海平面与调和常数波动下的海图深度基准面误差分析

俞亮亮,王 琪,周 阳,宋泽坤

(1. 国家海洋局第二海洋研究所,浙江 杭州 310012; 2. 浙江省海洋监测预报中心,浙江 杭州 310007)



海平面与调和常数波动下的海图深度基准面误差分析

俞亮亮1,王 琪2,周 阳1,宋泽坤1

(1. 国家海洋局第二海洋研究所,浙江 杭州 310012; 2. 浙江省海洋监测预报中心,浙江 杭州 310007)

为提高海图的精确度,需要定量分析海平面及调和常数波动下的海图深度基准面误差范围。以浙江乍浦、定海和健跳3个站为例,对多年观测资料进行了逐年调和分析,结果显示,3个站年平均海平面均呈波动性上升趋势,年际间最大偏差分别为21 cm、16 cm、16 cm。主要分潮振幅的年际变化不尽相同,相对变化幅度表现为年周期分潮大于半日分潮大于日分潮,Sa、M2、S2、K1和O1分潮振幅最大偏差分别为13 cm、20 cm、10 cm、3 cm、3 cm。由于海平面和调和常数的不稳定性,3个测站的海图深度基准面最大误差分别为33 cm、26 cm和31 cm,即使都采用弗拉基米斯基十三分潮算法,最大偏差仍然可达28 cm,22 cm和28 cm。相比而言,理论深度基准面的历时露滩累计频率在1%以下,且普适性较高。

海平面;调和常数;海图深度基准面;误差分析

近年来,海上渔业、贸易和军事活动的兴盛促进了航道事业的迅速发展,为保障通航安全,需要精确可靠的海图为依据。海图深度基准面作为水深起算面,是海洋测绘、海道测量、海洋工程设计施工等生产活动的基础,也是航海保证部门编制海图的重要依据。世界各国所采用的海图深度基准面很不一致,即使同一国家出版的海图,也不尽相同,我国过去亦是如此。然而无论采用何种深度基准面算法,其准确度主要取决于调和常数的精度[1-3]。于玲等[4]对我国近海14个验潮站长期资料调和分析结果对比表明，用19 a分析所得的调和常数代替传统1 a的假定值,能够提高潮汐分析与预报的精度;于宜法等[5]对石臼所、连云港和砍门23 a的观测资料进行分析,发现利用不同年份调和分析结果推算的天文潮最大值误差可达17～22 cm;还有诸多学者从理论和数学模型角度开展研究,认为平均海平面及调和常数本身存在周期性和随机性波动,从而引起水位推算的误差不容小觑[6-9]。

图1 测站位置分布示意图Fig. 1 Location of stations

1 基础资料与分析方法

挑选了浙江中北部沿海3个长期站的逐时水位资料,测站位置和资料的年限见图1和表1。羊天柱等[10]、尤爱菊等[11]对各测站历史沿革和水准基面进行了考证,将其统一至1985国家高程基准之下,并利用月平均海平面的离均差对原始数据进行了检验和矫正。本文对调整后水位资料进行逐年调和分析,得到年平均海平面及各分潮振幅与迟角。其中调和分析中的分潮先选取了306个进行计算,经自动优化后,去掉小于0.3 cm的分潮,形成最佳分潮系列,再按优化后的分潮系列求出最后调和常数,从而提高了分析和预报的精度并减少了计算量[12]。

表1 测站资料概况

2 海平面及调和常数变化

利用3个站逐年调和分析结果,绘制了年平均海平面和5个主要分潮(Sa,M2, S2,K1和O1)振幅的逐年变化曲线(图2)。由图2可见,3个站年平均海平面相关性较好,均呈波动性上升趋势,这种趋势可能不仅仅与全球变化冰川消融有关，还可能源自海水从太平洋“倒灌”进入大陆架[13]。在1995年和2005年各存在一个低谷,1989年、1998年和2002年各存在一个峰值，左军成等[14]认为东中国海海平面的年际间变化很大程度上与ENSO相关；Sa相对波动幅度较大,但维持在均线上下,无明显的升降趋势;半日潮的M2和S2振幅波动较为平缓,乍浦站呈增大趋势,健跳站呈减小趋势,而定海站1990—1991年发生骤变,经核实是由该测站1990年11月迁址所造成,从迁址后趋势来看表现为增大;日潮的K1和O1振幅,波动较半日潮大,乍浦站呈减小趋势,而定海和健跳站升降趋势并不显著。从表2各测站海平面和主要分潮特征值统计结果来看,其中的相对偏差为最大偏差除以平均值,年平均海平面最大偏差乍浦站位为21 cm,定海和健跳站均为16 cm;Sa偏差值差别不大,乍浦和定海站均为13 cm,健跳站位12 cm,但相对偏差可达70%～80%;半日潮M2和S2最大偏差值均出现在乍浦站,分别为20 cm和10 cm,相对偏差最大值则为定海站;日潮K1和O1较为稳定,最大偏差仅为1～3 cm。

