В курсовой работе детально рассмотрены природные условия Южного океана. Даётся характеристика географического положения, геологического строения, рельефа, климата, флоры и фауны. Рассмотрены методы и методики исследования Южного океана. Приведен краткий обзор результатов его исследования.
У курсавой рабоце дэтальна разгледжаны прыродныя умовы Южнага акiяна. Дадзена характэрыстыка геаграфiчнага становiшча, геалагiчнай будовы, рэльефу, аледзянення, клiмату, флоры i фауны. РазгледжаныметадыiметодыкідаследванняПаўднёвагаакіяна. Прыведзеныкароткiаглядвынiкауягодаследвання.
In course work an environment of the South Ocean in details are considered. The characteristic of a geographical position, a geological structure, a relief, a congelation, a climate, flora and fauna is given. The methods and techniques of research in the Southern Ocean are observed. A brief overview of the results of his study provided.
ВВЕДЕНИЕ
На современной карте мира осталось мало слабоизученных «белых пятен», однако они ещё существуют. Одним из таких уголков Земли является Южный океан.
До сегодняшнего дня, несмотря на его международное признание, остаются страны, где Южный океан отсутствует на картах. И это не мелкие или слаборазвитые государства, а такие гиганты научной и технической мысли, как Россия.
Между тем, Южный океан является уникальным природным комплексом, который важен не только с точки зрения эндемичного органического мира, но и оказывает огромное влияние на формирование циркуляции атмосферы, гидросферы и формирование климата нашей планеты.
Поэтому не случайно мной была выбрана именно эта тема для написания курсовой работы.
Основной целью данной работы является раскрытие особенностей формирования и развития Южного океана как комплексного объекта природы.
Для раскрытия этой цели, в курсовой работе решались следующие задачи:
- дать комплексную характеристику природным компонентам Южного океана;
- раскрыть особенности формирования данного океана в геологическом прошлом нашей планеты;
- выявить особенности методов и методик изучения природных компонентов Южного океана;
- охарактеризовать основные результаты исследований этого природного объекта;
- обратить внимание на особый статус антарктической области Земли
Для решения поставленных задач были использованы литературный, описательный, картографический, исторический, математический, аналитический и ряд других методов научного познания.
Глава 1. ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЮЖНОГО ОКЕАНА
1.1 Палеогеографическая история развития океана
Главная задача палеогеографии — восстановление истории развития Земли. Первоочередная цель такого изучения — составление прогноза развития планеты Земля в целом, и Южного океана в частности. [11]
В развитии платформенных структур, в том числе и Антарктической платформы, которая стала основой для формирования Южного океана, выделяют ряд этапов: доплатформенный, доплитный, плитный. [2]
При палеогеографической характеристики океанов описывают только плитный этап, т.к. в океанах нет отложений моложе юрских (мезозойских). В океанических условиях происходит накопление осадочного чехла, что позволяет с высокой долей вероятности говорить о морских условиях седиментации (осадконакопления).
Для Южного океана выделяют 2 этапа формирования:
Мезозойский
Кайнозойский делиться на подэтапы (расписать особенно плиоценовый этап, эоценовый этап, олигоцен и неоген, образование ледникового щита средний миоцен) Показать тектонические условия образования и физико-географические изменения, которые сформировали Южный океан.
Доплатформенный этап характеризуется формированием земной коры континентального типа на базе океанической коры. Эта трансформация осуществлялась за счет складкообразования — на месте первичной коры океанического типа возникали складчатые горы. Складчатые структуры рассекались разломами, пронизывались интрузиями кислых и средних пород, и повсеместно подвергались региональному метаморфизму — возникали гранулитовый, амфиболитовый, гнейсовый, сланцевый комплексы. В пределах древних платформ характеризуемый этап занял большую часть архейского эона — завершился к концу мезоархея.
