpa。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。海水透明度：在海洋学上，是指用直径为30cm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。且有：透明度T=e-cz

，c为衰减系数，z为光在海水中的传播距离。观测仪器：透明度仪、光度计等。3．4海水透明度、水色观测水色：《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。海发光：夜间海面上出现的生物发光现象称海发光。海发光类型可分为火花型、弥散型、闪光型。3．5．1潮汐3．5．1．1潮汐现象

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。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。3．5潮汐及潮汐观测某地潮汐变化曲线两个相邻高潮或两个相邻低潮之间的时间间隔两个相邻的高潮和低潮的水位高度差在海面升降的每一个周期中，海面上涨到不能再升高时的潮汐月球经过某地的子午线圈时刻。从某一基准面量至海面的高度海面下降到不能再下降时的潮汐涨潮：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：自高潮至低潮的过程中，海面逐渐下落的现象。平潮：当海面达到高潮时，在一段时间内海面暂时停止上升的现象。停潮：当海面达到低潮时候，在一段时间内海面暂时停止下降的现象。3．5．1．2潮汐日不等现象与潮汐类型

1、日不等现象日不等现象：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。大（小）潮：潮差最大（小）这一天的潮汐。大潮差：大潮时的潮差。月相（朔、望、弦）朔上弦下弦望地球月球太阳继续大潮与小潮太阳月球地球满月（望）高潮低潮太阳高潮低潮继续潮差高（低）高潮：较高（低）的一次高潮。低（高）低潮：较低（高）的一次低潮。以上现象产生的原因：月球赤纬的变化。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。ABN分点潮日潮不等：一日内两次高潮或低潮潮高不等现象。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。ABN回归潮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。3．5．1．3风暴潮风暴潮：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。产生风暴潮的大气扰动通常包括热带风暴（如台风、飓风等）、温带气旋、寒流或冷空气等。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。不同类型的大气扰动所引起的风暴潮的特点也不一样。由于热带风暴移动迅速，所产生的风暴潮有急剧的水位变化；由于热带气旋移动较慢，所引起的风暴潮的水位变化是持续的，相对不很急剧；由寒潮或冷空气所激发的风暴潮水位变化持续但不急剧。中国沿岸常受到台风和寒潮大风的袭击，是一个受风暴潮危害严重的国家。中国风暴潮一般具有以下特点：（1）一年四季均有发生，夏季和秋季常见。（2）发生的次数较多。（3）风暴潮位的高度较大。（4）风暴潮的规律比较复杂。3．5．2潮汐观测

定义：潮汐观测通常称为水位观测，又称验潮。目的：了解当地的潮汐性质，应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，供给有关军事、交通、水产、盐业、测绘等部门使用。3．5．2．1传统的潮汐观测方法

1．水尺验潮水尺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3~5m，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.井式自记验潮仪验潮井主要结构：验潮井、浮筒、记录装置；原理：通过在水面上随井内水面起伏的浮筒带动上面的记录仪，来记录水面的变化情况。特点：坚固耐用，滤波性能好，但连通导管易阻塞，成本高，机动性差。

峭壁3．超声波潮汐计主要组成部分：探头、声管、计算机原理：通过固定在水位计顶端的声波发射器向下发射声信号，信号遇到水面产生回波，记录回波的往返传播时间，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。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。最高水位正常水位声学型验潮仪探头码头最低水位最小0.5m探头套管电缆最低水位正常水位压力型验潮仪水下部分码头电缆5、GNSS验潮水上GPS验潮根据其载体的不同分为船载和浮标GPS验潮。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。3．6．1海洋中的各种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。1951年蒙克根据波动周期的大小把海洋中的波动分为如图所示的几种类型。长周期波1天12h5m30s1s0.1s重力重力波张力波风暴、地震涌碎浪细浪柯氏力半日潮日潮表面张力能量/时间相对波动周期的波动能量分布以及各种波动的周期3．6海洋波动的基本性质波级H1/3波高范围(m)H1/10波高范围(m)浪级000无浪1H1/3<0.1H1/10<0.1微浪20.1≤H1/3<0.50.1≤H1/10<0.5小浪30.5≤H1/3<1.250.5≤H1/10<1.5轻浪41.25≤H1/3<2.51.5≤H1/10<3.0中浪52.5≤H1/3<4.03.0≤H1/10<5.0大浪64.0≤H1/3<6.05.0≤H1/10<7.5巨浪76.0≤H1/3<9.07.5≤H1/10<11.5狂浪89.0≤H1/3<14.011.5≤H1/10<18.0狂浪9H1/3≥14.0H1/10≥18.0怒浪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。海洋中存在的各种波动形式，但都可以用一种简单的曲线表示为一条正弦曲线加以描述，如图：3．6．2波形的传播与水质点的运动取右手直角坐标系，Z轴向上为正，将x—y平面放在海面上，设波动是二维的，只沿x轴方向上前进的正弦波，则：a为波动的振幅，ζ为波面相对平均水面的铅直位移。波形的传播分别称为波数和频率。当水深为h时，有：水质点的运动虽然波形向前传播完全是由水质点的运动而产生的，但是仅传播波形，水质点并不是一直不停地随之移动。若水质点的实际坐标和平衡位置分别为（x，y）和（x0，y0），则水质点运动轨迹方程为：在水平方向与铅直方向上的水质点的速度分量都是周期性变化的，且随深度增加而以指数函数迅速减小。水质点在水平方向上的运动轨迹为椭圆。3．6．3海底和海岸地形引起的波浪折射、反射、绕射和叠加假如水深不到波长一半，则波速为水深的函数。因此推进到海岸附近的波动，因海底地形的影响会发生折射。波浪的辐聚与辐散当海岸线为凸凹不平的形状时，等深线也沿海岸呈同样形状分布，此时如果波浪入射，那么在海岸的凸或凹处，波速差异很大，波峰线在近岸处具有与海岸的凸凹形状相似的倾向。当然，此时的波的能量主要集中在海岸的凸处，此处的波高也最大，产生辐聚现象。反之在凹处（例如河口处），波高降低，产生辐散现象。当波浪遇到比较陡峭的海岸和海岸建筑物时，会发生反射而形成驻波，在港湾、码头常会见到这种情况，但范围不会太大。当波浪遇到障碍物时，例如岛屿、海呷、防波堤等，它可以绕到障碍物遮挡的后面水域去，这种现象称为绕射。波动的叠加设有两列振幅、周期、波长相等，但传播方向相反的正弦波（类似于反射波与入射波）：两列波合成后的波剖面方程为：另外，还有一种波叠加现象——波群。设两列振幅相等，波长与周期相近，传播方向相同的正弦波。合成后的波速与合成前的相近，但其振幅A却为x与t的函数，不断地周期性变化，变化范围在0～2a之间。3．7．1海流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。3．7海流、潮流及其测定为了更好地理解梯度流的成因，下面介绍两个概念：等压面等压面是压力处处相等的一个假想面，海面就可以近似地看作一个等压面。与等压力面垂直方向存在着压强梯度力，它作用于压力递减方向。由于海水压力随深度而递增，因此压强梯度力(D)垂直于等压面指向上方。等势面(水平面)。等势面也是一个假想的面，它与重力(g)方向垂直，海水沿此面运动时，重力不做功。如果没有其他外力影响，海水只受垂直向上的压强梯度力和垂直向下的重力影响。

