无验潮测深深度基准面的确定方法所有专业(编辑修改稿)

无验潮测深深度基准面的确定方法所有专业(编辑修改稿)内容摘要：

设在已知的基准点上，叫做信标台站接收机，在测深点的船上安置 GPS 以及信标差分二合一接收机，就可以进行获取具有相当精度的三维坐标。 虽然其定位精度没有 RTK 精度高，但其作业区域可以远离基站，这也是优于 RTK 的地方，在沿海一带也受到了广泛的应用。 图 35 信标差分无验潮测深示意图 信标发射台 差分数据 沿岸信标站台 无验潮测深点 GPS 天线 GPS 信标二 合一天线 GPS卫星 淮海工学院二 〇 一三届本科毕业 设计（论文） 第 10 页 共 31 页 无验潮测深技术 优 缺 点 高精度：当外界环境满足 GPS 工作条件时，在一定 范围内， GPS 所测得的三维坐标精度可达厘米级，数据可靠性高，而且还没有误差累积。 高效率： GPS 能够实时的测出某点的坐标，海上测深作业速度快。 而且还可以全天候进行作业，除特殊天气外。 数字测深仪与 GPS 数据线用数据线相连接，测深数据自动保存，测深作业效率高。 利用 GPS 与测深仪进行无验潮水深测量时，能够有效的解决由海面风浪以及动态吃水引起的测深误差。 同时，还能避免传统人工验潮带来的水位改正误差。 并且这些潮位数据都是来自岸边长期验潮站的潮位观测数据，这与我们无验潮测深点的潮位数据可能有点差异，导致测深结 果的精度 不够，且人工很难捕捉到一个精确的瞬时潮位数据。 因为 GPS 工作要实时的接收基准站发来的差分信息，当测深区域与基准站距离很远时， GPS 可能不容易得出固定解，对测深结果精度影响较大。 而且，假如基准站的坐标精度本身就有问题则对我们无验潮测深结果也有一定一定影响。 因此要选择合适的基准站位置。 随着 GPS 技术与海洋测深技术的不断发展，利用 GPS 与数字测深仪相结合的无验潮测深技术将在海洋测量中拥有广阔的前景。 4 深度基准面 深度基准面简介 测量人员若要测量陆地某点的高程或者是海洋的水深 ，都必须有一个起算面，起算面就是起 算的零面，也叫做基准面。 一个国家或地区确定的基准面必须要科学和稳定，因为它对测绘、测图海岸建设、地壳升降以及海洋学等各个学科都有着非常重大的意义。 海区各点的水深是 指 从深度基准面到海底 泥面 的垂直距离。 深度基准面就是海图基准面，它位于 多年平均 海平面以下 L 的地方。 海洋 水深测量通常在 受风浪影响，不停波动的 水面上进行， 因此相同的地方不同时间去测 ， 各次的测深结果可能都有一定出入。 这个 出入 与 波浪 的大小有一定关系 ，在一些 海面相当 明显。 为了 使得 不同时间不同地点 所测水深有一定可比性 ，必须确定一个 统一 起算面，使不同时间测的水 深都从这个面开始起算 ，这个面就是深度基准面。 求算深度基准面 时既要考虑到海面上 舰船 的 航行安全 ,也要考虑 水深的 利用率。 由于 每个 国家 求 L 值的方法 都不同 ， 所以 计算出来 的深 结果 也不相同。 我国 现在使用的是理论深度基准面。 如图 41 所示，深度基准面是在 多面平均海面往下 L 的地方，海底某一点的图载水深 D 就是从深度基准面到海底的垂直距离。 淮海工学院二 〇 一三届本科毕业 设计（论文） 第 11 页 共 31 页 图 41 深度基准面示意图 深度基准面发展 特大潮低潮面：三十年代初期，国家政府，海军，和美国海军在海洋事务的数据，是 以 特大潮 低潮面 为深度基准面。 民国三十五年，英国仍然以特大潮低潮面为深度基准面进行海图的测绘。 寻常大潮低潮面： 宣统三年以前， 上海航道局将寻常大潮低潮面作为 作业的深度基准面。 同时也 将其 作为 一些航道整治工程的起算零点。 与吴淞零点相比较，寻常大潮低潮面高于吴淞零点 米。 略最低低潮面： 甲午战争 以前， 日本采用略最低低潮面作为本国深度基准面。 在 抗日战争期间， 我国 海军 测量局在测量两地之间长江河道图时，采用的深度基准面也是略最低低潮面。 中华人民共和国 成立 之后 ， 1949 年 到 1958 年 期间 ， 我国深度基准面 仍然是略最低低潮面。 