3 海图深度基准面分析

3.1 计算方法

1956年以前我国所采用海图深度基准面并不统一,曾使用最低低潮面、平均大潮低潮面、可能最低低潮面、特大潮低潮面等十几种海图深度基准面[15],后因保证率不足,自1956年起,我国统一采用理论深度基准面,即采用弗拉基米尔斯基算法计算的理论最低潮位面作为深度基准面,其算法是采用8个分潮(M2、S2、N2、K2、K1、O1、P1、Q1)组合的理论最低潮面,对于浅水效应显著的地区,应加上3个浅水分潮(M4、MS4、M6)的修正,对于海平面季节变化较大的海区,还需2个长周期分潮(Sa和Ssa)进一步修正[16]。综合诸多成果[17-19],笔者挑选了其中7种常用算法的9种结果进行比较,计算公式及使用国家和地区见表3,其中A0表示某一基面下的平均海平面高度,H表示该分潮的振幅,下角标表示相应分潮。

图2 测站海平面及分潮振幅变化Fig. 2 Variation of mean sea level and amplitude of main tidal constituents

表2 测站主要分潮特征值统计

表3 海图深度基准面计算方法

3.2 误差分析

从表4和图3可见,乍浦站海图深度基准面在1977年和1998年出现峰值,1982年和2005年出现谷底,各算法年际间最大绝对偏差可达33 cm,最小也有17 cm,最大相对偏差为10.42%。定海站峰值出现在1991年和2001年,1987年、1995年和2008年出现谷底,最大绝对误差可达26 cm,最小20 cm,最大相对偏差29.53%。健跳站峰值出现在1999年和2012年,1995年和2005年出现谷底,最大绝对误差31 cm,最小23 cm,最大相对偏差为14.22%。依据《海道测量规范》中八分潮、十一分潮和十三分潮计算,定海站3种算法结果较为接近,误差在5 cm以内,健跳站最大误差为8 cm,乍浦站误差最大可达18 cm,可见乍浦站浅水效应和季节性变化显著。值得注意的是,即使采用十三分潮算法,3个测站的理论深度基准面年际间最大偏差仍然可达28 cm,22 cm和28 cm。此外,尽管不同算法下的海图深度基准面不尽相同,但因其受主要分潮振幅年际变化控制,在逐年变化趋势上仍表现一致,从图3不难看出海图深度基准面的上升趋势由低到高依次为健跳站、定海站、乍浦站。

表4 海图深度基准面特征值统计

由此可见,对于同一测站而言,不同计算方法下的海图深度基准面相差较大,即使同一测站同一公式的计算结果,由于年际间海平面及调和常数的不稳定性,也存在一定差异,波动幅度受控于计算采用的分潮振幅的变化。即使采用十三分潮算法,最大误差仍然高达20～30 cm,这对于工程设计而言不容忽视[20]。

图3 海图深度基准面逐年变化情况Fig. 3 Year-to-year variation of chart datum

3.3 保证率

航行海图水深是基于理论最低潮面给出的,以保障低潮期间航行的安全。合理的海图深度基准面既要保证船舶航行的安全,同时又要尽量提高航道的利用率,因此要求这个面在绝大部分时间内都应在水内,但又不是表示最小深度的面。了解海图深度基准面的露滩频率,是保障通航安全的重要依据[21]。

