无验潮测深深度基准面的确定方法本科.doc

1、本 科 毕 业 设 计 (论 文)无验潮测深深度基准面的确定方法The Way to Confirm Depth Datum of No Tide Sounding学 院： 专业班级： 学生姓名： 学 号： 指导教师： 2013年6月淮海工学院本科生毕业设计（论文）诚信承诺书1.本人郑重地承诺所呈交的毕业设计（论文），是在指导教师的指导下严格按照学校和学院有关规定完成的。2.本人在毕业设计（论文）中引用他人的观点和参考资料均加以注释和说明。3.本人承诺在毕业设计（论文）选题和研究过程中没有抄袭他人研究成果和伪造相关数据等行为。4.在毕业设计（论文）中对侵犯任何方面知识产权的行为，由本人承担相应

2、的法律责任。 毕业设计（论文）作者签名： 年 月 日毕业设计（论文）中文摘要无验潮测深深度基准面的确定方法摘 要：海洋测量中深度基准面是图载水深的起算面，深度基准面的确定是海洋测深的基础工作。目前，随着GPS与海洋测深技术的不断发展，GPS与数字测深仪相结合的无验潮测深技术已广泛应用于海洋测量中。本文论述GPS无验潮测深技术的基本原理及常用方法；考虑到无验潮测深区域与长期验潮站的高程异常差距，分两种情况论述了无验潮测深深度基准面的确定方法：当测深在长期站附近时，直接求取该验潮站的深度基准面大地高并采用；当测深离长期站较远时，测深区域附近布设短期验潮站，两站利用CORS进行同步水位观测，确定短期

3、站深度基准面值，测深区域则采用该深度基准面。给出了无验潮测深情况下，从GPS实测的大地高转换到以深度基准面为基准的图载水深的计算方法。关键词：无验潮测深；深度基准面；深度基准面传递；图载水深计算毕业设计（论文）外文摘要The way to confirm depth datum of no tide soundingAbstract: The depth of the water is calculated form the depth datum in marine surveying, determining the depth datum is the basic work in mar

4、ine sounding. With the development of GPS, it can measure a high precision 3d coordinate in real time, the accuracy of the coordinate can achieve centimeter level, which can meet the requirements of marine sounding. With the development of sounding technology, no tide sounding has been widely used i

5、n marine sounding. In this paper, we will discuss the basic principle of no tide sounding; analysis the commonly used method to calculate depth datum; we first calculate the depth datum in the tide station for a long time and pass it to temporary tide station, so we can have a unity depth datum, and

6、 we should research the relationship between vertical benchmark. Under no tide sounding ,we must design an algorithm with which we can transform ellipsoid height to chart height. Keywords: No tide sounding; Depth datum; Depth datum conversion; Calculation of chart height目 录1绪论11.1 课题研究意义11.2 国内外研究现状

7、及发展趋势11.3 本课题研究的内容22水深测量原理以及误差分析22.1 海洋水深测量22.2 误差分析33GPS无验潮测深技术53.1GPS在海洋测绘中的应用53.2GPS无验潮测深原理及常用方法74深度基准面104.1深度基准面简介104.2深度基准面发展114.3深度基准面概况124.4海洋无缝垂直基准的构建125深度基准面的计算135.1海洋潮汐135.2深度基准面的计算156无验潮测深深度基准面的确定以及误差分析186.1 测深区域离长期验潮站较近时深度基准面的确定186.2 测深区域离长期验潮站较远时深度基准面的确定206.3 深度基准面确定的误差分析257GPS无验潮测深图载水深

