Образование морского льда
При охлаждении морской воды ниже точки замерзания образуется морской лед. С понижением температуры плотность воды увеличивается, и, опускаясь вниз, вода вытесняет более теплую воду к поверхности. Если охлаждение продолжается, то толщина перемешанного слоя будет увеличиваться. Для замерзания морской воды необходимо, чтобы либо глубина была невелика, либо ниже поверхностного слоя на небольших глубинах располагалась вода с более высокой соленостью. При наличии мелководного галоклина поверхностная вода, даже охладившись до точки замерзания, будет легче, чем более теплая, но более соленая подстилающая вода. Между 5 и 150 м наблюдается резкое увеличение солености, которое ограничивает глубину перемешанного слоя горизонтом 20 м. Поэтому Северный Ледовитый океан действует как мелководный бассейн. Рисунки показывают еще одну интересную особенность— в слое 200—1000 м залегает более теплая и соленая водная масса. Если бы весь столб воды в Арктическом бассейне имел однородную соленость, то перед образованием льда вся вода должна была бы охладиться до точки замерзания. В этом случае потеря тепла атмосферой, вероятно, была бы недостаточной, чтобы вызвать замерзание моря, из-за обмена с более теплыми водами низких широт. Ископаемые раковины позволяют предположить, что в течение третичного периода климат Арктического бассейна был относительно мягким. Это могло быть следствием более однородной структуры солености по вертикали. Когда поверхностный слой воды охладится до точки замерзания и перестанет углубляться, начнется льдообразование. Поверхность моря приобретает маслянистый, с особым свинцовым оттенком вид. По мере роста ледяные кристаллы становятся видимыми и приобретают форму игл. Эти кристаллы или иглы смерзаются друг с другом и образуют тонкий слой льда. Этот слой легко изгибается под действием волн. В Тихом океане изохалина 34%о проходит около 40° с. ш., и, следовательно, слой воды пониженной солености способствует смещению границы льда к югу. В Северной Атлантике вода пониженной солености проникает далеко на север, и граница льда здесь почти параллельна изохалине 34%о. Более высокая соленость обусловливает большую глубину перемешанного слоя, препятствующего льдообразованию. Низкая соленость вдоль восточных берегов Гренландии и Канады есть следствие выноса распресненных и более холодных вод Восточно-Гренландским и Лабрадорским течениями. Эти течения приносят айсберги, затрудняющие судоходство в Северной Атлантике. распространение льда к северу наблюдается в сентябре, поскольку сезоны в Арктике и Антарктике противоположны по фазе.
Айсберги
В среднем за год около 400 айсбергов проникает южнее параллели 48° с. Чтобы предотвратить бедствие, которое случилось с «Титаником», создан Международный ледовый патруль— служба по обнаружению айсбергов, прослеживанию их дрейфа и предупреждению судоводителей. Они больше по размерам по сравнению со своими северными собратьями, однако расположены далеко от морских путей и создают трудности лишь для конвоя ледоколов, ежегодно участвующих в осуществлении антарктической исследовательской программы. На поверхности океана происходит обмен энергией, влагой и количеством движения между атмосферой и морем. Свет распространяется только в верхнем 100-метровом слое моря, и глубина его проникновения зависит от прозрачности воды. Изменения солености на поверхности океана определяются переносом влаги и перемешиванием. Ветры вызывают волны и медленный дрейф поверхностных вод в направлении ветра. Плотность воды на поверхности океана зависит от температуры и солености, причем последние факторы действуют в противоположном направлении. В низких широтах плотность воды в основном определяется температурой, а в высоких — соленостью. Охлаждение поверхностных вод, особенно в присутствии мелководного галоклина, приводит к образованию морского льда. Дрейфующие в море айсберги представляют собой блоки материкового льда, отколовшегося от ледников. Лунка в морском арктическом льду замерзает вначале относительно быстро. Затем скорость замерзания уменьшается.
Два главных океана, Атлантический и Тихий, простираются от Арктики до Антарктики и ограничиваются американским и афро-евразийским супарматериками. Тихий океан ограничивается еще на юго-западе Австралией и островами Малайского архипелага. Для получения общей картины океанической циркуляции заменим фактическую сложную береговую линию главных океанов эллиптической границей, простирающейся от одного полюса к другому. Пусть на этот упрощенный океан действует осредненный ветер с восточно-западными составляющими. У Северного полюса ветры дуют с востока. Далее к югу расположен район с преобладанием ветров с запада. Южнее района западных ветров расположены конские широты, а затем район пассатов, где восточные ветры обладают большим постоянством и силой. Вблизи экватора пассаты ослабевают и переходят в штилевую зону и снова усиливаются в южном поясе пассатов. Еще южнее расположен район западных ветров, а вблизи Южного полюса дуют восточные ветры. Эта система ветров вызывает такое же по направлению движение вод в модели океана. Если бы вся Земля была покрыта водой, эти океанические течения были бы круговыми, перемещали бы воду вдоль параллелей. Эллиптическая граница модели океана отклоняет течения, формируя ряд круговоротов. Наибольшие по размерам субтропические круговороты формируются водами, текущими на запад под действием пассатов и поворачивающими в обратную сторону в районе западных ветров. По обе стороны от экватора узкие экваториальные круговороты формируются возвращающимися на восток (3 штилевой области) потоками, которые берут свое начало в пассатных поясах. Таким образом, наша простая модель океана содержит Шесть круговоротов. На границах между соседними круговоротами будет происходить некоторое смешение поверхностных В°Д. Посмотрим, как изменит эта схема циркуляции поля температуры и солености, которые в случае неподвижного океана носили широтный характер. Проанализируем сначала распределение температуры.
