海洋磁力测量的垂直空间改正

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ＡｂｓｔｒａｃｔＴｈｅｎｅｗｃｏｎｃｅｐｔｏｆｓｐａｔｉａｌｃｏｒｒｅｃｔｉｏｎｏｆｓｅｎｓｏｒｈａｓｂｅｅｎｂｒｏｕｇｈｔｏｕｔ．Ｔｈｅｓｐｈｅｒｉｃａｌｍａｇｎｅｔｉｃｆｉｅｌｄｉｓ
，并使观测面是一个起伏的曲面，有时还可能
是间断的曲面（相同海区不同时期的测量资料的衔
２００７０５３１收稿日期：基金项目：国家自然科学基金（４０６７１１６１）
作者简介：于波，男，１９８１年生，博士生，主要从事海洋磁力测量理论与数据处理研究．Ｅ－ｍａｉｌ：ｙｕｂｏｚｘｐ＠１６３．ｃｏｍ
Ｍ／２－１Ｎ／２－１
Ｔ（ｘ，ｙ）＝ ∑ ∑ （Ａｃｏｓ（２ｉｘ／Ｌ）ｃｏｓ（２ｊｙ／Ｌ）＋ Δ π π ｉｊｘｙ
ｉ＝０ｊ＝０
Ｂｃｏｓ（２ｉｘ／Ｌ）ｓｉｎ（２ｊｙ／Ｌ）＋Ｃｓｉｎ（２ｉｘ／Ｌ） π π π ｉｊｘｙｉｊｘｃｏｓ（２ｊｙ／Ｌ）＋Ｄｓｉｎ（２ｉｘ／Ｌ）ｓｉｎ（２ｊｙ／Ｌ）） π π π ｙｉｊｘｙ３）（
１～４］时所用的磁异常计算公式为［：
１引言
在海洋磁力测量中，由于风、流、浪、涌、潮汐、船速等因素的影响，拖鱼在测量过程中是不规则上下起伏的；此外，大面积的海洋磁力测量都是两艘或两艘以上的测量船同时测量，由于测量船的规格不同，拖缆长度、船速的不同导致拖鱼的入水深度不同
ｉ＝０ｊ＝０２２２ｘ
ｃｏｓ（２ｊｙ／Ｌ）＋Ｂｃｏｓ（２ｉｘ／Ｌ）ｓｉｎ（２ｊｙ／Ｌ）＋ π π π ｙｉｊｘｙＣｓｉｎ（２ｉｘ／Ｌ）ｃｏｓ（２ｊｙ／Ｌ）＋Ｄｓｉｎ（２ｉｘ／Ｌ） π π π ｉｊｘｙｉｊｘｓｉｎ（２ｊｙ／Ｌ）） π ｙ（２）式（２）中，ｘ，ｙ为测点的平面坐标；Ｍ、Ｎ分别为测点Ａ，Ｂ、Ｃ、Ｄ为傅立叶级数；ＬＭｄｘ，Ｌ和测线数；ｉｊｉｊｉｊｉｊｘ＝ｙ＝Ｎｄｙ，ｄｘ、ｄｙ分别为点距和线距。第二步，把傅立叶系数代入式（３），求出基准平面上的磁异常。
图２基准平面的磁异常等值线图Ｆｉｇ．２Ｍａｇｎｅｔｉｃａｎｏｍａｌｙｉｓｏｌｉｎｅｓｏｆｒｅｆｅｒｅｎｃｅｐｌａｎｅ
第１期
于波等：海洋磁力测量的垂直空间改正
１２５
表２改正前原始交叉点不符值统计（单位：ｎＴ）Ｔａｂ．２Ｓｔａｔｉｓｔｉｃｓｏｆｃｒｏｓｓｉｎｇｐｏｉｎｔｄｉｓｃｒｅｐａｎｃｙｂｒｅｃｔｉｏｎ不符值Ｚ１Ｚ２Ｚ３Ｚ４Ｚ５Ｚ６图３观测曲面变化立体图Ｆｉｇ．３Ｓｔｅｒｅｏｓｃｏｐｉｃｄｉａｇｒａｍｏｆｃｈａｎｇｅｏｆｕｎｄｕｌａｔｉｎｇｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓｕｒｆａｃｅ … Ｚ９８Ｚ９９Ｊ１Ｊ２Ｊ３Ｊ４Ｊ５Ｊ６
ＶＥＲＴＩＣＡＬＦＲＥＥＡＩＲＣＯＲＲＥＣＴＩＯＮＩＮＭＡＲＩＮＥＭＡＧＮＥＴＩＣＳＵＲＶＥＹ
１）２）１）１）１）ＹｕＢｏ，ＺｈａｉＧｕｏｊｕｎ，ＬｉｕＹａｎｃｈｕｎ，ＢｉａｎＧａｎｇａｎｄＢｉａｎＧｕａｎｇｌａｎｇ
图１垂直空间改正示意图Ｆｉｇ．１Ｓｋｅｔｃｈｏｆｔｈｅｖｅｒｔｉｃａｌｆｒｅｅａｉｒｃｏｒｒｅｃｔｉｏｎ
值线间隔为１０ｎＴ，最大磁异常为１５０ｎＴ，最小磁异１００ｎＴ。仿真区域中，主测线共１００条，检查常为－线６条。根据测线轨迹仿真拖鱼在水中运动起伏的ｘ、ｙ为高度，观测曲面立体图如图３所示。图３中，测线的平面坐标，ｚ为拖鱼相对于基准平面的起伏高度变化量，最大变化量约为４．１１ｍ。采用调和级数法对观测曲面上的磁场值进行垂直空间改正，将曲面上的测点归算到基准平面上，改正前、后的磁异常等值线比较如图４所示（实线表示改正前的等值线，虚线表示改正后的平面等值线）。从图４中可以看出，改正前与改正后的等值线在磁异常变化剧烈的地方差别较大，并且改正后的等值线较改正前光滑。
