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第3章-海洋水文要素观测综述

发布时间:2019-07-18 07:20 来源:未知 编辑:admin

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  现代海洋测绘 赵建虎 第三章 海洋水文要素观测 Observations for Ocean Hydrological Factors 赵建虎 ? ? 本 ? ? 章 内 容 ? ? ? ? ? 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 思考题 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。 3.1 海水温度及其测量 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。 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。 温 度 (℃) 30 温 度 30 (℃) 20 10 0 -10 60 南纬 40 20 0 20 40 20 10 0 60 北纬 10 纬 度 (°) 3.1.2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STD、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 盐度及其测量 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: S ‰ ? 0.030 ? 1.8050 ? CI‰ 盐度‰ 盐度‰ 36 35 36 35 34 33 34 33 32 60 40 20 0 纬度° 20 40 60 32 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: 2 3 4 5 S ‰ ? ?0.08996 ? 28.2972R15 ?12.80832R15 ?10.67869R15 ? 5.98624R15 ?1.32311R15 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: ?15 (t ) ? R15 ? R ? 10?5 Rt (Rt ?1)(t ?15)[96.7 ? 720Rt ? 37.3Rt2 ? (0.63 ? 0.21Rt2 )(t ?15)] 在重新定义盐度的同时,提出了盐度与氯度新关系公式: S ‰ ? 1.80655 ? CI‰ 1978年实用盐度标度 : 测定方法: 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‰) S ? ? ai K152 i 5 i ?0 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 K15 ? C ( S ,15,0) C (32.4356 ,15,0) a0 ? 0.0080 a1 ? ?0.1692 a2 ? 25.3851 a3 ? 14.0941 a4 ? ?7.0261 a5 ? 2.7081 ? a ? 35.0000 i ?0 i 5 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。 1967年Rusby发表的折射率差值和盐度关系式: S ? 35.000 ? 5.3302 ?103 ?n ? 2.274 ?105 ?n2 ? 3.9 ?106 ?n3 +10.59?n(t-20)+2.5 ?102 ?n2 (t ? 20) 式中S为盐度,t为温度(℃),△n = n t -n 35 :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: c ? 1449.2 ? 4.6t ? 0.055t 2 ? 0.00029t 3 ? (1.34 ? 0.010t )(S ? 35) ? 0.016D 综合多方面因素,电导率测定盐度法为主要测定方法 。 3.3海水密度及其测量 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。 3.3.1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。 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。 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: ? 0 ? ?0.093 ? 0.8149S ? 0.000482S 2 ? 0.0000068S 3 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。 海水状态方程: P ? ( S , t , p) ? ? ( S , t , 0)(1 ? 10 ? ) ?1 K ( S , t , p) 则实用海洋表层以下密度为: ? (S , t,0) ? ?0 ? AS ? BS 3/ 2 ? CS 2 公式适应范围:盐度0~42,温度2 ~ 40℃,压强0 ~ 100 Mpa。密度单位kg/m3 ,温度t单位为℃,压强P单位Mpa。 3.4 海水透明度、水色观测 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。 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。 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。 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 潮汐及潮汐观测 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:海水白天的涨落现象。 潮汐 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 。 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 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 两个相邻的高 潮和低潮的水 位高度差 两个相邻高潮 或两个相邻低 潮之间的时间 间隔 某地潮汐变化曲线 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 。 