Nghiên cứu phương pháp xác định độ sâu đáy biển dựa trên số liệu dị thường trọng lực, thử nghiệm một khu vực trên Biển Đông

Luận án xác định độ sâu đáy biển từ dị thường trọng lực thử nghiệm ở Biển Đông

• Tác giả: Đinh Xuân Mạnh
• Người hướng dẫn: PGS.TS. Nguyễn Văn Sáng
• Trường học: Viện Khoa học Đo đạc và Bản đồ
• Chuyên ngành: Kỹ thuật Trắc địa - Bản đồ
• Đề tài: Nghiên cứu phương pháp xác định độ sâu đáy biển dựa trên số liệu dị thường trọng lực, thử nghiệm một khu vực trên Biển Đông
• Loại tài liệu: Luận án tiến sĩ
• Năm xuất bản: 2024
• Địa điểm: Hà Nội

Tóm tắt

I. Tổng quan về xác định độ sâu đáy biển từ dị thường trọng lực

Biển Đông giữ vị trí chiến lược trọng yếu về kinh tế và an ninh quốc gia. Việc khảo sát địa hình đáy biển tại đây đóng vai trò nền tảng. Phương pháp đo sâu truyền thống bằng tàu thuyền thường tốn kém thời gian. Tàu đo đạc gặp nhiều trở ngại do bão gió và diện tích vùng biển quá lớn. Vì vậy, công nghệ vệ tinh mở ra bước ngoặt mang tính đột phá. Vệ tinh đo cao liên tục ghi nhận độ cao mặt biển với độ phủ rộng. Mặt biển không hề phẳng tuyệt đối. Khối lượng địa hình ngầm dưới đáy biển hút khối nước bên trên. Hiện tượng này tạo nên những chỗ gồ ghề tương ứng trên bề mặt đại dương. Dữ liệu đo cao sau đó được chuyển đổi thành dị thường trọng lực không khí tự do. Từ các giá trị dị thường trọng lực này, các nhà khoa học tính toán ra độ sâu đáy biển. Mô hình số độ sâu giúp hoàn thiện bản đồ đáy đại dương chi tiết. Đây là cơ sở then chốt phục vụ quy hoạch không gian biển và an toàn hàng hải.

1.1. Khái niệm dị thường trọng lực đáy biển

Dị thường trọng lực là sự sai lệch giữa trọng lực thực tế và trọng lực chuẩn lý thuyết. Trọng lực chuẩn được tính toán trên mô hình ellipsoid Trái Đất quay quy ước. Sự phân bố vật chất không đồng nhất trong lòng đất tạo nên độ lệch này. Dưới đáy biển, các cấu trúc như rãnh nứt, sống núi ngầm có mật độ vật chất đặc biệt. Chúng gây biến thiên đáng kể lên trường hấp dẫn xung quanh. Dị thường không khí tự do phản ánh trực tiếp khối lượng địa hình đáy biển chưa bù trừ. Dị thường Bouguer loại bỏ thêm ảnh hưởng của tầng đá đáy biển. Các dạng dị thường này là dữ liệu đầu vào cốt lõi để giải bài toán độ sâu. Dữ liệu trọng lực vệ tinh ngày nay đạt độ phủ rộng và độ tin cậy cao.

1.2. Mối quan hệ giữa trọng trường và độ sâu

Mối liên hệ giữa địa hình đáy biển và trường trọng lực tuân theo định luật vạn vật hấp dẫn Newton. Địa hình đáy đại dương mấp mô tạo ra sự thay đổi khối lượng cục bộ. Núi ngầm dưới biển tích tụ khối lượng lớn hơn vùng nước xung quanh. Lực hấp dẫn gia tăng kéo bề mặt nước biển dâng cao cục bộ tạo thành các bướu nước. Ngược lại, rãnh sâu dưới biển có khối lượng thiếu hụt khiến mặt biển hơi trũng xuống. Vệ tinh đo cao quang học và radar thu nhận chính xác các độ cao mấp mô này của mặt biển. Kỹ thuật số xử lý tín hiệu giúp tách phần phản ánh địa hình khỏi ảnh hưởng dòng chảy đại dương. Dữ liệu này chứng minh độ sâu tỷ lệ thuận với trường trọng lực trong dải bước sóng trung bình.

