2) gravity aided navigation
重力辅助导航
1.
Passive navigation based on physical geography information is a new development direction to aid the inertial navigation system,in which gravity aided navigation is to localize the position of vehicle in the stored gravity map according to the gravity data measured in vehicle.
重力辅助导航是结合存储的重力图及实测的重力数据的一种定位手段。
3) gravity-aided navigation
重力辅助导航
1.
Real-time horizontal acceleration correction method in underwater gravimetry for gravity-aided navigation systems
水下重力辅助导航实时水平加速度改正方法
4) gravity aided inertial navigation system
重力辅助惯性导航
1.
The basic theory of the gravity aided inertial navigation system is described and analyzed.
对重力辅助惯性导航技术的基本原理进行了分析,将采样卡尔曼滤波算法用于重力图形匹配。
5) Gravity Matching and Aided Navigation
重力匹配辅助导航
1.
Underwater Gravity Matching and Aided Navigation(GMAN) is a autonomous navigation system with high precision,which has been researched extensively.
水下重力匹配辅助导航(辅助导航)是近几年舰船导航领域的研究热点问题,是下一代高精度自主导航系统。
6) aided navigation
辅助导航
1.
Statistical analysis of regional gravity anomaly aided navigation and positioning
区域重力异常辅助导航定位的统计分析
2.
As a result, the terrain information is hardly interfered by outer world and the terrain-information-entropy-based aided navigation is of autonomous or semiautonomous aided navigation model, which can be put into practice.
仿真试验结果表明,基于地形信息熵的辅助导航是一种自主式辅助导航模式,具有定位精度高的优点,可有效抑制惯导系统的误差,具有实际应用前景。
3.
In recent years, the terrain aided navigation developed rapidly thanks to its independence of satellite navigation system, non-disturbance of environment and uninfluenced navigation.
无线电高度表和数字地图的组合构成地形轮廓匹配 (TERCOM )辅助导航系统 ,它是一种飞行导航定位的重要手段 ,由于地形辅助导航不依赖卫星导航系统、不受外界干扰、具有自主导航的功能 ,故近年来获得了迅速发展。
补充资料：海洋重力异常
地球海洋表面任意测点上的观测重力值在引入必要的校正后，同该点正常重力值之偏差。它反映出海底之下不同密度的质量的分布特征。由于引入校正的形式和内容不同，对应地有不同名称不同意义的重力异常。