最低低水位： 宣统三年，上海 浚浦工程总局 即上海航道局 根据 江口各个验潮站历年的水位观测资料，将最低低水位作为深度基准面。 这个深度基准面 是 与 上述 三 个深度基准面 相比，是一个 高度 最低的基准面。 理论深度基准面： 理论深度基准面是指根据分潮组合可能出现的最低水位，利用弗拉基米尔斯基方法计算得到的理论上可能出现的最低潮位面。 1956 年起，我国海军司令部以及海道测量部在进行海洋测绘作业时， 采用的深度基准面是 理论深度基准面。 1958 年，长江口 海洋测绘时首次采用了理论深度基准面 理论深度基准面，1959 年 在测 量 杭州湾的时候也是采 用理论深度基准面。 1967 年， 利用 长江口的、浏河口、外高桥、 吴淞、 横沙、 长兴、 中浚、南门港 、奚家港 、 堡镇 等水位站 连续 30 天 的同步潮位观测资料 ，计算理论最低潮面， 并对其进行 适当调整， 计算出 长江口的深度基准面，并于 1967 年 8 月开始使用。 多年平均海面 深度基准面 L 图载水深 D 海岸 淮海工学院二 〇 一三届本科毕业 设计（论文） 第 12 页 共 31 页 1971 年 我国再次调整了 深度基准面。 调整 的依据 是 1971 年 3 月～ 4 月，江阴以下的 27 个 验潮 站 30 天 的同步潮位观测数据。 这 一 次 的 调整 范围 比较 广，资料 很完善 ， 计算出的结果也很合理。 这次调整 ，年平均海平面被 平均年最低水位替代了 ， 相当于对其进行了长周期改正。 1975 年 6 月 ， 国家 海 军司令部 ，海道测量部以及 海洋局在天津召开会议，会议 研究 了 多个 开放港口深度基准面值， 并且对 上海市长江口地区的 某些 水位站 深度基准面数值进行适当调整。 其余不变。 1990 年 12 月 起开始 实施 的海道测量规范 指明 ， 将之前海洋测绘中的理论深度基准面进行改名， 改过后叫 理论最低潮位。 同时规定，在 确定 理论最低潮面时，需要 对其 进行长周期改正，因此计算理论最低潮面 时要 考虑 长周期分潮 订正。 深度基准面概况 各个国家 采用的深度基准面的概况如下： 略最低低潮面：它指在当地平均海面之下的距离。 采用略最低低潮面的国家有印度、日本。 1956 年以前我国也采用它。 平均低潮面：美国大西洋沿岸、瑞典的北海地区和荷兰等国采用它。 平均低低潮面：美国的太平洋沿岸、菲律宾和夏威夷岛采用它。 最低潮面：法国、西班牙、葡萄牙、巴西等国采用它。 平均大潮低潮面：欧洲的若干个国家采用它。 理论深度基准面：理论深度基准面各地的高度不同， 潮差的大小 会影响理论深度基准面的高度。 理论深度基准面 为我国的法定深度基准面。 海洋 无缝 垂直基准 的构建 图 42 各面之间位置关系示意图 瞬时海面 平均海平面 深度基准面 1985国家高程基准 大地水准面 海底 WGS84椭球 P O R T G Q 淮海工学院二 〇 一三届本科毕业 设计（论文） 第 13 页 共 31 页 我国现有的垂直基准有 WGS84 参 考椭球、大地水准面、海图基准面等。 图 42 中， PQ 为 GPS 所测的瞬时海面的大地高 h。 PG 是 P 点的正高 H。 OQ为多年平均海平面的大地高。 RG 为大地水准面和国家高程基准之间的差值N。 OR 为以国家高程基准面作为基准面的海面地形。 OT 为海图深度基准面的值L。 TQ 为深度基准面的大地高。 TG 记作深度基准面的正高。 GQ 为利用大地水准面模型法计算得到的大地水准面差距 N。 考虑到 不同的长期验潮站 验潮方式不同， 求出的基准面组合确定出来的深度基准面可能会有一定的偏差，不便于建立一个 统一的海洋垂直基准。 近年来，不少学者提出构建海洋无缝垂直基准的构想。 海道测量时实践表明，平均海平面的观测精度以及计算精度都很高，假设用平均海平面作为垂直基准，就可以获得以该基准表示的水深。 并且可以用于表示海洋深度基础地理信息的表示。 因为 GPS 越来越多的用于无验潮测深，所以设计出一个从大地高换算到海图高的算法具有很大的用处。 2020 年有学者提出将参考椭球面作为海洋统一的无缝的垂直参考基准的思想。 