Применение методов дистанционного зондирования позволяет получить данные о состоянии дна акваторий мелководных морей и шельфовых зон океана. В результате дешифрирования и обработки этих данных в совокупности с материалами геолого-геофизических исследований может быть получена принципиально новая информация, как о топографии морского дна, так и динамических процессах, происходящих на шельфе. Широкие возможности для изучения донного рельефа из космоса открыли также радиолокационные исследования. Совместный анализ космических снимков, полученных в видимом и СВЧ диапазонах спектра, позволил установить ряд проявлений на морской поверхности, связанных с влиянием морского дна [11], а именно:

1. Рефракция волн на мелководье и в прибрежной зоне (глубины моря 0-100 м);

2. Модуляция поверхностного мелкомасштабного ветрового волнения при обтекании потоком (приливным) неоднородностей дна

(глубины 5-40 м);

3. Динамические процессы в приливно-отливной зоне (зона осушки, глубины 0-10 м);

4. Внутренние волны (ВВ) в шельфовой зоне и в глубоком океане;

5. Взаимодействие динамических или волновых процессов в толще океана с глубоководными формами подводного рельефа (глубины большие 100-200 м), следствием чего являются различные аномалии и неоднородности на морской поверхности (МП). При этом регистрируются два основных типа поверхностных проявлений: в виде чередующихся полос или одиночных полос-границ;

6. Эффект «аномального космического видения».

 

1. Рефракции волн на мелководье

Одним из наиболее важных явлений перестройки структуры волнения на мелководье следует считать рефракцию волн (рис. 1). Суть этого явления заключается в том, что в условиях мелкой воды (глубина моря становится сравнимой с длиной волны поверхностных волн) фазовая скорость волн (С) начинает зависеть от глубины места (Н): C=(gH)^1/2. Поэтому при распространении волн над дном, меняющим свою глубину, происходит постепенное изменение параметров волн скорости, длины, высоты и направления распространения, кроме периода [9,10].

Фронты волн стремятся принять положение примерно параллельное изобатам. Они преломляются, когда проходят над глубинами, резко меняющими скорость распространения волн. Часть волнового фронта, находящаяся на меньших глубинах, замедляется в результате локального уменьшения фазовой скорости. В результате происходит разворот волновых фронтов и в итоге они принимают положение параллельное изобатам, а на границах форм подводного рельефа – их пересечение. Явление рефракции позволяет выяснить общие особенности строения подводного рельефа в прибрежной зоне, выделять протяженные подводные впадины или возвышенности по внешнему виду волнового поля. Так как явление рефракции в прибрежной зоне при наличии длинных волн (зыби) наблюдается повсеместно, свойства рефракции исследованы по спутниковым и самолетным фотоснимкам и РЛИ [9,10].

Методика "восстановления" рельефа дна сводится к построению схем или карт рефракции (фронтов волн и ортогоналей) и наложению их на изображение морской поверхности. Схемы рефракции представляют собой чертежи, на которых системой линий показаны положения фронтов (гребней) волн и их ортогоналей (волновых векторов, в каждой точке нормальных к волновым фронтам). Известно, что при расхождении ортогоналей амплитуда волнения уменьшается, а при схождении – увеличивается. Волны, распространяющиеся над подводными ложбинами или впадинами, движутся в условиях глубокой воды и перемещаются с большей скоростью, чем над ее краями - в результате над впадинами имеет место расхождение ортогоналей; при распространении волн над подводными возвышенностями происходит схождение ортогоналей. В результате меньшие высоты волн наблюдаются над подводными впадинами, а большие - над возвышенностями. В общем случае поднятие дна, вызывающее схождение волн к своей вершине, обычно является местом существенного усиления волнения, часто здесь наблюдается беспорядочное обрушение волн, толчея. Очень малые глубины часто бывают видны из-за интерференции волн, приходящих со всех сторон к отмели.

