海水波长观测
8.海浪
2）风浪的成长与风力、风区和 风时的关系 风区：指风向和风速近似一致的 风所吹刮的距离。 风时：是指近似一致的风向和风 速连续作用于风区的时间。 风力越大，风区越长，风时越久 ，风浪就越发展。但风浪的发展 不是无限制的，当波陡接近1/7时 ，波浪开始破碎，波高停止发展。 这种状态的风浪称为充分成长的风 浪。在风速一定时，风浪充分成长 不同风速时形成充分成长的风 需要一定的临界风时和风区。三者 浪所需要的最小风区和风时 的关系见右上图。 由图可见，风速越大，风浪充分成长所需要的最小风时和最小风区也 越大。例如当风速为20kn时，最小风区75n mile,最小风时为10h; 当 风速为30kn时，最小风区和最小风时分别增加到280n mile和23h。
3）风暴潮（Storm Surge）
――由强烈的大气扰动（强台风、强锋面气旋、寒潮大风等）引起的 海面异常上升现象。 主要原因：海面气压分布不均匀――气压每下降1hPa，海面约升高1cm； 大风――风暴向岸边移动时，受强风牵引海水涌向岸边，海 面升高，升高幅度与风速的平方成正比。 我国风暴潮多发区： 莱州湾、渤海湾、长江口至闽江口、汕头至珠江口、雷州湾和海南 岛东北角，其中莱州湾、汕头至珠江口是严重多发区。
§8.4 有效波高和合成波高 21
3、合成波高 ――风浪波高与涌浪波高的合成， HE＝（Hw2+Hs2）1/2 公式中：Hw――平均显著风浪波高； Hs――平均显著涌浪波高。 波浪分析图上的波高为合成波高。 二、有效波高与其它统计波高的关系 设有效波高H1/3＝1m，则 平均H＝0.63m H1/10＝1.27m H1/100＝1.61m H1/1000＝1.94m
§8.5船舶海洋水文气象观测与编报
29
N， 0°
4m/s
光谱仪200-1000nm 海洋光学
光谱仪200-1000nm 海洋光学
海洋光学是研究海洋中的光传播和相互作用的一门学科。
光在海洋中的传播和相互作用过程受到多种因素的影响，如水质、溶解有机物、悬浮颗粒物、藻类浮游生物等。
光谱仪是用于测量光谱的仪器，在海洋光学中被广泛应用于测量海水的光学特性。
光谱仪的工作原理是通过将光分散成不同波长的光束，然后测量每个波长的光强，从而得到光谱。
在海洋光学中，光谱仪可以用于测量海水的吸收谱、散射谱和辐射谱等。
通过对这些光学特性的测量，可以了解海水中各种成分对光的吸收和散射的影响，从而推断海水的光学特性和水质状况。
光谱仪的波长范围通常根据具体的研究需求而定。
200-1000nm的波长范围适用于许多海洋光学研究，因为该范围内包含了可见光和近红外光的波长，可以覆盖海水中大部分重要的吸收和散射特性。
同时，该波长范围内的光谱仪具有较高的分辨率和精度，可以提供准确的光学特性测量结果。
总之，光谱仪在海洋光学研究中起着重要的作用，通过测量和分析海水的光学特性，可以揭示海洋生物和海洋环境之间的相互作用关系，对海洋生态系统的研究和保护具有重要意义。
海浪观测
7 8
将观测到的周期代入公式
(P130) 中，得
深水波的波长和波速 (或查“海洋水文 常用表”)。
若水深d＜/2时，则计算的波长、波速
必须进行浅水订正（公式 见P130）。
测波仪测波
光学式测波仪 加速度测波仪 水压式测波仪
声学式测波仪
通过测波仪观测其跳动幅度，测定波高和周期
测波仪
加速度测波仪
当浮标随波面做升沉运动时， 安装在浮标内的垂直加速度 计输出一反映波面升沉加速 度变化的电压信号。对该信 号做二次积分处理后，即可 得到与波面升沉高度变化成 比例变化的电压信号
测波仪
水压式测波仪