因为 GPS 实测的大地高可以通过两步转换步骤，转到到海图高。 先 用基于大地水准面的几何修正法 从大地高到正高，再 用横 断面线性内插法 从正高到海图高。 这过程实现了椭球面到深度基准面的转换，实际上也就是建立了一个无缝的统一的垂直基准面。 5 深度基准面 的计算 海洋的水深不仅随 地理位置 变化，还因为受到潮汐的作用而随着时间变化。 为了使 不同地方所 测的水深 数据有一个可比性，需要确定一个基准面，使测深数据都从该面起算， 这个基准面 就 叫做深度基准面。 海洋 潮汐 潮汐要素 高潮跟低潮：在海面升降的一个潮周期中， 高潮是指海面上升到最高的时候 ，低潮是指 海面下降到最低 的时候。 平潮跟停潮：海面达到高潮的时候，海面暂时停止升降的现象叫做平潮；在低潮时 海面暂时停止升降的现象叫做停潮。 涨潮跟落潮： 海面 从低潮 慢慢地上升 到高潮 叫涨潮 ； 海面 从高潮 逐渐下降 到低潮 叫 落潮。 高高潮、低高潮、低低潮、高低潮：一天之中的两个高潮和两个低潮中，高的高潮叫高高潮，低的高潮叫做低高潮，低的低潮叫做低低潮，高的低潮叫做高低潮。 淮海工学院二 〇 一三届本科毕业 设计（论文） 第 14 页 共 31 页 潮差：相邻的高潮与低潮之 间的潮位高度差就叫 潮差。 图 51 潮汐要素示意图 潮汐观测 潮汐观测也叫 验潮， 验潮 的目的是 获得 当地的 潮位观测数据 ， 以便 计算 当地的潮汐调和常数、 有了潮汐调和常数，就能确定出 该地的多年平均海面，也可以计算理论深度基准面 ， 这些数据都可以提供给海洋 测绘 、军事 等部门使用。 常用的潮汐观测方法有： 水尺验潮： 水尺是指一根长度大约三到五米长的刻度尺，其最小刻度一般为厘米。 通常将其 固定在岩壁 上，验潮人员可以在一天中规定时间去读取水位数据，制成潮位观测表，以便使用。 井式 验潮仪 ：主要由 潮井、浮筒、记录装置 三个部分 组成。 其 工作原理 ： 记录转筒随着水面上浮筒的起伏而转动，使得记录针在 记录滚筒上 的记录纸 画线，达到自动记录潮位的目的。 压力式验潮仪： 压力式验潮仪从结构上来分 可以分为机械式和电子式。 机械式 验潮仪 主要 由 U 型管、水压钟、 记录装置等 部分 组成。 基本原理：通过 海面的升降产生的压力变化，反映出潮位的变化。 除了上述这些验潮方法，常用的还有电子水压验潮仪以及超声波潮汐计等等，每种验潮方法各有其优缺点，我们应该根据具体情况，选择合理的验潮方法。 实际海洋潮汐的潮汐高 实际海洋潮波是天体引潮力作用下的一种波动，由于陆地存在、海底地形起伏变化、海底摩擦及地球自转等影响，潮波变化十分复杂，某一潮位站的潮汐观测仅是对复杂潮波系统在这一点振动的采样。 虽然在单个验潮站实际观测的潮高变化与平衡潮理论给出的理论潮高有很时间 潮高 低高潮 高高潮 落 潮 涨 潮 周期 低低潮 高低潮 落潮时 涨潮时 淮海工学院二 〇 一三届本科毕业 设计（论文） 第 15 页 共 31 页 大 差别 ,各种频率成分 (分潮 )的贡献与这些频率成分之间的理论比值也不同，但实际海洋必然要在天文引潮力的源动力下作相同频率的振动，或海水系统对引潮力各分量做出频率成分相对应的响应。 因而可以将实际潮汐分成许多有规律的分振动，这些分离出来的具有一定周期、一定振幅的分振动就叫分潮。 表 51 8个主要分潮周期及其相对振幅 分潮符号 名称 周期 相对振幅 （取 M2=100） M2 S2 N2 K2 K1 O1 P1 Q1 太阴主要半日分潮 太阳主要半日分潮 太阴椭率主要半日分潮 太阴 太阳赤纬半日分潮 太阴 太阳赤纬 全日分潮 太阴主要全日分潮 太阳主要全日分潮 太阴椭率主要全日分潮 100 深度基准面的计算 平均海面 平均 均海面 也叫 海平面。 它是指一定观测期数内的海面高度平均值 ，由相应期间 内 潮位观测资料获得， 海平面高度是指从验潮站零点到海面的高度。 平均海平面 分为 月平均海面 、 日平均海面 以及 年平均海面。 每天、每月和每年的平均海面都是变化的。 通常 验潮站的水位观测值 的时间间隔为一个小时 ，因此，实际计算 海平面 时常用的方法是对 n 个 小时内的 观测值直接取平均 数。  ni。