Радиолокационные изображения (РЛИ) мелководных участков шельфа вместе со схемами с нанесенными на них фронтами и ортогоналями волн также могут быть информативны и полезны в тех случаях, когда проводятся морские работы на шельфе. Поскольку на РЛИ также фиксируются длинные поверхностные волны (с длиной волны L>50 м), методика построения схем рефракции практически ничем не отличается от методики, разработанных для аэро- и космических фотоснимков.

 

2. Рельеф мелководных участков шельфа в приливных морях на радиолокационные изображениях

Первые наблюдения подводной топографии с помощью самолетного радиолокатора бокового обзора (РЛСБО) были проведены в Северном море [13,14]. Во время полета океанографического спутника SEASAT в 1978 г. была впервые показана возможность регистрации элементов подводной топографии с помощью РСА и были получены радиолокационные изображения подводной топографии [15,16].Наблюдение подводной топографии на шельфе с помощью РСА считается одним из самых важных результатов, полученных во время полетf ИСЗ Seasat. В результате самолетных и спутниковых исследований было установлено, что эти явления наблюдаются регулярно (с периодичностью прилива), и выяснены общие закономерности и особенности процесса формирования изображения.

Модуляция поверхностного мелкомасштабного ветрового волнения при обтекании потоком (приливным) неоднородностей дна (глубины 5-40 м). Отображение подводной топографии на РЛИ появляется из-за изменения отраженного морской поверхностью СВЧ-излучения, вследствие модуляции гравитационно-капиллярных волн (ГКВ) и модуляции наклонов поверхности.

Отображение рельефа дна на РЛИ связано, главным образом, с локальной трансформацией поля сильных приливно-отливных течений над формами подводного рельефа на мелководьях. Банки и др. формы рельефа на мелководных участках шельфа могут отобразиться на РЛИ только при выполнении ряда условий, а именно: (1) глубина моря над банками не должна превышать 5-15 м, (2) банки должны иметь достаточную протяженность, (3) скорость приливного течения в момент съемки - не менее 0,7-1,0 м/с, и (4) ветер - более 5 м/с. Согласно [12] градиент скорости приливного течения, вызванный обтеканием форм подводного рельефа, пропорциональный наклону дна и обратно пропорциональный квадрату глубины, имеет величину порядка 10^-3 с^-1. Для количественной оценки контраста интенсивности РИ, обусловленного градиентом течения, используется теоретическое выражение, полученное в предположении, что возмущения спектра ГКВ определяются балансом энергии между действием деформирующих сил течения и процессами релаксации волн к равновесному состоянию (см. [12]). Это выражение можно использовать для расчета контраста поверхностных неоднородностей, обусловленных подводной топографией.

В качестве наилучших условий для возникновения контраста рассматривают перпендикулярность гребню подводной возвышенности, направления приливного течения и направления зондирования. Особенностью неоднородностей УЭПР, обусловленных донной топографией, является то, что над передним по ходу приливного течения склоном подводной возвышенности, где градиент положителен, имеет место снижение УЭПР (темная полоса на изображении), в то время как над задним склоном, где градиент отрицателен, контраст РЛИ положителен (светлая полоса на изображении). При смене направления приливного потока области положительного и отрицательного контрастов меняются местами, что подтверждено экспериментом, проводившимся при съемках со спутника Seasat [12].

Иногда система банок на радиолокационных изображениях отображается с большой точностью и детальностью. Возможно, что некоторое повышение интенсивности изображения на банках связано также с сулоями, которые возникают из-за трансформации встречных ветровых волн на сильном течении.