II. Thách thức khi xác định độ sâu đáy biển từ dị thường trọng lực

Biển Đông có cấu trúc địa chất vô cùng phức tạp và biến đổi liên tục. Vùng biển này bao gồm các bồn trũng sâu xen kẽ thềm lục địa hẹp dốc đứng. Lớp trầm tích đáy biển có bề dày không đồng đều che phủ các khối magma ngầm. Hiện tượng này làm nhiễu tín hiệu trường trọng lực tự nhiên. Việc giải bài toán nghịch đảo trọng lực gặp bài toán không duy nhất về mặt toán học. Cùng một giá trị dị thường trọng lực có thể xuất phát từ nhiều mô hình địa chất khác nhau. Ngoài ra, độ phân giải của vệ tinh đo cao còn nhiều giới hạn nhất định ở dải sóng ngắn. Tín hiệu sóng ngắn dưới 10 km thường bị suy giảm nhanh do tầng nước biển hấp thụ. Vùng ven bờ chịu tác động mạnh từ thủy triều và dòng hải lưu ven bờ phức tạp. Nhiễu môi trường khiến dữ liệu đo cao vệ tinh tại khu vực nông kém chính xác. Các trạm đo sâu bằng tàu thủy lại phân bố thưa thớt, không đồng đều trên toàn vùng biển. Thiếu hụt dữ liệu kiểm chứng mặt đất làm hạn chế độ chính xác khi hiệu chỉnh mô hình đáy biển.

2.1. Tác động của lớp trầm tích và mật độ vỏ

Trầm tích biển tích tụ qua hàng triệu năm che lấp cấu trúc đá móng bên dưới. Mật độ của lớp trầm tích biến đổi mạnh từ 1,8 đến 2,4 g/cm3. Trong khi đó, đá móng kết tinh thường có mật độ ổn định khoảng 2,67 g/cm3. Sự chênh lệch tỷ trọng giữa nước biển, trầm tích và đá móng gây khó khăn khi bóc tách tín hiệu. Nếu bỏ qua lớp trầm tích, kết quả ước tính độ sâu sẽ sai lệch hàng trăm mét. Độ dày trầm tích lớn tại các bồn trũng Nam Côn Sơn hay Sông Hồng làm triệt tiêu biểu hiện trọng lực của địa hình. Bài toán đặt ra yêu cầu phải loại trừ trường trọng lực do trầm tích gây ra. Việc xác định chính xác ranh giới mật độ vẫn là thách thức lớn.

2.2. Hạn chế về độ phân giải vệ tinh đo cao

Vệ tinh đo cao chỉ cung cấp số liệu đáng tin cậy ở bước sóng trung bình từ 15 đến 160 km. Ở bước sóng ngắn hơn 12 km, tín hiệu bị nhiễu do sóng biển và độ trễ khí quyển lấn át. Các đỉnh núi ngầm nhỏ hoặc rãnh hẹp đáy biển thường không hiển thị rõ trên bản đồ trọng lực vệ tinh. Ngoài ra, khoảng cách giữa các vệt quỹ đạo vệ tinh tạo ra các khoảng trống dữ liệu. Dữ liệu nội suy tại những vùng trống này tiềm ẩn nhiều sai số đáng kể. Vùng nước nông ven biển dưới 200 m cũng có tương quan rất yếu giữa dị thường trọng lực và độ sâu đáy biển. Điều này đòi hỏi phải có các kỹ thuật lọc nâng cao để loại bỏ thành phần nhiễu.

III. Giải pháp xác định độ sâu đáy biển từ dị thường trọng lực chuẩn

Để khắc phục các hạn chế trên, các nhà nghiên cứu áp dụng giải pháp tích hợp đa nguồn dữ liệu. Quy trình bắt đầu bằng việc thu thập dị thường trọng lực không khí tự do từ vệ tinh đo cao độ chính xác cao. Dữ liệu này được xử lý sơ bộ qua bộ lọc dải tần để loại bỏ nhiễu sóng ngắn và ảnh hưởng đẳng tĩnh sóng dài. Kỹ thuật đảo tham số Parker-Oldenburg được áp dụng rộng rãi để tính toán bề mặt ranh giới đáy biển. Thuật toán này sử dụng biến đổi Fourier nhanh giúp tăng tốc độ tính toán cho các ma trận dữ liệu khổng lồ. Đồng thời, phương pháp dự báo Smith và Sandwell kết hợp dữ liệu trọng lực với các tuyến đo sâu tàu thủy thực tế. Dữ liệu đo sâu bằng sóng âm đơn tia và đa tia đóng vai trò kiểm soát độ cao mốc chuẩn. Tỷ số tuyến tính và hồi quy phi tuyến hiệu chỉnh sai lệch giữa trường trọng lực và độ sâu đáy biển. Mô hình số độ sâu cuối cùng đạt độ phân giải cao và tính chân thực vượt trội.