高(低)高潮 :较高(低)的一次高潮 。 低(高)低潮 :较低(高)的一次低潮。 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。 N B A 分点潮 N B A 以上现象产生的原因:月球赤纬的变化。 回归潮 2、潮汐类型 一个太阴日(约24小时50分)内,有两 正规半日潮 : 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。 一个太阴日内,也有两次高潮和两次低潮, 不正规半日潮: 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。 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。 正规日潮: 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。 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、 目的: 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 水尺上面标有一定的度量刻度,一般最 小刻度为cm,长度大约3 ~ 5 m,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。 水尺 验潮井 2. 井式自记验潮仪 主要结构 :验潮井、浮筒、记录装置 工作原理:通过在水面上随井内水面起伏的浮筒带动上面的 记录滚筒转动,使得记录针在装有记录纸的记录滚筒上画线, 来记录水面的变化情况,达到自动记录潮位的目的。 3.超声波潮汐计 主要组成部分:探头、声管、计算机 基本工作原理: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。 机械式水压验潮仪主要组成:水压钟、橡皮管、U 型水银管和自动记录装置组成。 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。 3.5.2.2 现代潮汐观测方法 水下地形测量时希望有一个稳定的垂直基准面(如潮位面T (t)),在此基础上,反算海底点高程h。设z为深度,随潮 位面的变化而变化,则h为: h ? T (t ) ? z (t ) 瞬时海面Ts是潮汐T和波浪w综合作用的结果。 Ts (t ) ? T (t ) ? w(t ) w(t ) ? ? (ai cos? i t ? bi cos? i t ) i ?1 n n T (t ) ? MSL0 ? ? fi H i cos(qi t ? G (V0 ? u ) ? gi ) i ?1 GPS载波相位差分测量技术的发展为动态环境下的潮位测定奠 定了理论基础。 1、船载(浮球)GPS验潮原理 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。 参考站 HrM Hrg hro hr 海面 水 尺 hk HkM T Hkg 浮标 hruler0 ? 岸台部分 hsr0 船 载 GPS 高程基准 面 WGS84椭球面 球载GPS GPS验潮原理图 如图基准站、流动站天线相位中心的正常高为: r HM ? har ? hro k HM ? hak ? T 当基准站和流动站间距离不是很远(30Km以内)时, 有: r r k k ? ? Hg ? HM ? Hg ? HM 则潮位值为: k k k r HM ? Hg ?? ? Hg ? Hg ? har ? hro k TGPS ? H M ? hak 为了验证这种方法的正确性,现将水尺验潮思想引入。 水尺零点的高程为: 则潮位表达式为: 则理论上应有: H ruler ? hro ? hruler 0 Truler ? H ruler ? hsr 0 TGPS ? Truler 为了消除上述验潮方法中存在的波浪对潮位观测数据的影 响,常用波浪滤除方法——姿态补偿和门限滤波。 2、波浪过滤 (1)姿态补偿 波浪是引起船姿变化的一个主要因素,船姿作用下GPS-2 天线相位中心到船体吃水面的垂距发生瞬时改变,该变化 量即为船姿对水位测量的补偿量,设p、r为纵摇和横摇, 则船姿对水位的补偿量为: ?h ? h (2 ? cos p ? cosr ) k a k a 则瞬时垂距为: k k ?k ? ha ha ? ?ha 经姿态补偿后,瞬时海面高程Ts为: r Ts ? (Z2 ? H g ? har ? hro ? hak ) ? ?hak (2)门限滤波 由于波浪的涌动,船体被抬高或降低,其影响较大。故必须进 行门限滤波。 1 ?t 1 ?t 1 ?t Ts (t ) ? T (t ) ? ? w(t ) ? ? 0 0 ?t ?t ?t 0 只要选择适当的?t(涌浪周期),便可利用下式实现涌浪的 滤除: 1 ?t w(t ) ? 0 ? 0 ?t 1 ?t 1 ?t T (t ) ? ? Ts (t ) ? 0 ?t ?t 0 为了更好地确定?t, 需要考虑两个方面的因素: 一是波浪的周期变化基本趋于平稳; 二是短时间内潮位不发生变化 3、实验数据处理及分析 数据处理及分析如下: ? 动态基线解算精度分析。 ? 计算纵摇和横摇角p、r。 ? 根据架设时GPS-2天线相位中心到船体吃水面的距离hka、 p和r, ? 计算船体姿态对水位测量的影响量?hka。 ? 计算瞬时海面高程Ts。 ? 将瞬时海面高程与水文站的潮位观测数据进行比较 ? 对瞬时海面高程进行门限滤波,将得到的结果再与水文 站的潮位观测数据比较 ,是否在限差内 偏差量(单位:m) 0.20 0.15 0.10 0.05 0.00 -0.05 08:30:16 -0.10 -0.15 -0.20 08:30:96 08:30:176 08:30:256 08:30:336 08:30:416 08:30:496 08:30:576 时间 图3-15 中心GPS到船弦GPS天线间的测量距离与固有距离的偏差 0.1 0.08 0.06 0.04 0.02 0 -0.02 08:30:16 -0.04 -0.06 -0.08 -0.1 偏差量(单位:m) 08:30:96 08:30:176 08:30:256 08:30:336 08:30:416 08:30:496 08:30:576 时间 图3-16中心GPS到船尾GPS天线间的测量距离同固有距离的偏差 4.90 4.85 潮位(单位:m) 4.80 4.75 4.70 08:30:13 08:31:33 4.65 4.60 4.55 已知潮 GPS观测 08:32:53 08:34:13 08:35:33 08:36:56 08:38:20 08:39:46 时间 图3-17 中心GPS实测潮位与通过验潮水尺观测所得潮位的比较 4.90 4.85 潮位(单位:m) 4.80 4.75 4.70 08:30:13 4.65 4.60 4.55 08:31:33 08:32:53 08:34:13 08:35:33 08:36:56 08:38:20 08:39:46 时间 已知潮 GPS观测 图3-18平滑、改正后的潮位与通过验潮水尺观测所得潮位的比较 3.6 海洋波动的基本性质 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。 