Доплитный этап характеризуется формированием кристаллического фундамента на месте горно-складчатого пояса. Межгорные прогибы рассекались разломами. В пределах древних платформ доплитный этап завершился в неопротерозое.
Плитный этап характеризуется накоплением осадочного чехла. Возникший на предыдущем этапе кристаллический фундамент мог испытывать только колебательные движения. Под действием отрицательных тектонических движений самые низкие участки поверхности фундамента подвергались морским трансгрессиям — там накапливались осадочные породы морского происхождения. Так формировались плитные участки платформ. [7]
На протяжении догеологического этапа формировались первичные оболочки планеты: лито-, атмо- и гидросфера. Первичная земная кора, возникшая из остывающего мантийного расплава, имела океанический тип строения — состояла из базальтового слоя. Ведущее место занимали эндогенные геологические процессы, а среди них — вулканизм. Образовалась первичная атмосфера, по составу предположительно аналогичная вулканическим газам. Остывание Земли вызвало конденсацию паров в атмосфере, что привело к формированию первичной гидросферы. Химический состав вод древнего Океана остается дискуссионным.
На протяжении архея структурно разделилась литосфера — обособились участки с земной корой океанического и континентального типа. Дно Южного океана сформировано обоими типами земной коры, а так же здесь представлена узкая зона земной коры переходного типа. [22]
Первые в истории Земли граниты образовали гранитоидные купола — овальные структуры диаметром до 100 км (эти купола позднее стали ядрами древних платформ). Поверхность куполов являла собой небольшие и низкие участки суши, разделенные океанами — мелководными бассейнами с пологими бортами. В раннем архее на периферии гранитоидных куполов начались процессы складкообразования, сопровождавшиеся региональным метаморфизмом. [12]
На протяжении венда вся суша располагалась в Западном полушарии (на месте современного Тихого океана). Восточное полушарие занимал океан Панталасса (рис. 1).
Рис. 1. Океаны и суша позднего протерозоя. [15]
На протяжении кембрия существовало от трех до четырех крупных массивов суши и два океана. В Восточное полушарие сместилась Гондвана (в ней находились платформы Китайская, Индостанская, Австралийская, Антарктическая, Африканская и Южно-Американская). Между материками Западного полушария простирался океан Япетус, а вокруг них — океан Панталасса.
В позднем кембрии материки сохранились прежние, но почти все они лежали в Южном полушарии.
В ордовикском периоде существовали четыре крупных массива суши и четыре океана. Большая часть суши по-прежнему находилась в южном полушарии (рис. 2). От Гондваны откололись и удалились Авалония (восток Северо-Американской платформы) и Арморика (древняя часть Западной Европы) — между этими тремя массивами заложились пересекающиеся крестом рифты, давшие начало океану Рея. Океан Япетус, лежавший между Балтией и Лаврентией, наоборот, начал закрываться. [7]
Рис. 2. Океаны и суша среднего ордовика. [15]
В конце ордовика огромные массивы суши оказались близ Южного полюса — распространились покровные ледники Великого оледенения Гондваны. Тиллиты ордовика найдены в Южной Америке, Африке, на Аравийс
В силуре почти вся суша размещалась в южном полушарии, и оледенение по-прежнему захватывало крупные участки Гондваны. Существовали три крупных массива суши и четыре океана. Северное полушарие находилось под водами океана Панталасса. Затопленная Лаврентия и Балтика сближались – в южном полушарии исчезал океан Япетус. [7]
Суша представлена тремя материками: Лаврентией, Балтикой и Гондваной. Гондвана включала Индостанскую, Австралийскую, Африканскую, Антарктическую и Южно-Американскую платформы. Между этими тремя континентами раскинулся океан Рея. На дне его лежали затопленные Авалония (восток Северо-Американской платформы) и Арморика (древняя часть Западной Европы). Авалония и Арморика постепенно смещались от Гондваны в сторону Лаврентии и Балтики. Лаврентия, в свою очередь, двигалась к Балтике. После столкновения Лаврентии с Балтикой океан Япетус исчез, на его месте возникли складчатые массивы. [18]
Девон — период относительного тектонического покоя. Существовали четыре океана, три крупных материка и несколько мелких. Суша значительно раздроблена и почти целиком располагалась в Западном полушарии (рис. 3). На юге Западного полушария разместилась Гондвана, на севере — Еврамерика, Сибирь и мелкие массивы. Континенты сближались, лежавшие между ними океаны (Рея, Уральский и Палеотетис) уменьшались в размерах.