［１，２］
Ｔ＝Ｔ－ＴＴＴ（１） Δ ｄ－ｓ－ｏＴ为海洋地磁异常值，Ｔ为地磁场总场测量式中 Δ 值，ＴＴＴｏ为地磁正常场值，ｄ地磁日变改正值，ｓ为船磁改正值。因此测量得到的磁场值经过式（１）中的各项改正后只是平面位置的变换，垂直位置并没有改变，即处理后的测量数据面仍然是曲面。磁场数据不在同
第一步，根据观测曲面上的测量值代入式（２），建立线性方程组，求出不同的傅立叶系数：
Ｍ／２－１Ｎ／２－１
Ｔ（ｘ，ｙ，ｈ）＝ ∑ ∑ Δ
２１２ｅｘｐ２ｈ（ｉ／Ｌ＋ｊ／Ｌ）／Ａｃｏｓ（２ｉｘ／Ｌ） [ π ]（ Δ π ｙｉｊｘ
(
１）Ｄｅｐｔ．ｏｆｈｙｄｒｏｇｒａｐｈｙａｎｄＭａｐｐｉｎｇ，ＤａｌｉａｎＮａｖａｌＡｃａｄｅｍｙ，Ｄａｌｉａｎ１１６０１８）ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＨｙｄｒｏｇｒａｐｈｉｃＳｕｒｖｅｙｉｎｇａｎｄＣｈａｒｔｉｎｇ，Ｔｉａｎｊｉｎ３０００６１２
第２８卷第１期２００８年２月
大地测量与地球动力学ＪＯＵＲＮＡＬＯＦＧＥＯＤＥＳＹＡＮＤＧＥＯＤＹＮＡＭＩＣＳ
Ｖｏｌ．２８Ｎｏ．１Ｆｅｂ．，２００８
文章编号：１６７１５９４２（２００８）０１０１２３０４
１２４
大地测量与地球动力学
２８卷
一平面上会出现交叉点不符值过大的问题，即测量精度较差（测量精度的评价指标是交叉点不符值中误差的
［２］
ｙＲｓｉｎ２ＩｓｉｎＡ ′ ］３
（４）
）。目前，仅仅通过“ 调平” 的方法
［５，６］
降低交
式中 μ ｍ为磁矩；Ｒ为球体中心埋０为真空磁导率；深；ｘ、ｙ为空间任意一点的平面坐标；Ｉ为磁化倾角；Ａ ′ 为磁化偏角。本文所用的球体参数如表１所示。
［７］
。本文仿真了一个起伏曲面的球体磁场，采用
［８，９］
调和级数法
对仿真数据进行计算，研究了进行
垂直空间改正对提高测量精度的影响量级。
２方法原理
图１中，为基准平面，ｈ为 Γ Γ Δ ｓ为观测曲面，ｓ ′ 观测曲面相对于基准平面的高度变化量，观测曲面ｈ＞０；在基准平面下上的点位于基准平面上面时， Δ 面时，ｈ＜０。 Δ
表１仿真球体参数Ｔａｂ．１Ｐａｒａｍｅｔｅｒｓｏｆｅｍｕｌａｔｉｖｅｓｐｈｅｒｅ球体半径（ｍ）５０磁化强度（Ａ／ｍ）１００磁化倾角（ ° ）４５磁化偏角（ ° ）４５
叉点不符值中误差以满足测量精度，这是不合理
，ｖｅｒｔｉｃａｌｆｒｅｅａｉｒｃｏｒｒｅｃｔｉｏｎｉｓｃｏｍｐｕｔｅｄｆｒｏｍｈａｒｍｏｎｉｃｓｅｒｉｅｓ．Ｔｈｅｓｉｍｕｌａｔｅｄｏｎｔｈｅｕｎｄｕｌａｔｉｎｇｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓｕｒｆａｃｅｍｅａｎｓｑｕａｒｅｅｒｒｏｒｏｆｃｒｏｓｓｉｎｇｐｏｉｎｔｄｉｓｃｒｅｐａｎｃｙｉｓａｌｓｏｃｏｍｐｕｔｅｄ．Ｉｔｉｓｃｏｎｃｌｕｄｅｄｔｈａｔｔｈｅｍｅａｎｓｑｕａｒｅｅｒｒｏｒｏｆｃｒｏｓｓｉｎｇｐｏｉｎｔｉｓｉｍｐｒｏｖｅｄａｂｏｕｔ１０ｎＴａｆｔｅｒｔｈｅｖｅｒｔｉｃａｌｆｒｅｅａｉｒｃｏｒｒｅｃｔｉｏｎ．Ｋｅｙｗｏｒｄｓ：ｍａｒｉｎｅｍａｇｎｅｔｉｃｓｕｒｖｅｙ；ｖｅｒｔｉｃａｌｆｒｅｅａｉｒｃｏｒｒｅｃｔｉｏｎ；ｃｒｏｓｓｉｎｇｐｏｉｎｔｄｉｓｃｒｅｐａｎｃｙ；ｍｅａｎｓｑｕａｒｅｅｒｒｏｒ；ｓｕｒｖｅｙｉｎｇａｃｃｕｒａｃｙ接处）。目前国内外在进行海洋磁力测量数据处理

