в чем измеряется глубина моря
Как измеряется глубина океана?
Океаны во многом остаются для нас загадкой. Мы даже не знаем возраста океанов. Вполне возможно, что на первых этапах развития Земли океанов не существовало.
Ученые, изучающие море, называются океанографами. Поскольку глубины океана темны и холодны, ученые знают о них не так уж и много. Некоторые части океанского дна изучались лишь через иллюминаторы исследовательских подводных лодок и через окуляры батискафов, сделанных специально для изучения глубин моря, но все равно этой информации явно недостаточно.
Сегодня человек исследует океанское дно, чтобы лучше их изучить. До глубины 3600 м дно океанов покрыто мягкими илистыми отложениями. Они состоят из известковых скелетов мельчайших морских животных. На глубинах, превышающих 6 км, дно покрыто мелким красноватым илом, называемым «красная глина». В его состав входят частички скелетов животных, остатки мелких растений и вулканический пепел.
Одна из интересующих океанографов проблем — это глубина океана. Измерение ее называется «прослушиванием глубины». В старину измерение делалось при помощи веревки с привязанным к ней грузом, которую опускали в воду. Позже для этого стали использовать очень тонкую проволоку, типа той, из которой делаются фортепьянные струны.
В наши дни ученые могут составить гораздо более точное представление о глубине океанского дна при помощи одного изобретения, называемого эхолотом. В нем для исследования океанского дна используется эхо.
Устройство, установленное на борту корабля, посылает звуковой сигнал. Звук проходит сквозь толщу воды со скоростью около одной мили в секунду. Он отражается ото дна и улавливается на обратном пути специальным прибором. Чем глубже вода, тем больше времени требуется для эха, чтобы достичь борта корабля.
Современный эхолот посылает ко дну ультразвуковые волны. Потом приборы регистрируют эхо в виде черной линии на листе специальной бумаги. Обычно эта бумага содержит в себе расшифровку этих знаков в морских саженях (морская сажень равна 1,8 метра).
При помощи эхолота можно легко определить глубину моря. Но прибор может сделать не только это. Он может в подробностях нарисовать линию морского дна под кораблем, если прослушивать дно через каждые несколько метров по ходу корабля.
Если корабль проходит над подводной лодкой, эхолот регистрирует ее точную форму. Если дно ровное, эхолот таким же его и изобразит. Эхолот не пропустит даже маленькой неровности дна высотой меньше метра!
Основываясь на этих измерениях, мы довольно хорошо представляем себе среднюю глубину различных океанов, как и самые их глубокие точки. Самый глубокий — Тихий океан, его средняя глубина 4 281 м. Следом идет Индийский океан со средней глубиной 3 963 м. Затем следует Атлантический океан со средней глубиной 3 926 м. Для сравнения: Балтийское море имеет среднюю глубину всего 55 м!
На сегодняшний день известно самое глубокое место в океанах — в районе Гуамских островов — 10 790 м. Другое глубочайшее место расположено в Атлантическом океане недалеко от Гуамских островов — здесь глубина достигает 9 219 м. Гудзонов залив, по площади превосходящий многие моря, имеет среднюю глубину только 183 м.
Самая внушительная морская впадина находится около Марианских островов. Ее глубина 11022 метра. Для сравнения: высочайшая вершина мира Эверест имеет высоту «всего» 8848 метров. В I960 г. эта впадина была исследована с помощью батискафа, опустившегося почти до ее дна. Тем самым, кстати сказать, был побит мировой рекорд для подобных аппаратов. И еще одно наблюдение.
Почти все морские впадины (или желоба) расположены не в открытом океане, а вблизи материков.
как измеряется глубина океана?
Мировой океан — глобальное связанное тело морской воды, окружающее континенты и острова. Почти три четверти (71 %) поверхности Земли покрыто мировым океаном.
Ученые, изучающие море, называются океанографами. Поскольку глубины океана темны
холодны, ученые знают о них не так уж и много. Некоторые части океанского дна изучались лишь через иллюминаторы исследовательских подводных лодок и через окуляры батискафов, сделанных специально для изучения глубин моря, но все равно этой информации явно недостаточно.
В наши дни ученые могут составить гораздо более точное представление о глубине океанского дна при помощи одного изобретения, называемого эхолотом. В нем для исследования океанского дна используется эхо.
Устройство, установленное на борту корабля, посылает звуковой сигнал. Звук проходит сквозь толщу воды со скоростью около одной мили в секунду. Он отражается ото дна и улавливается на обратном пути специальным прибором. Чем глубже вода, тем больше времени требуется для эха, чтобы достичь борта корабля.
При помощи эхолота можно легко определить глубину моря. Но прибор может сделать не только это. Он может в подробностях нарисовать линию морского дна под кораблем, если прослушивать дно через каждые несколько метров по ходу корабля.
Если корабль проходит над подводной лодкой, эхолот регистрирует ее точную форму. Если дно ровное, эхолот таким же его и изобразит. Эхолот не пропустит даже маленькой неровности дна высотой меньше метра!
Способы измерения морских глубин
В течение всего древнего периода мореплавания вопрос об измерении глубин сводился исключительно к промерам с целью обезопасить плавание у берегов. Древний мир не обладал никакими опытными данными о действительных глубинах морей и океанов вдали от берегов, и суждения этого рода, встречаемые у ученых древности, основаны были исключительно на догадках.