正常重力值 把地球近似地看作表面光滑、内部质量分布均匀、赤道半径大于极半径的旋转椭球体。椭球体表面上各点的重力值称正常重力值或理论重力值，其计算公式称为正常重力公式。目前，国际上通用两个正常重力公式。① 1901～1909年引入的黑尔默特公式：γ 1901＝978030(1＋0.005302sin2φ－0.000007sin22φ，式中υ表示正常重力值,单位为毫伽（10-3伽）；φ为计算点的地理纬度。
② 1930年确定的正常重力公式，称卡西尼公式：γ1930＝978049(1+0.0052884sin2φ-0.0000059sin22φ)。根据人造地球卫星测定的地球形状和重力数据，国际大地测量和地球物理学联合会先后几次推荐新的正常重力公式。由于采用的正常重力公式不同，同一点上的重力异常数值也不同。
海洋重力校正 将地球表面任意点上的观测重力值归算到该点大地水准面上，这种换算方法统称重力校正，也称重力归算。
① 自由空间校正 (δgF)。地表测点的观测重力值归算到高程起算零点的大地水准面或海平面上的校正项，称自由空间校正，或以提出这个方法的法国天文学家H.法耶命名，称为法耶校正。船上重力仪测量时，观测值几乎是海平面上的值，一般不再引入这项校正。
② 布格校正（δgB）。法国大地测量学家 P.布格1735～1741年间提出并运用的一种重力校正方法，后人称作布格校正。它的含意是从测点观测重力值中去掉测点水准面与海平面之间这层物质（中间层物质）的引力，然后再引入自由空间校正。海上布格校正的意义为填补海水层(密度为1.03克/厘3)相对中间层物质的质量不足。常取中间层物质密度为2.67克/厘3，这时海上布格校正δgB＝0.0687H（毫伽），H为测点水深，以米为单位。
③ 地形校正。不论陆地，还是海底，测点或测点对应的海底点附近的地形总是高低起伏的。高于测点水准面的多余物质和低于测点水准面的"短缺"物质都会使该点观测重力值减小，为此而引入的校正称局部地形校正(δgd)。它总为正值,相当于把测点水准面上下的盈亏质量"削平补齐"。对海底地形切割剧烈的海区可参照陆上地形校正方法进行，尔后再引入布格校正。常将布格校正扩展到全球范围，即去掉整个地球的海平面以上地形质量和海平面与海底间水层亏损质量的引力效应，这时称全地形校正(δgn)。
④ 均衡校正 (δgJ)。"均衡"一词源出希腊文，意指相同的状态或相等的压力。大地测量和重力测量的结果表明，地壳均衡的现象是普遍存在的。均衡校正分两步进行：先进行全地形校正，再计算这部分物质沿垂直方向均匀充填到均衡补偿面，即所谓补偿质量所产生的引力效应（称补偿校正δgc）,然后加到观测重力值中去。这两个步骤合称地形 -均衡校正。计算均衡校正时，不同的均衡假说有不同的均衡模式和公式，或按均衡密度差（普拉特假说），或按均衡深度差（艾里假说）引入校正。
重力异常 几种海洋重力异常表达式为：
① 自由空间异常(ΔgF)
ΔgF＝gH-γ0
式中gH经过零点漂移校正，厄特渥斯校正后以绝对值表示的观测重力值；γ0为正常重力值。
② 布格异常(ΔgB)
ΔgB＝ΔgF+0.0687H
③ 均衡异常(ΔgJ)
ΔgJ＝ΔgF-δgD+δgC
以上三种异常是可以相互换算的。简单说来，海上自由空间异常客观地反映出海洋表面重力异常场的特征，但它对海底地形变化极为敏感；布格异常表征着海洋地壳的物质组成相对于平均地壳密度的差异；均衡异常反映了由于地壳运动产生的对静力平衡的偏离，研究均衡破坏可以了解地球内部发生的动力作用，并获得有关新构造运动的信息。均衡异常值介于自由空间异常和布格异常值之间。在大洋盆地区，一般近似地将自由空间异常视作均衡异常。
