Исследование Земли из Космоса, 2023, № 6, стр. 35-51

ВВЕДЕНИЕ

В океанологии подъем глубинных холодных вод к поверхности моря/океана называют апвеллингом (Fischer, Green, 2013). Наиболее часто апвеллинги наблюдаются у западных границ материков, где более холодные и богатые биогенами воды перемещаются из глубин океана к поверхности, замещая более тёплые поверхностные воды. Апвеллинги могут встречаться практически в любом районе Мирового океана. Различают как минимум три основных типа: прибрежный апвеллинг; крупномасштабный ветровой апвеллинг в открытом океане; апвеллинг, связанный с топографией морского дна, а также и ряд других. Апвеллинг (восходящий поток морской воды) и даунвеллинг (нисходящий поток) являются типичными эпизодическими явлениями в некоторых внутренних морях, включая Черное море.

Как показывают исследования, из-за специфики физико-географических особенностей побережья Черного моря и преобладающих ветров, у северо-западного, северо-восточного и южного берегов моря, апвеллинг проявляется достаточно часто. Как правило, для возникновения апвеллинга необходим устойчивый, т.н. апвеллинговый ветер, дующий вдоль берега (Горячкин, 2018; Станичная, Станичный, 2021). Холодная вода из-под сезонного термоклина в период его существования поднимается, достигая поверхности, где она заменяет хорошо перемешанный, значительно более теплый верхний слой и создает обширные холодные пятна. При возникновении апвеллинга понижение температуры воды составляет от 3–4 до 10–11°С. Типичные временные масштабы апвеллинга варьируют от нескольких дней до недель. Как правило, в Черном море апвеллинг длится от 2–3 до 5–6 сут и даже более, после чего температура воды повышается до стандартных сезонных значений. Степень интенсивности апвеллинга можно оценить с использованием внутреннего радиуса Россби (Fischer, Green, 2013), который для Черного моря составляет около 20 км (Павлушин и др., 2019). В теплое время года, когда поверхность моря прогрета, апвеллинг наблюдается в спутниковых и подспутниковых данных как локальная область пониженной температуры воды.

В общем случае развитие апвеллинга происходит в две фазы: 1) активная фаза, когда прогретый поверхностный слой вод сдвигается ветром и замещается водными массами с глубины, и 2) фаза релаксации, когда ветер стихает, но на поверхности моря продолжает сохраняться сильный градиент температуры или плотности. Во время второй фазы часто формируются т.н. филаменты – струи, направленные в открытое море, образующие мелкомасштабные вихревые структуры, скорее всего, в результате бароклинной неустойчивости фронта (границы раздела теплых/холодных вод).

Изучению апвеллинга в Черном море и причин его возникновения методами дистанционного зондирования посвящено большое количество работ. По-видимому, впервые к проблеме изучения апвеллинга с помощью данных дистанционного зондирования в России обратилась И.А. Бычкова (см.: Бычкова и др. 1985, 1988; Бычкова, Викторов, 1987). Проявления апвеллингов изучались главным образом в поле ТПМ (Гинзбург и др., 1997; Горячкин, 2018;), а затем и по данным космической радиолокации – на радиолокационных изображениях (РЛИ) (Hsu et al., 1995; Clemente-Colón, Yan, 1999, 2000; Kozlov et al., 2011). В настоящее время в связи с возможностью использования разнообразной спутниковой аппаратуры: сканеров цвета, инфракрасных (ИК) радиометров, спектрорадиометров и радиолокаторов, исследования апвеллингов проводится с использованием мультисенсорного подхода (Lin et al., 2002; Li et al., 2009; Гурова, Иванов, 2011; Gurova et al., 2015; Lehmann et al., 2012).

Работы по изучению апвеллингов на Балтике, в том числе с использованием численного моделирования показали, что модели достоверно воспроизводят особенности поля ТПМ и ряд других особенностей явления не только на поверхности, но и в верхнем слое моря (Kowalewski, Ostrowski, 2005; Lehmann, Myrberg, 2008; Голенко, 2010; Myrberg et al., 2010). В последнее время в этом направлении активно изучаются и черноморские апвеллинги (Полонский, Музылева, 2016; Зацепин и др., 2016; Сильвестрова и др., 2017).

В целом мультиспектральные и мультидатчиковые (мультисенсорные) спутниковые данные – ценный материал для исследования апвеллингов. Они, в общем случае, позволяют увидеть развитие и пространственные масштабы явления, его структуру и определить контрасты температур. По данным дистанционного зондирования, главным образом по ИК-снимкам установлено, что прибрежный апвеллинг – это мезомасштабное явление со временем жизни от дней до недель. В процессе развития апвеллинга холодные воды распространяются на десятки километров в открытое море, образуя струи и пятна холодной воды, которые нередко попадают в орбиту вихрей или грибовидных структур или формируют изолированные холодные “линзы” (Станичная, Станичный, 2021).

