海洋调查复习.docx

了解海洋调查简史 20世纪60年代前，海洋调查基本上都是以单船走航方式进行的。 特点：调查范围小、调查项目少、持续时间短，观测手段落后、调查海区集中。 主要成果：发现了海水主要成分相对含量恒定；性；绘制了世界大洋的海流轮廓；提出 了风生漂流理论。 多船调查时期（20世纪50-60年代中后期） 无人浮标站的全天候连续观测 浮标调查可实现恶劣天气下的全天候无人值守观测。 观测式：固定式、自由漂浮式、水下自动升降式等。 海洋遥感的大面积同步观测 航空遥感开始于20世纪50年代，后出现了 “航空海洋学”概念。 航空/航天遥感的优势与不足。 海洋调查对象的特点 基本稳定（岸线、海底地形等）、缓慢变化（湾流、黑潮等大洋水团X变化的（浅、近海的 区域性水团）、迅变的（锋面）、瞬变的（湍流）。 海洋调查的方法 观测方法：与观测要素有关。 随机方法：测站随机不固定，给出大尺度信息。 定点方法：测站固定，可给出各种尺度过程。 走航方法：按预设计划航线观测。 轨道扫描方法：航天遥感观测方式，数据可提供局部海区的良好天气式。 海洋调查的重要性 海洋调查是海洋科学发展的必由之路 科学海洋学时代，始于“挑战者”号环球海洋考察 “挑战者”号环球海洋考察及其发现，奠定了现代海洋南字、海洋化学与海洋地质学的基础。 风生漂流理论由冰山运动的启示发展而来 由冰漂移方向与风不一致，而产生Ekman理论及世界大洋理论模式-风生漂流理论。 每一种先进仪器问世，都将引起深刻的海洋学理论革命 声学浮标测流问世，向漂流理论提出了强有力的跳战。 遥感技术出现，给世界大洋环流的研究带来深刻革命。 CTD问世，发现了温、盐的阶梯状结构，双扩散理论应运而生。 船载水深测量有那几种测深手段？简述单波束回声测深仪器的测量原理。 回声测深仪（单波束测深、双频测深、多波束测深系统、高分辨率测深侧扫声纳）和钢丝绳 测深 利用声波在水中传播，至海底反射回来。 S=CXt/2 H=S+h C为声波传播的波速（平均为1500m/s） ,t为往返时间，h为船吃水深度，H为实际水深。 简述机载激光测深的基本原理。 激光测深的原理与双频回声测深原理相似，从飞机上向海面发射两种波段的激光，一种为红 光，波长为1064nm，另一种为绿光，波长为523nm。红光被海水反射，绿光则透射到海水 里，到达海底后被反射回来。这样，两束光被接收的时间差等于激光从海面到海底传播时间 的两倍，由此可算得海面到海底的深度。式中： 的两倍，由此可算得海面到海底的深度。 式中：G为光速；n为海水折射率； Z = -GATf^ 为所接收红外光与绿光的时间差。 简述海底地形测量中内、外业作业的基本流程。 （1） 测线布设（测线间隔和方向）：测量仪器设备及其载体的探测路线 （2） 测深精度：1-4级精度（依据探测海区的精度要求和海底覆盖率不同确定测深精度） （3） 水位改正（以消除潮汐因素的影响） （4） 测量数据的质量与管理（测量过程要检查、监督、标准化） （5） 海底地形成图 在水下地形测量中，水位可通过那几种方法进行计算。 单站水位改正法、线性内插法、水位分带法、时差法、参数法 液体温度计的测量原理 温度计感应部分为一充满液体的球部，与它相连的是一根一端封闭、粗细均匀的毛细管，温 度升高，毛细管中的液体就伸长，反之，温度降低，液体缩短。 压力与深度换算 进行海洋资料处理时，通常按下式将仪器测得的压力值换算为深度值： _ qP+zPE + qP' + GP4 AD z=一疝声一誓 P AD= | SdP = - 7工:P为比容偏差 式中P为压力（KPa），z为深度（m），重力加速度项为g，Q为纬度；D为位势偏差。 理解盐度的定义。 绝对盐度：海水样品的盐度（符号S）表示海水样品中所溶解的固体物质的总质量除以该样 品的质量。 Knudsen定义：1kg海水中，当碳酸盐全部变为氧化物，漠和碘全部被当量的氯置换、所有 有机物被氧化之后所含无机盐的克数。 1969年电导盐度定义：R15是在1个标准大气压下、温度15°C时，海水样品的电导率C（S， 15,0）与盐度为35%o的标准海水的电导率C（35，15，0）之比。 1978年实用盐标（psu） 海水样品的实用盐度（符号S）：是根据15°C、1标准大气压条件下，海水样品的电导率与 质量分数为32.4356X10-3的标准KCL溶液的电导率之比K15定义的。在此条件下，电导 率比K15等于1的海水样品，其实用盐度定义为35.000。其余实用盐度值根据K15通过下 式定义 CTD进行温、盐测量时的投放原则。 保证仪器安全，探头不能触碰船舷或床底。 探头下放速度一般控制在50-100cm/s,浅海或跃层下放速度可更慢。若船只摇晃剧烈，则下 放速度加快，避免深度递压现象。 若探头过热或海气温差较