1天 12h 长周期波 风暴、地 震 柯氏力 日 潮 半 日 潮 5m 30s 1s 重力波 张力波 能 量/ 时 间 涌 碎浪 重力 表面张力 细浪 0.1s 相对波动周期的波动能量分布以及各种波动的周期 波级 0 1 2 3 4 5 6 7 8 H1/3波高范围 (m) 0 H1/30.1 0.1≤H1/30.5 0.5≤H1/31.25 1.25≤H1/32.5 2.5≤H1/34.0 4.0≤H1/36.0 6.0≤H1/39.0 9.0≤H1/314.0 H1/10波高范围( m) 0 H1/100.1 0.1≤H1/100.5 0.5≤H1/101.5 1.5≤H1/103.0 3.0≤H1/105.0 5.0≤H1/107.5 7.5≤H1/1011.5 11.5≤H1/1018.0 浪级 无浪 微浪 小浪 轻浪 中浪 大浪 巨浪 狂浪 狂浪 9 H1/3≥14.0 H1/10≥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 波形的传播与水质点的运动 波形的传播 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 sin(kx ? ? t ) a为波动的振幅,ζ为波面相对平均水面的铅直位移。 k? 2? ? 2? ?? T 分别称为波数和频率。 当水深为h时,有: ? 2 ? kg tanh(2? h / ?) 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: ( x ? x0 ) 2 ( y ? y0 ) 2 ? ?1 cosh k (h ? y0 ) 2 sinh k (h ? y0 ) 2 [a ] [a ] sinh kh sinh kh 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): ? 1 ? a sin(kx ? ? t ) ? 2 ? a sin(kx ? ? t ) 两列波合成后的波剖面方程为: ? ? 2a cos ? t ? sin kx 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 海流、潮流及其测定 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。 梯度流 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。 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。 3.8 ADCP及流速流向测量 ADCP(Acoustic Doppler Current Profiler,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 ? 3.8.1 ADCP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: V ? c?Fd / 2Fs V 为相对于测船的水体流速,即 V ? U ? W 其中 U为船速, W 为流速。?Fd 为声学多普勒频移;Fs为发射声波脉冲频率;c 为声波脉冲在水中的传播速度。 ADCP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 是计算两岸间横断面上每一条垂线上的流量。 通常用“流速-面积”法计算流量,计算公式为: Qt ? ?? V f ? nds S 式中:Qt为总流量;S为河流断面面积;ds为河流断面上的微 元面积; V 为河流断面上某点处平均流速矢量; f n 为测船航迹上的单位法线矢量。 这种流量计算的方法,其实质是河流断面横向的积宽和 垂向的积深,其测验精度与测船的航迹无关,只要从河面的 一侧测至另一侧,无需测船保持直航,即能采集到精确的流 量数据。 该法在计算流量前,应首先确定表层、底层及中间层的尺寸。 表层、底层及中间层的边界如下: Z1 ? Dtotal ? DLG ? Da / 2 Z2 ? Dtotal ? Dtop ? Da / 2 Z3 ? Dtotal 表层厚度: 中间层厚度: DTop ? Z3 ? Z2 DMiddle ? Z2 ? Z1 底层厚度: DBottom ? Z1 由于ADCP存在上下两个盲区,故垂线平均流速按表层、中间层 和底层三部分计算。 3.8.2 ADCP误差控制 ADCP的测量精度主要受海况、水质、噪音及船速等几方 面的影响。 可以采取以下措施控制船载式ADCP流量测验误差: 测验前需对ADCP进行定点比测; 控制适宜的船速,使测船尽可能保持匀速航行; 水深测量应准确可靠; 采用差分GPS进行定位,间隔一定时间进行ADCP与GPS的 时间校验;控制测船偏航距离小于10m 采用GPS系统测定船速,对于近岸水面宽度的确定,应用 GPS定位或激光测距仪;对提供ADCP航向的电罗经进行叠 标校正; 掌握测验河段垂线流速分布规律,还应严格控制盲区范围; 选择适宜的深度单元; 为降低高含沙水流对ADCP流量测验的影响 ,对高含沙量的 河流,宜选用频率较低的ADCP系统。 3.8.3 ADCP测验成果输出格式 主要格式:反映流速大小的彩色断面图、反映测船航行的测船航 线图、记录测量数据的文本文件等图表及文件 常用ADCP测验成果输出格式 格式名称 剖面图 流速彩色图 测船航线图 时间序列图 文本文件 内 容 备 注 各种测量参数的单线图 由四个换能器测得的相对地球的速 度组成 ADCP的水平方向行进速度 与时间相关的数据 所有深度层的深度、流速、流向及 流量 包含流速大小、方向,流量等 东/西、南/北、垂向三个方向 及速度误差 参考系为河床或GPS 包含航向、流速、船速等 输出格式固定 ADCP流速彩色图 ADCP测船航迹图 思考题 ? ? ? 与海洋声速相关的海洋水文要素有那些? 简述 其测量原理 潮汐的定义、类型? 简述一种海洋潮汐测量的 传统方法。 简述在航潮位测量的基本思想。 ? ? 简述海洋波动的类型及其特点。 简述海流的类型及其特点。

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