В настоящей статье на основе анализа только данных ДЗЗ предпринята попытка уточнить особенности динамики апвеллингов, время от времени возникающих в Черном море, а также определить их основные характеристики.

СПУТНИКОВЫЕ НАБЛЮДЕНИЯ: МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Спутниковые данные дают уникальную возможность изучения процессов развития и трансформации апвеллинга путем исследования полей ТПМ, так как апвеллинг легко идентифицируется по характерным температурным контрастам (ΔТ). В связи с этим основными материалами для анализа апвеллингов в прибрежных частях Черного моря послужили спутниковые данные дистанционного зондирования, полученные квазисинхронно. Учитывая физико-географические особенности Черного моря, мы выбрали три района для исследований, где апвеллинги проявились наиболее ярко: первый район примыкает к северо-восточному побережью моря и расположен между Анапой и Туапсе; второй – к побережью Западного Крыма и Тендровской косе, а третий находится у побережья Турции, где интенсивный апвеллинг возникает достаточно часто. Эти проявления апвеллингов в Черном море отобразились практически во всех данных ДЗЗ во всех диапазонах электромагнитного спектра, что происходит не так часто. Наиболее интересными являются случаи, происшедшие в июле 2018 г. и июле–августе 2020 г.

Используемые для анализа данные включали снимки и изображения, а также готовые продукты (поля ТПМ и концентрации хлорофилла-а фитопланктона (chlor-a) за 2018 и 2020 гг. Большинство этих данных с пространственным разрешением 1 км доступно на сайте МГИ РАН (http://dvs.net.ru/mp/index_ru.shtml). Кроме этого, привлекались, обрабатывались и анализировались данные ИК-радиометра TIRS, установленного на американском ИСЗ Landsat-8 (ТПМ), мультиспектрального прибора MSI на европейском ИСЗ Sentinel-2, а также данные chlor-a европейского спутника Sentinel-3 и радиолокационные данные европейских ИСЗ Sentinel-1A и Sentinel-1B, полученные квазисинхронно. Все данные брались из открытых источников.

Кратко остановимся на основных характеристиках датчиков ДЗЗ, данные которых были использованы для изучения апвеллингов дистанционными методами.

1) Сканирующий радиометр AVHRR/3 (Advanced Very High Resolution Radiometer) с 6 спектральными каналами, установленный на ИСЗ серий NOAA и MetOp; он позволяет определять ТПМ с пространственным разрешением 1 км, шириной полосы обзора в 2900 км и периодичностью съемки 1–2 раза в сутки в зависимости от широты места.

2) Двухканальный ИК-радиометр TIRS (Thermal Infrared Sensor) на ИСЗ Landsat-8 позволяет получать “тепловые” изображения морской поверхности с разрешением по температуре ~0.7–1.0°С и пространственным разрешением ~100 м (в каналах 10.6 и 11.19 мкм). (Vanhellemont, 2020). Его ширина полосы обзора составляет 185 км, период повторной съемки – один раз в 16 сут. Для восстановления ТПО используется стандартный алгоритм (Landsat-8 Data Users Handbook, 2019), например, встроенный в программу “ScanEx Image Processor®”.

3) Сканирующий спектрорадиометр OLCI (Ocean and Land Colour Instrument) видимого диапазона на спутниках Sentinel-3A и Sentinel-3B предназначен для мониторинга океана, суши и криосферы. Данные OLCI с пространственным разрешением 300 м и шириной полосы обзора 1270 км привлекались для восстановления полей chlor-а.

4) Спектрорадиометр MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer, на ИСЗ Aqua, и радиометр VIIRS (Visible Infrared Imaging Radiometer Suite) на спутнике Suomi NPP, оба с разрешением 1 км и шириной полосы обзора 2300 и 3000 км соответственно, позволяют получать информацию о ТПМ и chlor-a.

5) Мультиспектральный прибор MSI (Multi-Spectral Instrument) на ИСЗ Sentinel-2A и Sentinel-2B позволяет получать оптические снимки в отраженном и рассеянном цвете с разрешением от 10 до 60 м с шириной полосы обзора 290 м.