3.1. Thuật toán nghịch đảo trọng lực Parker Oldenburg

Thuật toán Parker-Oldenburg là công cụ kinh điển trong giải bài toán nghịch đảo thế trọng trường. Thuật toán thiết lập mối quan hệ phi tuyến giữa dị thường trọng lực và độ cao bề mặt ranh giới mật độ. Phép biến đổi Fourier đưa bài toán từ miền không gian sang miền tần số không gian. Nhờ đó, việc giải hệ phương trình tích phân phức tạp trở nên đơn giản hơn nhiều. Quá trình tính toán diễn ra lặp tuần tự cho đến khi đạt ngưỡng hội tụ sai số cho phép. Bộ lọc thông thấp cắt bậc cao được lồng ghép để kiềm chế sự phân kỳ tần số cao. Phương pháp này đặc biệt tối ưu cho vùng biển sâu với sự phân dị địa hình rõ rệt.

3.2. Phương pháp tích hợp số liệu đo sâu đa tia

Số liệu đo sâu đa tia (Multibeam Echo Sounder) mang lại độ chính xác cực cao dọc theo các hành trình tàu đo. Các vệt đo này đóng vai trò mốc chuẩn kiểm chứng mặt đất tuyệt đối. Phương pháp hiệu chỉnh kết hợp gán trọng số tối ưu giữa trường trọng lực vệ tinh và số liệu tàu đo. Kỹ thuật kriging hoặc hồi quy bình phương tối thiểu hỗ trợ nội suy bề mặt chênh lệch. Các sai số hệ thống do dòng chảy và mật độ nước biển được lọc bỏ triệt để. Nhờ sự tích hợp này, mô hình địa hình đáy biển Biển Đông đạt độ chính xác dưới 50 mét ở vùng nước sâu. Bản đồ vừa bao quát diện rộng vừa phản ánh sắc nét các cấu trúc địa hình vi mô.

IV. Ứng dụng xác định độ sâu đáy biển từ dị thường trọng lực thực tế

Nghiên cứu xác định độ sâu đáy biển từ dị thường trọng lực mang lại giá trị thực tiễn to lớn cho Việt Nam. Bản đồ địa hình đáy biển chi tiết là tiền đề phát triển kinh tế biển bền vững. Ngành dầu khí dựa vào mô hình này để khảo sát các bồn trầm tích triển vọng và định tuyến đường ống dẫn. Ngành vận tải hàng hải sử dụng dữ liệu độ sâu để quy hoạch luồng tàu an toàn cho tàu trọng tải lớn. Công tác cứu nạn cứu hộ và phòng chống thiên tai sóng thần cũng yêu cầu số liệu địa hình đáy chính xác. Về an ninh quốc phòng, thông tin độ sâu hỗ trợ đắc lực hoạt động tác chiến của tàu ngầm. Tàu ngầm cần bản đồ đáy biển chi tiết để ẩn nấp và điều hướng an toàn tuyệt đối. Ngoài ra, dữ liệu còn phục vụ việc phân định ranh giới thềm lục địa theo Công ước Liên Hợp Quốc về Luật Biển 1982. Đây là công cụ pháp lý và khoa học vững chắc nhằm bảo vệ chủ quyền biển đảo tổ quốc.

4.1. Hỗ trợ thăm dò khoáng sản và an ninh hàng hải

Bản đồ độ sâu đáy biển độ phân giải cao giúp nhận diện các cấu trúc địa chất chứa khoáng sản. Các tích tụ khí hydrate, mỏ sa khoáng và túi dầu ngầm thường gắn liền với đới nâng địa hình đáy đại dương. Các công ty dầu khí tiết kiệm hàng triệu đô la chi phí khảo sát ban đầu nhờ dữ liệu vệ tinh trọng lực. Đối với an toàn hàng hải, việc nắm rõ độ sâu đáy biển giúp tránh các va chạm ngầm nguy hiểm. Các tuyến cáp viễn thông ngầm dưới biển cũng được thiết kế men theo địa hình phù hợp để tránh đứt gãy do trượt lở đất đá ngầm.