Первая попытка измерения океанской глубины, о которой до нас дошли сведения, была сделана Магелланом посреди Тихого океана и окончилась неудачей — дна не достали. После этого прошло еще около 300 лет (от начала XVI до начала XIX столетия), прежде чем возобновились эти опыты. Даже такие знаменитые исследователи океанов, как, например, Кук (1769—1778 гг.), Лаперуз (1785—1788 гг.), или даже в начале XIX столетия Крузенштерн и Лисянский (Надежда и Нева, 1803—1806 гг.), Фицрой на корабле Бигль, плававший с Ч. Дарвином пять лет (1831—1836 гг.), и они не занимались вовсе вопросом о глубинах той стихии, по поверхности которой они плавали. Дело измерения глубин продолжало оставаться ограниченным только прямой и ближайшей практической целью — безопасностью мореплавания вблизи берегов.
В течение первой четверти XIX столетия появляются попытки, правда почти всегда безуспешные, измерить глубины океана. Они были сделаны американскими морскими офицерами в Атлантическом океане. Так, например, лейтенант Паркер на фрегате Соединенных Штатов Congress против берегов Бразилии вытравил около 15 250 м лотлиня и, по его мнению, не достал дна (хотя в действительности глубины тут около 5500—6500 м).
Причины неудач глубоководных промеров заключались в следующем. При измерении небольших прибрежных глубин о моменте достижения лотом дна судят по двум признакам: по удару его о дно, передающемуся руке лотового, и по освобождению последней от груза лота следствием чего бывает замедление в высучивании лотлиня. Наконец,, когда лот снова выбран, то приставший к нижнему его концу образец грунта служит также доказательством достижения лотом дна.
Джемсу Кларку Россу, начальнику английской антарктической экспедиции (1839—1841 гг.), удалось во время этого плавания найти первый способ измерения океанских глубин, который позволял замечать момент достижения лотом дна.
Производя многочисленные опыты измерения больших глубин. Д. К- Росс подметил, что скорости высучивания лотлиня в начале и конце измерения неодинаковы, а именно: лотлинь от начала до некоторого момента измерения сбегает с вьюшки равномерно-замедленно, а затем наступает момент, когда сбегание лотлиня становится почти равномерным. Росс объяснил это следующим образом. По мере сбегания лотлиня длина его в воде увеличивается, а следовательно, и трение о воду становится больше, и хотя вес вытравленной части лотлиня тоже увеличивается, но тормозящее усилие воды настолько велико, что падение лота и лотлиня делается равномерно-замедленным. Когда же лот достигнет дна и лотлинь начинает ложиться на дно, то длина его до поверхности воды остается постоянной, вес и трение тоже перестают изменяться, и сбегание лотлиня становится почти равномерным, нарушаемым только качкой судна, инерцией вьюшки и лотлиня.
Если на лотлине положить марки через одинаковые расстояния, то,, замечая по часам промежутки их сбегания, нетрудно видеть, что ‘первоначально эти промежутки будут все увеличиваться, а потом становятся почти равными друг другу, то немного увеличиваясь, то уменьшаясь. Очевидно, та длина лотлиня, около которой промежутки его сбегания начали делаться равными друг другу, и есть искомая глубина.
Признаком Росса для определения момента достижения лотом дна пользовались в течение 30 лет. За этот промежуток времени были введены разные усовершенствования, но основной принцип оставался тот же. Для того чтобы лучше, отчетливее заметить момент достижения дна, делали лотлинь возможно тоньше и крепче, старательно навивали его на вьюшку, заботились, чтобы последняя свободно вращалась на своей оси. С другой стороны, вес лота увеличивали, и таким путем достигали более заметной и резкой перемены в характере ряда промежутков времени сбегания соседних, одинаковых длин лотлиня до касания лотом дна и сейчас же после того. Из целого ряда измерений были составлены таблицы таких промежутков времени для определенной толщины лотлиня и веса лота. Во всяком случае, все-таки многое зависело от опыта и искусства наблюдателя.
Однако поднять лот и достать образчик грунта с океанской глубины не удавалось, и при каждом измерении приходилось терять лот и почти весь вытравленный лотлинь.
В 1854 г. мичман флота Соединенных Штатов Брук предложил новый лот с отделяющимся грузом в момент прикосновения лота ко дну. Таким образом, при выбирании лотлиня ему приходилось выдерживать только вес выпущенной за борт длины его и еще небольшой вес железной трубки, сохранявшей образец грунта дна.
Благодаря изобретению Брука и пользуясь приемом Росса, стало впервые возможным доставание образчиков грунта дна, т. е. несомненного доказательства, что лот не пронесло, не говоря уже о возможности впервые исследовать характер грунта дна океанов на больших глубинах. Идея отделяющегося груза применяется и во всех современных лотах.
Технически в первоначальном лоте идея Брука была выполнена таким образом. Легкая железная трубка снабжалась вверху двумя лапками, вращавшимися на общей оси. Верхние, более длинные концы лапок соединялись коротким штертом, за который с помощью особого кольца брался лотлинь. Нижние, более короткие концы лапок служили для надевания на них петель от особых штертов, противоположные концы которых прикреплялись к кольцу, надевавшемуся на трубку снизу. Грузом служило обыкновенное ядро, просверленное по диаметру, поддерживавшееся на весу с помощью кольца с двумя штертами, петли которых надевались на лапки. Таким образом, вся эта система висела на лотлине и шла с ним ко дну, пока трубка лота нижним концом не упиралась в дно. От удара конец трубки углублялся немного в грунт, образчик которого и оставался в пучке гусиных перьев, укрепленных в нижнем конце трубки. Между тем лотлинь еще продолжал сбегать с вьюшки, отчего у него образовывалась слабина, лапки вверху трубки, уступая тяжести ядра, отгибались вниз, обе петли штертов соскакивали с них, и ядро освобождалось. С этого момента на лине оставалась висеть только трубка с образчиком грунта, которую вместе с лотлинем и поднимали на борт.
Лот Брука дал возможность применять тяжелый груз при тонком лотлине, вследствие чего стало легче замечать момент достижения лотом дна по признаку Росса, затем получались образцы грунта, и, наконец, сохранялся лотлинь.
