第3章 海洋水文要素觀測

現(xiàn)代海洋測繪趙建虎第三章

海洋水文要素觀測

ObservationsforOceanHydrologicalFactors趙建虎本

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海水溫度海水鹽度海水密度海水透明度、水色潮汐及潮汐觀測海洋波動類型及其影響海流的類別及其特點ADCP及流速、流向測量思考題發(fā)生在海洋中的許多自然現(xiàn)象和過程往往與海水的物理性質密切相關。人類要認識和開發(fā)海洋，首先必須對海洋進行全面深入地觀測和調查，掌握其物理性質。在海洋調查中，觀測海洋水文氣象方面的環(huán)境參數(shù)更有其重要的意義。3．1．1海洋水溫及其分布溫度是海洋的基本物理要素之一，很多海洋現(xiàn)象乃至地球現(xiàn)象都與海水溫度有關。在海洋聲學測量中，溫度是計算聲速的首要因素。3．1海水溫度及其測量海洋溫度的基本分布情況：隨著緯度增高，溫度不規(guī)則地逐漸下降；等溫線大體呈帶狀分布，在寒暖流交匯處，等溫線密集，溫度梯度最大。南緯北緯溫度（℃）溫度（℃）緯度（°）3020100-103020100-1060402004060203．1．2海水溫度觀測方法表層水溫觀測方法直接測量方法常用儀器：海水表面溫度表、電測表面溫度計及其他的測溫儀器。用水桶提取海水，再用精密溫度計測定水溫。衛(wèi)星上通常利用紅外輻射溫度計測定海洋水溫

；在海洋浮標上一般裝有自記測溫儀器，記錄所在位置的溫度。深層水溫觀測主要采用的儀器：常規(guī)的顛倒溫度計、深度溫度計、自容式溫鹽深自記儀器（如STD、CTD）、電子溫深儀（EBT）、投棄式溫深儀（XBT）等。實際測量中，溫度是以國際溫標為依據(jù)，國際符號為T（熱力學溫度）或t（攝氏溫度℃）；一般以攝氏溫度表示。3．2．1鹽度的定義

以化學方法為基礎的鹽度定義：為在一千克海水中，所有碳酸鹽轉化為氧化物，溴、碘一氯置換，而且有機物全部氧化后所含所有固體物質的總克數(shù)。（單位是克／千克，符號S‰，又稱絕對鹽度）。根據(jù)海水組成恒定性原理，常用氯度來測定鹽度。鹽度與氯度的經(jīng)驗關系式為：3．2鹽度及其測量363534333236353433326040200406020鹽度‰鹽度‰緯度°1969年電導鹽度定義和鹽度測定方法：電導鹽度的定義：長1立方米海水的電導。鹽度計算公式為：R15為一個標準大氣壓和15℃恒溫水的條件下，海水樣品與鹽度為35‰的標準海水的電導率比值，稱為相對電導率或電導比。如果樣品的電導率Rt是在任意溫度t℃下測定的，則需進行溫度訂正，訂正公式為：在重新定義鹽度的同時，提出了鹽度與氯度新關系公式：1978年實用鹽度標度：選定一種濃度為精確值的氯化鉀（KCl）溶液，用海水水樣相對于KCl溶液的電導比來確定鹽度值。（規(guī)定KCl溶液的濃度精確值為32.4356‰）測定方法：K15是在一個標準大氣壓下，15°C時水樣的電導率C（S，15，0）與同溫同壓下標準KCl溶液電導率C（32.4356，15，0）之比值，即實用鹽度公式適用范圍為2≤S≤42。3．2．2鹽度的測定方法1、光學測定鹽度法原理：光的折射性。1967年Rusby發(fā)表的折射率差值和鹽度關系式：式中S為鹽度，t為溫度（℃），△n=nt-n