一般特征 尽管目前世界海洋的重力测量覆盖程度很不平衡，但从已有的调查成果看，海洋上重力异常场的空间展布有着特定的规律性。对应于不同的地质构造单元和海底地貌单元的异常呈现出各自的特征。①大洋盆地。自由空间异常表现为相当平静的、幅度不大而异常值接近于零的特点；布格异常为+250～+400毫伽的高值。②大洋中脊。ΔgF幅度不大，约为+20～+40毫伽,而ΔgB 相对两侧洋盆区有明显下降。③火山岛链。清楚地呈现高达+100～+200毫伽的空间异常带。夏威夷群岛的瓦胡岛，其上ΔgF值竟高达＋700多毫伽，表明这里地壳的不均衡。④海底高原。有着微弱的正空间异常，布格异常也较洋盆区低。⑤岛弧海沟系。这里的重力剖面显示出ΔgF、ΔgB和ΔgJ的剧烈变化。如从日本岛弧到太平洋，ΔgB从-28毫伽剧增到＋450毫伽，ΔgF由+140毫伽降到海沟处的-310毫伽，部分地段重力水平梯度高达4～5毫伽/公里。深海沟对应着一条－200～-240毫伽的空间异常带和负均衡异常带。波多黎各海沟的ΔgF为－350毫伽，是目前发现的海上最低值。⑥被动大陆边缘。由大陆向大洋过渡，自由空间异常由正（+50～+70毫伽）变为负值(-50～-100毫伽),而布格异常由弱至强，以密集的重力梯阶带出现。⑦大陆架区。ΔgF和ΔgB都具有幅度不大（-30～+30毫伽），波长较短的特点，反映着复杂的海底密度差异。
地质解释 根据海上重力异常的分布规律，运用位场理论，揭示引起异常的地质因素以及两者间的内在联系，进而利用这种联系去解决海洋地质学的问题，这个阶段称为异常的地质解释。海上重力异常通常为以下几种地质因素引起的：①沉积层的厚度变化和纵、横向密度差异；②结晶基底面的起伏或内部的结构分异；③莫霍面的起伏和上地幔的侧向密度不均匀等。
对异常解释时运用从已知推未知、由陆及海，几种资料相互综合的原则，具体的分析引起异常的地质因素。同时，可辅之以定量计算。普遍采用的计算方法是最优化选择法。它根据海上地震测量资料和地震波速度同岩层密度的相关关系，建立地壳剖面的密度模型，计算它的重力效应；通过不断修正模型参数（层的厚度、产状及密度值），使计算异常值与实测异常值很好吻合，这样的模型视作异常的最佳解。
由于解决的地质任务不同，对异常解释和处理的方法也不尽相同。如：为了阐明海区含油沉积盆地的规模和次级构造区划，应引入区域校正，消除深部因素的效应；逐层"剥离"沉积岩层的重力影响后，得到的深部重力异常可用于估算莫霍面的深度和上地幔测向密度差异；与地震、地磁、热流资料相结合，可提高确定异常源属性的可靠性等。
正常重力值 把地球近似地看作表面光滑、内部质量分布均匀、赤道半径大于极半径的旋转椭球体。椭球体表面上各点的重力值称正常重力值或理论重力值，其计算公式称为正常重力公式。目前，国际上通用两个正常重力公式。① 1901～1909年引入的黑尔默特公式：γ 1901＝978030(1＋0.005302sin2φ－0.000007sin22φ，式中υ表示正常重力值,单位为毫伽（10-3伽）；φ为计算点的地理纬度。
② 1930年确定的正常重力公式，称卡西尼公式：γ1930＝978049(1+0.0052884sin2φ-0.0000059sin22φ)。根据人造地球卫星测定的地球形状和重力数据，国际大地测量和地球物理学联合会先后几次推荐新的正常重力公式。由于采用的正常重力公式不同，同一点上的重力异常数值也不同。
海洋重力校正 将地球表面任意点上的观测重力值归算到该点大地水准面上，这种换算方法统称重力校正，也称重力归算。
① 自由空间校正 (δgF)。地表测点的观测重力值归算到高程起算零点的大地水准面或海平面上的校正项，称自由空间校正，或以提出这个方法的法国天文学家H.法耶命名，称为法耶校正。船上重力仪测量时，观测值几乎是海平面上的值，一般不再引入这项校正。
② 布格校正（δgB）。法国大地测量学家 P.布格1735～1741年间提出并运用的一种重力校正方法，后人称作布格校正。它的含意是从测点观测重力值中去掉测点水准面与海平面之间这层物质（中间层物质）的引力，然后再引入自由空间校正。海上布格校正的意义为填补海水层(密度为1.03克/厘3)相对中间层物质的质量不足。常取中间层物质密度为2.67克/厘3，这时海上布格校正δgB＝0.0687H（毫伽），H为测点水深，以米为单位。
③ 地形校正。不论陆地，还是海底，测点或测点对应的海底点附近的地形总是高低起伏的。高于测点水准面的多余物质和低于测点水准面的"短缺"物质都会使该点观测重力值减小，为此而引入的校正称局部地形校正(δgd)。它总为正值,相当于把测点水准面上下的盈亏质量"削平补齐"。对海底地形切割剧烈的海区可参照陆上地形校正方法进行，尔后再引入布格校正。常将布格校正扩展到全球范围，即去掉整个地球的海平面以上地形质量和海平面与海底间水层亏损质量的引力效应，这时称全地形校正(δgn)。