Сравнение РЛИ Северного моря и батиметрических карт того же масштаба показало практически полное совпадение вплоть до мельчайших деталей - на изображениях полосы светлого тона располагаются над гребнями банок, более темные полосы смещены и располагаются над склонами банок. На РЛИ крутому склону банок (северо-восточный склон) соответствует более яркий отклик (светлый тон изображения), а пологому (юго-западный склон) – менее яркий (темный тон изображения). На пологих склонах банок наблюдаются и вторичные формы подводного рельефа - песчаные волны, хорошо видимые в нижней части РЛИ на рис. 2-4. Эти песчаные волны формируются придонными течениями, которые в отличие от поверхностных, обтекающих банки, движутся у дна вдоль их простирания, поэтому гребни песчаных волн расположены примерно перпендикулярно среднему направлению приливного течения. Они имеют типичную высоту от 1 до 4 метра и расстояние между гребными порядка сотен метров. Механизм их появления на РЛИ аналогичен вышеописанному.

 

3. Динамические процессы в приливно-отливной зоне шельфа (зона осушки)

Как оптическая, так и радиолокационная съемка, выполненная в разные фазы прилива, позволяет достаточно подробно изучить подводный рельеф в зонах осушки на ваттах приливных морей [1]. Процессы в прибрежных зонах приливных морей крайне интенсивны: течения, возникающие во время приливного цикла, вызывают значительные периодические изменения в приливно-отливной зоне шельфа. Процессы эрозии и седиментации значительно видоизменяют донный "ландшафт": намываются, разрушаются и меняют свое положение песчаные отмели и острова, изменяется направление приливных каналов и желобов. Через устья рек в моря выносится большое количество осадочного материала и загрязнений. В последнее время большое значение приливно-отливные зоны шельфа приобрели в связи с разведкой и разработкой месторождений полезных ископаемых, в частности нефти и газа.

Приливно-отливная зона Гельголандской бухты Северного моря представляет собой типичные ватты, а устье реки - классический эстуарий. Здесь на обширных ваттах под влиянием речного стока и приливов формируется характерная сеть приливно-отливных желобов и сточных каналов различных размеров, которая в плане имеет сложную разветвленную структуру. Наиболее крупные каналы, скорее всего, унаследованы от расположенных на дне подводных продолжений речных долин суши, сформированных в эпоху регрессии Мирового океана во время последнего покровного оледенения. В ходе последующей трансгрессии они были затоплены, а за счет активного действия приливно-отливных течений – переуглублены. На рис. 5-6 показан пример РЛИ КА "Алмаз-1" на участок шельфа Гельголандской бухты Северного моря, прилегающего к устью р. Эльба, полученного вовремя отлива и приведена схема его интерпретации. Даже единственное РЛИ позволяет получить достаточно ценную информацию о структуре и формах рельефа приливно-отливной зоны шельфа [1], однако анализ разновременных снимков может дать информацию о динамических изменениях в приливной зоне.

 

4. Внутренние волны и их поверхностные проявления в шельфовой зоне и в глубоком океане 

Особенности их генерации, распространения и диссипации внутренних волн (ВВ) (см. Внутренние волны ) часто связаны с крупномасштабными формами подводного рельефа [10]. Так же как и поверхностные волны, ВВ испытывают рефракцию, распространяясь на неоднородным дном. Процесс рефракции - это искривление фронта ВВ под влиянием глубины места (замедление волн, распространяющихся на мелкой воде) или на горизонтальных течениях. По мере распространения на шельфе ВВ активно взаимодействуют с дном. Рефракция из-за такого взаимодействия, а также возможное уменьшение глубины пикноклина выстраивает гребни ВВ вдоль изобат, при этом скорость распространения и амплитуда волн уменьшается.

Кроме того, цуги ВВ, распространяющиеся вдоль изобат в мелководном море, практически не подвержены рефракции, а распространяющиеся поперек изобат, испытают заметную рефракцию. Так как явление рефракции ВВ наблюдается повсеместно в прибрежной зоне на бóльших глубинах, чем для поверхностных волн, свойства рефракции ВВ могут быть использованы для выяснения общих особенностей строения рельефа дна, выделения протяженных подводных впадин, возвышенностей или подводных гор по внешнему виду волнового поля и исследованы по спутниковым фотоснимкам и РЛИ [2] (рис. 7).