海域垂直基准模型、GNSS无验潮深度综合改正原理

WGS84 参考椭球面
验潮站水准点的大地高 H 采用与 GNSS 差分基准站联测的方法求得，差分基准站的大地高则可采用 PPP 或与高等级的 GNSS 控制点联测求得。海上定点验潮站处的深度基准面 L 值由潮汐调和分析计算求得，多年平均海面与岸边长期站同步联测获得，二者大地高差距由模型计算。
测点深度基准面大地高的计算，当测区深度基准面采用某一验潮站的深度基准面时，整个测区所有测点的深度基准面的大地高为同一值，由 E-1 式直接计算。当测区深度基准面采用多个验潮站点的深度基准面控制时，此时应由 E-1 式计算出每个验潮站点处深度基准面的大地高，然后再由 E-2 式计算测点处深度基准面的大地高：
式中： H 为基准站天线的大地高， h 为 GNSS 天线至水准点垂直的距离， h 为验潮站水准点
至高程基准面的高差，hm 为多年平均海面至高程基准面的高差，L 为平均海平面至深度基准面的高差， L 一般为已知或联测求得。
GNSS 天线水准点
多年平均海面 1985 国家高程基准深度基准面
图 E.1 验潮站点处深度基准面大地高求定示意图
34
附录E （资料性附录） GNSS 无验潮深度综合改正原理
由于 GNSS 所测得的高程是大地高，而每个测区的深度基准面都是由一个或多个当地的验潮站
长期观测求得，它们之间的关系如图 E.1 所示。
验潮站点处深度基准面大地高计算，由式 E-1 求得：
H 0 H [h h (L hm )]
（E-1）
GB/T ××××—×××× 附录D
（资料性附录）海域垂直基准模型海域垂直基准模型是描述平均海面、理论最低潮面、（似）大地水准面与参考椭球面等之间关系的系列模型，包括：（1）（似）大地水准面模型以 CGCS2000 椭球面为参考面，通过 1985 国家高程基准零点的（似）大地水准面分布模型，即（似）大地水准面的大地高模型。（2）平均海面高模型以 CGCS2000 椭球面为参考面的平均海面分布模型，即平均海面的大地高模型。（3）深度基准面模型以平均海面为参考面的理论最低潮面分布模型，即深度基准面 L 值模型。（4）海面地形模型以（似）大地水位面为参考面的平均海面分布模型，即平均海面从 1985 国家高程基准起算的高程模型。各模型表现形式通常为适当分辨率的格网数据集，空间内插出指定坐标处的量值，依垂直基准面间的关系进行转换。

