1、本节提纲 水文要素观测的意义概念：意义： 分类：水文要素观测的分类海温特征: 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。海洋测量中，采用的很多设备是声学设备，而海水中声波的传播速度取决于温度、盐度和深度。 海水表层的水温取决于太阳辐射，因而，低纬度海区水温高，高纬度海区水温低，高低相差30。 水温一般随深度的增加而降低，在水深1000m处，水温为45；水深2000m处，水温为23；水深3000m处，水温为12。占大洋总面积70%的海水，温度在06之间；全球海洋的平均温度在3.8。 水温随深度的分布除了有较浅的季节性温跃层外，一般都存在主温跃层。若以10等温面作为主
2、温跃层特征值，经观测得知，它在赤道附近较浅，而在亚热带较深，在中纬度又较浅，到亚极地上升达海面。主温跃层以上为水温较高的暖水区，其下为水温低、垂直梯度很小的冷水区。海水温度观测沿132E温度剖面图 。海水温度观测22 N24 N26 N28 N30 N32 N34 N36 N38 N40 N120 E125 E130 E-4-12581114172023262932温度观测仪器: 测定海洋表层水温一般利用海水表面温度计及其他的测温仪器，其构造与普通水银温度计基本相同，不过装在特制的圆筒内，使得温度计提出水面时仍浸在水中，避免与外界空气接触而发生变化。另一种方法，即用水桶提取海水，再用精密温度计
3、测定水温。另外，在卫星或者船舶上通常利用红外辐射温度计测量海水表面水温，在海洋浮标上一般装有自记测温仪器，从这些仪器上直接测得海水表层水温。 海水温度观测海水温度观测温度观测仪器: 深层水温的测定，主要采用常规的深度温度计、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。可以直接从这些仪器上测得铅直断面上各个水层的海水温度。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。 海水温度观测海水温度图盐度定义: 1902年将海水的盐度首次定义为:在一千克海水中，所有碳酸盐转化为氧化物，而且有机物全部氧化后所
4、含有固体物质的克数，单位是克/千克，符号为S，也就是说盐度是以千分比来表示的，又称绝对盐度。绝对盐度的局限性和所依据的海水组成恒定性理论并不十分可靠，所以氯度滴定测定海水盐度的方法不准确，现场测量也不方便，不能满足现代海洋调查和测量的要求。 实用盐度标度“PSS78” 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。为保持盐度历史资料与实用盐度标度的连贯性，规定KCl溶液的浓度精确值为32.4356，规定该溶液在一个标准大气压下，15时的电导率C(32.4356，15，0)与同温同压下标准海水电导率C(35，15，0)相同。海水盐度观测海水盐度观测
5、式中，K15是在一个标准大气压下，15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2S42。 盐度的测定方法 密度定义: 海水密度是指单位体积海水含有的质量,海水密度的单位是kg/m3.符号为 。密度是海水温度、盐度和压力的函数,常表示为 ，用以表示在盐度S、温度t()和压力P(MPa)时的海水密度，又称现场密度。海水密度可用67位数据表示，如=1028.712kg/m3。 海水密度观测),(PtS海洋表层密度的测定可以通过Knudsen(1902)密度模型通过测定盐度S获得。 海洋表层以下的海水密度一般采用
6、数值计算的方法利用实测的盐度S、温度t()和压力P(MPa)求得。F.J.Millero等人于1980年提出海水密度计算方程。其中， 为一个标准大气压下的海水密度。 )0 ,(tS密度定义: 海水密度观测 上述各式中s表示盐度,密度单位为kg/m3,温度t单位为,压强P单位为Mpa。公式适用范围:盐度042,温度240,压强0100Mpa。 透明度定义:海水透明度、水色观测 透明度是表示海水能见程度的一个量度。即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。 水色定义: 水色是指海水的颜色。是由水质点及海水中的悬浮质点所散射的光线来决定的。 水色与透明度之间存在着必然的联系水色与透明