4.2. Khẳng định chủ quyền và ranh giới thềm lục địa

Xác định ranh giới thềm lục địa mở rộng vượt quá 200 hải lý đòi hỏi luận cứ khoa học về chân dốc lục địa. Mô hình độ sâu từ dị thường trọng lực hỗ trợ xác định chính xác đường chân dốc này. Việt Nam có thể hoàn thiện hồ sơ đệ trình lên Ủy ban Ranh giới Thềm lục địa Liên Hợp Quốc một cách thuyết phục. Phương pháp trọng lực vệ tinh cung cấp bức tranh địa hình khách quan, liên tục trên toàn Biển Đông. Đây là bằng chứng địa vật lý vững chắc phục vụ đấu tranh bảo vệ chủ quyền biển đảo. Việc ứng dụng công nghệ này khẳng định năng lực tự chủ khoa học công nghệ biển của Việt Nam.

Trích đoạn nội dung tài liệu

CHƯƠNG 1. TỔNG QUAN CÁC CÔNG TRÌNH NGHIÊN CỨU VỀ PHƯƠNG PHÁP XÁC ĐỊNH ĐỘ SÂU ĐÁY BIỂN Ở VIỆT NAM VÀ TRÊN THẾ GIỚI Trong chương này, nghiên cứu sinh sẽ nghiên cứu tổng quan về các phương pháp xác định độ sâu đáy biển, phân tích, đánh giá những ưu điểm, nhược điểm và phạm vi ứng dụng của các phương pháp; Vấn đề nghiên cứu xác định gián tiếp độ sâu đáy biển từ dị thường trọng lực trên thế giới. Tổng quan công tác đo đạc thành lập bản đồ địa hình đáy biển của các cơ quan, bộ ngành khác nhau ở Việt Nam. Từ đó, luận giải những vấn đề cần nghiên cứu trong đề tài.

Tổng quan về các phương pháp xác định độ sâu đáy biển ở Việt Nam Sự phát triển của công tác đo đạc địa hình dưới nước liên quan chặt chẽ đến việc hoàn thiện các phương pháp đo sâu. Trước khi máy đo sâu hồi âm xuất hiện, việc đo vẽ địa hình dưới nước dựa vào quả dọi, chì đo sâu, thước đo sâu, với độ chính xác thấp và tốn nhiều công sức. Máy đo sâu hồi âm được phát triển từ những năm 1920, hoạt động bằng cách phát sóng âm xuống nước và thu sóng phản xạ từ đáy biển, dùng để đo đạc độ sâu dưới nước một cách chính xác hơn. Khi tàu đi trên mặt nước, máy đo sâu hồi âm có thể tạo ra một đường đo sâu liên tục, giúp thu được một tập hợp các điểm độ sâu ở khu vực khảo sát, từ đó xác định địa hình đáy biển.

Phương pháp này đã trở thành một trong những phương pháp đo đạc phổ biến nhất trong nghiên cứu hải dương học. Trong những năm 60, máy quét sườn sonar quét địa hình đáy biển đã xuất hiện, chia thành hai loại: một loại phát sóng về một phía của tàu và loại khác phát sóng về cả hai phía của tàu bằng chùm tia sóng nghiêng. Chúng thường được kết hợp với máy đo sâu hồi âm đơn tia hoặc đa tia để thăm dò các chướng ngại vật hoặc địa mạo dưới nước. Máy thăm dò này hoạt động tương tự như 7 phương pháp chụp ảnh hàng không, giúp xác định vị trí và độ cao khái lược của các chướng ngại vật dưới nước.

Trong những năm 70, hệ thống đo sâu nhiều chùm tia sóng và hệ thống đo sâu theo dải đã xuất hiện, cho phép đo đạc độ sâu của nhiều điểm đồng thời hoặc một dải độ sâu có độ rộng nhất định, giúp nâng cao độ chính xác và tốc độ của công tác đo đạc địa hình dưới nước. Gần đây, các hệ thống đo sâu độ chính xác cao, tự động và đa chức năng đã xuất hiện nhiều, thậm chí kết hợp với các hệ thống định vị và lập bản đồ tự động, đẩy mạnh quá trình tự động hóa của công tác đo đạc địa hình dưới nước. Cùng với sự phát triển nhanh chóng của công tác khai thác hải dương, người ta tiếp tục phát triển máy đo sâu hồi âm 2 tần số để xác định độ dày của lớp vật chất dưới đáy biển. Các hệ thống đo sâu độ tự động, đa chức năng với độ chính xác cao hiện nay được ứng dụng nhiều vào công tác đo đạc.