8、的计算258 算例分析26结 论29致 谢30参 考 文 献31淮海工学院二一三届本科毕业设计（论文） 第 31 页 共 31页1 绪论1.1 课题研究意义海洋水深测量是绘制海图最基本的工作。近年来随着GPS卫星定位技术的不断发展，由GPS定位系统跟数字测深仪结合的无验潮测深方法已在海洋测绘工作中取得广泛的应用。无验潮测深不需要设立水尺进行水位观测，节约成本，能够消除由于人工水位观测带来的误差；并且无验潮作业模式不受白天黑夜的影响，每天随时都可以进行测深作业，提高测深作业效率；同时它还能得到一个即时水位，有效消除波浪等因素对船体造成的摇摆引起的测深结果误差。是一种比较好的海洋水深测量方法。我们

9、通常所认知的海底深度都认为是从海面到海底的垂直距离，然而船体所在瞬时海面受到风浪、潮汐等各种因素的影响，海面会处于上下波动状态，那么我们在不同时间，不同地点测的到的水深数据就没有可比性，因此，我们就要构建一个统一的基起算面，最后的测深数据都要换算到这个基准面上，这样才以便于测深数据的处理与分析，这就是我们所说的深度基准面。由于我国沿岸长期验潮站数量的有限性，每个验潮站潮位观测的方法可能不相同，以及计算深度基准面所采用的方法也不尽相同，因此，每个验潮站的深度基准面可能略有差异。并且，无验潮测深区域可能离已有长期验潮站比较远，测深区域的基准面可能与长期验潮站计算出的深度基准面不再同一等位面上，假如

10、直接采用长期验潮站的深度基准面作为无验潮测深的深度基准面，可能对测深数据的处理分析有一定的影响。鉴于此，海洋无验潮水深测量作业时，所采用的深度基准面是至关重要的，确定出一个可靠稳定的深度基准面对无验潮测深数据的处理分析有着不可估量的作用。1.2 国内外研究现状及发展趋势我国通常根据验潮站多年的潮位观测，算出多年平均海水面并且推算出深度基准面的位置。一九五六年以后，我国统一将长期验潮站的出现的理论最低潮面作为我国的海图深度基准面。无验潮测深时我国通常选择在测深区域附近沿岸建立一个短期验潮站，再对其进行水位观测，得出一段时期内潮位观测资料，由于时间条件受限制，短期验潮站的潮位观测资料还不足以用来计

11、算一个稳定可靠的深度基准面。我们需要利用长期验潮站已有的稳定可靠的深度基准面资料，传递推估出所建立的短期验潮站的深度基准面位置，将其作为无验潮测深作业时应该采取的基准面。国外一些国家所采用的深度基准面也不尽相同，比如，日本采取的基准是东京灵岸岛验潮站多年观测水位的平均值；美国采取的基准是波特兰验潮站多年观测水位的平均值；澳大利亚的大多数国家，比如挪威、德国等国家采用的海洋测量深度基准面是最低天文潮面。由于我国各个验潮站进行潮汐观测时所采用的观测手段不一致，导致各个验潮站算出的基准面可能有差异，这就会导致我们每个地方的海洋测深数据不能共享。假设我们能够确定出一个海洋测绘中统一的垂直基准，对我们所

12、测的资料成果共享甚至是海洋跟大陆的一些测量成果的拼接都有很大的意义。至今也有学者提出将海平面作为垂直基准。海道测量实践表明，不管是长期验潮站平均海平面的直接计算还是短期站平均海平面的传递都可达到较高精度。因此我们若把当地的平均海平面作为垂直基准，就可以获得用该基准起算的平均水深。当然，也有学者认为WGS参考椭球面也可以作为统一的垂直基准，可以将测的大地高转换为海图高。实际上也就建立了一个局域无缝的垂直基准面。1.3 本课题研究的内容本文前面主要介绍海洋水深测量的基本原理，以及GPS与数字测深仪相结合的无验潮测深的基本原理及作业流程。阐述深度基准面的定义以及理论深度基准面的算法。后面论述两大种确