直接采用高精度高灵敏度压力传 感器，当仪器固定于水下某一点， 由压力传感器测得压力，海水密 度已知，这样即可求的压力传感 器以上水柱的高度的变化，即可 反映水表面变化，从而推得波浪 波高、周期，同时进行波流的测 量， 进而获得波向信息 仪器采样周期 0.25 ， 0.5 ， 1 ， 2 或 4s ，可获得大量波浪资料，并可 计算波浪谱
目测海浪
部分大波波高及周期观测
根据观测所得平均周期，计算100个波浪所需要的时 段，然后，在时段内，目测15个显著波(在观测的波 系中，较大的、发展完好的波浪)的波高及周期。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，查波级表(表7-3)得波级。从15个波高记录 中选取一个最大值作为最大波高Hm。填入表中
波面随时间变化曲线
从连续记录中量出波高，取所有波高的平均值称为平均波高 将海上固定点连续观测到的一系列波高或周期按大小次序排列并 加以统计整理，它们遵从一定的分布规律。总个数的 1/p个大波 波高的平均值称为1/p 部分大波的平均波高，简称1/p 部分大波波 高，记为H1/p。常用的为1/10和1/3部分大波波高（有效波高）
第五章 海浪
第五章海浪§5— 1 海浪的类型一.海浪要素 海浪．．是发生在海洋中的一 种波动现象,又称波浪 海浪要素：周期： T= λ/c 频率．．f=1/T 波陡δ：δ=波高/波长深水中δ≯1/7，波峰线：通过波峰且垂直于波浪传播方向 波向线：垂直于波峰线平均波高：如有一段连续波高记录分别为1H 、2H …n H ，则此段时间的平均波高等于：()n12n i i=111H H H H H n n =+++=∑L 部分大波波高(p H )在某一次观测或一列波高系列中，按大小将所有波高排列起来，并就最高的P 个波的波高计算平均值，称为该P 部分大波的波高。
例如共观测1000个波，最高的前10个、100个和333个波的平均值，分别以符号1100H 、110H 和13H 表示。
部分大波平均波高反映出海浪的显著部分或特别显著部分的状态。
习惯上将13H称为有效波高（或称有义波高）。
最大波高maxH：指某次观测中，实际出现的最大的一个波高。
各种波高间的换算111100103H H H2.663, 2.032,1.598H H H===111100100101111033H H H1.311,1.666,1.272H H H===二.海浪运动机理深水：水质点以近似于圆形的轨道作圆周运动运动半径：随着水深的增加而减小h=λ/2时;r↓→4% r0（r0=a）浅水：（h＜λ/20）运动波及海底。
三.海浪的分类1.按海水深度分深度深: 表面波（深水波）：h↑→r↓深度浅: 长波（浅水波h＜λ/20）运动波及海底。
2.按周期分3.按生成原因分：．．．．．．．风浪、潮波、海啸4.按受力情况分：自由波：涌浪受迫波：潮波5.按波形前进与否分：进行波；驻波。
6.按边界条件分①微小振幅波H/λ很小，H可忽略所有运动方程式都是线性的。
②有限振幅波：H不可忽略a.斯托克斯波有“质量运移”b.孤立波H/λ＜1/10; 运动集中在波峰附近c.摆线波7.内波§5—2 海浪的形成一.海浪形成假说(1)形成毛细波(2)风以法向压力形式给波浪传递能量(3)空气小涡流加强了水质点的运动(4) 波长较短的波由风取得能量转给波长较长的波二、海浪的消衰1.分子粘滞性消耗的能量2.涡动消耗能量3.空气的阻力4.海底摩擦5.波浪破碎三.海浪的状态1.海浪三要素风速：大于0风时：状态相同的风作用的时间风区：状态相同的风作用的海区风大不一定浪大．．．．．．．2.定常状态风区一定，海浪达最大；风区增加，海浪高度增加；风区是限制因素。
3-海洋水文要素观测
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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。