④ 均衡校正 (δgJ)。"均衡"一词源出希腊文，意指相同的状态或相等的压力。大地测量和重力测量的结果表明，地壳均衡的现象是普遍存在的。均衡校正分两步进行：先进行全地形校正，再计算这部分物质沿垂直方向均匀充填到均衡补偿面，即所谓补偿质量所产生的引力效应（称补偿校正δgc）,然后加到观测重力值中去。这两个步骤合称地形 -均衡校正。计算均衡校正时，不同的均衡假说有不同的均衡模式和公式，或按均衡密度差（普拉特假说），或按均衡深度差（艾里假说）引入校正。
重力异常 几种海洋重力异常表达式为：
① 自由空间异常(ΔgF)
ΔgF＝gH-γ0
式中gH经过零点漂移校正，厄特渥斯校正后以绝对值表示的观测重力值；γ0为正常重力值。
② 布格异常(ΔgB)
ΔgB＝ΔgF+0.0687H
③ 均衡异常(ΔgJ)
ΔgJ＝ΔgF-δgD+δgC
以上三种异常是可以相互换算的。简单说来，海上自由空间异常客观地反映出海洋表面重力异常场的特征，但它对海底地形变化极为敏感；布格异常表征着海洋地壳的物质组成相对于平均地壳密度的差异；均衡异常反映了由于地壳运动产生的对静力平衡的偏离，研究均衡破坏可以了解地球内部发生的动力作用，并获得有关新构造运动的信息。均衡异常值介于自由空间异常和布格异常值之间。在大洋盆地区，一般近似地将自由空间异常视作均衡异常。
一般特征 尽管目前世界海洋的重力测量覆盖程度很不平衡，但从已有的调查成果看，海洋上重力异常场的空间展布有着特定的规律性。对应于不同的地质构造单元和海底地貌单元的异常呈现出各自的特征。①大洋盆地。自由空间异常表现为相当平静的、幅度不大而异常值接近于零的特点；布格异常为+250～+400毫伽的高值。②大洋中脊。ΔgF幅度不大，约为+20～+40毫伽,而ΔgB 相对两侧洋盆区有明显下降。③火山岛链。清楚地呈现高达+100～+200毫伽的空间异常带。夏威夷群岛的瓦胡岛，其上ΔgF值竟高达＋700多毫伽，表明这里地壳的不均衡。④海底高原。有着微弱的正空间异常，布格异常也较洋盆区低。⑤岛弧海沟系。这里的重力剖面显示出ΔgF、ΔgB和ΔgJ的剧烈变化。如从日本岛弧到太平洋，ΔgB从-28毫伽剧增到＋450毫伽，ΔgF由+140毫伽降到海沟处的-310毫伽，部分地段重力水平梯度高达4～5毫伽/公里。深海沟对应着一条－200～-240毫伽的空间异常带和负均衡异常带。波多黎各海沟的ΔgF为－350毫伽，是目前发现的海上最低值。⑥被动大陆边缘。由大陆向大洋过渡，自由空间异常由正（+50～+70毫伽）变为负值(-50～-100毫伽),而布格异常由弱至强，以密集的重力梯阶带出现。⑦大陆架区。ΔgF和ΔgB都具有幅度不大（-30～+30毫伽），波长较短的特点，反映着复杂的海底密度差异。
地质解释 根据海上重力异常的分布规律，运用位场理论，揭示引起异常的地质因素以及两者间的内在联系，进而利用这种联系去解决海洋地质学的问题，这个阶段称为异常的地质解释。海上重力异常通常为以下几种地质因素引起的：①沉积层的厚度变化和纵、横向密度差异；②结晶基底面的起伏或内部的结构分异；③莫霍面的起伏和上地幔的侧向密度不均匀等。
对异常解释时运用从已知推未知、由陆及海，几种资料相互综合的原则，具体的分析引起异常的地质因素。同时，可辅之以定量计算。普遍采用的计算方法是最优化选择法。它根据海上地震测量资料和地震波速度同岩层密度的相关关系，建立地壳剖面的密度模型，计算它的重力效应；通过不断修正模型参数（层的厚度、产状及密度值），使计算异常值与实测异常值很好吻合，这样的模型视作异常的最佳解。
由于解决的地质任务不同，对异常解释和处理的方法也不尽相同。如：为了阐明海区含油沉积盆地的规模和次级构造区划，应引入区域校正，消除深部因素的效应；逐层"剥离"沉积岩层的重力影响后，得到的深部重力异常可用于估算莫霍面的深度和上地幔测向密度差异；与地震、地磁、热流资料相结合，可提高确定异常源属性的可靠性等。
说明：补充资料仅用于学习参考，请勿用于其它任何用途。
参考词条