Распределение температуры в модели океана
Рассмотрим субтропический круговорот в северном полушарии. В южной части ветви круговорота, идущей на запад, вода будет нагреваться вследствие более высокой инсоляции и в результате смешения с водами тропического круговорота. В северной части ветви вода, идущая на восток, будет охлаждаться вследствие более низкой инсоляции и в результате смешения с водами субполярного круговорота. Поэтому воды, идущие на север в западной части круговорота, будут теплее вод, текущих на юг в восточной его части. Противоположная ситуация возникает в субполярном круговороте северного полушария, где текущие на север воды восточной ветви будут теплее, чем воды, идущие к югу в западной ветви. Самая высокая температура в океане будет вблизи восточной границы океана на экваторе. Здесь идущие на восток воды будут нагреваться, следуя вдоль экватора. Распределение температуры воздуха над океанами очень близко к ожидаемому. Вблизи 50° с. ш. воздух над Атлантикой и Тихим океаном значительно теплее на восточной стороне океанов. Вблизи 20" с. ш. наблюдается обратная картина: западная ветвь теплее восточной, так же как и вблизи 20° ю. ш. У 60° ю. ш. температура относительно однородна вдоль всего широтного пояса. Модель не может этого показать, поскольку в южном полушарии материки не преграждают путь циркумполярному течению, идущему на восток.
Соленость уменьшается на экваторе с запада на восток.
Вдоль экватора минимальная соленость обнаруживается на восточной стороне океанов. Пониженная соленость наблюдается на западной стороне океанов в высоких широтах. Районы с повышенной соленостью располагаются симметрично относительно экватора. Большее осолонение Атлантики по сравнению с Тихим океаном, конечно, не могло быть предсказано нашей простой моделью.
Течения Мирового океана
Рассмотрим теперь картину поверхностных течений зимой северного полушария. В противоположность простой модели, предсказывающей симметрию в картине течений, фактически более сильные течения наблюдаются на западной стороне океанов. Примерами сильных течений служат Гольфстрим и Куросио на западной стороне северных частей Атлантики и Тихого океана; на восточной стороне течения намного слабее.
Восточно-западная асимметрия океанических течений
Что вызывает отмеченную восточно-западную асимметрию в Циркуляции океанических течений? Ответ на эту загадку был найден американским океанографом Генри Стоммелом. в 1948 г. Для объяснения асимметрии необходимо рассмотреть силы, заставляющие поверхностные воды вращаться в системе круговорота. В качестве примера выберем субтропическую циркуляцию в Северной Атлантике. Воды вращаются здесь по часовой стрелке. Движущая сила — ветер — имеет такое же вращение. Трение действует в противоположном направлении, противодействуя увеличению скорости вращения. Если бы ветер и воды были единственными силами, вызывающими циркуляцию, то течения были бы симметричными. Стоммел указал, что существует третья сила, вызывающая течения. Эта сила возникает из-за вращения Земли. В главе 8 мы видели, что вращение Земли вызывает ускорение Кориоли-са. Эта сила на единицу массы пропорциональна синусу широты и увеличивается от нуля на экваторе до 1,5 на полюсе. Изменение силы Кориолиса с широтой и вызывает асимметрию течений. Рассмотрим эти три силы отдельно. Ветер вызывает вращение воды по часовой стрелке, которое будем считать положительным. Трение прямо пропорционально квадрату скорости воды и действует в направлении, противоположном движению жидкости. Эта сила имеет поэтому отрицательный знак по всему круговороту. Сила Кориолиса в северном полушарии действует вправо от направления движения жидкости. Таким образом, западное пограничное течение будет отклоняться к востоку. При постоянной скорости потока сила Кориолиса будет увеличиваться с юга на север. Увеличивающееся к северу отклонение будет вызывать положительное вращение жидкости. В восточном пограничном течении воды под действием силы Кориолиса будут отклоняться на запад. Это отклонение по мере движения к югу будет уменьшаться пропорционально синусу широты. В результате широтного изменения сил , Кориолиса здесь возникнет отрицательное вращение. Для поддержания постоянной скорости вращения положительные и отрицательные силы должны уравновесить друг друга.