13、定无验潮测深深度基准面的方法，并进行分析比较，给出无验潮测深图载水深的计算方法，并且举例说明确定深度基准面的方法，最后得出结论。2 水深测量原理以及误差分析2.1 海洋水深测量海洋水深测量是海洋测量中的基础工作，是海底地形测量最基本的要素。从过去到现在，海洋测深也经历了很多个发展阶段，从最早的测绳重锤测量到现今的多波束测深系统，甚至以后还会发展成利用遥感技术进行水深测量。2.1.1 常用的测深方法随着人们对海洋测深技术的不断研究发展，海洋测深技术越来越变得高效率、高精度，从以前的测深绳、测深杆等点测深发展到现在的激光测深，遥感测深等面测深。由单波束测深发展成为多波束测深，大大的提高了测深效率。

14、由于单波束测深系统只能测得某一点的深度，不利于提高作业效率，因此，由单波束测深系统发展而来的多波束测深系统更加得到广泛的应用。多波束测深系统能同时测得与航线垂直面内的几百个点的深度，相比单波束而言，具有测深范围更加广、更加稳定、更加自动化、数据处理更快等优点。海面海底单波束测深多波束测深图2-1 单波束测深与多波束测深2.1.2 水深测量原理在海洋水深测量中，我们通常采用回声测深仪进行水深测量，回声测深仪是由安装在船底的换能器、发射装置、接收装置、显示屏等部分组成。换能器垂直向下发射声波，传到海底再反射回来接收，从而算出船到水底的深度。船底换能器海底脉冲信号图2-2 回声测深原理图如图2-2所

15、示，换能器安装在测量船底下，竖直地向海底发射一个脉冲信号，到达海底后反射回来，接收机装置接收反射回来的信号。假设脉冲信号从发射到接收总共经历的时间为T，脉冲信号在水中的传播速度为C，换能器的吃水深度为D，则海面到海底的深度H可表示为：H=CT+D (2-1)由于海洋测量中，描述海底深度都要从深度基准面算起，因此，我们要将实测到的水深减去深度基准面以上的距离d。那么我们就可以得出对于深度基准面的海图高Z的计算公式：Z=CT+D-d (2-2)2.2 误差分析2.2.1 波浪引起的水深测量误差测深船在海上进行作业时，有很大的概率会遇到波浪，在海面上的分布也比较广，波浪很容易使得船体姿态发生一些变化

16、，比如使船体产生上下左右的摇晃，还能使得船体不断的升沉，那么这些很显然都会对我们的测深作业产生一定的影响。我们就得对船体各种姿态的变化进行分析，以便于减弱波浪对海洋测深的影响。照理论，船体下面的发射机换能器应该是垂直的向海地发射脉冲信号，但是由于波浪对船体姿态造成的影响，发射出去的脉冲信号就不会真正的垂直于海底，而是发射到了测深点的左右两边或者前后两处，会发生一定的偏差，这就导致我们测深结果有一定的误差。如图2-3所示，当波浪使得船体发生横向的摇摆时，摆动角度为，则实际的测深为PA1，而理论上的深度应该为PA，因此，波浪对船体造成的横摇会对测深结果有一定影响。X垂直于测深线的海底换能器底部图2

17、-3 船体横摇产生的测深误差同理，如图2-4所示，波浪对船体造成纵摇时，产生偏角度，使得理论的水深PB与实测水深PB1有一定误差。Y平行于测深线的海底船底换能器PBB1图2-4 船体纵摇产生的测深误差2.2.2 船速引起的水深测量误差在海洋水深测量中，船速是一个很重要的因素。如果船速过慢，那么我们水深测量的效率就会变低，然而，如果船速过快，那么我们水深测量的结果精度就不够高。因此，测深作业时，要选择合理的开船速度。2.2.3 水位观测引起的误差由瞬时海面实测的水深换算到以深度基准面为基准的海图高需要进行水位观测，也就是我们所说的验潮。常规人工验潮很难捕捉到准确的瞬时的潮高，潮位观测时人为因素等