当海水密度分布均匀时，海面与等势面平行，压强梯度力和重力在垂直方向抵消，此时海水处于静止状态。梯度流风海流

风海流是在风的作用下而产生的风对海水的应力，包括风对海水的摩擦力和施加在海面迎风面上的压力而形成的一种稳定海流，是海流中比较重要的一种。在上面分析的梯度流中，摩擦力被忽略不计。但对于风海流而言，风对海水的摩擦作用是至关重要的。海水一般总是处在涡动状态，即小水块可以自由地从一个水层进入另一水层。当小水块由速度大的水层进人速度小的水层，同时将它的动量带进这一水层时，使这一水层的平均动量增加；当水块从速度小的水层进入速度大的水层时，速度大的水层的平均动量减少。正是由于海水的涡动摩擦，风才把能量传递给海水的表层及其以下各层，从而使海水沿着一定方向流动。3．7．2潮流潮流：海水质点随潮汐垂直运动的同时所做水平运动即潮流。在局部有混合作用的河口中，潮流比非潮流至少要强10倍；然而，在大洋中，潮流流速只有2—3cm／s左右；潮流的成因：月亮和太阳的引力。即引力作用海面使得海水升降的同时使得海水进行堆积和扩散运动。潮流的几种典型形式：1、往复式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。2、回转式潮流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。有两个往复式潮流成斜交时，此时潮流可形成回转式潮流。产生这种现象是由于地球自转效应的结果。例如我国长江口的潮流，属于回转式潮流，流向也是顺时针方向变动，流速较大，对船只航行很有影响。ADCP（AcousticDopplerCurrentProfiler，声学多普勒流速剖面仪）据多普勒原理，利用矢量合成法，测量水流的垂直剖面分布。相对于传统的测流方法，ADCP具有：

测量速度快，可进行断面同步测量；能体现三维流速和流向的特性；能自动消除各种外界因素的影响，对数据资料进行评判；在测量中对流层无破坏作用；测量范围广、线性好；无需定期进行水槽率定特点ADCP的工作方式主要有三种：

船载式直读式自容式3．8ADCP及流速流向测量3．8．1ADCP测流原理基本原理：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。四个换能器斜正交配置的ADCP系统在ADCP坐标系下，每一个换能器波束方向上每一深度层上的水体的流速分量可以根据在该深度层水体上测得的声学多普勒频移来计算：为相对于测船的水体流速，即

其中为船速，

为流速。为声波脉冲在水中的传播速度。为声学多普勒频移；Fs为发射声波脉冲频率；cADCP流量测量盲区对于ADCP的三种工作方式，均存在上、下测验盲区以及近岸无法测量的问题。水面附近的信号传播盲区的形成是由于在换能器由发射转换为接收状态时，需要一个时段而在该时段内，换能器面附近水域的背向散射信号已经返回，但换能器没来得及接收这些信息，因而形成了该盲区。下盲区是由于受来自水域边界强背向散射体的强背向散射信号的影响，使这部分水域的反射信号失真而形成的。近岸盲区的形成是由于两岸的水深较浅，导致ADCP测船不能靠近或不能获得有效深度单元的测量数据。

船载式ADCP测流计算通常用“流速-面积”法计