35：光的波長=5462．27米。目前使用的儀器有：通用的阿貝折射儀、多棱鏡差式折射儀、現(xiàn)場折射儀等。2、比重測定鹽度法方法：根據(jù)國際海水狀態(tài)方程，當測得海水的密度、溫度和深度時，就可以反算出海水鹽度。主要工具：比重計。該方法一般只適用于室內，在精度要求不高的場合可直接用該法測定，如制鹽場和漁業(yè)系統(tǒng)。3、聲學測定鹽度法方法：根據(jù)聲速與海水鹽度、溫度和壓力的關系，利用聲速儀測得聲速、并測出海水溫度和深度來反算鹽度。常用的經(jīng)驗公式為：綜合多方面因素，電導率測定鹽度法為主要測定方法。海水的密度定義：單位體積海水的質量，單位是千克／米3符號ρ。3．3海水密度及其測量赤道地區(qū)海水密度低，向兩極則逐漸增大。表層海水密度的水平分布受海流的影響較大，有海流的地方，密度的水平差異比較大。3．3．1海水密度的特點及其分布一切影響溫度和鹽度的因子都會影響到海水的密度。海水的密度隨地理位置、海洋深度都有復雜的分布，并隨時間而變化。在海面，密度的分布和變化僅取決于溫度和鹽度。在鹽度變化較小的海區(qū)，海水的密度主要決定于溫度狀況。在溫度變化較小的海區(qū)，則主要決定于鹽度的狀況。3．3．2海水密度的測定1、海洋表層密度的測定Knudsen（1902）發(fā)現(xiàn)在一大氣壓下，溫度為0℃海水密度σ0為鹽度的函數(shù)。關系式：2、海洋表層以下密度的測定方法：一般采用數(shù)值計算的方法求得不同深度的海水密度。則實用海洋表層以下密度為：海水狀態(tài)方程：公式適應范圍：鹽度0～42，溫度2~40℃，壓強0~100Mpa。密度單位kg／m3

，溫度t單位為℃，壓強P單位Mpa。國際作出的新定義為：光線在水中傳播一定距離后，其光能強度與原來光能強度之比。海水透明度：在海洋學上，是指用直徑為30cm的白色圓盤，將其垂直沉入海水中，直至剛看不見的深度，單位為米。這一深度稱相對透明度。且有：透明度T=e-cz

，c為衰減系數(shù)，z為光在海水中的傳播距離。觀測儀器：透明度儀、光度計等。3．4海水透明度、水色觀測水色：《海洋調查規(guī)范》中規(guī)定，透明度盤位于透明度值一半的水層時，透明度盤上方所呈現(xiàn)的海水顏色稱為水色。水色觀測方法：觀測完透明度后，將透明度盤提升到透明度值一半的水層，根據(jù)透明度盤上方所呈現(xiàn)的海水顏色，在水色計中找出與之相似的色級號碼，即為該次觀測的水色。海發(fā)光：夜間海面上出現(xiàn)的生物發(fā)光現(xiàn)象稱海發(fā)光。海發(fā)光類型可分為火花型、彌散型、閃光型。3．5．1潮汐3．5．1．1潮汐現(xiàn)象

海洋潮汐：海水受到月球和太陽的吸引力作用，產生一種規(guī)律性的升降運動，這種海面升降現(xiàn)象叫做海洋潮汐。潮汐潮：海水白天的漲落現(xiàn)象。汐：海水夜間的漲落現(xiàn)象。產生潮汐現(xiàn)象的主要原因：地球上各點距離月球和太陽的相對位置不同。3．5潮汐及潮汐觀測某地潮汐變化曲線兩個相鄰高潮或兩個相鄰低潮之間的時間間隔兩個相鄰的高潮和低潮的水位高度差在海面升降的每一個周期中，海面上漲到不能再升高時的潮汐月球經(jīng)過某地的子午線圈時刻。從某一基準面量至海面的高度海面下降到不能再下降時的潮汐漲潮：海面從低潮上升到高潮的過程中，海面逐漸上升的現(xiàn)象。落潮：自高潮至低潮的過程中，海面逐漸下落的現(xiàn)象。平潮：當海面達到高潮時，在一段時間內海面暫時停止上升的現(xiàn)象。停潮：當海面達到低潮時候，在一段時間內海面暫時停止下降的現(xiàn)象。3．5．1．2潮汐日不等現(xiàn)象與潮汐類型