Общая циркуляция океана
Экваториальные круговороты проявляются главным образом противотечениями, направленными на восток. В Атлантике зимой северного полушария это противотечение развито только в восточной части океана и расположено севернее экватора. Летом северного полушария оно усиливается и распространяется далеко на запад. Стрежень этого течения проходит вдоль 7° с. ш. В Тихом океане экваториальное противотечение расположено вблизи параллели 7° с. Ширина этого течения колеблется от 3° зимой до 5° летом. Субарктические циркуляции разбиваются на ряд отдельных круговоротов! На юге вследствие отсутствия материковых барьеров субантарктический- круговорот распространяется вокруг всего Антарктического материка. Индийский океан простирается только до 20° с. ш., и здесь ветровой режим резко меняется от лета к зиме. Летом ветры, дующие с западной части океана на Индию, приносят с собой муссонные дожди. Зимой ветры с Азиатского материка приносят в Индийский океан холодный и сухой воздух. В результате циркуляция вод также изменяется. Зимой в северной части океана преобладает поток с востока на запад, летом — в противоположном направлении. В южной части циркуляция напоминает картину движения вод в других океанах. Циркуляция в ряде круговоротов замедляет перемешивание поверхностных вод и увеличивает различия в их температуре и солености. Поскольку океаны связаны между собой только далеко на юге, перемешивание между северными частями Атлантики и Тихого океана затруднено. В результате здесь поддерживается значительная разница в солености. В третичный период, когда существовал проход через Панамский перешеек и когда Атлантика соединялась с Индийским океаном более широким Средиземным морем, различия в солености должны были быть меньшими.
Измерение глубины океана
С незапамятных времен моряки измеряли глубину моря, опуская в воду груз, прикрепленный к промерному линю. Этот метод хорош для работы на мелководье, но он становится непригодным в глубоководных районах из-за больших затрат времени. Поэтому ручной линь был заменен тросом с лебедкой. Но этот метод также имеет недостатки. С увеличением глубины трос становится тяжелее прикрепленного к его концу груза, и поэтому трудно определить момент касания грузом дна. Этим путем измеряются глубины в точках, далеко отстоящих друг от друга. Поэтому при картировании многие детали рельефа пропадают. Для измерения глубин с поверхности океана не могут быть использованы оптические приборы, поскольку вода поглощает свет. Не могут быть использованы также и радарные устройства из-за поглощения радиоволн и других электромагнитных волн. Наиболее пригодны звуковые волны. Они используются в эхолотах, которые посылают звуковой импульс и регистрируют время возвращения отраженного от дна импульса. Детектор эхолота связан с регистратором, который имеет Перо, движущееся слева направо по медленно перемещающейся специальной бумаге. Перо, включенное в электрическую цепь приемника, фиксирует сигнал. Когда перо проходит левую кромку бумаги, излучатель посылает звуковой импульс, который перо получает и фиксирует на бумаге. В приемник улавливает только окружающий шум, и перо Поэтому отмечает на бумаге малозаметную линию. В мэмент В "Риходит эхо и перо делает резкую отметку. Вслед за первым Сагналом излучатель посылает второй, и весь дальнейший провес непрерывно повторяется. Это позволяет получать непрерывную запись глубины вдоль пути движения судна
Земля под океаном
Скорость звука в морской воде 1,5 км-с-1. При глубине 0,5 км звук проходит расстояние 1 км (до дна и обратно к судну), поэтому эхо возвратится через 0,67 с. Скорость звука изменяется в зависимости от давления, температуры и солености следующим образом:
Изменение скорости звука, %
При увеличении глубины на 1 км +1.1
При увеличении температуры на -1°С +0,3
При увеличении солености на lo/w +0,09
При давлении 1 атм, температуре 0° С и солености 35$ю скорость звука равна 1,4455 км-с-1. Чтобы перейти от времени возвращения эха к значению глубины, необходимо знать распределение температуры и солености с глубиной в данном месте.
При движении пера от одного края бумаги до другого за 1 с можно регистрировать глубины до 0,75 км. В глубоководных котловинах скорость пера должна быть понижена. На бумаге периодически делаются засечки времени. Позднее на запись глубин накладываются точки местоположения судна. Таким образом получают непрерывную запись глубин вдоль пути судна. Для исправления этих глубин вводят поправки на температуру и соленость.
Наряду с эхолотной съемкой проводят контрольные измерения глубины тросом или линем, что позволяет повысить точность всего промера. Для построения точной карты топографии дна необходимо выполнение параллельных галсов.