Скоро по изобретении лота Брука он был применен при промере линии от Ирландии к Ньюфаундленду с целью выяснить рельеф дна для прокладки первого подводного телеграфного кабеля (американец лейт. Берриман на пароходе Arctic в 1856 г.); затем в 1859 г. англичанин кап. 2 ранга Дэйман на судне Cyclops вторично промерил ту же линию и на судне Gorgon — линию от Ньюфаундленда до Азорских островов и оттуда до Ла-Манша. Это были первые обстоятельные и систематические измерения океанских глубин, которые дали возможность проложить первые телеграфные кабели и построить первую карту рельефа дна Северного Атлантического океана, составленную лейтенантом Мори.
При последующих измерениях постепенно видоизменяли первоначальное весьма простое устройство лота Брука и в большей части лотов заменили ядро несколькими плоскими чугунными гирями, позволявшими нагружать лот, смотря по глубине, и получать большие образчики грунта дна с обеспечением, что их при поднимании не вымоет из трубки лота. С последней целью внизу трубки делали или клапаны или краны, закрывавшиеся при прохождении чугунных гирь через нижний конец трубки.
Для того чтобы получить полное понятие об измерении больших глубин по способу Росса, ниже приведен пример, взятый из работ на английском корвете Porcupine в 1869 г. в Бискайском заливе. Лотлинь был тросовый, окружностью в 0,8 дюйма и выдерживал на разрыв 1330 фунтов (русских), каждые 100 морских сажен его весили около 14 фунтов. Лот загружался 372 фунтами.
Лот шел ко дну 33 мин- 35 сек., а поднимали его паровой лебедкой 2 часа 2 мин.
Современные способы и приборы для измерения глубин. Работы на Porcupine почти закончили собою первый период измерений глубин океанов при помощи тросового лотлиня и признака Росса по замечанию промежутков. На Challenger (1872—1876 гг.) в последний раз работали тросовым лотлинем; одновременно известным английским физиком Вильямом Томсоном (впоследствии лордом Кельвином) был предложен глубомер, основанный на совершенно новой идее, который значительно облегчил и сделал точнее промеры океанских глубин. Это изобретение, так же как и лот Брука, составило эпоху в деле исследования подводного рельефа, а следовательно, и вообще в океанографии.
Главная идея в глубомере Томсона заключалась в следующем. Прежде лотлинь свободно травился с вьюшки, чтобы не нарушать правильности изменения промежутков сбегания одинаковых длин лотлиня (что составляло сущность способа Росса), Томсон же стал тормозить вьюшку и притом во всякий момент измерения с таким усилием, которое равнялось весу в воде той части лотлиня, которая уже была вытравлена за борт; т. е. тормозящее усилие по мере увеличения длины лотлиня за бортом тоже все увеличивалось и увеличивалось. Следовательно, вращение вьюшки обуславливалось только весом лота, и когда последний достигал дна, то вьюшка сама собою останавливалась, тем самым указывая момент конца измерения глубины. Таким образом, необходимость замечания промежутков сбегания лотлиня отпадала.
Важное усовершенствование, введенное в дело измерения глубин Томсоном, состояло в замене тросового лотлиня проволочным. Томсон применил сперва фортепианные струны, а потом стали нарочно для лотлиня изготовлять цинкованную проволоку диаметром 0,7—0,9 мы, выдерживавшую на разрыв 105—300 кг. Проволочный лотлинь имеет много преимуществ; он занимает очень мало места, на небольшую вьюшку его можно навить 10 000 м, он не намокает и его не надо просушивать; он быстрее идет ко дну, малый вес его позволяет быстро вытаскивать обратно, тем более, что при этом не приходится поднимать воду, пропитавшую тросовый лотлинь. Его меньше выгибает при неизбежном дрейфе корабля во время измерения глубины; при более быстром сбегании лотлиня корабль меньше сносит с места дрейфом.
Так как нельзя быть уверенным, что вследствие инерции вьюшка все-таки не сделает нескольких лишних оборотов, то, во избежание образования колышек на проволоке, к ее концу привязывают кусок троса метров в 20, к которому уже и привешивают лот, а над ним два термометра и батометр для доставания образчика воды.
Дальнейшие усовершенствования в способах измерения глубин и е самих глубомерах состояли в улучшении технической части приборов. Так, в современных глубомерах такого рода (их три: Сигсби — американский, Леблана—французский и Люкаса — английский) аккумулятор принимающий на себя толчки от качки, введен в устройство самого глубомера, счетчик отнесен на ось той вьюшки, через которую бежит проволока лотлиня, и потому он дает не обороты вьюшки, а прямо глубинь в метрах или морских саженях. Главные вьюшки делаются прочные стальные, так как им приходится выдерживать громадное давление проволоки; все устроено обдуманнее и компактнее, почему и весь глубомер гораздо меньше размером, нежели были первые образцы.
За нуль отсчета глубины принимают поверхность океана. Если во время промера существует порядочная зыбь, то поверхность моря в зависимости от положения корабля на гребне или у подошвы волны может колебаться метра на три по вертикали и тем вносить такую же ошибку в отсчет глубины.
Только в редкие штилевые погоды и при условии отсутствия течения на поверхности корабль стоит неподвижно и лотлинь имеет в воде точно вертикальное положение. Обычно же он отклоняется более или менее, и его линия принимает вид кривой, похожей на параболу. От этой причины проистекает ошибка, всегда увеличивающая измеренную глубину против действительности.
Чем больше глубина, тем все причины, влияющие на точность промера, становятся больше, потому что тогда промер требует больше времени и корабль не сохраняет своего места.