7、度之间存在着必然的联系,一般说来一般说来,水色高水色高,透明度大透明度大,水色水色低低,透明度小。透明度小。 透明度测量:海水透明度、水色观测 海水透明度是指用直径为30cm的白色圆盘，将其垂直沉人海水中，直至刚好看不见的深度，单位为m。这一深度，是白色透明度盘的反射、散射和透明度盘以上水柱的散射光与周围海水的散射光平衡时的状况，所以称为相对透明度。 新定义：光线在水中传播一定距离后，其光能强度与原来光强之比。 透明度仪测量，利用原理： 其中c是衰减系数，z是光传播的距离。水色测量: 遥感方法。 水色是1/2透明度处海水所呈现的颜色,通常用罗马数字表示,数值大则水色高,反之则水色低。 czeT
8、海洋波动定义：海洋波动类型及其影响 海洋中的波动是海水的重要运动形式之一，从海面到海洋内部处处都可能出现波动。波动的基本特点是，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。由于流体的连续运动，必然带动其邻近质点，导致其运动状态在空间的传播，因此，海洋中的波动是时间与空间的函数。 各波动的周期可从零点几秒到数十小时以上，波高从几毫米到几十米，波长可以从几毫米到几十千米。 海洋波动分类：海洋波动类型及其影响 海洋波动如按相对水深(水深与波长之比)分为深水波(短波)和浅水波(长波)；按波形的传播分为行波与驻波；按波动发生的位置分为表面波、内波和边缘波；按成因分为风浪、涌浪、地震波、
9、潮波等。风浪按风力大小产生的涟波，其恢复力为表面张力又称表面张力波。风力较大水分子移动的位置较大，其恢复力为重力又称重力波。按振动特性分自由波和强制波。按波动周期T分为表面张力波（ ），超重力波（ ），重力波（ ），低重力波（ ），长周期波 （ ），潮波（ ），超潮波（ ）。sT1 . 0sTs11 . 0sTs301min530TshT12min5hTh2412hT24 海洋内波是在密度(稳定)层结海洋中或密度不连续的分界面出现的一种波动。在分层的交界面上，若是碰到外力，如大气压力变化、引潮力、地震、船舶经过造成的扰动等等，就会形成波动。內波的振幅卻可深达一百五十米，波长可达数万米。 海浪监
10、测：海洋波动类型及其影响海面上最为常见的波动是风浪和涌浪，合称为海浪。 风浪亦称风成波。在风力的直接作用下，海面或湖泊产生的波动，属强制波。波浪级别的划分主要根据观测所得的平均周期T，在100个波浪中测15个完整且较大的波浪，取其中10个较大的波高的平均值，作为1/10部分大波波高H1/10值；采用同样的原理，可以得到H1/3的波级。 涌浪则指的是海面上由其他海区传来的或者当地风力迅速减小、平息，或者风向改变后海面上遗留下来的波动。在海洋中风浪和涌浪会单独存在，也往往同时存在，其传播方向也往往不同。海浪监测：海洋波动类型及其影响波参数 精度范围/分辨率有效波高+/-10% or +/-0.5m
11、0.5 - 20 m / 0.1 m波峰峰向 +/- 5 0 - 360/ 1 波峰周期+/-5%3.5 - 40 s / 0.1 s波峰波长+/- 10 % 15 - 600 m / 1mWAVEX WAMOS II 海流定义:海流观测 海流亦称洋流，海洋中海水以相对稳定的速度，沿一定的方向做大规模的非周期性运动。其流动方向有水平方向，也有垂直方向。环绕大洋或者海区作循环的流称为海洋环流。海流的强弱用流速表示，单位为cm/s或kn；流向指海流流去的方向，以角度表示。流向与风向的表示恰恰相反。一般表层的流速为几个cm/s到300cm/s，深层流速则在10cm/s。海流分类:按照流经海洋温度的差
12、异，可分为寒流和暖流。按照与海岸的关系，可分为沿岸流、离岸流和向岸流。按照海流的成因，又分为风海流、密度流、倾斜流和补偿流。按照海流的运动特征，可分为潮汐和潮流。 海流测量:海流观测 ADCP (Acoustic Doppler Current Profiler，声学多普勒流速剖面仪)根据多普勒原理，利用矢量合成法，测量水流的垂直剖面分布。 ADCP向水体发射声波脉冲，利用背向散射声波脉冲的多普勒频移可以连续地测量各层水体的三维流速。ADCP向水体中发射的声波脉冲碰到水体中悬浮的、随水体运动的微粒后，产生反射，其中的部分信号被反射到ADCP，ADCP发射的声波脉冲和接收的被反射的声波脉冲频率会有一定的差异(称为多普勒频移)，该频率变化完全取决于反射体的速度，即水流速度，ADCP可根据该多普勒频移计算出相对于ADCP的流速大小。 621多普勒测速应用多普勒测速应用2cosT f Vfc12cosTcVff海流观测6222cos()sin() TffVuc解决摇摆和垂向运动干扰的策略解决摇摆和垂向运动干扰的策略双波束系统双波束系统四波束系统四波束系统六波束系统六波束系统海流观测
