第3章海洋水文要素观测.ppt

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1、第第3章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测赵建虎赵建虎第第3章章海洋海洋水文水文要素要素观测观测|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 31 11 1 海洋水温及其分布海洋水温及其分布海洋水温及其分布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

2、声学测量中，温度是计算声速的首要因素。第第3章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测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；n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。南纬南纬北纬北纬温温 度度（）温温 度度（）纬纬度度（）3020100-103020100-1060402004060203 31 12 2海水温度观测方法海水温度观测方法海水温度观测方法海水温度观测方法表层水温观测方法 n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。n用水桶提取海水，再用精密温度计测定水温。n卫星上通常利用红外辐射温度计测定海洋水温；n在海洋浮标上

3、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 32 21 1盐度的定义盐度的定义盐度的定义盐度的定义 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：第第3

4、章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测363534333236353433326040200406020盐度盐度盐度盐度纬度纬度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：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：在重新定义盐度的同时，提出了盐度与氯度新关系公式：1978年实用盐度标度：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

5、32.4356）测定方法：K15是在一个标准大气压下，15C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。3 32 22 2 盐度的测定方法盐度的测定方法盐度的测定方法盐度的测定方法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：式中S为盐度，t为温度（），n=n t-n 35：光的波长=546227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

6、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：综合多方面因素，电导率测定盐度法为主要测定方法。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。第第3章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测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。3 33 31 1海水密度的特点及其分布海水密度的特点及其分布海水密度的特点及其分布海水密度的特点及

7、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。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 33 32 2海水密度的测定海水密度的测定海水密度的测定海水密度的测定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0为盐度的函数。关系式：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。则实用海洋表层以下密度为：海水状态方程：公式适应范围：盐度042，温度2 40，压强

8、0 100 Mpa。密度单位kgm3，温度t单位为，压强P单位Mpa。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。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。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。第第3章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测水色：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

9、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 35 51 1 潮汐潮汐潮汐潮汐3511潮汐现象潮汐现象 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。潮汐 潮：海水白天的涨落现象。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。第第3章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测某地潮汐变化曲线 两个相邻高潮或两个相邻低潮之间的时间间隔两个相邻的高潮和低潮的水位高度差在海面升降的每一个周期中，海面上涨到不

10、能再升高时的潮汐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。3512 潮汐日不等现象与潮汐类型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：

11、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。以上现象产生的原因：月球赤纬的变化。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。ABN分点潮 日潮不等：一日内两次高潮或低潮潮高不等现象。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。ABN回归潮 2、潮汐类型 正规半日潮：一个太阴日（约24小时50分）内，有两次高潮和两次低潮，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。不正规半日潮：一个太阴日内，也有两次高潮和两次低潮，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

12、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。正规日潮：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。3513 风暴潮风暴潮风暴潮：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

13、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 35 52 2潮汐观测潮汐观测潮汐观测潮汐观测 定义：潮汐观测通常称为水位观测，又称验潮。目的：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、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。3521 传统的潮汐观测方法传统的潮汐观测方法 1水尺验潮水尺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

14、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。2.井式自记验潮仪验潮井主要结构：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

15、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。3522 现代潮汐观测方法现代潮汐观测方法 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

16、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：瞬时海面Ts是潮汐T和波浪w综合作用的结果。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。hr岸台部分船载GPSHkgHkMThk高 程 基 准面WGS84椭球面水尺海面HrMHrg参考站hruler0hro浮标球载GPShsr0GPS验潮原理图 如图基准站、流动站天线相位中心的正常高为：当基准站和流动站间距离不是很远（30Km以内）时，有：则潮位值为：为

17、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：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：则瞬时垂距为：经姿态补偿后，瞬时海面高程Ts为：（1）姿态补偿（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。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：为了更好地确定t，需要

18、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：n 动态基线解算精度分析。n计算纵摇和横摇角p、r。n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，n计算船体姿态对水位测量的影响量hka。n计算瞬时海面高程Ts。n将瞬时海面高程与水文站的潮位观测数据进行比较 n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 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 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 图3-17 中心GPS实测