Вообще в обычных условиях ошибка промера бывает около 3% измеренной глубины, т. е. тридцатая доля вытравленной длины лотлиня.
С целью измерения глубин при помощи звука применяют два рода приборов. Одни производят звук, обладающий в секунду колебаниями от 50 до 20 000—такие звуки человеческое ухо может слышать. Если же прибор производит звуки с колебаниями свыше 20 000 в секунду, то человеческое ухо их уже не может отмечать. Такие колебания называются сверхзвуковыми.
Скорость звука в воде зависит от температуры слоя, проникаемого звуком, от ее солености (т. е. в сущности от плотности водного слоя) и от сжатия слоев воды с глубиной, сквозь которую проходит звук.
В сущности, существующие приборы для определения глубины по скорости звука различаются главным образом сообразно тому характеру звуковой волны, какой они производят, т. е. ощущаются они человеческим ухом или нет.
Звуковая волна первого рода (независимо от того, как она производится, ударами молотка по наковальне или взрывом динамитного патрона) всегда распространяется в воде шарообразно, причем центр шара находится в месте производства звука.
Так как звуковые волны одинаково распространяются во все стороны от центра, то в случае, если дно моря имеет уклон, то звуковая волна отразится ближайшей поверхностью.
При пользовании приборами, производящими сверхзвуковую волну, последняя может быть направлена перпендикулярно поверхности воды и тогда она дает именно искомую глубину моря.
Оба способа измерения глубин океана — и при помощи проволочного линя, и по скорости звуковой волны — по необходимости должны употребляться совместно. Каждый раз, когда корабль делает океанографическую станцию, она начинается с измерения глубины в месте остановки.
Конечно, предшествовавшие определения глубины звуковым лотом уже дали приблизительную глубину места корабля, но измерение глубины проволочным лотлинем позволяет сразу получить не только глубину, но и столбик грунта дна, температуру самого придонного слоя воды и образец этой воды, и вместе с тем одновременное определение глубины звуковым лотом дает сравнение этих двух способов, а также способа определения глубины с помощью сравнения отсчетов защищенного и незащищенного от давления воды термометров в придонном слое. Все это потому, что для производства наблюдений на разных глубинах все равно необходимо долгое время, следовательно, использование проволочного лотлиня для измерения глубины на станции уже не представляет значительного удлинения времени стоянки и в то же время дает весьма ценные данные о грунте дна и свойствах придонного слоя воды.
Во всяком случае преимуществом звукового лота остается чрезвычайное удобство: всю работу можно делать на ходу корабля и даже как бы само собой. Например, в течение последних лет американские военные транспорты на путях из Соединенных Штатов к Филиппинам, используя самозаписывающий звуковой лот, попутно покрыли всю северную часть Тихого океана (между Гаваями и Алеутами) массой промеров, в общем до 30 000, и тем самым обследовали попутно рельеф его дна, до тех пор очень плохо известный.
Но для того чтобы точнее вычислять глубины, надо было в этой области произвести обыкновенными приемами океанографические исследования, без которых скорость звука в этих местах не была достаточно хорошо известна.
Итак, можно сказать, что для целей гидрографических звуковой лот имеет большие преимущества; а для работ океанографических нельзя обойтись без глубомеров с проволочным линем, без опускания приборов на разные промежуточные глубины для определения температуры и солености и, следовательно, необходимой для выполнения таких требований остановки корабля на несколько часов.
В чем измеряется глубина моря
Ученые, изучающие море, называются океанографами. Поскольку глубины океана темны и холодны, ученые знают о них не так уж и много. Некоторые части океанского дна изучались лишь через иллюминаторы исследовательских подводных лодок и через окуляры батискафов, сделанных специально для изучения глубин моря, но все равно этой информации явно недостаточно. Одна из интересующих океанографов проблем — это глубина океана. Измерение ее называется «прослушиванием глубины». В старину измерение делалось при помощи веревки с привязанным к ней грузом, которую опускали в воду.
Позже для этого стали использовать очень тонкую проволоку, типа той, из которой делаются фортепьянные струны. В наши дни ученые могут составить гораздо более точное представление о глубине океанского дна при помощи одного изобретения, называемого эхолотом. В нем для исследования океанского дна используется эхо. Устройство, установленное на борту корабля, посылает звуковой сигнал. Звук проходит сквозь толщу воды со скоростью около одной мили в секунду. Он отражается ото дна и улавливается на обратном пути специальным прибором. Чем глубже вода, тем больше времени требуется для эха, чтобы достичь борта корабля.
Современный эхолот посылает ко дну ультразвуковые волны. Потом приборы регистрируют эхо в виде черной линии на листе специальной бумаги. Обычно эта бумага содержит в себе расшифровку этих знаков в морских саженях (морская сажень равна 1,8 метра). При помощи эхолота можно легко определить глубину моря. Но прибор может сделать не только это. Он может в подробностях нарисовать линию морского дна под кораблем, если прослушивать дно через каждые несколько метров по ходу корабля. Если корабль проходит над подводной лодкой, эхолот регистрирует ее точную форму. Если дно ровное, эхолот таким же его и изобразит. Эхолот не пропустит даже маленькой неровности дна высотой меньше метра!
03. Физические параметры океана
Posted By: admin 21 февраля, 2009
Земля – это сплюснутый элипсоид, элипсоид вращения с экваториальным радиусом равным Re=6,378,1349 км (West,1982), который немного больше полярного радиуса, равного Rp=6,356,7497 км. Эта разница образуется за счёт вращения Земли. Расстояние на земле измеряется в различных единицах, наиболее распространёнными являются градусы широты и долготы, метры, мили и морские мили. Широта – это угол между вертикалью на местности и экваториальной плоскостью. Меридиан – это линия пересечения плоскости перпендикулярной экваториальной плоскости на земной поверхности и проходящая через ось вращения Земли. Долгота – это угол между нулевым меридианом и любым другим, где нулевым является меридиан проходящий через Королевскую Гринвичскую Обсерваторию в Англии. Таким образом долгота измеряется на восток и запад от Гринвича.