6) Радиолокатор с синтезированной апертурой (РСА) на ИСЗ Sentinel-1A и Sentinel-1B (С-диапазон, длина волны 5.3 см). Наиболее востребованными для мониторинга морей оказались режимы радиолокационной съемки Interferometric Wide Swath и Extra Wide Swath (их РЛИ имеют пространственное разрешение 10 и 40 м, а ширина полосы обзора 240 и 400 км соответственно), повторяемость съемки один раз в 1–3 дня.

Дополнительно привлекались данные о гидрометеорологических условиях (ГМУ), в частности, о скорости и направлении ветра. Это были как срочные метеорологические измерения из открытых источников (в частности, веб-сервиса “Расписание погоды” https://rp5.ru), так и поля модельного ветра, визуализируемые в интернете (проект Earth, Visualization of Global Weather Conditions: https://earth.nullschool.net), а также данные реанализа GFS/NCEP, загружаемые на геопортал. Для удобства анализа все данные ДЗЗ в виде снимков, изображений и карт были размещены на черноморском геопортале ГК “СКАНЭКС”, работающем под управлением веб-ГИС приложения “Геомиксер” (http://geomixer.ru).

ЧЕРНОМОРСКИЕ АПВЕЛЛИНГИ В ДАННЫХ ДИСТАНЦИОННОГО ЗОНДИРОВАНИЯ

Ежедневные снимки из космоса в ИК-диапазоне дают практически полную, информацию об апвеллинге, его эволюции и динамике. Кратко рассмотрим ниже особенности черноморских апвеллингов на основе анализа снимков из космоса.

Апвеллинг в прибрежной зоне Анапа–Туапсе 3–12 июль 2018. Характерным примером явления апвеллинга в северо-восточной части Черного моря является событие, произошедшее в начале июля 2018 г. Благодаря воздействию устойчивых северо-западных ветров, скорость которых достигала 6–8 м/c, наблюдалось резкое понижение температуры поверхностного слоя воды на 7–8°С. Апвеллинг у северо-восточного побережья Черного моря образовался в период со 2.07 на 3.07.2020 и в итоге охватил протяженную прибрежную зону от Туапсе до Анапы. Уже с 12:00 UTC 2 июля 2018 г. вдоль этой прибрежной зоны начали преобладать сначала западные, а потом и северо-западные ветры. Примерно такие же ветры сохранялись в течение 3 июля. Возникли условия для формирования прибрежного апвеллинга. Под действием этих ГМУ 4–6 июля апвеллинг достиг своего максимума, а потом стал ослабевать, разбившись на два фрагмента: анапский и туапсинский (рис. 1).

Рис. 1.

Развитие апвеллинга в прибрежной зоне Анапа-Геленджик с 3 по 12 июля 2018 г. (по данным ИК-радиометров AVHRR).

Этот апвеллинг сопровождался значительным понижением ТПМ; по данным Краснодарского центра по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды 6 июля 2018 г. температура воды у Туапсе упала до 16°С, а у Новороссийска − до 13°С (ΔТ ~ 7–8°С). Съемка с TIRS пришлась на 9.07, т.е. на время, когда апвеллинг находился в стадии релаксации; по данным радиометра понижение ТПМ у Анапы составило 4,1°С при температуре воды в окружающем море 22°С. Этот апвеллинг сопровождался повышением концентрации chlor-a почти в 2 раза, до 1.0–1.5 мг/м³ при фоновых значениях в открытом море 0.5–0.8 мг/м³, причем области повышенных концентраций в районе Анапы совпали с областями апвеллинга.

Отметим и то, что Основное Черноморское течение (ОЧТ), двигаясь в этом месте с юго-востока на северо-запад, приводило к активному формированию прибрежных антициклонических вихрей в шельфовой зоне. Из-за близости ОЧТ апвеллинг у северо-восточного побережья моря сразу формировался в виде филаментов или струй, имеющих антициклоническую закрутку. Под воздействием этих факторов поднятая на поверхность холодная вода, захватывалась антициклоническими вихрями, сопряженными с ОЧТ, и выносилась на юго–восток в открытое море, в направлении, противоположном течению, что хорошо видно из рис. 1.

В итоге, апвеллинг у побережья Анапа-Геленджик был наиболее выражен 4–8 июля, что наблюдается в поле ТПМ (рис. 1). Следы апвеллинга в открытом море прослеживались плоть до 11.07.2018, и 12 июля апвеллинг исчез окончательно.