Một số hệ thống đo sâu mới đang được nghiên cứu phát triển và sản xuất, kết hợp với các hệ thống định vị trên biển và hệ thống lập bản đồ tự động, giúp tự động hoá công tác đo đạc, đẩy mạnh sự phát triển của công tác đo vẽ địa hình dưới nước. Bên cạnh những phương pháp trên, người ta cũng sử dụng các hệ thống đo sâu LASER. Chùm sóng laser có khả năng phát hiện từ xa hơn và có độ phân giải cao hơn so với sóng âm, cho phép xác định chi tiết địa hình đáy biển và vật chất đáy biển. Thiết bị đo sâu laser hiện nay có thể đo được độ sâu khoảng 30 m với độ chính xác đến ±0,3 m và tốc độ đo nhanh 70000 điểm đo trên khu vực 70 km2 trong một giờ.

Ngoài ra, còn có thể sử dụng ảnh viễn thám và đo sâu từ vệ tinh nhân tạo để giải đoán độ sâu dưới nước [1]. Các phương pháp đo sâu truyền thống Phương pháp đo sâu thủ công được sử dụng chủ yếu để đo vẽ địa hình phục vụ cho việc xây dựng các công trình phía dưới bề mặt nước nông. Phương pháp này gồm có: sử dụng dọi đo sâu, sào đo sâu. Các phương pháp này chủ 8 yếu được sử dụng khi trong khu đo có nhiều yếu tố ảnh hưởng đến độ chính xác khi dùng phương pháp đo sâu hồi âm.

Trước những năm 1950, dọi đo sâu được sử dụng phổ biến để đo độ sâu dưới nước, cũng như được sử dụng làm thiết bị chuẩn để kiểm định thiết bị đo sâu hồi âm. Ngày nay, dọi đo sâu vẫn được sử dụng trong một số trường hợp khi phương pháp đo sâu hồi âm không phù hợp hoặc không cho kết quả chính xác. Đặc biệt, dọi đo sâu thích hợp cho việc khảo sát tại các vùng có địa hình đặc biệt như vùng có biến động đột ngột, mái dốc ở đê chắn sóng hoặc gần các cấu trúc như vách ngăn. Bên cạnh đó, đối với các khu vực khảo sát nhỏ và có địa hình phức tạp hoặc mật độ thực vật dày đặc, người ta thường dùng sào đo sâu có chiều dài tối đa khoảng 6 mét để xác định độ sâu của đáy nước.

Số liệu đo sâu bằng sào được đọc trực tiếp khi sào đo chạm đến đáy đối với các khu vực đo có bề mặt đáy nước cứng, Đối với các khu đo có nhiều chất lắng cặn như bùn, cát, việc đọc số thường phải mất một khoảng thời gian nhất định. Trong các phương pháp đo sâu thủ công kể trên, người ta thường đưa ra một số chỉ tiêu để đảm bảo độ chính xác như giới hạn độ sâu của khu vực khảo sát (30 m với phương pháp đo bằng quả dọi và 6 m khi đo bằng sào đo). Ưu điểm của phương pháp đo sâu thủ công là đơn giản, gọn nhẹ, ai cũng có thể đo được, độ chính xác cao. Nhưng phương pháp này chỉ đo những vùng nhỏ, mặt nước tĩnh, có độ sâu giới hạn, tốn nhiều thời gian và công sức [1].

Phương pháp đo sâu hồi âm Phương pháp đo sâu hồi âm được ra đời từ những năm 1920 của thế kỷ trước và cho đến nay vẫn không ngừng phát triển và hoàn thiện. Phương pháp đo sâu hồi âm đã mở ra một kỷ nguyên mới trong công tác đo sâu phục vụ các mục đích nghiên cứu biển và đại dương. Phương pháp đo sâu hồi âm có nhiều ưu điểm hơn như: đo được độ sâu lớn, thời gian đo nhanh, giải phóng sức lao 9 động của con người và có thể tự động hóa so với các phương pháp đo sâu thủ công. Do vậy mà phương pháp này đã và đang là phương pháp đo sâu được sử dụng phổ biến nhất hiện nay.