1、日不等現(xiàn)象日不等現(xiàn)象：通過長時間的水位觀測，可以從其記錄曲線上看出，每日的潮差是不等的，這種現(xiàn)象成為潮汐日不等現(xiàn)象。產生原因：太陽、月球、地球之間的相對位置的不同。大（小）潮：潮差最大（?。┻@一天的潮汐。大潮差：大潮時的潮差。高（低）高潮：較高（低）的一次高潮。低（高）低潮：較低（高）的一次低潮。以上現(xiàn)象產生的原因：月球赤緯的變化。分點潮：當月球在赤道附近，則兩高潮（低潮）的潮高約相等，此時的潮汐稱為分點潮。ABN分點潮日潮不等：一日內兩次高潮或低潮潮高不等現(xiàn)象。回歸潮：當月球在最北或最南附近時，所產生的日潮不等為最大，此時潮汐叫回歸潮。ABN回歸潮2、潮汐類型正規(guī)半日潮：一個太陰日（約24小時50分）內，有兩次高潮和兩次低潮，相鄰的高低潮之間的潮差幾乎相等，此類潮汐稱為正規(guī)半日潮。不正規(guī)半日潮：一個太陰日內，也有兩次高潮和兩次低潮，但相鄰的高低潮之間的潮差不等，漲落潮時間也不等，且是變化的。不正規(guī)日潮：一個朔望月內出現(xiàn)的一日一次高潮和一次低潮的日潮類型。正規(guī)日潮：一個朔望月內大多數(shù)天是日潮的性質，少數(shù)天發(fā)生不正規(guī)半日潮。3．5．1．3風暴潮風暴潮：指由于強烈的大氣擾動，加強風和氣壓驟變所招致的海面異常升高現(xiàn)象。產生風暴潮的大氣擾動通常包括熱帶風暴（如臺風、颶風等）、溫帶氣旋、寒流或冷空氣等。風暴潮的一個共同特征：它們都以某種方式依賴于共振現(xiàn)象。不同類型的大氣擾動所引起的風暴潮的特點也不一樣。由于熱帶風暴移動迅速，所產生的風暴潮有急劇的水位變化；由于熱帶氣旋移動較慢，所引起的風暴潮的水位變化是持續(xù)的，相對不很急?。挥珊被蚶淇諝馑ぐl(fā)的風暴潮水位變化持續(xù)但不急劇。中國沿岸常受到臺風和寒潮大風的襲擊，是一個受風暴潮危害嚴重的國家。中國風暴潮一般具有以下特點：（1）一年四季均有發(fā)生，夏季和秋季常見。（2）發(fā)生的次數(shù)較多。（3）風暴潮位的高度較大。（4）風暴潮的規(guī)律比較復雜。3．5．2潮汐觀測

定義：潮汐觀測通常稱為水位觀測，又稱驗潮。目的：了解當?shù)氐某毕再|，應用所獲得的潮汐觀測資料，來計算該地區(qū)的潮汐調和常數(shù)、平均海面、深度、基準面、潮汐預報以及提供測量不同時刻的水位改正數(shù)等，供給有關軍事、交通、水產、鹽業(yè)、測繪等部門使用。3．5．2．1傳統(tǒng)的潮汐觀測方法

1．水尺驗潮水尺水尺上面標有一定的度量刻度，一般最小刻度為cm，長度大約3~5m，一般將其固定在碼頭壁、巖壁或海灘上，利用人工在任意時刻讀取水位數(shù)據(jù)的。2.井式自記驗潮儀驗潮井主要結構：驗潮井、浮筒、記錄裝置工作原理：通過在水面上隨井內水面起伏的浮筒帶動上面的記錄滾筒轉動，使得記錄針在裝有記錄紙的記錄滾筒上畫線，來記錄水面的變化情況，達到自動記錄潮位的目的。3．超聲波潮汐計主要組成部分：探頭、聲管、計算機基本工作原理：通過固定在水位計頂端的聲學換能器向下發(fā)射聲信號，信號遇到聲管的校準孔和水面分別產生回波，同時記錄發(fā)射接收的時間差，進而求得水面高度。特點是使用方便，工作量小，濾波性能良好，適用測量。4．壓力式驗潮儀壓力式驗潮儀按照結構可以分為機械式水壓驗潮儀和電子式水壓驗潮儀。機械式水壓驗潮儀主要組成：水壓鐘、橡皮管、U型水銀管和自動記錄裝置組成?；驹恚和ㄟ^測量水下或與海水相聯(lián)系的水面以上某一界面上由于海面變化引起的壓力變化來測量水位。電子式水壓驗潮儀主要組成：水下機、水上機、電纜、數(shù)據(jù)鏈等基本原理與機械式雷同，不同之處在于利用壓力傳感器代替水壓鐘和U型管，又利用數(shù)字電子技術將壓力變化轉換成水位變化，從而達到水位觀測的目的。特點：安裝方便，精度高，攜帶方便，從觀測數(shù)據(jù)到數(shù)據(jù)處理可以自動化計算機處理，高效率，濾波性能良好，還可以做近距離遙控。3．5．2．2現(xiàn)代潮汐觀測方法