18、会造成水位改正误差。对最终水深数据造成一定的影响。因此，可以看出常规验潮水深测量精度还是不够稳定的。3 GPS无验潮测深技术3.1 GPS在海洋测绘中的应用3.1.1 GPS应用于海洋测绘一切与海洋有关的活动，比如说海洋工程的建设，海洋环境的研究等都离不开海洋测绘单位提供的各种数据以及图文。所以，我们进行的海洋测绘工作是相当基础而又甚是重要的。海洋测绘经过了近十年的不断发展，海洋测绘采用了各种高新技术，比如GPS，遥感等，使得我国海洋测绘水平有了很大的提高。由于GPS有很良好的技术特性，测量精度高，测量速度快，将其应用到海洋测量，能够很大程度上提高海道测绘的效率。全球定位系统简称为GPS。GP

19、S导航系统是基于全球24颗卫星进行工作的，它能够随时随地的向全国拥有GPS接收机的用户提供他们所在的地理位置信息。它由三部分构成，如图3-1所示，一是由主控站、监测站、注入站组成的地面支持系统；二是由24颗GPS卫星组成的空间部分；三是GPS用户设备部分。卫星发射信号跟GPS接收机接收到这个信号之间有一段时间差，GPS接收机通过计算这算时间差，求得卫星跟GPS接收机之间的距离，利用卫星瞬时的位置确定出地面点的位置，这一特点能广泛应用于海洋测绘，比如用于海洋大地测量，海洋资源开发等等。GPS是现代全新的定位方法，由于其定位精度较高，尤其是RTK定位精度可达厘米级。已经取代了很多传统的测绘仪器。1

20、980年以后，GPS定位技术不仅仅在陆地测量中使用的比较多，也逐渐的应用到海洋测绘中，空间GPS卫星GPS用户设备部分监测站主控站注入站地面支持系统图3-1 GPS定位系统组成部分3.1.2 GPS海洋定位常用差分系统GPS常用的定位系统有信标差分定位、CORS、RTK等。信标差分系统：近年来，沿海地区信标机的设立为海洋测绘提供了基础，它为海上船舶的运输安全，以及一些海洋建设工程，海洋水深测量提供了技术上的支持。每一台信标机都在不断的发送差分数据，这样，用户一旦拥有了GPS跟信标二合一接收机，就可以得到相对精度的定位结果。CORS：基准站通过网络模式发送差分数据，用户接收差分数据的同时，也接收

21、GPS卫星信号，就能进行实时的定位。CORS网络覆盖的范围大，因此，用户可以在大范围内进行作业。RTK：RTK也分网络模式跟电台模式，网络模式由服务商帮用户登录服务器，直接架设基准站，通过网络将差分数据发送给移动站，用户直接获取精度较高的三维坐标；电台模式需要在基准站架一个电台，发送差分数据，继而移动站经过系统内部数据处理得出定位结果。现在RTK在海洋测绘上已经得到广泛应用，图3-2表示了GPS技术跟数字测深仪结合的无验潮测深技术。换能器GPS天线前拉绳后拉绳水面图3-2 GPS用于无验潮测深3.1.3 GPS应用在海洋测绘中的优势全球全天候实时定位：由于GPS的24颗卫星分布相对均匀，这就使

22、得无论用户在哪个地方，接收机都能至少接收到4颗卫星的信号，且海洋上视野开阔，能观测到更多的卫星，能更快的给出定位结果。定位精度高：假设在离长期验潮站不远的地方测深作业，采用RTK模式，测深精度可达12厘米，足以满足海洋测深的精度要求。观测时间短：移动站作业时在具有一定条件时，可以设置成两秒测一次，大大减少了工作的时间。海洋视野开阔：GPS作业时要求周围视野相对开阔，这样就很快的能够进入固定解。恰好海洋上视野相当开阔，为GPS的无验潮测深作业提供了一个良好的作业环境。操作方便：现在GPS产品变得越来越自动化，测深工作者只需稍加学习便可熟练掌握。 基准统一：GPS测量可获取测点平面坐标数据以及高程