За исключением экватора градус широты на земной поверхности по длинне отличается от градуса долготы. Широта измеряется вдоль окружности большого круга с радиусом R, где R – средний радиус Земли. Долгота измеряется вдоль кругов с радиусом Rcos(j ), где j – широта. Таким образом 1 градус широты равен 111 км, а один градус долготы = 111cos(j ) км. При работе всегда нужно помнить что Земля не сфера и широта тоже немного изменяется с удалением от экватора, но значения приведённые здесь вполне достаточны для наших целей.
Так как расстояние в градусах долготы не постоянно, океанографы измеряют расстояние на картах используя градусы широты.
И морские мили и метры исторически связаны с размерами Земли. В 1670 году викарий церкви Святого Павла в Лионе Габриэль Моутон предложил десятичную систему измерений, основанную на одной минуте дуги большого круга Земли. Это привело в конечном счёте к созданию метрической системы, основанной на другой единице длинны – метре, который первоначально предполагался равным одной миллионной расстояния от экватора до полюса вдоль Парижского меридиана. Хотя от взаимосвязи морских миль и метров с размерами Земли вскоре отказались, ввиду её непрактичности, приближённые значения до сих пор используют. Например длинна окружности проходящей через полюс Земли приблизительно равна 2pRe=40,075 км. Следовательно одна десятитысячная четверти этого круга (квадранта) равна 1,0019 м. Рассуждая подобным образом в случае с морской милей, получим что она должна быть равна 2pRe/(360*60) = 1.855 км. Это очень близко к официальному определении МЕЖДУНАРОДНОЙ МОРСКОЙ МИЛИ: 1 мм = 1,852 км.
3.1 Океаны и моря
Согласно Международному Гидрографическому Стандарту на нашей планете только три океана.
Атлантический Океан (рис 3,1) простирается на север от Антарктики и включает всё Арктическое Море (СЛО), Европейское Средиземноморье и Американское Средиземноморье (Карибское море). Границей между Атлантическим и Индийским океанами является меридиан Мыса Игольный (20° E). Граница между Атлантическим и Тихим Океанами – линия между Мысом Горн и Северо Шетландскими островами. На севере Арктические моря являются частью Атлантического океана, а Беренгов пролив – границей между Атлантикой и Тихим Океаном.
Рисунок 3.1 Атлантический Океан в равноплощадной проэкции. Глубины в метрах, взяты из ETOPO 30. Изобата 200 метров показывает границу континетального щельфа.
Тихий Oкеан простирается на север от Антарктики до Беренгова пролива. Граница между Тихим и Индийским океаном лежит на линии идущей от Малайского Полуострова через Суматру, Яву, Тимор, до австралийского мыса Лондондерри, а от Тасмании до Антарктики на меридиане мыса Северо Восточный (147 ° E).
Рисунок 3.2 Тихий Океан в равноплощадной проэкции. Глубины в метрах, взяты из ETOPO 30. Изобата 200 метров показывает границу континетального щельфа.
Индийский Океан простирается от Антарктики до Евразийского континента, включая в себя Красное Море и Персидский Залив. Некоторые авторы используют название Южный Океан для вод вокруг Антарктиды.
Рисунок 3.2 Индийский Океан в равноплощадной проэкции. Глубины в метрах, взяты из ETOPO 30. Изобата 200 метров показывает границу континетального щельфа.
Существует много типов морей. Мы упомянем о двух:
3.2 Размеры океанов
Океаны и моря покрывают 70,8% земной поверхности, что составляет 361 254 000 квадратных километров. Площади океанов значительно различаются (таблица 3,1) и Тихий из них самый большой.
| Тихий Океан | 181.34 X 106 Км 2 |
| Индийский Океан | 74.12 X 106 Км 2 |
| Атлантический Океан | 106.57 X 106 Км 2 |
Таблица 3.1. Площадь Океанов (Dietrich, et al. (1980: стр3)
Горизонтальные размеры океанов изменяются от 1500 км – минимальной ширины Атлантики, до 13000 км – простирания Атлантики с севера на юг и ширины Тихого Океана. При этом типичные глубины составляют 3–4 км. Таким образом горизонтальные размеры океанских бассейнов в 1000 раз больше чем вертикальные. Масштабы Тихого океана можно представить себе с помощью обычного листа бумаги 8,5*11 дюймов (А4), при этом ширина океана в 10 000 км будет соответствовать 10 дюймам – ширине листа, а 3х километровая глубина 0,003 дюймам – типичной толщине листа бумаги.
Из за того что океаны такие тонкие, графики их поперечного сечения для удобства использования должны иметь сильно преувеличенный вертикальный масштаб. Обычно у таких графиков вертикальный масштаб в 200 раз больше чем горизонтальный (Рис. 3,4). Это преувеличение искажает наши представления об океане. Края океанических бассейнов (континентальные склоны) не крутые обрывы как показано на рисунке 3.4 (41W 12 E). Они скорее являются пологими склонами, понижающимися на 1 метр по вертикали на каждые 20 метров по горизонтали.
Малое отношение глубин океанических бассейнов к их ширине имеет свои последствия для динамики. Вертикальные скорости должны быть гораздо слабее чем горизонтальные. Даже при масштабах движения в несколько сотен километров вертикальные скорости должны составлять порядка 1% от горизонтальных. Мы используем эту информацию позже для того чтобы упростить уравнение движения.