由图3可见,3个测站的历时累计频率中,平均低潮面最低,均不到90%,而略最低低潮面、可能最低潮位面和弗拉基米斯基八分潮、十一分潮及十三分潮这5种算法的历时累计频率较高,基本在99%以上,即露滩概率不到1%。从普适性角度来看,略最低低潮面和可能最低潮位面较弗拉基米斯基计算结果差,例如可能最低潮位面在乍浦站历时累计频率在99.9%以上,与十三分潮算法接近,但在定海站仅98%～99%,比八分潮算法的计算结果还要高15～20 cm。此外值得注意的是,健跳站自2007年后海图深度基准面上升较为显著,从而引起历时累计频率显著降低,在一些重大工程(例如核电等)设计中应引起重视。图4显示不同算法的多年平均露滩频率,露滩频率由低到高依次为乍浦、健跳、定海,弗拉基米斯基算法露滩频率较低且稳定。

图4 不同海图深度基准面平均历时累计频率分布Fig. 4 Average cumulative frequency of different chart datums

4 结 论

根据乍浦、定海和健跳3个站的多年逐时水位资料,分析了平均海平面和主要分潮振幅年际间变化,并以此为基础,对不同算法下海图深度基准面的误差做了定量分析和探讨。认为在航海、测量和工程设计中,海平面和调和常数的不稳定性所引起的误差不可小觑。

a. 乍浦、定海和健跳3个测站年平均海平面相关性较好,呈波动上升趋势,年际间最大偏差分别为21 cm、16 cm、16 cm。主要分潮振幅的年际间变化较为复杂,Sa相对波动幅度较大但无明显的升降趋势;半日潮M2和S2振幅相对波动较为平缓,乍浦站呈增大趋势,健跳站呈减小趋势,定海站剔除迁址影响为增大趋势;日潮K1和O1振幅波动较半日潮大,乍浦站呈减小趋势,定海和健跳站升降趋势不显著。5个分潮振幅年际间最大偏差分别为13 cm、20 cm、10 cm、3 cm、3 cm。

b. 对于同一测站而言,不同计算方法下的海图深度基准面相差较大,乍浦、定海和健跳站各算法下的海图深度基准面年际间最大误差为33 cm、26 cm和31 cm。即使同一测站同一算法,由于年际间海平面及调和常数的不稳定性,也存在一定差异。即使采用弗拉基米斯基十三分潮算法,3个测站的理论深度基准面年际间最大偏差仍然可达28 cm,22 cm和28 cm。

c. 相对于其他算法,弗拉基米斯基算法平均历时累计露滩频率均在1%以下,且普适性较好。

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Error analysis of chart datum under variations of mean sea level and harmonic constants

YU Liangliang1, WANG Qi2, ZHOU Yang1, SONG Zekun1

(1.TheSecondInstituteofOceanography,StateOceanicAdministration,Hangzhou310012,China;2.MarineMonitoringandForecastingCenterofZhejiangProvince,Hangzhou310007,China)

Quantitative analysis of the error of the chart datum under the variations of mean sea level and harmonic constants can improve the accuracy of sea charts. Year-to-year harmonic analyses were carried out using multiyear monitoring data from the Zhapu, Dinghai, and Jiantiao stations in Zhejiang Province. The mean annual sea level of the three stations shows an increasing tendency with fluctuation, and the maximum interannual errors are 21 cm, 16 cm, and 16 cm. The interannual variations of the amplitudes of the main tidal constituents are not all the same: the relative change of annual constituents is larger than that of semidiurnal constituents, which in turn is larger than that of diurnal constituents. The maximum errors of the amplitudes of the Sa, M2, S2, K1, and O1 components are 13 cm, 20 cm, 10 cm, 3 cm, and 3 cm, respectively. As a result of the instability of the mean sea level and harmonic constants, the maximum errors of the chart datum of the Zhapu, Dinghai, and Jiantiao stations are 33 cm, 26 cm, and 31 cm, respectively, and even if Vladimir J Ki’s thirteen subtidal algorithm is used, the maximum errors can reach 28 cm, 22 cm, and 28 cm. In contrast, the cumulative frequency of shoals using the theoretical depth datum is below 1%, indicating wide applicability.

mean sea level; harmonic constant; chart datum; error analysis

10.3876/j.issn.1000-1980.2016.06.014

2016-05-07

国家海洋局第二海洋研究所基本科研业务费专项(SZ1414)

俞亮亮(1988—),男,浙江绍兴人,工程师,主要从事海岸工程水文观测分析及数值模拟研究。E-mail:yuliangliang_nju@126.com

P731.23

A

1000-1980(2016)06-0558-07