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。
透明度定义:
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,一般说来,水色高,透明度大,水色 低,透明度小。
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海水透明度、水色观测
透明度测量:
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：T e cz 其中c是衰减系数，z是光传播的距离。
—海洋水文要素观测
主讲人：赵玉新 电话：0451-82589406
海洋波浪常规特征参数的定义和说明
海洋波浪常规特征参数的定义和说明第一部分波浪的相关知识第二部分波浪的主要参数第一部分波浪的相关知识波浪测量入门：本文介绍有关波浪的一些知识，通过本文，你会对波浪有一些了解，并对你要测量什么样的波浪以及如何去测量出这些波浪有一些相关的认识。
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什么是波浪？在所有的水体中，我们都能体验到波的存在。
这些波浪波长范围很广，长波的有潮汐（有太阳和月亮之间的万有引力产生的），短波的是由微风吹过水面产生的。
如果从波浪的能量分布来看，你会发现波浪能量主要分布在0.5秒到12小时之间的波浪范围。
比较有意义的能量分布区域为频段在0.5至30秒范围的波浪区域，这些波浪通常都是风产生的（见图1）。
这一波浪频段也正是波浪学家和海洋学家分析波浪时所关注的。
如何精确地测绘波浪，也就是说如何使用正确的测量方法将这一频段的波浪描绘出来。
对于0.5 - 30秒的波浪，表明波浪是变化的，而且特征独特。
波浪起始于当地季风产生的波高较小、周期较短的小波，随着风力的加大，风持续时间的延长，波浪就会越来越大。
因此，位于一个特定海域的波浪状态是由当地海风产生的微波和远距离（可能是几百或几千公里外）以外的飓风产生的波浪的组合形成的。
这对于我们测波的人来说，就需要明白，测量点的波浪情况通常是由不同幅度、不同周期、不同方向的波浪组成的集合。
掌握这一点是精确测绘波浪的第一步。
我们如何测量波浪？既然波浪是随机的，当我们测量波浪就需要在采样一段时间内，而且呢，这段采样时间最好能代表测量海区的完整的波浪状态。
经验上，我们一般会设定预计所测量的最大的波周期的100倍的时间作为采样周期。
例如，若我们预计测量海域的最长波周期为10秒，我们取1000秒作为采样周期。
单纯时间序列的原始数据是没有太大实际意义的，我们需要将这些数据进行处理并得出相关的波浪特征值的参数，这些特征值能够广泛的精确地代表测量海域的波浪状态。
海洋调查方法 第五章 透明度、水色、海发光的观测
5.1 透明度、水色、海发光观测意义 5.2 透明度观测 5.3 水色观测 5.4 海发光观测
透明度、水色、海发光观测意义
透明度
海水透光的程度，即光在海水中的衰减程度。
水色
海水的颜色，由水质点和海水中悬浮质点对太阳光的 散射特性决定。
海发光
夜间海面上出现的生物发光现象。
5.2 透明度观测
5.2.1 透明度定义 5.2.2 观测方法 5.2.3 注意事项
5.2.1 透明度定义
传统定义： 用直径为30cm 的白色圆板（透明度板），在船上背阳一侧，
垂直放入水中，直到刚刚看不见为止。透明度板“消失”的深度 叫透明度。
这一深度，是白色透明度板的反射、散射和透明度板以上水柱及 周围海水的散射光相平衡时的结果。所以，用透明度板观测而得 到的透明度是相对透明度。
观测方法：