19、潮位与通过验潮水尺观测所得潮位的比较图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 36 61 1 海洋中的各种波动海洋中的各种波动海洋中的各种波动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。长周期波1天12h5m30s1s0.1s重力重力波张力波风暴、地震涌碎浪细浪柯氏力半日潮日潮表面张力能量/时间相对波动周期的波动能量分布以及各种波动的周期 第第3章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测波级H1/3波高范围(m)H1/10波高范围(m)浪级000无浪1H1/3

20、0.1H1/100.1微浪20.1H1/30.50.1H1/100.5小浪30.5H1/31.250.5H1/101.5轻浪41.25H1/32.51.5H1/103.0中浪52.5H1/34.03.0H1/105.0大浪64.0H1/36.05.0H1/107.5巨浪76.0H1/39.07.5H1/1011.5狂浪89.0H1/314.011.5H1/1018.0狂浪9H1/314.0H1/1018.0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

21、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加以描述，如图：3 36 62 2 波形的传播与水质点的运动波形的传播与水质点的运动波形的传播与水质点的运动波形的传播与水质点的运动取右手直角坐标系，Z轴向上为正，将xy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为波动的振幅，为波面相对平均水面的铅直位移。波形的传播分别称为波数和频率。当水深为h时，有：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

22、水质点运动轨迹方程为：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 36 63 3 海底和海岸地形引起的波浪折射、反射、海底和海岸地形引起的波浪折射、反射、海底和海岸地形引起的波浪折射、反射、海底和海岸地形引起的波浪折射、反射、绕射和叠加绕射和叠加绕射和叠加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

23、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，产生辐聚现象辐聚现象辐聚现象辐聚现象。反之在凹处（例如河口处），波高降低，产生辐散现象辐散现象辐散现象辐散现象。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驻波驻波驻波，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，这种现象称为绕射绕射绕射绕射。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）：两列波合成后的波剖面方程为：另外，还有一种波叠加现象波群。设两列振幅相等，波长与周

24、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02a之间。3 37 71 1 海流海流海流海流海流按照它的成因可分为三类：l 梯度流l 风海流l 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。第第3章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测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(

25、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。梯度流梯度流风海流风海流 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

26、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 37 72 2 潮流潮流潮流潮流潮流：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23cms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

27、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。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

28、传统的测流方法，ADCP具有：l 测量速度快，可进行断面同步测量；l 能体现三维流速和流向的特性；l 能自动消除各种外界因素的影响，对数据资料进行评判；l 在测量中对流层无破坏作用；l 测量范围广、线性好；l 无需定期进行水槽率定特点 ADCP的工作方式主要有三种：l 船载式l 直读式 l 自容式 第第3章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测3 38 81 ADCP1 ADCP测流原理测流原理测流原理测流原理基本原理：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

29、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：为相对于测船的水体流速，即 其中 为船速，为流速。为声波脉冲在水中的传播速度。为声学多普勒频移；Fs为发射声波脉冲频率；c 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

30、，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测流计算通常用“流速-面积”法计算流量，计算公式为：是计算两岸间横断面上每一条垂线上的流量。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；为测船航迹上的单位法线矢量。为河流断面上某点处平均流速矢量；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

31、界如下：表层厚度：中间层厚度：底层厚度：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 38 82 ADCP2 ADCP误差控制误差控制误差控制误差控制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 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

32、高含沙量的河流，宜选用频率较低的ADCP系统。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；3 38 83 ADCP3 ADCP测验成果输出格式测验成果输出格式测验成果输出格式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格式名称内 容备 注剖 面 图各种测量参数的单线图包含流速大小、方向，流量等流速彩色图由四个换能器测得的相对地球的速度组成东/西、南/北、垂向三个方向及速度误差测船航线图ADCP的水平方向行进速度 参考系为河床或GPS时间序列图与时间相关的数据包含航向、流速、船速等文本文件所有深度层的深度、流速、流向及流量输出格式固定常用ADCP测验成果输出格式 ADCP流速彩色图 ADCP测船航迹图 第第3章海洋水文要素观测章海洋水文要素观测n与海洋声速相关的海洋水文要素有那些？简述其测量原理n潮汐的定义、类型？简述一种海洋潮汐测量的传统方法。n简述在航潮位测量的基本思想。n简述海洋波动的类型及其特点。n简述海流的类型及其特点。