水下地形測量時希望有一個穩(wěn)定的垂直基準面（如潮位面T（t）），在此基礎上，反算海底點高程h。設z為深度，隨潮位面的變化而變化，則h為：瞬時海面Ts是潮汐T和波浪w綜合作用的結果。GPS載波相位差分測量技術的發(fā)展為動態(tài)環(huán)境下的潮位測定奠定了理論基礎。1、船載（浮球）GPS驗潮原理水上GPS驗潮根據(jù)其載體的不同分為船載和浮標GPS驗潮?；驹恚壕捎幂d波相位差分技術作為定位基礎，利用大地高反算潮位。hr岸臺部分船載GPSHkgHkMThk高程基準面WGS84橢球面水尺海面HrMHrg參考站hruler0hro浮標球載GPShsr0GPS驗潮原理圖如圖基準站、流動站天線相位中心的正常高為：當基準站和流動站間距離不是很遠（30Km以內）時，有：則潮位值為：為了驗證這種方法的正確性，現(xiàn)將水尺驗潮思想引入。水尺零點的高程為：則潮位表達式為：則理論上應有：為了消除上述驗潮方法中存在的波浪對潮位觀測數(shù)據(jù)的影響，常用波浪濾除方法——姿態(tài)補償和門限濾波。2、波浪過濾波浪是引起船姿變化的一個主要因素，船姿作用下GPS-2天線相位中心到船體吃水面的垂距發(fā)生瞬時改變，該變化量即為船姿對水位測量的補償量，設p、r為縱搖和橫搖，則船姿對水位的補償量為：則瞬時垂距為：經(jīng)姿態(tài)補償后，瞬時海面高程Ts為：（1）姿態(tài)補償（2）門限濾波由于波浪的涌動，船體被抬高或降低，其影響較大。故必須進行門限濾波。只要選擇適當?shù)膖（涌浪周期），便可利用下式實現(xiàn)涌浪的濾除：為了更好地確定t，需要考慮兩個方面的因素：一是波浪的周期變化基本趨于平穩(wěn)；二是短時間內潮位不發(fā)生變化3、實驗數(shù)據(jù)處理及分析數(shù)據(jù)處理及分析如下：動態(tài)基線解算精度分析。計算縱搖和橫搖角p、r。根據(jù)架設時GPS-2天線相位中心到船體吃水面的距離hka、p和r，計算船體姿態(tài)對水位測量的影響量hka。計算瞬時海面高程Ts。將瞬時海面高程與水文站的潮位觀測數(shù)據(jù)進行比較對瞬時海面高程進行門限濾波，將得到的結果再與水文站的潮位觀測數(shù)據(jù)比較，是否在限差內圖3-15