На первый взгляд относительно малые значения вертикальных скоростей должны мало влиять на динамику, но всё меняется когда мы начинаем принимать во внимание турбулентность. Трёхмерная турбулентность сильно отличается от двухмерной. В двухмерной турбулентности вихревые линии всегда должны быть вертикальны и здесь может быть только небольшое растяжение вихря. В трёхмерной же турбулентности растяжение вихря играет фундаментальную роль.
Рисунок 3.4 Профиль Северной Атлантики вдоль 25°S демонстрирующий континетальный шельф Южной Америки, подводную гору около 35°W, срединный Атлантический Хребет около 14°W, Хребет Вальвис около 6°E и узкий континетальный шельф Южной Африки. Верхний: Вертикальное увеличение масштаба 180:1. Нижний: Вертикальное увеличение масштаба 30:1. Если нарисовать график в действительной пропорции, то он будет тоньше чем линия обозначающая поверхность моря на нижнем графике рисунка.
3.3 Элементы рельефа
Земная кора делится на два типа : регионы с тонкой, около 10 км корой – океаны, и регионы с толстой около 40 км корой – континенты. Блоки земной коры плавают в более плотном материале мантии и средняя высота их поверхности относительно уровня моря имет два различных значения: континенты в среднем возвышаются на 840 м, а дно океанов погружено на 3 432 м (Рис 3,5)
Рисунок 3.5 Слева: Гистограмма превышений суши и глубины дна океана в процентном отношении к площади Земли. Видно явное различие между континентами и морским дном. Справа: Гипсографическая кривая. Кривые посчитаны по данным ETOPO 30.
Земная кора разделена на большие плиты которые движутся относительно друг друга. Новая кора создаётся в срединно океанических хребтах, а старая исчезает в глубоководных желобах. Относительное движение литосферных плит создаёт большое количество элементов морского дна. Эти элементы, изображённые на рисунке 3,6, включают в себя срединно океанические хребты, глубоководные желоба, островные дуги, бассейны и подводные горы.
Рисунок 3.6 Схематический профиль океана демонстрирующий основные элементы морского дна. Обратите внимание на то что уклоны сильно преувеличены.
Названия элементов рельефа морского дна были оговорены Международной Гидрографической комиссией и следующие определения взяты из Dietrich et. al.(1980).
Бассейн
Каньон
Континентальный Шельф
Континентальный Склон
Равнина
Хребет
Подводная Гора
Разлом
Глубоководный Желоб
Подводные элементы оказывают важное влияние на циркуляцию океанов. Хребты в районе разломов (рифтовых долин) разделяют глубинные воды океанов на отдельные бассейны. Вода находящаяся глубже разлома не может перемещаться из одного бассейна в другой. Десятки тысяч изолированных пиков – подводных гор, разбросаны по дну океана. Они преграждают путь течениям и вызывают турбулентность, которая приводит к вертикальному перемешиванию вод.
Рисунок 3.7 Пример континентального шельфа, шельф у побережья Монтерея в Калифорнии, здесь можно видеть каньон Монтерей и другие. Каньоны часто встречаются на шельфе и обычно простираются через весь шельф и континентальный склон. Права на рисунок принадлежат Monterey Bay Aquarium Research Institute (MBARI).
Рисунок 3.8 Пример подводной горы – гайот Вилд. Гайот – это морская гора с плоской вершиной, а плоская она из за волнового воздействия происходившего пока гора находилась над уровнем моря. Так как морская гора зависит от тектоники плит, то она понемногу погружается. Глубины были посчитаны на основе данных эхолокации вдоль маршрутов судна (тонкие прямые линии), дополненными данными гидролокатора бокового обзора. Глубина в сотнях метров.
Рисунок 3.9 Пример глубоководного жёлоба – Алеутский Желоб; островная дуга, Алеутские Острова и континентальный шельф, Берингово море. Островная дуга состоит из вулканов образовавшихся когда океаническая кора погружаясь в желоб, плавилась, и поднималась к поверхности. Наверху Карта Алеутского региона на севере Тихого Океана. Внизу профиль через регион.
3.4 Измерения глубин океана
Глубина океана может быть измерена двумя способами 1) эхолокатором установленном на судне, или 2) спутниковыми альтиметрами.
Эхолокаторы.
Большинство карт океана созданы на основе измерений сделанных эхолокаторами. Этот прибор посылает звуковой импульс частотой 10–30 кГц и принимает сигнал отражённый от морского дна. Временной интервал между посылом импульса и приходом эха, умноженный на скорость звука, даёт удвоенную глубину океана. Первое трансатлантическое эхолотирование было выполнено американским эсминцем «Стюарт» в 1922 году. Первые систематические промеры были выполнены германским исследовательским судном «Метеор» во время его экспедиции в северную Атлантику 19 25–192 7 годов. Теперь океанографические и военные суда во время плавания практически непрерывно производят эхолотирование. Милионы миль вдольпутевых данных записанных на бумагу были оцифрованы для того чтобы создать базы данных на основе которых и делаются батиметрические карты. Распределение судовых маршрутов по поверхности океана неравномерно. В южном полушарии они пролегают довольно далеко друг от друга, даже возле Австралии, а в уже хорошо картированных районах, таких как Северная Атлантика, довольно близко.
Измерения глубин эхолотированием широко используются, но у этого метода есть свои ошибки.
Рисунок 3.10 Слева: Эхолокаторы измеряют глубину океана посылая звуковой импульс и измеряя время затраченное им чтобы отразится от поверхности и вернутся обратно. Справа: Время записывается с помощью иглы оставляющей след на медленно движещемся рулоне бумаги. (From Dietrich, et al. 1980)
Рисунок 3.11 Расположение данных эхолотирования использованных для картирования океана около Австралии. Заметте что имеются большие пространства где нет данных.