目前最优秀的海洋磁力正常化方法

目前最优秀的海洋磁力正常化方法海洋磁力正常化是一种通过测量磁场来减小地球磁场对探测器观测信号的干扰的方法。

随着海洋磁力正常化技术的不断发展，现在已经出现了多种不同的方法，其中一些被认为是最优秀的。

本文将探讨这些方法，并比较它们之间的不同之处。

首先，我们来看一种名为TTC方法的海洋磁力正常化技术。

这种方法根据磁场的强度和方向对海洋底部进行测量，以减少地球磁场对探测器信号的影响。

TTC方法在海洋地球物理勘探中广泛应用，因为它可以减少磁场的噪声和扰动。

但是，它只能用于海底磁场的减弱，而不能用于完全消除地球磁场的影响。

另一种海洋磁力正常化方法是磁场差分法，它通过测量不同位置的磁场强度来消除地球磁场对信号的影响。

这种方法是目前最常用的海洋磁力正常化技术之一，因为它可以减少地球磁场的噪声和扰动，得到更加精确的数据。

然而，磁场差分法需要进行复杂的数学运算，并且需要在实验前进行精确的测量和校准。

还有一种被称为磁矢计法的海洋磁力正常化方法，它通过测量磁矢量的变化来消除地球磁场对信号的影响。

这种方法可以获得更加精确的数据，但需要使用高精度的磁矢计。

与磁场差分法相比，磁矢计法更加复杂，但在某些任务中可以提供更准确的结果。

最后，我们来看一种名为公海柱磁力正常化的方法。

这种方法通过测量公海柱磁场来减少地球磁场对探测器信号的影响。

公海柱是一种由海底岩石和磁铁矿组成的柱状物，具有自己的磁场。

公海柱磁力正常化的缺点是，需要进行复杂的地质调查和勘探，并且可能受到公海柱磁场的干扰。

总之，海洋磁力正常化技术是地球物理勘探中不可或缺的一部分。

目前，磁场差分法是最常用的海洋磁力正常化技术之一，因为它简单易懂且效果良好。

然而，其他海洋磁力正常化技术也有其独特的优点和应用场景。

在选择最适合的海洋磁力正常化技术时，需要考虑多个因素，如探测任务的具体要求、测量精度和复杂度等。

海洋测绘垂直基准的建立与转换

海洋测绘垂直基准的建立与转换作者：袁阳来源：《城市建设理论研究》2013年第23期摘要：在我国海洋测绘采用的多个基准面的复杂进程中，垂直基准的建立与实现已开始初露端倪并越来越引起大家的重视。

就海洋测量垂直基准的现状、垂直基准面间的关系、海岸带地形测量与水深测量基准面转换技术等方面进行探讨，以期实现海岸带地形图和水深图的无缝拼接。

关键词：海洋测绘；垂直基准；高程基准；深度基准；平均海面中图分类号： P2 文献标识码： A 文章编号：1 引言目前海岸带地区的地形测量和水深测量分别采用不同的垂直基准面，即陆地地形图高程基准为1985国家高程基准面，水深图采用理论深度基准面。