Распределение превышений рельефа на Земле
По многочисленным эхолотным промерам были составлены более или менее точные карты рельефа дна океана. Используя лучшие из этих карт, Менард и Смит (1966) исследовали статистическое распределение глубин Мирового океана. Они определили процентное соотношение площадей океанических районов, попадающих в определенный интервал глубин. Распределение превышений, имеет Два пика: один узкий — около 100 м выше уровня моря, и второй широкий — около 4,5 км ниже уровня моря. Если бы поверхность земного шара была построена без какой-либо закономерности, можно было бы ожидать в распре-Делении превышений один пик, который представил бы собой наиболее вероятное превышение. Однако земная поверхность состоит из двух резко различных морфологических элементов — материков и океанов, и поэтому на кривых распределения превышений мы вместо одного имеем два пика, один из которых представляет материки, а другой —океаны. Естественная граница между этими областями — между двумя пиками — располагается не на поверхности океана, а на 1,5 км ниже уровня моря. Эта кривая называется гипсометрической кривой. Из рисунка видно, что 29% земной поверхности, т. е. суша, расположено выше уровня моря (0) и практически вся поверхность выше глубины 6 км. Если бы земная поверхность находилась в положении, соответствующем минимуму потенциальной энергии, гипсометрическая кривая была бы горизонтальной. При уничтожении контраста в превышениях дно океана имело бы одинаковую глубину— 2,44 км ниже современного уровня моря. Этому выровненному дну соответствует площадь 510 - 6 км2. Океан, имек> щий эту площадь и объем 1350-106 км3, имеет глубину 2,64 км Таким образом, выравнивание топографического рельефа привело бы к подъему уровня на 200 м. Существуют два наибольших по частоте превышения, соответствующие суше и океану. Построим теперь упрощенную модель поверхности Земли, произведя уравнивание рельефа отдельно для суши и отдельно для океана. После такого уравнивания наша модель будет состоять на 40% из материков со средним превышением +0,37 км и на 60% из океана с глубиной —4,4 км. Чем вызван контраст в превышениях на материках и в океанах? Когда эти контрасты исчезнут в результате эрозии суши? Почему материки не стерты с лица Земли, учитывая возраст Земли? В дальнейшем мы попытаемся ответить на эти вопросы, а сейчас обратимся к рассмотрению прочности Земли.
Прочность Земли
Представим себе модель Земли, уменьшенную в 108 раз, так что радиус Земли 6400 км в модели станет равным 6,4 см, а 5-километровая разница между дном океана и сушей превратится в 0,05 мм, или половину толщины этой страницы. Наша модель будет представлять собой очень гладкий шар. На пер-Вь1Й взгляд может показаться, что и не должно быть никакой проблемы в объяснении такого слабо выраженного рельефа. Однако на модели различные параметры Земли уменьшаются в разное число раз. При использовании материала, обладающего плотностью Земли, и при уменьшении радиуса Земли в Ю8 раз площадь поверхности уменьшится в 1016 раз, а масса в 24 раз. Какова должна быть прочность материала в нашей м°дели? Порода, например, имеет предел прочности на сжа-Тие, равный максимальной силе на единицу площади, которую ^Ще может выдержать она без разрушения материала. Силы Земле возникают от давлений вышележащих пород. Поэтому на данном уровне общая сила зависит от объема вышележащего материала и увеличивается пропорционально объему иди кубу линейного размера (длины). Площадь, поддерживающая эту массу, увеличивается только пропорционально квадрату длины. Поэтому для сохранения подобия мы должны выбрать прочность нашей модели равной прочности Земли, умноженной на Ю-8. Но, уменьшая прочность пород в 108 раз, мы получим очень непрочный материал, не способный поддерживать даже слабую разницу в превышениях между горами и морем. То что это действительно так, легко демонстрируется геологической историей. Во время оледенений северные части Америки и Скандинавии были покрыты ледниками толщиной около 2 км. Около 12 000 лет тому назад лед растаял и огромная нагрузка, по массе примерно эквивалентная '/s разности превышения материков над океанами, была снята. В результате здесь произошел подъем суши, скомпенсировавший потерю в массе. История этого вертикального движения документирована современными отметками древних побережий. Итак, при увеличении размера структуры относительная прочность используемого материала изменяется обратно пропорционально линейному размеру L:
масса пропорциональна L3,
площадь пропорциональна L2,
масса на единицу площади пропорциональна L3/L2=L.
Относительно фактических размеров Земли материалы становятся настолько малопрочными, что ведут себя скорее как едкость, а не как твердое тело. Поэтому различия в превышениях между материками и океанами не могут поддерживаться прочностью земных пород. Более реальный механизм подержания этого различия можно обосновать с помощью принципа изостазии, уже проиллюстрированного на айсбергах. На этом же принципе основано строительство небоскребов на слабых глинах. Для поддержания здания достаточно только, чтобы оно оставалось на плаву в мягкой почве. Фундамент закладывается с таким расчетом, чтобы масса вынутой почвы была равна массе будущего здания. Если здание тяжелее вынутой почвы, оно будет медленно опускаться. Чтобы сохранить свое превышение над океаническим дном, материки должны иметь под собой более легкое основание, чем под океаном. Основания горных хребтов или должны иметь меньшую плотность по сравнению с окружающими породами, или должны простираться значительно глубже.