Спутниковая Альтиметрия
Пробелы в наших знаниях о глубинах океана между маршрутами судов теперь заполнены данными спутниковой альтиметрии. Альтиметры измеряют (профилируют) форму морской поверхности, а форма морской поверхности очень похожа на форму морского дна. Чтобы понять почему это происходит, мы вначале должны обсудить то как гравитация влияет на уровень моря.
Избыток мыссы на дне океана, например масса горы, увеличивает местную гравитацию, поскольку масса горы больше массы воды которую она замещает, ведь камень в три раза плотнее воды. Избыток массы увеличивает местную гравитацию, которая притягивает воду к подводной горе. Это изменяет форму морской поверхности (Рис 3,12).
Давайте рассмотрим это более подробно. В первом приближении поверхность моря – частный случай уровенной поверхности называемой геоидом (смотри блок ниже). По определению уровенная поверхность везде перпендикулярна силе тяжести. В частности она должна быть перепендикулярна отвесной линии в данном конкретном месте (которая определяется путём подвешивания какой нибудь массы (грузика) на верёвке). Таким образом отвесная линия перпендикулярна локальной уровенной поверхности и используется (в особенности геодезистами и топографами) для того чтобы определить её положение.
Избыток массы подводной горы притягивает грузик отвеса, заставляя линию отвеса немного отклонятся от центра масс Земли в сторону горы. Так как поверхность моря должна быть перепендикулярна силе тяжести, над подводной горой будет находиться небольшая вспученность как показано на рисунке. Если бы её не было, поверхность моря не была бы перпендикулярна силе тяжести. Обычные подводные горы вызывают вспученности высотой 1–20 м на расстоянии 1 00–200 км. Конечно это очень мало и засечь с корабля такие изменения невозможно, однако альтиметром это сделать довольно просто. Глубоководные желоба вызывают дефицит масс и создают понижения морской поверхности.
Взаимосвязь между формой морской поверхности и глубиной не очень строгая. Она зависит от расчленённости дна и возраста его элементов. Если подводная гора как бы колышится на поверхности дна, словно лёд на воде, то гравитационный сигнал будет слабее чем если бы она покоилась на дне, как лёд лежащий на столе. В результате взаимосвязь силы тяжести и рельефа дна изменяется от места к месту.
Глубина измеряемая эхолотами используется для того чтобы определить эту взаимосвязь. Затем с помощью альтиметрии проводится интерполяция между измерениями эхолотов. Используя этот способ можно расчитать глубины океана с точностью до ± 100 метров.
Системы спутниковой альтиметрии
Теперь посмотрим каким образом альтиметры измеряют форму земной поверхности. Системы спутниковой альтиметрии включают в себя радар для измерения высоты спутника над земной поверхностью и систему слежения для определения высоты спутника в геоцентрической системе координат. Система измеряет превышение уровня моря относительно центра масс Земли (Рис 3,13). Таким образом получается форма морской поверхности.
В космосе находится много альтиметрических спутников. Все они обладают достаточной точностью для того чтобы изучать морской геоид и влияние на него элементов подводного рельефа. Обычно она варьирует от нескольких метров для прибора спутника GEOSAT до ±0,05м для прибора спутника TOPEX/POSEIDON. Наиболее используемые спутники это Seasat (1978), GEOSAT (19 85–198 8), ERS-1 (19 91–199 6), ERS-2(1995-), и TOPEX/POSEIDON (1992-). У спутников Seasat, ERS-1 и ERS-2, также есть инструменты для измерения ветра, волнения и других параметров. TOPEX/POSEIDON и GEOSAT – преимущественно альтиметрические спутники.
Рисунок 3.13 Спутниковый альтиметр измеряет высоту спутника над уровнем моря. При вычитании этого значения из высоты орбиты спутника получим уровень моря относительно центра Земли. Форма поверхности изменяется под воздействием вариаций силы тяжести, которые вызывают индуляции геоида, и под воздействием океанаских течений, которые приводят к образованию океанической топографии, отклонениям поверхности моря от геоида. Референц элипсоид – наиболее близкая сглаженная апроксимация геоида.
Спутниковые альтиметрические карты дна.
Seasat, Geosat, ERS-1 и ERS-2 были запущены на орбиту с целью картирования морского геоида. Их орбиты располагались таким образом что расстояние между маршрутами измерений на повоерхности составляло 3–10 км, что достаточно для картирования геоида. Первые измерения сделанные спутником GEOSAT были засекречены американскими военными. Но к 1996 году геоид был картирован европейцами и американцы открыли данные GEOSATа. В результате сравнения данных со всех альтиметрических спутников были уменьшены ошибки связанные с приливами и течениями и создана карта геоида с пространственным разрешением 3км.
Рисунок 3.12 Подводная гора гораздо плотнее чем морская вода, поэтому она увеличивает локальную силу тяжести и заставляет отвесную линию (стрелочки) отклоняться в сторону горы. Так как поверхность океана в спокойном состоянии должна быть перпендикулярна силе тяжести, поверхность моря и геоид в этом месте должны иметь небольшую выпуклость как показано на рисунке. Эта выпуклость легко измеряется спутниковыми альтиметрами. Следовательно данные альтиметров могут использоваться для картирования морского дна. Следует понимать что выпуклость поверхности моря на рисунке сильно преувеличена, подводная гора высотой в 2 километра вызывает выпуклость высотой приблизительно 10 метров.
3.5 Батиметрические карты и базы данных
Данные эхолотирования были оцифрованы, нанесены на карты, по ним построили изолинии и создали батиметрические карты. В дальнейшем их обработали для создания цифровых баз данных, которые теперь широко распространены на CD-ROM. Эти данные были дополнены данными альтиметрических спутников для того чтобы создать карты морского дна с пространственным разрешением 3км.