Апвеллинг у Тендровской косы и побережья Западного Крыма 7–12 июля 2020. Этот достаточно обширный и длительный апвеллинг случился в период 7–12 июля 2020 г. сразу в трех местах – его проявления наблюдались у Тендровской косы (благодаря орографии береговой черты и глубине моря, этот район считается одним из самых активных по количеству и длительности апвеллингов (Станичная, Станичный, 2021), у побережья Западного Крыма от м. Тарханкут до г. Евпатория и частично у побережья Южного Крыма. Он был спровоцирован устойчивым северо-западным ветром 5–8 м/с (до 10–12 м/с), который дул в период с вечера 7.07 по 9.07.2020 практически параллельно побережью. В итоге с 8 по 11 июля у Тендровской косы и у западного побережья Крыма сформировались три хорошо различимые зоны апвеллинга, видимые в поле ТПМ (рис. 2). 12 июля вследствие изменения направления ветра четкие проявления апвеллинга стали исчезать (рис. 2).

Рис. 2.

Развитие апвеллинга в прибрежных зонах Тендровской косы и Западного Крыма с 8 по 12 июля 2020 г. (по данным ИК радиометров AVHRR).

На снимках у Тендровской косы можно наблюдать довольно сложную форму апвеллинга с рядом филаментов, которые переносят холодные воды на значительное расстояние от берега. Однако этот апвеллинг не достиг максимального развития с аномально низкими значениями ТПМ и достаточно быстро ослаб.

ОЧТ, обычно направленное у южного побережья Крыма с востока на запад, по-видимому, ослабло настолько, что не образовало характерной серии антициклонических вихрей, которые в обычном состоянии приводят к выносу “линз” холодной воды на запад от побережья Крыма. В нашем случае под воздействием факторов среды поднятая на поверхность холодная вода выносилась на юго-восток в открытое море, в направлении, противоположном течению, возможно, под действием циклонической завихренности. Причем, как видно на рис. 3, достаточно обширная область, сформировалась к югу от п-ова Крым; она отобразилась в данных всех датчиков ДЗЗ. Следы этого апвеллинга на снимках из космоса прослеживались вплоть до 11.07.2018.

Рис. 3.

Квазисинхронное мультидатчиковое спутниковое наблюдение вод апвеллинга, вовлекаемых в открытое море, к югу от побережья Крыма. Апвеллинг проявляется в полях ТПМ (а), шероховатости морской поверхности (б), отраженного света (в) и хлорофилла (г) (сиреневой линией показан разрез на рис. 7).

Съемка ИК-радиометра TIRS зарегистрировала промежуточную фазу развития апвеллинга. По данным радиометра, понижение ТПМ у Тендровской косы составило 2.8°С, в прибрежной зоне м. Тарханкут – Евпатория – 4.5°С и около 4.1°С к югу от южного берега Крыма при ТПМ в окружающем море 20–21°С. Апвеллинг у Тендровской косы сопровождался повышением концентрации chlor-a у берега до 4–8 мг/м³, у побережья Западного и Южного Крыма до 1.4–1.5 мг/м³ (при максимальных значениях в 3–4 мг/м³) на фоне концентрации chlor-a в открытом море в 0.5–0.7 мг/м³.

Интересно сравнить данные различных систем ДЗЗ, полученные над обширной “линзой” холодной воды апвеллинга в открытом море (рис. 3). Эта апвеллинговая область хорошо видна, как в поле ТПМ (рис. 3, а), так и в поле chlor-а (рис. 3, г). На РЛИ она отобразилась темным тоном с многочисленными линейными сликами в центре и на периферии (рис. 3, б). Появление обширной темной РЛ-сигнатуры на этом РЛИ можно было бы объяснить пространственной неоднородностью восточного ветра, обтекающего юго-западную гористую оконечность п-ов Крым. Однако пространственное совпадение структур на рис. 3, а, 3, г указывает на их взаимосвязь и в итоге на дополнительную трансформацию поля ветра (его ослабление) над обширной областью холодной воды. В целом, похожая сигнатура отобразилась и на оптическом снимке в отраженном свете (рис. 3, в), полученном примерно 7 ч позже. Эта серия снимков еще раз подтверждает тот факт, что апвеллинг, вызывая изменения характеристик поверхности и верхнего слоя моря, проявляется как в поле температуры поверхности моря, так и в полях шероховатости и концентрации chlor-а, причем границы этих полей достаточно хорошо совпадают.

Заметим также, что почти одновременно образовался апвеллинг у побережья Турции, который также отобразился в данных ДЗЗ. Кроме того, благодаря развитию похожих ГМУ в период 13–14 июля апвеллинги у Тендровской косы и побережья Западного Крыма в период 13–14 июля возобновились.