При охлаждении морской воды ниже точки замерзания образуется морской лед. С понижением температуры плотность воды увеличивается, и, опускаясь вниз, вода вытесняет более теплую воду к поверхности. Если охлаждение продолжается, то толщина перемешанного слоя будет увеличиваться. Для замерзания морской воды необходимо, чтобы либо глубина была невелика, либо ниже поверхностного слоя на небольших глубинах располагалась вода с более высокой соленостью. При наличии мелководного галоклина поверхностная вода, даже охладившись до точки замерзания, будет легче, чем более теплая, но более соленая подстилающая вода. Между 5 и 150 м наблюдается резкое увеличение солености, которое ограничивает глубину перемешанного слоя горизонтом 20 м. Поэтому Северный Ледовитый океан действует как мелководный бассейн. Рисунки показывают еще одну интересную особенность— в слое 200—1000 м залегает более теплая и соленая водная масса. Если бы весь столб воды в Арктическом бассейне имел однородную соленость, то перед образованием льда вся вода должна была бы охладиться до точки замерзания. В этом случае потеря тепла атмосферой, вероятно, была бы недостаточной, чтобы вызвать замерзание моря, из-за обмена с более теплыми водами низких широт. Ископаемые раковины позволяют предположить, что в течение третичного периода климат Арктического бассейна был относительно мягким. Это могло быть следствием более однородной структуры солености по вертикали. Когда поверхностный слой воды охладится до точки замерзания и перестанет углубляться, начнется льдообразование. Поверхность моря приобретает маслянистый, с особым свинцовым оттенком вид. По мере роста ледяные кристаллы становятся видимыми и приобретают форму игл. Эти кристаллы или иглы смерзаются друг с другом и образуют тонкий слой льда. Этот слой легко изгибается под действием волн. В Тихом океане изохалина 34%о проходит около 40° с. ш., и, следовательно, слой воды пониженной солености способствует смещению границы льда к югу. В Северной Атлантике вода пониженной солености проникает далеко на север, и граница льда здесь почти параллельна изохалине 34%о. Более высокая соленость обусловливает большую глубину перемешанного слоя, препятствующего льдообразованию. Низкая соленость вдоль восточных берегов Гренландии и Канады есть следствие выноса распресненных и более холодных вод Восточно-Гренландским и Лабрадорским течениями. Эти течения приносят айсберги, затрудняющие судоходство в Северной Атлантике. распространение льда к северу наблюдается в сентябре, поскольку сезоны в Арктике и Антарктике противоположны по фазе.
Айсберги
В среднем за год около 400 айсбергов проникает южнее параллели 48° с. Чтобы предотвратить бедствие, которое случилось с «Титаником», создан Международный ледовый патруль— служба по обнаружению айсбергов, прослеживанию их дрейфа и предупреждению судоводителей. Они больше по размерам по сравнению со своими северными собратьями, однако расположены далеко от морских путей и создают трудности лишь для конвоя ледоколов, ежегодно участвующих в осуществлении антарктической исследовательской программы. На поверхности океана происходит обмен энергией, влагой и количеством движения между атмосферой и морем. Свет распространяется только в верхнем 100-метровом слое моря, и глубина его проникновения зависит от прозрачности воды. Изменения солености на поверхности океана определяются переносом влаги и перемешиванием. Ветры вызывают волны и медленный дрейф поверхностных вод в направлении ветра. Плотность воды на поверхности океана зависит от температуры и солености, причем последние факторы действуют в противоположном направлении. В низких широтах плотность воды в основном определяется температурой, а в высоких — соленостью. Охлаждение поверхностных вод, особенно в присутствии мелководного галоклина, приводит к образованию морского льда. Дрейфующие в море айсберги представляют собой блоки материкового льда, отколовшегося от ледников. Лунка в морском арктическом льду замерзает вначале относительно быстро. Затем скорость замерзания уменьшается.
Модель циркуляции
Два главных океана, Атлантический и Тихий, простираются от Арктики до Антарктики и ограничиваются американским и афро-евразийским супарматериками. Тихий океан ограничивается еще на юго-западе Австралией и островами Малайского архипелага. Для получения общей картины океанической циркуляции заменим фактическую сложную береговую линию главных океанов эллиптической границей, простирающейся от одного полюса к другому. Пусть на этот упрощенный океан действует осредненный ветер с восточно-западными составляющими. У Северного полюса ветры дуют с востока. Далее к югу расположен район с преобладанием ветров с запада. Южнее района западных ветров расположены конские широты, а затем район пассатов, где восточные ветры обладают большим постоянством и силой. Вблизи экватора пассаты ослабевают и переходят в штилевую зону и снова усиливаются в южном поясе пассатов. Еще южнее расположен район западных ветров, а вблизи Южного полюса дуют восточные ветры. Эта система ветров вызывает такое же по направлению движение вод в модели океана. Если бы вся Земля была покрыта водой, эти океанические течения были бы круговыми, перемещали бы воду вдоль параллелей. Эллиптическая граница модели океана отклоняет течения, формируя ряд круговоротов. Наибольшие по размерам субтропические круговороты формируются водами, текущими на запад под действием пассатов и поворачивающими в обратную сторону в районе западных ветров. По обе стороны от экватора узкие экваториальные круговороты формируются возвращающимися на восток (3 штилевой области) потоками, которые берут свое начало в пассатных поясах. Таким образом, наша простая модель океана содержит Шесть круговоротов. На границах между соседними круговоротами будет происходить некоторое смешение поверхностных В°Д. Посмотрим, как изменит эта схема циркуляции поля температуры и солености, которые в случае неподвижного океана носили широтный характер. Проанализируем сначала распределение температуры.