23、数据。另外，其定位结果是在全球唯一的WGS-84坐标系统中解算的，因此全球不同地点的测量成果是相互关联的。3.2 GPS无验潮测深原理及常用方法目前，传统海洋水深测量中，我们都是通过人工验潮的方式确定图载水深，然而，水位改正又恰恰是影响水深测量精度最重要的因素，因此，传统人工验潮测深方法误差可能相对较大。近年来，随着人们对GPS技术的不断研究跟发展，GPS技术已经广泛应用于海洋测绘中各个领域，尤其是近年实时动态载波相位差分技术（RTK）的发展，为我们的海洋水深测量提供了一个更有效的途径。RTK技术能够精确的测定观测站的三维坐标，精度可达厘米级，已经满足了海洋水深测量的精度要求。除此之外，还可以

24、用覆盖范围较广的CORS系统来进行无验潮水深测量，近年来，我国沿岸也设立了不少信标机，作业时，通过接收差分改正信号也可实现无验潮水深测量。因此，由GPS定位系统跟数字测深仪相结合的无验潮测深技术已经在海洋水深测量中获得广泛的应用。3.2.1 GPS-RTK无验潮测深原理如图3-3，用户首先将一台GPS接收机安置在沿岸长期验潮站控制点上，假如用电台模式的话，还需在基准站架设电台用于传播差分数据，对已知控制点进行观测，并且与其已知数据进行对比分析，将误差数据通过电台发送给在海洋上测深的移动站GPS接收机，测深的GPS接收机通过内部数据处理分析，能够得出一个相对精度的三维坐标，其中就有包含有高程，再

25、通过数学关系求出实测的大地高转换到深度基准面以下的图载水深。假如需要采用网络模式，用户测深人员首先需要请服务商帮他们的两台GPS接收机都登上网络，那么用户只需在沿岸长期站控制点上假设接收机而不需要架设电台，差分数据都是通过网络发送给海洋上的测深船上的GPS接收机。岸上基准站连续地观测GPS卫星，流动站的GPS接收机安置在数字测深仪换能器的上端，要求在同一垂线上。基准站通过数据链将观测到的相位观测值、已知数据等实时地传输给流动站，测深仪上面的流动站在接收基准站传输过来数据的同时，自己也不断的观测GPS信号，在系统内通过处理差分值以及观测数据，最终解算出测深点的三维坐标。当岸上基准站与海上流动站距

26、离小于20 公里时，将岸边的高程异常与海洋上测深点的高程视为一致。即： (3-1)WGS84椭球面高程基准面海面岸边基准站换能器测深点海底图3-3 RTK无验潮测深示意图我们在长期验潮站确定出深度基准面的大地高，深度基准面大地高具体算法在之后章节给出。当测深点与长期验潮站在20 公里范围之内时，我们无验潮测深就采用该基准面。那么，测深点的图载水深计算就可以用图3-4的位置关系求出。 WGS84椭球面瞬时海面换能器GPS天线测区深度基准面海底HdD图3-4 无验潮计算水深图中，H为GPS接收机测出的大地高；d为测深仪实测出的换能器到海底的距离；为测深仪换能器到GPS接收机天线的垂直距离；为WGS

27、-84椭球面到海底的距离；为深度基准面到WGS-84椭球面的距离；那么海底某点的海图高D： (3-2)上式中未涉及到水位数据，也就是说不需要进行人工验潮来确定图载水深，也即我们所说的无验潮测深。这种测深方法消除了传统测深中人工验潮所带来的误差，是一种理想的海洋测深方法。3.2.2 CORS用于无验潮测深考虑到RTK差分信号改正受到距离的限制，假设海面测深区域与长期验潮站的距离大于30公里时，RTK可能不能正常工作，对测深结果造成一定影响。随着近年来我国越来越多CORS站建立，为海洋测深提供了技术支持，海洋测绘中利用CORS进行无验潮测深能够扩大作业范围，这种作业模式解除了RTK无验潮测深受到距