Апвеллинги в прибрежной зоне Турции. Апвеллинг у побережья Турции (район побережья между гг. Зонгулдак (Zonguldak) и Инеболу (İnebolu)) при определенных ГМУ возникает у побережья между городами Зонгулдак и Инеболу достаточно часто и считается квазистационарным (Станичная, Станичный, 2021), т.е. может ослабевать и усиливаться вновь. Восточный/северо-восточный ветер для побережья Турции, особенно у этого участка побережья, является апвеллинговым, здесь и развивается соответствующее явление. Для развития апвеллинга у турецкого побережья необходим достаточно устойчивый ветер со скоростью более 5–6 м/с.

Такая ситуация сложилась в июле и августе 2020 г. Первое из событий произошло в конце первой декады июля; оно было обусловлено усилением воздушного потока на периферии антициклона над центральной Европой. Развитие апвеллинга в данном районе отобразилось на серии карт ТПМ (рис. 4). Благоприятная ситуация сложилась еще вечером 8 июля, именного тогда апвеллинг проявился в виде узкой прибрежной полосы холодной воды. Этот апвеллинг достиг максимальной силы 10 и 11 июля, а затем 12 июля циклон ослабел, и апвеллинг стал релаксировать (рис. 4). В стадии релаксации тело апвеллинга разбилось на ряд струй (обычно 2–3), направленных в открытое море, которые затем частично перекрылись теплой водой. Проявления это апвеллинга наблюдались в поле ТПМ вплоть до 20 чисел июля.

Рис. 4.

Апвеллинг у побережья Турции с 9 июля по 12 июля 2020 г. (по данным ИК-радиометров AVHRR).

Съемка TIRS произошла тогда, когда апвеллинг начал релаксировать; по данным радиометра перепад температур ΔТ составил около 8°С, минимальное значение в ядре было 14.8°С, значение ТПМ в окружающей воде было 22.4°С (рис. 7). По данным со сканера OLCI концентрация chlor-a в ядре апвеллинга местами повышалась до 6 мг/м³ при средней концентрации chlor-a мористее апвеллинга в 0.5–0.8 мг/м³.

Рис. 5.

Развитие апвеллинга в прибрежной зоне моря у побережья Турция с 4 по 9 августа 2020 г. (по ИК-радиометров AVHRR).

Рис. 6.

Поля температуры, полученные по данным радиометров TIRS на ИСЗ Landsat-8 (L-8) (слева), и фрагменты квазисинхронных РЛИ, полученные РСА Sentinel-1A (S-1A) (справа); а – у побережья Анапа-Геленджик, б – у Тендровской косы, в – у побережья Крыма м. Тарханкут-Евпатория, г, д – у побережья Турции в средине июля и начале августа 2020.

Рис. 7.

Температурные разрезы (ТПО по данным радиометра TIRS) через апвеллинги у турецкого побережья перпендикулярно ему (слева) и у Тендровской косы и западного побережья Крыма 10.07.2020 (справа).

Повторно, примерно в этом же месте апвеллинг случился в первой декаде августа 2020 г.; его развитие спровоцировал мощный, достаточно устойчивый северо-восточный перенос воздуха, развившийся над Черным морем. Еще вечером 2 августа вследствие движения воздушных масс на периферии антициклона, находившегося в западной части моря, вдоль прибрежной зоны Турции стал дуть северо-восточный ветер со скоростью 4–6 м/c. Таким образом, появились условия для повторного возникновения здесь апвеллинга, который хорошо виден в полях ТПМ, начиная с 4.08.2020 (рис. 5). При сохранении подобных ГМУ апвеллинг продолжал развиваться у побережья и отобразился в поле ТПМ (рис. 5). Через некоторое время апвеллинг в итоге разделился на несколько частей и постепенно утратил силу.

Съемка ИК-радиометра TIRS произошла во время развития апвеллинга, по его данным ΔТ составляла также, как и в предыдущем случае, около 8°С; минимальное значение в ядре было 14.6°С, в окружающей воде около 22.5°С (рис. 7).

Зона апвеллинга вблизи турецкого побережья характеризовались незначительным повышением концентрации chlor-a, составляющей 1.7–2.2 мг/м³ (при максимуме в 3–6 мг/м³) при фоновой концентрации в 0.5–0.8 мг/м³.

В табл. 1 приведена вся информация об рассматриваемых апвеллингах, которая была получена путем анализа данных дистанционного зондирования.