 

5. Взаимодействие динамических или волновых процессов в толще океана с глубоководными формами подводного рельефа 

Следствием взаимодействия динамических или волновых процессов в толще океана с глубоководными формами подводного рельефа (главным образом подводными горами и банками) могут являться различные аномалии и неоднородности на морской поверхности, возникающие непосредственно на объектом или на некотором расстоянии от него. При этом регистрируются два основных типа поверхностных проявлений: в виде чередующихся полос или одиночных полос-границ.

 

6. Эффект «аномального космического видения»

Хорошо известно, что максимальная глубина видимости в самых прозрачных водах океана достигает 60-70 м [10]. Влияние атмосферной дымки и эффект рассеивания в верхнем слое моря уменьшают предельную глубину до 10-20 м.

Однако космонавты и астронавты неоднократно сообщали о том, что они наблюдали участки подводного рельефа, расположенные на глубинах от 200 до 2600 м [5-8]. Это явление получило название «аномальное космическое видение» дна моря. Аномальность заключается в том, что из космоса удается увидеть структурные элементы дна океана на глубинах, существенно превышающие пределы прямой видимости.

Систематические наблюдения, проведенные в 1978 г. на орбитальной станции «Салют-6», позволили выявить на поверхности океана различные поверхности раздела, воспринимаемые визуально [6]. В дальнейшем различные своды, ложбины, валы отмечали в океане многие космонавты. По-видимому, одна из первых попыток анализа «космического видения» подводного рельефа была выполнена в работе [5]. В ней отмечено, что фотографирование из космоса позволяет получить изображение подводного рельефа на большей глубине, чем при аэрофотосъемке. Для решения возникших проблем предложена серия гипотез и подходов, показавших, что с физической и геолого-геофизической точек зрения возможны косвенные наблюдения дна акваторий с космических кораблей [5,6].

В общем случае эффект «аномального космического видения» объясняют тем, что водные массы морей и океанов испытывают воздействие системы геофизических полей и их пограничных эффектов. Под воздействием геофизических полей формируются геодинамически активные зоны разрывных нарушений. Они прослеживаются как в глубинных, так и в верхних слоях земной коры, и могут влиять на особенности строения дна, на локальные изменения гидрофизических свойств водной толщи, в том числе и на её спектральные характеристики.

 

 

 

Рис. 1. Рефракция морских волн в Сиднейском заливе (Австралия) на радиолокационном изображении спутника TerraSAR-X (2007). ÓDLR, InfoTerra 

 

Рис. 2а. Отображение песчаных банок в проливе Па-де-Кале на РЛИ Seasat (19.08.1978, 06:46 UTC). © JPL

Рис. 2б. Карта-схема участка дна у побережья пролива Па-де-Кале на РЛИ Seasat.

 

 

 

Рис. 3а, б. Отображение песчаных банок и нефтяных платформ в Северном море на РЛИ «Алмаз-1» (29.07.1991, 15:39 UTC) и карта-схема участка дна с положением РСА-изображения. © НПО машиностроения

 

 

Рис. 4а. Отображение песчаных банок в Северном море на входе в пролив Па-де-Кале на РЛИ «Алмаз-1» (29.07.1991, 15:39 UTC) и карта-схема участка дна и положение РСА-изображения. © НПО машиностроения

 

 

Рис. 4б. Карта-схема участка дна с положением РСА-изображения (верхние два кадра). © НПО машиностроения

 

Рис. 5а, б. Устье р. Эльба во время отлива на РЛИ «Алмаз-1» (29.06.91, 06:31 UTC) и схема геолого-геоморфологической интерпретации. На РЛИ хорошо видна древовидная структура сточных желобов и каналов. © НПО машиностроения

 

Рис. 6. Песчаные банки, отмели и приливно-отливные желоба в устье реки Кускоквин на Аляске на РЛИ Seasat (13.07.1978, 06:12 UTC). © JPL
 

 

 

 
Рис. 7. Фрагмент РЛИ спутника Radarsat (13.08.2002, 11:01 UTC) с наложенными изобатами, иллюстрирующий места генерации внутренних волн на шельфе Нью-Йоркской бухты [Бондур и др., 2006].