28、离限制的困扰，对无验潮测深作业工作效率的提高有很大帮助。我们求出附近长期验潮站的高程异常以及深度基准面大地高，通过内插法能够求出测深点的高程异常，有了高程异常值以及深度基准面的大地高，通过计算机技术，不难确定出实时图载水深。3.2.3 信标差分用于无验潮测深GPS卫星国家已经在我国沿海区域设立了多个信标台站，这样我们就可以考虑用信标差分技术进行无验潮测深。将一台GPS接收机架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

29、受到了广泛的应用。GPS信标二合一天线信标发射台差分数据沿岸信标站台无验潮测深点GPS天线图3-5 信标差分无验潮测深示意图3.2.4 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

30、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4.1 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

31、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

32、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4-1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。多年平均海面深度基准面L图载水深D海岸图4-1 深度基准面示意图4.2 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

33、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0.43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

34、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。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

35、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。4.3 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

36、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。4.4 海洋无缝垂直基准的构建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PORTGQ图4-2 各面之间位置关系示意图我国现有的垂直基准有WGS84参考椭球、大地水准面、海图

37、基准面等。图4-2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;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

38、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。2003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

39、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。5.1 海洋潮汐5.1.1 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。潮差：相邻的高潮与低潮之间的潮位高度差就叫潮差。时间潮高低高潮高高潮落潮涨潮周期低低

40、潮高低潮落潮时涨潮时图5-1 潮汐要素示意图5.1.2 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

41、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。5.1.3 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大差别

42、,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5-1 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）M2S2N2K2K1O1P1Q1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12.42112.00012.65811.96723.93425.8192

43、4.06626.86810046.519.112.754.441.519.37.95.2 深度基准面的计算5.2.1 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。 (5-1)上式中h为水位观测值，n为观测个数，当已知多个短期平均海面时，也可以由短期平均海面计算长期平均海面值，例如用月平均海面计算年长期平

44、均海面，年平均海面计算多年平均海面。即在平均海面的基础上计算月平均海面、而由月平均值求年均值及多个年均值求多年平均值。这些平均海面分别称为日、月、年和多年平均海面。事实上，平均海面作为潮汐振动的起算面，本身可以看作零频分潮，这样计算的平均海平面的意义是潮汐振动的平衡面。利用长时间的潮汐观测数据，采用算术平均可以很好的消除非潮汐因素的影响，获得较高精度的海平面高度。5.2.2 深度基准面的计算深度基准面的计算主要是确定出多年平均海面之下L的值。现今每个国家计算深度基准面都采用不同的方法。有些国家计算略最低低潮面; 有的计算平均低潮面; 也有的采用平均低低潮面; 也有国家用平均大潮低潮面; 我国现

45、今采用的是理论深度基准面。理论深度基准面的计算方法是由弗拉基米尔斯基提出的。基本计算原理是计算由M、S、N、K、K、O、P、Q几个分潮叠加的值相对于长期平均海面可能出现的最低水位，并附加考虑浅海分潮M、M和M及长周期分潮Sa和的一些影响。当时，用M2, S2, N2, K2, K1, O1, P1, Q1 8个分潮的调和常数计算理论最高跟最低潮位，从平均海面起算的潮位： (5-2)式中 (5-3)得 (5-4)将式(5-4)代入(5-2)，得 (5-5)将M2与O1,S2与P1,N2与Q1进行合并，例 (5-6)则式(5-5)变为 (5-7)式中 (5-8)对式(5-8)取,用来计算最高潮位H，取，用来计算最低潮位L。 (5-9) (5-10)取代入式(5-9)，(5-10)进行计算，从中取最大的H作为理论最高潮位，取绝对值最大的L作为理论最低潮位。采用计算出来的理论最低潮