Распределение температуры в модели океана
Рассмотрим субтропический круговорот в северном полушарии. В южной части ветви круговорота, идущей на запад, вода будет нагреваться вследствие более высокой инсоляции и в результате смешения с водами тропического круговорота. В северной части ветви вода, идущая на восток, будет охлаждаться вследствие более низкой инсоляции и в результате смешения с водами субполярного круговорота. Поэтому воды, идущие на север в западной части круговорота, будут теплее вод, текущих на юг в восточной его части. Противоположная ситуация возникает в субполярном круговороте северного полушария, где текущие на север воды восточной ветви будут теплее, чем воды, идущие к югу в западной ветви. Самая высокая температура в океане будет вблизи восточной границы океана на экваторе. Здесь идущие на восток воды будут нагреваться, следуя вдоль экватора. Распределение температуры воздуха над океанами очень близко к ожидаемому. Вблизи 50° с. ш. воздух над Атлантикой и Тихим океаном значительно теплее на восточной стороне океанов. Вблизи 20" с. ш. наблюдается обратная картина: западная ветвь теплее восточной, так же как и вблизи 20° ю. ш. У 60° ю. ш. температура относительно однородна вдоль всего широтного пояса. Модель не может этого показать, поскольку в южном полушарии материки не преграждают путь циркумполярному течению, идущему на восток.
Соленость уменьшается на экваторе с запада на восток.
Вдоль экватора минимальная соленость обнаруживается на восточной стороне океанов. Пониженная соленость наблюдается на западной стороне океанов в высоких широтах. Районы с повышенной соленостью располагаются симметрично относительно экватора. Большее осолонение Атлантики по сравнению с Тихим океаном, конечно, не могло быть предсказано нашей простой моделью.
Течения Мирового океана
Рассмотрим теперь картину поверхностных течений зимой северного полушария. В противоположность простой модели, предсказывающей симметрию в картине течений, фактически более сильные течения наблюдаются на западной стороне океанов. Примерами сильных течений служат Гольфстрим и Куросио на западной стороне северных частей Атлантики и Тихого океана; на восточной стороне течения намного слабее.
Восточно-западная асимметрия океанических течений
Что вызывает отмеченную восточно-западную асимметрию в Циркуляции океанических течений? Ответ на эту загадку был найден американским океанографом Генри Стоммелом. в 1948 г. Для объяснения асимметрии необходимо рассмотреть силы, заставляющие поверхностные воды вращаться в системе круговорота. В качестве примера выберем субтропическую циркуляцию в Северной Атлантике. Воды вращаются здесь по часовой стрелке. Движущая сила — ветер — имеет такое же вращение. Трение действует в противоположном направлении, противодействуя увеличению скорости вращения. Если бы ветер и воды были единственными силами, вызывающими циркуляцию, то течения были бы симметричными. Стоммел указал, что существует третья сила, вызывающая течения. Эта сила возникает из-за вращения Земли. В главе 8 мы видели, что вращение Земли вызывает ускорение Кориоли-са. Эта сила на единицу массы пропорциональна синусу широты и увеличивается от нуля на экваторе до 1,5 на полюсе. Изменение силы Кориолиса с широтой и вызывает асимметрию течений. Рассмотрим эти три силы отдельно. Ветер вызывает вращение воды по часовой стрелке, которое будем считать положительным. Трение прямо пропорционально квадрату скорости воды и действует в направлении, противоположном движению жидкости. Эта сила имеет поэтому отрицательный знак по всему круговороту. Сила Кориолиса в северном полушарии действует вправо от направления движения жидкости. Таким образом, западное пограничное течение будет отклоняться к востоку. При постоянной скорости потока сила Кориолиса будет увеличиваться с юга на север. Увеличивающееся к северу отклонение будет вызывать положительное вращение жидкости. В восточном пограничном течении воды под действием силы Кориолиса будут отклоняться на запад. Это отклонение по мере движения к югу будет уменьшаться пропорционально синусу широты. В результате широтного изменения сил , Кориолиса здесь возникнет отрицательное вращение. Для поддержания постоянной скорости вращения положительные и отрицательные силы должны уравновесить друг друга.