 

Литература

 

1.  Авенариус И.Г., Иванов А.Ю., Широков П.А., Шкарин В.Е. Морфоструктурная интерпретация данных радиолокационного зондирования с космического аппарата «Алмаз-1» (на примере шельфа Гельголандской бухты Северного моря) // Исслед. Земли из космоса, 1994. № 5. С. 87-93.

2.  Бондур В.Г., Морозов Е.Г., Бельчанский Г.И., Гребенюк Ю.В. Радиолокационная съемка и численное моделирование внутренних приливных волн в шельфовой зоне // Исслед. Земли из космоса, 2006. № 2. С. 51-63.

3.  Власов Д.В., Горбунов А.Я., Демин Л.С. и др. К объяснению эффекта «аномального космического видения» дна морей и океанов // Проблемы лазерного аэрозондирования поверхности Земли. Ташкент: ТашПИ, 1985. С. 11-18.

4.  Гридин В.И. Новые технологии системно-аэрокосмического изучения нефтегазоносных акваторий // Технологии ТЭК, № 5. 2006.

5.  Гридин В.И. Эффект «аномального космического видения» дна моря и перспективы использования системно-аэрокосмических методов для изучения Каспийского моря // Прикаспийский регион. Проблемы социально-экономического развития. М.: ВИНИТИ, 1987. Т. 8. Аэрокосмические исследования. С. 254-260. 

6.  Исааков В.Т., Коваленок В.В., Лазарев А.И., Даминова Т.А. Наблюдение с орбитальной станции «Салют-6» цветовых и яркостных контрастов, коррелированных с рельефом дна океана // Исслед. Земли из космоса, 1986. № 1. С. 26-31. 

7.  Лазарев А.И., Коваленок В.В., Авакян С.В. Исследование Земли с пилотируемых космических кораблей. Л.: Гидрометеоиздат, 1987, 399 с. 

8.  Лазарев А.И., Лебединец В.Н., Мирошников М.М. и др. Оптические исследования структуры природных образований из космоса. Тр. ГОИ, 1993. Т. 77. Вып. 211. 

9.  Лакомб А. Физическая океанография. М.: Мир, 1974, 495 c.

10.  Применение аэрометодов для исследования моря / Под ред. В.Г. Здановича М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1963, 546 с.

11.  Яковлев В.П. Радиолокационные исследования подводной топографии // Зарубежная радиоэлектроника, 1989. N 6. C. 15-29.

12.  Alpers W., Hennings I.A theory of the imaging mechanism of underwater bottom topography by real and synthetic aperture radar // J. Geophys. Res., 1984. V. C89. N 6. Р. 10529-10546.

13.  de Loor G.P. and Brunsveld van Hulten H.W. Microwave measurement over the North Sea // Boundary Layer Meteorology, 1978. V. 13. N 1. P. 113-131.

14.  de Loor G.P. The observation of tidal patterns, currents and bathimetry with SAR imagery of the sea // IEEE Trans. J. Ocean. Eng., 1981. V. 6. N 4. P. 124-129.

15.  Kashischke E.S. et al. Detection of bottom topography features on SEASAT synthetic aperture radar imagery // Photogram. Eng. & Rem. Sens., 1983. V. 49. P. 1341-1353.

16.  Lodge D.W.S. Surface expressions of bathimetry on Seasat synthetic aperture radar images // Int. J. Rem. Sens., 1983. V. 4. N 3. P. 639-653.

17.  Shuchman R.A., Kasischke E.S. Refraction of coastal ocean waves. In: Spaceborne synthetic aperture radar for oceanography. Johns Hopkins University Press, Baltimore, 1981.