中心GPS到船弦GPS天線間的測量距離與固有距離的偏差圖3-16中心GPS到船尾GPS天線間的測量距離同固有距離的偏差圖3-17中心GPS實測潮位與通過驗潮水尺觀測所得潮位的比較圖3-18平滑、改正后的潮位與通過驗潮水尺觀測所得潮位的比較3．6．1海洋中的各種波動波動的基本特點：在外力的作用下，水質點離開其平衡位置作周期性或準周期性的運動。1951年蒙克根據(jù)波動周期的大小把海洋中的波動分為如圖所示的幾種類型。長周期波1天12h5m30s1s0.1s重力重力波張力波風暴、地震涌碎浪細浪柯氏力半日潮日潮表面張力能量/時間相對波動周期的波動能量分布以及各種波動的周期3．6海洋波動的基本性質波級H1/3波高范圍(m)H1/10波高范圍(m)浪級000無浪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輕浪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怒浪波動可根據(jù)其不同的性質以及特點進行分類。按相對水深（水深與波長之比）分為深水波（短波）和淺水波（長波）；按波形的傳播分為前進波與駐波；按波動發(fā)生的位置分為表面波、內波和邊緣波之分；按成因分為風浪、涌浪、地震波、潮波等。海洋中存在的各種波動形式，但都可以用一種簡單的曲線表示為一條正弦曲線加以描述，如圖：3．6．2波形的傳播與水質點的運動取右手直角坐標系，Z軸向上為正，將x—y平面放在海面上，設波動是二維的，只沿x軸方向上前進的正弦波，則：a為波動的振幅，ζ為波面相對平均水面的鉛直位移。波形的傳播分別稱為波數(shù)和頻率。當水深為h時，有：水質點的運動雖然波形向前傳播完全是由水質點的運動而產生的，但是僅傳播波形，水質點并不是一直不停地隨之移動。若水質點的實際坐標和平衡位置分別為（x，y）和（x0，y0），則水質點運動軌跡方程為：在水平方向與鉛直方向上的水質點的速度分量都是周期性變化的，且隨深度增加而以指數(shù)函數(shù)迅速減小。水質點在水平方向上的運動軌跡為橢圓。3．6．3海底和海岸地形引起的波浪折射、反射、繞射和疊加假如水深不到波長一半，則波速為水深的函數(shù)。因此推進到海岸附近的波動，因海底地形的影響會發(fā)生折射。波浪的輻聚與輻散當海岸線為凸凹不平的形狀時，等深線也沿海岸呈同樣形狀分布，此時如果波浪入射，那么在海岸的凸或凹處，波速差異很大，波峰線在近岸處具有與海岸的凸凹形狀相似的傾向。當然，此時的波的能量主要集中在海岸的凸處，此處的波高也最大，產生輻聚現(xiàn)象。反之在凹處（例如河口處），波高降低，產生輻散現(xiàn)象。當波浪遇到比較陡峭的海岸和海岸建筑物時，會發(fā)生反射而形成駐波，在港灣、碼頭常會見到這種情況，但范圍不會太大。當波浪遇到障礙物時，例如島嶼、海呷、防波堤等，它可以繞到障礙物遮擋的后面水域去，這種現(xiàn)象稱為繞射。波動的疊加設有兩列振幅、周期、波長相等，但傳播方向相反的正弦波（類似于反射波與入射波）：兩列波合成后的波剖面方程為：另外，還有一種波疊加現(xiàn)象——波群。設兩列振幅相等，波長與周期相近，傳播方向相同的正弦波。合成后的波速與合成前的相近，但其振幅A卻為x與t的函數(shù)，不斷地周期性變化，變化范圍在0～2a之間。3．7．1海流海流按照它的成因可分為三類：梯度流風海流補償流。海流屬于穩(wěn)定流，亦即沒有加速度的定常海流。根據(jù)牛頓定律，作用于海流的合力必然為零。3．7海流、潮流及其測定為了更好地理解梯度流的成因，下面介紹兩個概念：等壓面等壓面是壓力處處相等的一個假想面，海面就可以近似地看作一個等壓面。與等壓力面垂直方向存在著壓強梯度力，它作用于壓力遞減方向。由于海水壓力隨深度而遞增，因此壓強梯度力(D)垂直于等壓面指向上方。等勢面(水平面)。等勢面也是一個假想的面，它與重力(g)方向垂直，海水沿此面運動時，重力不做功。如果沒有其他外力影響，海水只受垂直向上的壓強梯度力和垂直向下的重力影響。當海水密度分布均勻時，海面與等勢面平行，壓強梯度力和重力在垂直方向抵消，此時海水處于靜止狀態(tài)。梯度流風海流風海流是在風的作用下而產生的風對海水的應力，包括風對海水的摩擦力和施加在海面迎風面上的壓力而形成的一種穩(wěn)定海流，是海流中比較重要的一種。在上面分析的梯度流中，摩擦力被忽略不計。但對于風海流而言，風對海水的摩擦作用是至關重要的。海水一般總是處在渦動狀態(tài)，即小水塊可以自由地從一個水層進入另一水層。當小水塊由速度大的水層進人速度小的水層，同時將它的動量帶進這一水層時，使這一水層的平均動量增加；當水塊從速度小的水層進入速度大的水層時，速度大的水層的平均動量減少。正是由于海水的渦動摩擦，風才把能量傳遞給海水的表層及其以下各層，從而使海水沿著一定方向流動。3．7．2潮流潮流：海水質點隨潮汐垂直運動的同時所做水平運動即潮流。在局部有混合作用的河口中，潮流比非潮流至少要強10倍；然而，在大洋中，潮流流速只有2—3cm／s左右；潮流的成因：月亮和太陽的引力。即引力作用海面使得海水升降的同時使得海水進行堆積和擴散運動。潮流的幾種典型形式：1、往復式潮流往復式潮流又稱直線式潮流，在海峽、水道、河口或狹窄港灣內的潮流，受地形限制，潮流一般為往復式交換。在外海某些海區(qū)，若處于右回旋式或左回旋式潮流的交界處，也會出現(xiàn)往復式潮流。特點：流向只有兩個，流速是變化的。2、回轉式潮流回轉式潮流又稱八卦流，若海區(qū)內同時有幾個潮波存在時，便可產生相互干擾作用，因此可形成回轉式潮流。有兩個往復式潮流成斜交時，此時潮流可形成回轉式潮流。產生這種現(xiàn)象是由于地球自轉效應的結果。例如我國長江口的潮流，屬于回轉式潮流，流向也是順時針方向變動，流速較大，對船只航行很有影響。ADCP（AcousticDopplerCurrentProfiler，聲學多普勒流速剖面儀）據(jù)多普勒原理，利用矢量合成法，測量水流的垂直剖面分布。相對于傳統(tǒng)的測流方法，ADCP具有：