ОБСУЖДЕНИЕ. ОСОБЕННОСТИ ОТОБРАЖЕНИЯ АПВЕЛЛИНГОВ В РАЗЛИЧНЫХ ДИАПАЗОНАХ ЭЛЕКТРОМАГНИТНОГО СПЕКТРА

В инфракрасном диапазоне излучение является функцией температуры поверхности моря, на чем основана спутниковая ИК-радиометрия, позволяющая определить количественные характеристики теплового излучении морской поверхности. Данные ИК-диапазона остаются одним из главных дистанционных индикаторов появления прибрежного апвеллинга. В поле поверхностной температуры апвеллинги проявляются однозначно благодаря большим контрастам ТПМ, в Черном море они могут достигать более 10°С. Разность между ТПМ в апвеллинге и окружающей воде используется для оценки интенсивности явления. По данным ИК-радиометра TIRS были рассчитаны ΔT для всех случаев наблюдения (рис. 7). Наибольшие ΔT наблюдались в турецких апвеллингах (до 8°С) и 2.8–4.7°С в крымских апвеллингах.

На рис. 6, а–6, д (слева) приведены примеры карт ТПМ, полученные по данным TIRS. Апвеллинги на них отображаются вполне детально: видны как общее поле ТПМ, так и его отдельные структурные элементы, а именно струи. В открытом море на их концах образуются микровихри: у Тендровской косы и побережья Турции – циклонические, а у восточного побережья – антициклонические.

В микроволновом диапазоне (радиолокация) зоны апвеллинга часто выглядят как обширные темные области пониженного отраженного сигнала (или низких значений удельной эффективной площади рассеянии –УЭПР) – это области выглаживания ветровой ряби (Hsu et al., 1995; Clemente-Colón, Yan, 1999, 2000; Kozlov et al., 2011; Гурова, Иванов, 2011). В большинстве случаев однозначный механизм, отвечающий за формирование поверхностных проявлений, для каждого конкретного РЛИ установить сложно. Однако, в общем случае при интерпретации данных радиолокации необходимо учитывать комбинацию трех факторов, обусловливающих: 1) увеличение вязкости и поверхностного натяжения на границе раздела вода–воздух в области холодной воды, 2) локальную трансформацию атмосферного погранслоя (АПС) над обширными областями апвеллинга, и 3) биологическую активность в зонах апвеллинга, приводящую к образованию биогенных пленок, сформированных поверхностно-активными веществами, образующимися в результате жизнедеятельности фитопланктона и подавляющими гравитационно-капиллярные волны (ГКВ).

На рис. 6 приведены поля ТПМ и фрагменты РЛИ, полученные квазисинхронно. Их совместный анализ показывает, что апвеллинг, однозначно проявляющийся в поле ТПМ, так или иначе, проявляется и в радиолокационных данных. В общем случае на рисунке выделяются три вида РЛ-сигнатур, а именно: 1) обширные темные области при слабом ветре, дующем со скоростью 2–3–4 м/с; 2) отдельные темные пятна в местах с максимальными градиентами ТПМ при ветре от умеренного до свежего скорость 4–6 м/с, и 3) слабовыраженные сигнатуры (серый тон) при сильном ветре (скорость 6–8 м/с и более). Однако биологический фактор в виде биогенных пленок оказывает воздействие на стадии релаксации апвеллинга, после того, как успевает развиться и эволюционировать фитопланктон, и только при ветре не более 4 м/с.

В ряде случаев на РЛИ в виде темных пятен видны только струи апвеллингов или их некоторые части (например, у Тендровской косы или Анапы–Геленджика – рис. 5, а–5, в). У побережья Турции апвеллинги из-за сильного ветра на РЛИ проявляются плохо, однако, тем не менее, их контуры все еще различимы; в этих случаях механизм отображения явно не является биологическим (рис. 6, д, 6, е).

Биогенные пленки (в виде узких линейных сликов) видны только на периферии апвеллингов, которые находятся в стадии ослабления или исчезновения (рис. 6, а и 6, г). На РЛИ, полученных на ранних стадиях или при более сильном ветре, биогенные пленки не наблюдаются (рис. 6, а и 6, г). Это позволяет заключить, что биогенный фактор не так активно участвует в формировании сигнатур апвеллингов на ранних стадиях.

В итоге, как показано, апвеллинги создают хорошо различимые сигнатуры в поле шероховатости морской поверхности, и при всей их неоднозначности их можно использовать для дополнительной характеристики явления. Например, в случае облачной погоды их можно использовать для определения границ апвеллинга.