Британский Океанографический Центр Данных (The British Oceanographic Data Centre), опубликовал Электронный Атлас «Генеральная Батиметрическая Карта Океанов» (General Bathymetric Chart of the Oceans (GEBCO)) по поручению Межправительственной Океанографической Комиссии ЮНЕСКО (Intergovernmental Oceanographic Commission of UNESCO) и Международной Гидрографической Организации (International Hydrographic Organization). Атлас содержит в основном изобаты, линию берега и путевые линии взятые из пятого выпуска Генеральной Батиметрической Карты Океанов изданной в масштобе 1:10 000 000. Исходные изолинии были нарисованы от руки основываясь на оцифрованных данных эхолотирования.
Американский Национальный Центр Геофизических Данных выпустил CD-ROM Топографическая Основа (Terrain Base) содержащий значения (глубин) интерполированных на пятимильной сетке. Большинство материалов были изначально собраны U.S. Defense Mapping Agency, U.S. Navy Oceanographic Office, и U.S. National Ocean Service. Несмотря на то что значения на этой карте нанесены на пятимильную сетку, данные использованные при её изготовлении часто имеют гораздо большее пространственное разрешение, особенно в Южном Океане, где расстояния между маршрутами кораблей в некоторых регионах может достигать 500 км. На этом же CD находятся сглаженные значения полученные на основе тех же данных, но интерполированные на 30 мильной сетке.
Американский Национальный Центр Геофизических Данных также выпустил батиметрический атлас океанов основанный на измерениях высоты поверхности моря сделанных спутником GEOSAT (смотри главу 10 где обсуждается спутниковая альтиметрия). Пространственное разрешение этой карты 3–4 км а точность глубины ±100 м (Smith and Sandwell, 1994). Эта карта более детальна чем ETOPO-5 так как спутниковые данные перекрывают регионы между маршрутами судов (рис 3,14). Данные со спутников ERS-1 и ERS-2 также использовались чтобы получить похожие карты, особенно в широтах недоступных для GEOSATа.
Рисунок 3.14 Карта глубин океана с разрешением 3 км созданная по данным спутниковых альтиметрических наблюдений поверхности моря. (По Smith and Sandwell).
3.6 Звук в океане
Звук обеспечивает единственный приемлемый способ передачи информации на большие расстояния в океане, и это единственный сигнал который можно использовать для того чтобы узнать что находится на нескольких десятках метров под дном океана. Звук используется для измерения параметров морского дна, глубины океана, температуры и течений.
Скорость звука в воде зависит от температуры, солёности и давления (Рис 3,10). Одна из формул для скорости звука, хорошо работающая до глубины 1000 м, имеет вид:
C = 1449.2 + 4.6 T – 0.055 T2 + 0.00029 T3 + (1.34 – 0.01 T) (S – 35) + 0.016 Z (3.1)
где C – скорость в м/с, T – температура в градусах цельсия, S – солёность в практических единицах солёности (practical salinity units) и Z – глубина в метрах. Точность этой формулы примерно 0,1 м/с (Dushaw, et al. 1993). Существуют и другие формулы для скорости звука, например формула Вильсона Wilson (1960) котроую широко использовал военный флот США.
В обычных условиях скорость звука мало меняется, от 1450 до 1550 м/с. Исполльзуя формулу 3,1 мы можем расчитать скорость звука при небольших изменениях температуры глубины и солёности часто встречающихся в океане. В обычной океанской воде скорость звука изменяется на 40 м/с при увеличении температуры на 10 градусов цельсия, на 16 м/с при увеличении глубины на 1000 м и на 1,5 м/с при увеличении солёности на 1%. Таким образом основные причины изменения скорости звука это температура и глубина (давление). Изменения солёности слишком малы и не оказывают существенного влияния.
Если изобразить на графике скорость звука как функцию глубины, то мы увидим что её минимум приходится примерно на 1000 метров. Глубина минимальной скорости звука существует почти во всех морях кроме очень высокоширотных. Эта глубина называется звуковым каналом. Он есть во всех океанах, а в высоких широтах выходит на поверхность.
Звуковой канал очень важен. Рефракция в нём позволяет звуку распространяться на огромные расстояния. Звуковые лучи которые начинают выходить из канала отражаются обратно к его центру. Лучи распространяющиеся вверх под небольшими углами к горизонтали отражаются книзу, а лучи распространяющиеся вниз под небольшими углами к горизонтали отклоняются кверху (рис 3,16). Глубина канала изменяется от 10 до 1200 м в зависимости от географического района.
Поглощение (абсорбция) звука
Поглащение звука на единицу глубины зависит от интенсивности звука – I
Нарпимер на расстоячнии 1 км сигнал с частотой 1000 Гц ослабнет всего на 1,8%:I = 0.982 Io. На том же расстоянии сигнал с частотой 100 000 Гц уменьшится на I = 10–5 Io. Таким образом сигнал частотой 30 000 Гц, обычно используемый при эхолотировании морского дна совсем немного ослабевает проходя от поверхности до дна и обратно.
Очень низкочастотные сигналы (менее 500 Гц) в звуковом канале, были зафиксированы на расстоянии мегаметров. В 1960 звук частотой 15 Гц от взрывов в звуковом канале у Австралийского города Перт был слышен в звуковом канале около Бермудских островов, он прошёл почти пол мира. Дальнейшие эксперименты показали что сигнал частотой 57 Гц посланный в звуковом канале около острова Херд (75°E, 53°S) может быть зафиксирован на Бермудах в Атлантике и в Калифорнии, находящейся в Тихом океане (Munk et al. 1994).
Рисунок 3.16 Звуковые лучи в океане для источника вблизи оси звукового канала. (Взято из Munk et al. 1995).