測量速度快，可進行斷面同步測量；能體現(xiàn)三維流速和流向的特性；能自動消除各種外界因素的影響，對數(shù)據(jù)資料進行評判；在測量中對流層無破壞作用；測量范圍廣、線性好；無需定期進行水槽率定特點ADCP的工作方式主要有三種：

船載式

直讀式自容式3．8ADCP及流速流向測量3．8．1ADCP測流原理基本原理：采用四個換能器斜正交配置的ADCP系統(tǒng)，通過四個換能器波束所測流速的相互關系即可確定沿水深各深度單元水體相對于ADCP（即測船）的三維（垂向、東/西、南/北）流速。四個換能器斜正交配置的ADCP系統(tǒng)在ADCP坐標系下，每一個換能器波束方向上每一深度層上的水體的流速分量可以根據(jù)在該深度層水體上測得的聲學多普勒頻移來計算：為相對于測船的水體流速，即

其中為船速，為流速。為聲波脈沖在水中的傳播速度。為聲學多普勒頻移；Fs為發(fā)射聲波脈沖頻率；cADCP流量測量盲區(qū)對于ADCP的三種工作方式，均存在上、下測驗盲區(qū)以及近岸無法測量的問題。水面附近的信號傳播盲區(qū)的形成是由于在換能器由發(fā)射轉換為接收狀態(tài)時，需要一個時段而在該時段內，換能器面附近水域的背向散射信號已經(jīng)返回，但換能器沒來得及接收這些信息，因而形成了該盲區(qū)。下盲區(qū)是由于受來自水域邊界強背向散射體的強背向散射信號的影響，使這部分水域的反射信號失真而形成的。近岸盲區(qū)的形成是由于兩岸的水深較淺，導致ADCP測船不能靠近或不能獲得有效深度單元的測量數(shù)據(jù)。

船載式ADCP測流計算通常用“流速-面積”法計算流量，計算公式為