Общая циркуляция океана
Экваториальные круговороты проявляются главным образом противотечениями, направленными на восток. В Атлантике зимой северного полушария это противотечение развито только в восточной части океана и расположено севернее экватора. Летом северного полушария оно усиливается и распространяется далеко на запад. Стрежень этого течения проходит вдоль 7° с. ш. В Тихом океане экваториальное противотечение расположено вблизи параллели 7° с. Ширина этого течения колеблется от 3° зимой до 5° летом. Субарктические циркуляции разбиваются на ряд отдельных круговоротов! На юге вследствие отсутствия материковых барьеров субантарктический- круговорот распространяется вокруг всего Антарктического материка. Индийский океан простирается только до 20° с. ш., и здесь ветровой режим резко меняется от лета к зиме. Летом ветры, дующие с западной части океана на Индию, приносят с собой муссонные дожди. Зимой ветры с Азиатского материка приносят в Индийский океан холодный и сухой воздух. В результате циркуляция вод также изменяется. Зимой в северной части океана преобладает поток с востока на запад, летом — в противоположном направлении. В южной части циркуляция напоминает картину движения вод в других океанах. Циркуляция в ряде круговоротов замедляет перемешивание поверхностных вод и увеличивает различия в их температуре и солености. Поскольку океаны связаны между собой только далеко на юге, перемешивание между северными частями Атлантики и Тихого океана затруднено. В результате здесь поддерживается значительная разница в солености. В третичный период, когда существовал проход через Панамский перешеек и когда Атлантика соединялась с Индийским океаном более широким Средиземным морем, различия в солености должны были быть меньшими.
Измерение глубины океана
С незапамятных времен моряки измеряли глубину моря, опуская в воду груз, прикрепленный к промерному линю. Этот метод хорош для работы на мелководье, но он становится непригодным в глубоководных районах из-за больших затрат времени. Поэтому ручной линь был заменен тросом с лебедкой. Но этот метод также имеет недостатки. С увеличением глубины трос становится тяжелее прикрепленного к его концу груза, и поэтому трудно определить момент касания грузом дна. Этим путем измеряются глубины в точках, далеко отстоящих друг от друга. Поэтому при картировании многие детали рельефа пропадают. Для измерения глубин с поверхности океана не могут быть использованы оптические приборы, поскольку вода поглощает свет. Не могут быть использованы также и радарные устройства из-за поглощения радиоволн и других электромагнитных волн. Наиболее пригодны звуковые волны. Они используются в эхолотах, которые посылают звуковой импульс и регистрируют время возвращения отраженного от дна импульса. Детектор эхолота связан с регистратором, который имеет Перо, движущееся слева направо по медленно перемещающейся специальной бумаге. Перо, включенное в электрическую цепь приемника, фиксирует сигнал. Когда перо проходит левую кромку бумаги, излучатель посылает звуковой импульс, который перо получает и фиксирует на бумаге. В приемник улавливает только окружающий шум, и перо Поэтому отмечает на бумаге малозаметную линию. В мэмент В "Риходит эхо и перо делает резкую отметку. Вслед за первым Сагналом излучатель посылает второй, и весь дальнейший провес непрерывно повторяется. Это позволяет получать непрерывную запись глубины вдоль пути движения судна
Земля под океаном
Скорость звука в морской воде 1,5 км-с-1. При глубине 0,5 км звук проходит расстояние 1 км (до дна и обратно к судну), поэтому эхо возвратится через 0,67 с. Скорость звука изменяется в зависимости от давления, температуры и солености следующим образом:
Изменение скорости звука, %
При увеличении глубины на 1 км +1.1
При увеличении температуры на -1°С +0,3
При увеличении солености на lo/w +0,09
При давлении 1 атм, температуре 0° С и солености 35$ю скорость звука равна 1,4455 км-с-1. Чтобы перейти от времени возвращения эха к значению глубины, необходимо знать распределение температуры и солености с глубиной в данном месте.
При движении пера от одного края бумаги до другого за 1 с можно регистрировать глубины до 0,75 км. В глубоководных котловинах скорость пера должна быть понижена. На бумаге периодически делаются засечки времени. Позднее на запись глубин накладываются точки местоположения судна. Таким образом получают непрерывную запись глубин вдоль пути судна. Для исправления этих глубин вводят поправки на температуру и соленость.
Наряду с эхолотной съемкой проводят контрольные измерения глубины тросом или линем, что позволяет повысить точность всего промера. Для построения точной карты топографии дна необходимо выполнение параллельных галсов.