В оптическом диапазоне апвеллинги и их проявления можно обнаружить как в поле отраженного поверхностью моря солнечного света, так и в исходящем из водной толщи излучении, например, на длине волны 551 нм, или в поле концентрации chlor-a в верхнем слое моря. В этом случае в поле отраженного солнечного света при наличии на поверхности моря гравитационно-капиллярные волн, отражение от шероховатой (взволнованной) поверхности моря даст яркую область на снимке, а в случае выглаженной поверхности – темную область. Причем, в данных радиолокации наблюдается тот же самый эффект (рис. 6, 8).

Рис. 8.

Радиометрическая яркость на разрезах через области пониженного радиолокационного и оптического сигнала (темные зоны) на радиолокационном изображении Sentinel-1 (03:57 UTC) и оптическом снимке Sentinel-2 (композитный снимок 0.655, 0.560 и 0.490 мкм; 10:40 UTC) от 10.07.2020, показанных на рис. 3

На рис. 9 приведены примеры карт распределения концентрации chlor-a по данным спектрорадиометров MODIS и OLCI. Оказалось, что в черноморских апвеллингах средние значения chlor-a не превышают значений 2–6 мг/м³ (рис. 9; табл. 1), что на фоне средних фоновых значений в 0.5–0.8 мг/м³ не является существенно значимым. Океанские апвеллинги характеризуются более высокими значениями chlor-a – так, в 2020 г. в Канарском апвеллинге значения chlor-a достигали 10–20 мг/м³, в Бенгуэльском – 15–30 мг/м³, Калифорнийском – 10–15 мг/м³, Перуанском – 20–30, иногда более 60 мг/м³. С другой стороны, распределение хлорофилла в зонах черноморского апвеллинга часто неоднородно, что может обуславливаться локальной динамикой в теле апвеллинга.

Рис. 9.

Распределения chlor-a, восстановленные по данным спектрорадиометра MODIS (вверху) и OLCI (внизу) для трех областей развития апвеллинга в его максимально фазе; а – у северо-восточного побережья, б – у Тендровской косы и Западного Крыма, в, г – у турецкого побережья

Таким образом, сравнение инфракрасных, оптических и радиолокационных данных показало, что апвеллинги, однозначно отображаясь в поле температуры, создают также свои специфические сигнатуры в поле яркости восходящего излучения и, в частности, в поле chlor-a. Последние позволяют получить дополнительную информацию и таким образом более полно характеризовать апвеллинги с океанологической точки зрения.

Наблюдению, мониторингу и исследованию апвеллингов, периодически возникающих в Черном море, посвящено много работ (Гинзбург и др. (1997), Джиганшин и др. (2010), Горячкина (2018) и др.). Однако, проблема отображения апвеллингов в данных микроволнового дистанционного зондирования окончательно не решена. Давно замечено, что данные натурных измерений и лабораторных исследований свидетельствуют, что с изменением температуры приповерхностного слоя моря шероховатость границы раздела вода-воздух меняется (Запевалов, 2001). Этот эффект неоднократно обсуждался в работах (Ролль, 1968; Воронин и др., 1985; Бортковский, 1997); он обусловлен действием нескольких факторов, определяющих передачу энергии от воздушного потока к волнам, а также физическими свойствами морской воды. С изменением стратификации атмосферного пограничного слоя меняется форма профиля скорости ветра, и соответственно изменяется поток импульса от ветра к волнам. (Например, установлено, что при переходе от неустойчивой стратификации, к слабонеустойчивой, а затем – к устойчивой, уменьшается интенсивность турбулентных пульсаций, и в итоге уменьшается скорость ветра у поверхности.) (Friehe et al., 1991) В итоге, в условиях неустойчивой стратификации АПС происходит рост шероховатости морской поверхности, и, напротив, увеличение устойчивости погранслоя ведет к уменьшению её шероховатости.

Среди физических параметров, зависящих от ТПМ и влияющих на развитие ветровых волн, является кинематическая вязкость и поверхностное натяжение (Ролль, 1968). Кинематическая вязкость существенно зависит от температуры; с понижением температуры она растет и значительно изменяется при изменении температуры на десяток градусов (см. Попов и др. (1979)). Поверхностное натяжение также увеличивается с понижением температуры, однако, считается, что это не оказывает заметного влияния на генерацию ГКВ, и этим можно пренебречь. Тем не менее, увеличение кинематической вязкости и поверхностного натяжения в условиях холодной воды на поверхности приводит, во-первых, к увеличению ветрового порога, при котором начинают генерироваться первоначальные ветровые волны, а, во-вторых, к более быстрому затуханию генерированных ветром ГКВ.