[1]由于采用不同的基准面，导致了测量成果数据必须通过一定的转换才能达到基准上的统一，制约了两图成果数据的无缝合成和拼接。

为解决两种数字成果在垂直方向的拼接问题，需要就海洋测量垂直基准的现状、垂直基准的选择、垂直基准面间的关系、海岸带地形测量与水深测量基准面转换技术等方面进行研究，以期实现海岸带地形图和水深图的无缝拼接。

在海道测量中，平均海面是一个标准的起算基准面，在其上关系到陆地测量高度的高程基准，在其下决定着海洋水深测量的深度基准，进而由深度基准决定着海岸线基准，而深度基准面的高度从当地平均海面起算，当地平均海面应与国家高程基准进行联测。

因此，以平均海面作为我国海洋测绘的垂直基准面是建立国家高程基准统一的先决条件，也是实现海岸带地形图和水深图无缝拼接的最佳选择。

在此基础上探讨海岸带区域垂直基准转换的关键技术，构建海洋测绘在垂直基准上的融合和统一，为经济建设和国防建设提供可靠的海洋地理空间信息。

2 海洋测绘垂直基准的研究现状海图深度基准面的建立与参考椭球定位和全国高程基准确定相比有一定的特殊性，它更明显地具有以方便海图使用为目的的实用性，该面的确定与潮汐的强弱即当地潮差的大小有着密切的联系，因而我国与其他沿海国家一样仅是规定基准面计算所应采用的方法，而不是规定某一个或某些参考点以供基准维持。

武汉大学测绘学院现代海洋学第10章--海洋磁力测量

例：若取R=6370公里，垂直和水平分量分别为Z=46200γ和 H=29900γ，则根据上式可得各要素的梯度为：表明每向北移动1公里，Z值增加9.1γ，H值减少3.6γ，T 值增加1.6γ。
高斯在1838年提出了地磁场理论，该理论认为地磁场是位置的函数，而不考虑磁场的物理成因。高斯认为地球磁场由地球内部源引起，具有磁位的特征。假定地球具有磁化强度J，在地球上任意一点的大小和方向是随意的，则用体磁位来表达磁位U为：
10．1 地磁要素及其分布特征
F为磁场总强度，H为磁场水平强度，Z为垂直强度，X 为H在北向的分量，Y为H在东向分量，D地理子午面与磁子午面之间的夹角，称为磁偏角，I为磁倾角。F、H、Z、 X、Y、D、I七个物理量称为地磁要素。已知其中三个要素就可以求出其他的要素。在实际观测中，目前只有I、D、 H、Z和F的绝对值能够直接测量。
地磁图：用于表示各地地磁要素分布情况的地图。如等磁差图、等磁倾角图及专门用于描绘等水平分力和等垂直分力的等磁力图。地磁要素梯度：在水平或垂线方向移动一个单位地磁要素的变化值称为地磁要素梯度。各地磁要素梯度值可以由各要素关系式理论计算得出，也可由磁力梯度仪直接观测得到。由于地磁各要素在时间上不是恒定的，所以需要将不同时间在各个观测点上的观测值归化到某一特定时刻。通常采用一年的中期，即7月1日零时零分。编制地磁图一般是五年一次。同时还要根据各地测得的地磁要素随时间变化的年变化平均值，绘出年变化等值线图，两图联合使用。
海洋铯光泵磁力仪根据自振荡离散波束铯蒸汽原理制作的磁力仪器。铯光泵磁力梯度仪 G-880具有极高的灵敏度及高采样率。
10．5 海洋磁力测量的设计和实施
海洋磁力测量是利用船只携带仪器在海洋进行的地磁测量。主要有3种形式：一是在无磁性船上安装地磁仪器；二是用普通船只拖曳磁力仪在海洋上测量；三是把海底磁力仪沉入海底进行测量。航空磁测是用飞机携带磁力仪在空中进行的地磁测量。航空磁测可分为两种类型：一种是用磁通门磁力仪，或质子旋进磁力仪，或光泵磁力仪测量地磁场的总强度（标量）；另一种是用磁通门分量磁力仪或质子旋进分量磁力仪测量地磁场的各个分量。卫星磁测是把磁力仪放在人造卫星上进行的地磁测量。目前已使用记忆装置，能获得整个卫星轨道上磁场数据。

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