Распределение превышений рельефа на Земле
По многочисленным эхолотным промерам были составлены более или менее точные карты рельефа дна океана. Используя лучшие из этих карт, Менард и Смит (1966) исследовали статистическое распределение глубин Мирового океана. Они определили процентное соотношение площадей океанических районов, попадающих в определенный интервал глубин. Распределение превышений, имеет Два пика: один узкий — около 100 м выше уровня моря, и второй широкий — около 4,5 км ниже уровня моря. Если бы поверхность земного шара была построена без какой-либо закономерности, можно было бы ожидать в распре-Делении превышений один пик, который представил бы собой наиболее вероятное превышение. Однако земная поверхность состоит из двух резко различных морфологических элементов — материков и океанов, и поэтому на кривых распределения превышений мы вместо одного имеем два пика, один из которых представляет материки, а другой —океаны. Естественная граница между этими областями — между двумя пиками — располагается не на поверхности океана, а на 1,5 км ниже уровня моря. Эта кривая называется гипсометрической кривой. Из рисунка видно, что 29% земной поверхности, т. е. суша, расположено выше уровня моря (0) и практически вся поверхность выше глубины 6 км. Если бы земная поверхность находилась в положении, соответствующем минимуму потенциальной энергии, гипсометрическая кривая была бы горизонтальной. При уничтожении контраста в превышениях дно океана имело бы одинаковую глубину— 2,44 км ниже современного уровня моря. Этому выровненному дну соответствует площадь 510 - 6 км2. Океан, имек> щий эту площадь и объем 1350-106 км3, имеет глубину 2,64 км Таким образом, выравнивание топографического рельефа привело бы к подъему уровня на 200 м. Существуют два наибольших по частоте превышения, соответствующие суше и океану. Построим теперь упрощенную модель поверхности Земли, произведя уравнивание рельефа отдельно для суши и отдельно для океана. После такого уравнивания наша модель будет состоять на 40% из материков со средним превышением +0,37 км и на 60% из океана с глубиной —4,4 км. Чем вызван контраст в превышениях на материках и в океанах? Когда эти контрасты исчезнут в результате эрозии суши? Почему материки не стерты с лица Земли, учитывая возраст Земли? В дальнейшем мы попытаемся ответить на эти вопросы, а сейчас обратимся к рассмотрению прочности Земли.
Прочность Земли
Представим себе модель Земли, уменьшенную в 108 раз, так что радиус Земли 6400 км в модели станет равным 6,4 см, а 5-километровая разница между дном океана и сушей превратится в 0,05 мм, или половину толщины этой страницы. Наша модель будет представлять собой очень гладкий шар. На пер-Вь1Й взгляд может показаться, что и не должно быть никакой проблемы в объяснении такого слабо выраженного рельефа. Однако на модели различные параметры Земли уменьшаются в разное число раз. При использовании материала, обладающего плотностью Земли, и при уменьшении радиуса Земли в Ю8 раз площадь поверхности уменьшится в 1016 раз, а масса в 24 раз. Какова должна быть прочность материала в нашей м°дели? Порода, например, имеет предел прочности на сжа-Тие, равный максимальной силе на единицу площади, которую ^Ще может выдержать она без разрушения материала. Силы Земле возникают от давлений вышележащих пород. Поэтому на данном уровне общая сила зависит от объема вышележащего материала и увеличивается пропорционально объему иди кубу линейного размера (длины). Площадь, поддерживающая эту массу, увеличивается только пропорционально квадрату длины. Поэтому для сохранения подобия мы должны выбрать прочность нашей модели равной прочности Земли, умноженной на Ю-8. Но, уменьшая прочность пород в 108 раз, мы получим очень непрочный материал, не способный поддерживать даже слабую разницу в превышениях между горами и морем. То что это действительно так, легко демонстрируется геологической историей. Во время оледенений северные части Америки и Скандинавии были покрыты ледниками толщиной около 2 км. Около 12 000 лет тому назад лед растаял и огромная нагрузка, по массе примерно эквивалентная '/s разности превышения материков над океанами, была снята. В результате здесь произошел подъем суши, скомпенсировавший потерю в массе. История этого вертикального движения документирована современными отметками древних побережий. Итак, при увеличении размера структуры относительная прочность используемого материала изменяется обратно пропорционально линейному размеру L:
масса пропорциональна L3,
площадь пропорциональна L2,
масса на единицу площади пропорциональна L3/L2=L.
Относительно фактических размеров Земли материалы становятся настолько малопрочными, что ведут себя скорее как едкость, а не как твердое тело. Поэтому различия в превышениях между материками и океанами не могут поддерживаться прочностью земных пород. Более реальный механизм подержания этого различия можно обосновать с помощью принципа изостазии, уже проиллюстрированного на айсбергах. На этом же принципе основано строительство небоскребов на слабых глинах. Для поддержания здания достаточно только, чтобы оно оставалось на плаву в мягкой почве. Фундамент закладывается с таким расчетом, чтобы масса вынутой почвы была равна массе будущего здания. Если здание тяжелее вынутой почвы, оно будет медленно опускаться. Чтобы сохранить свое превышение над океаническим дном, материки должны иметь под собой более легкое основание, чем под океаном. Основания горных хребтов или должны иметь меньшую плотность по сравнению с окружающими породами, или должны простираться значительно глубже.