Nguyên lý của thiết bị đo sâu hồi âm là xác định khoảng cách từ nguồn phát sóng âm đến đối tượng phản xạ sóng âm, dựa trên việc xác định thời gian lan truyền sóng và vận tốc lan truyền sóng âm trong môi trường nước. Có hai loại: Máy đo sâu hồi âm đơn tia và đo sâu hồi âm đa tia.1 Nguyên lý của máy đo sâu hồi âm Phương pháp đo sâu hồi âm đơn tia Nguyên lý của hệ thống đo sâu hồi âm đơn tia SBES (Single Beam Echo Sounder) là đo khoảng thời gian từ khi truyền xung đến lúc nhận xung phản xạ trở lại τ, độ sâu (Z) được tính từ thời gian τ và vận tốc lan truyền sóng âm và được tính theo công thức: 1 𝑍 = 𝑣.1) 2 Trong đó: v là vận tốc âm thanh trong môi trường nước. Công nghệ đo sâu đơn tia có nhược điểm lớn nhất là khả năng kiểm soát đáy biển còn thấp. Muốn tăng mức độ kiểm soát chi tiết đáy biển phải tăng dầy các tuyến chạy tàu, như vậy chi phí đo sẽ tăng lên và hiệu quả kinh tế sẽ thấp.

10 Phương pháp đo sâu hồi âm đa tia Hệ thống đo sâu hồi âm đa tia MBES (Multi Beam Echo Sounder) có thể xác định được chi tiết hơn bề mặt đáy biển bằng nhiều tia đơn. Nó có khả năng tạo ra nhiều mặt cắt dọc của đáy biển trong một giây và sử dụng rất nhiều kênh tín hiệu để đo với thời gian thực. Dữ liệu đo sâu hồi âm đa tia được tính toán, xử lý và hiệu chỉnh ngay trên tàu khảo sát. Mô hình số địa hình đáy biển thành lập từ dữ liệu đo sâu hồi âm đa tia chất lượng và tin cậy hơn so với công nghệ đo đơn tia.

Công nghệ đo sâu hồi âm đa tia được ứng dụng phù hợp cho các vùng khảo sát có độ sâu lớn hơn 6 mét và đặc biệt các vùng nước sâu cần xác định toàn bộ bề mặt đáy nước. Độ rộng dải quét với công nghệ đa tia thường lớn gấp từ 2 đến 7 lần độ sâu đo, giúp thu thập dữ liệu một cách chi tiết và hiệu quả (Hình 1.2 Công nghệ đo sâu đa tia Máy đo sâu hồi âm đa tia thường có từ 60 đến 150 tia. Mỗi một trị đo sâu được xác định sau khi một tia âm thanh phản xạ từ đáy biển trở về cần phát biến. Tọa độ các điểm tiếp đáy của các tia được xác định bằng cách tính toán từ tọa độ tâm cần phát biến.

Giá trị đo sâu của các tia nghiêng sẽ được tính toán, cải chính thành giá trị độ sâu thẳng đứng. 11 Phương pháp quét địa hình đáy biển Máy quét địa hình đáy biển hay còn gọi là máy Sona được sử dụng kỹ thuật dò thủy âm quét sườn SSS (Side Scan Sonar) thực hiện theo công nghệ ảnh thuỷ âm. Nguyên lý của kỹ thuật thủy âm quét sườn là thiết bị dò sử dụng thủy âm ở tần số cao, sử dụng năng lượng âm thanh phát ra để nhận về ảnh thủy âm của đáy biển và các vật thể dưới nằm dưới đáy. Nó có thể xác định vị trí và độ cao gần đúng của vật thể nằm dưới đáy hoặc hiển thị địa hình đáy biển.

Hệ thống này bao gồm các thành phần chính như: tàu đo, cáp điện, thiết bị quét (con cá) được miêu tả trong Hình 1.3 Đo sâu bằng máy quét địa hình đáy biển Nguyên lý của hệ thống quét đáy biển cũng giống như nguyên lý của phương pháp đo sâu hồi âm, trong đó các tín hiệu sóng âm được phát xuống bề mặt đáy biển bởi “con cá “ và sau đó được thu nhận lại khi phản xạ từ các điểm trên đáy biển (Hình 1.