观测透明度后，将透明度盘提到透明度值一半的位置，根据透明度 盘上所呈现的海水颜色，在水色计中找出与之最相似的色级号码， 并计入水温观测记录表中。
观测要求：
水色的观测只在白天进行，观测时间为：连续观测站，每2h观测一 次，大面观测站，船到站观测，观测地点应选择在背阳光的地方， 观测时必须避免船上排出的污水影响。
清澈的海水： 透明度高，水色低
浑浊的海水： 透明度低，水色高
保证交通运输安全
航海识别浅滩一般是利用白浪作标志，无风天气，靠水色来识别浅 滩的存在。 较高的透明度可以避开暗礁或危险障碍。 利用海发光使我们在黑夜航行时可以及时发现各种目标，如导标、 岸线、岩石、暗礁等。
海军活动中必须估计到水色、透明度等光学性质对于战争 的影响
观测，观测地点应选择在背阳光
的地方，观测时必须避免船上排 出的污水影响。
第八章_海浪的观测
波向观测
观测波向时，观测员站在船只较高位臵，利用罗经 方位仪，使其瞄准线平行于离船舷较远的波峰线，转动 90°后读取罗经示度盘上波浪来向的示数即为波向。当 海上无浪或浪向不明时波向记C，风浪和涌浪同时存在 时，波向分别观测。波向分16个方位：
波型观测
目视判断所属波型 风浪波型记F 涌浪波型记U 两者并存时：
点上随海面自由运动，通过测波仪观测其跳动幅度，以达到测定波高
和周期的目的。 一、浮筒：一般为钢制圆柱体，按海区海浪大小分为轻型和重型，浮筒 由测波标杆、浮体、尾管和重锤组成。 1、标杆：顶部为一漏斗状测波标志，长约1.5—2m。 2、浮体：浮筒主要部分，主体略扁吃水较浅，尾管略长重心较低。 3、尾管及重锤：尾管长50—60cm，尾管上套以铸铁重锤，用以调节 深度。
实际海浪
实际海浪
上跨零点
下跨零点
1 p
大波的平均波高
H1
10
10 = N
N/10
Hi i= 1
T1/3
3 = N
Tr r=1
N/3
3 H1 = N 3
Hi i= 1
N/3
H1 =K1H
10 10
H1 = K1H
3 3
有效周期
周期的换算关系
T1/10 1.31T
T1/ 3 1.15T
3）波向的观测： 第一种情况，是波浪向岸边传来或由岸边向外传去，观 测时使望远镜分划板的基准水平线与波峰平行，如果波浪向 岸边传来，物镜下方刻度盘的度数即为波向，如果波浪运动
方向由岸边向外传去，则目镜下方刻度盘的读数即为波向。
第二种情况，波浪的传播方向与岸线夹角较小或近似
平行的情况转动望远镜，使波浪沿分划板的水平距离标尺线 与波浪的传播方向垂直，读目镜下方刻度盘上的度数，如波 浪自观测者右方传向左方，由上述读数减去90°即为波向， 如波浪自观测者的左方传向右方。则上述读数加90°即为波 向。
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海水波长观测
海水波长观测是指测量海水中波浪的长度或周期的实地观测方法。
通过测量海水波长，可以了解海洋中波浪的特征、形态和运动规律，对海洋工程、海洋气候研究等具有重要意义。
海水波长观测常常借助浮标、浮子、测量船等设备进行。
其中，常用的方法包括：
1. 波浪杆测量法：在靠近海面的杆子上固定测量尺，通过观测尺上的刻度变化来估计波长。
2. 杆浮标法：在固定的竖杆上固定一个浮标，通过观测浮标的上下浮沉情况来计算波浪周期，进而推算波长。
3. 测量船法：利用配备有测量仪器的船只，通过等距离测量测量航线上波浪的高度和时间，再运用实验和统计方法计算波长。
4. 雷达测量法：利用雷达技术，可以测量出波浪的高度、周期和传播方向，从而间接推算波长。
这些方法可以单独应用，也可以结合使用来提高观测精确度。
同时，不同的方法适用于不同范围的海洋环境和浪况条件。
搭配使用各种波浪观测方法，可以获得
更全面和准确的海水波长观测数据。