В итоге, понижение температуры верхнего слоя моря и, соответственно, ТПМ при небольших скоростях устойчивого ветра (2–4 м/с) приводит к уменьшению шероховатости морской поверхности, что неоднократно наблюдалось в данных радиолокационного зондирования (Hsu et al., 1995; Clemente-Colón, Yan, 1999, 2000; Kozlov et al., 2011; Гурова, Иванов, 2011). Также давно замечено, что зоны подъема к поверхности холодных глубинных вод, проявляются на РЛИ как области пониженного рассеяния РЛ-сигнала (Fu, Holt, 1982); типичные примеры – апвеллинги у северо-восточной оконечности о. Тайвань (Hsu et al., 1995) и в Северной Атлантике (Иванов, Литовченко, 1999). Подобный вид на РЛИ нередко имеют холодные части фронтальных зон, которые часто наблюдаются в виде областей пониженной шероховатости Подобный эффект также наблюдается в прибрежных морях над холодными выносами крупных рек (Иванов и др., 2018). Таким образом, данные радиолокационного зондирования указывают на то, что в зоне с сильно пониженной ТПМ спектральная плотность ветровых ГКВ волн существенно изменяется в сторону уменьшения, благодаря чему на РЛИ появляются темные области и пятна в зоне апвеллинга.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Анализ проявлений прибрежных апвеллингов в Черном море в данных дистанционного зондирования позволил определить их основные океанографические характеристики и особенности отображения в данных ДЗЗ. Черноморские апвеллинги возникают при устойчивых вдольбереговых (апвеллинговых) ветрах: для западного побережья Крыма и северо-восточного побережья моря – северо-западных, а для побережья Турции – северо-восточных. Развитие апвеллинга происходит в две фазы: 1) активной, когда апвеллинговый ветер сильный, и холодная вода в итоге выходит поверхность, и 2) фазе релаксации, когда ветер стихает, но на поверхности моря продолжают сохраняться значительные области холодной воды. Во время второй фазы формируются филаменты – струи, направленные в открытое море, часто трансформирующиеся в вихревые и грибовидные структуры и даже в отдельные холодноводные линзы открытого моря.

Апвеллинги отображаются в оптическом, инфракрасном и микроволновом диапазонах, создавая свои характерные сигнатуры в данных дистанционного зондирования. Ежедневные снимки из космоса в инфракрасном диапазоне дают практически полную информацию о масштабах, эволюции и динамике апвеллингов. Кроме того, апвеллинги проявляются в поле хлорофилла благодаря развитию планктонных организмов в благоприятной среде, а также отображаются в поле шероховатости морской поверхности на РЛИ в виде обширных темных (сликовых) областей.

Количественные характеристики апвеллингов, такие как перепады ТМП и значения концентрации хлорофилла, были получены с использованием сенсоров среднего разрешения (таких как ИК-радиометры TIRS на спутниках Landsat и спектрорадиометры OLCI на Sentinel-3). Показано, что в черноморских апвеллингах ТМП достигают океанских аналогов с ΔT ≥ 8°С, однако значения концентрации chlor-a в них не превышают 2–4 мг/м³.

Совместный анализ данных радиолокации с данными о ТПМ указывает на то, что самым вероятным механизмом отображения апвеллингов на РЛИ (обширные темные пятна) является влияние низкой температуры воды на границу раздела вода–воздух и последующая трансформация атмосферного пограничного слоя над областями холодной воды, что локально приводит к уменьшению скорости ветра. Сигнатуры апвеллинга на РЛИ существенно зависят от скорости приповерхностного ветра: при слабых ветрах – это обширные темные области выглаживания, при умеренных – отдельные темные пятна в местах самых низких значений ТПМ, а при больших скоростях ветра – сигнатуры, лишь визуализирующие границы апвеллинга. Не следует, однако, исключать пространственную неоднородность поля ветра, которая может приводить к появлению подобных сигнатур, особенно у побережий с гористым рельефом.

Биологический фактор – появление биогенных пленок как результат развития и эволюции фитопланктона в зонах апвеллинга и подавление ими мелкомасштабных ветровых волн (пленочное выглаживание ряби) – по-видимому, начинает влиять только на стадии релаксации апвеллинга, после того как успевает развиться и эволюционировать фитопланктон.

Таким образом, мультисенсорный подход с использованием всех доступных спутниковых данных ДЗЗ позволяет практически полностью охарактеризовать апвеллинги как океанологическое явление и показывает, что спутниковый мониторинг – один из наиболее эффективных методов их исследования. Он также является мощным средством для исследования других процессов и явлений подобного масштаба, происходящих в прибрежной зоне морей, в том числе при отсутствии контактных измерений. В настоящее время этот подход в океанологии становится наиболее продуктивным.