В конце девона на юге Западного полушария возвышалась монолитная Гондвана, объединявшая Индостанскую, Австралийскую, Антарктическую, Африканскую и Южно-Американскую платформы. В Восточном полушарии раскинулся океан Панталасса, из-под вод которого островами приподнимались фрагменты затопленной Китайской платформы.
Рис. 3. Океаны и суша в конце девона. [15]
В карбоне вся суша лежала в Западном полушарии. В результате сближения материков началась герцинская складчатость. Еврамерика вплотную приблизилась к Гондване, и океан Рея практически замкнулся, став одним из заливов Палеотетиса. С севера к Еврамерике почти примкнули Сибирь и Казахстан, что привело к исчезновению Уральского океана. Таким образом, в карбоне началось формирование грандиозного суперконтинента Пангеи — в него пока не вошли только Сибирская и Китайская платформы, которые были представлены разрозненными островами (рис. 4).
Рис. 4. Океаны и суша позднего карбона. [15]
После объединения древних платформ остался по сути лишь один океан – Панталасса. От него внутрь Пангеи гигантским заливом с востока внедрялся океан Палеотетис. [7]
Массивы почти всех древних платформ соединились — завершилась герцинская складчатость, и на планете возник единый континент Пангея. Вокруг него раскинул воды океан Панталасса, а с востока внутрь Пангеи вклинивался океан Палеотетис (рис. 5).
Рис. 5. Океаны и суша поздней перми. [15]
От Гондваны откололись и двинулись на север центральные массивы современных Анатолийского, Иранского и Тибетского нагорий. В пермском периоде уровень морских вод упал до минимальной отметки за всю историю фанерозоя.
Триасовый период характеризуется относительным тектоническим покоем и преобладанием геократических условий. Только в позднем триасе проявились первые фазы киммерийской складчатости. В меридиональной плоскости Земля разделялась на две части: одна из них была занята океаном Панталасса, другая — Пангеей и расширявшимся океаном Тетис.
Единый массив Северного, Южного Китая и Индокитая примкнул к юго-восточной окраине Лавразии. Южнее, до границ Гондваны, простирался океан Тетис. Продолжались распад Гондваны и излияния трапповых лав в Сибири. [22]
Далее в пределах океана Панталасса формировалась котловина Палеотихого океана. Пангея разделилась крестообразно пересекающимися разломами и затем распалась — начал формироваться центр будущей Атлантики (рис. 6). Огромная Гондвана двинулась к югу.
Рис. 6. Океаны и суша ранней юры. [15]
В середине юры возник разлом между Африканской и Южно-Американской платформами — заложилась впадина Южной Атлантики. Начал закрываться океан Тетис — на его месте формировались горно-складчатые сооружения мезозойской (киммерийской) складчатости.
В начале мелового периода большая часть суши находилась в Западном полушарии. Почти завершилось разделение Южной Америки и Африки — продолжалось формирование Южной Атлантики. [11]
На восточной окраине Африканского разломы отделили платформы Австралийскую, Антарктическую, Индостанскую и Мадагаскар. В результате заложилась впадина Индийского океана, и восточная окраина Тетиса начала сужаться. Северная Америка с Гренландией обособились от Южной Америки и еще сильнее отодвинулись от Евразии — в итоге океан Тетис проник в Северную Атлантику и соединил западную и восточную окраины Палеотихого океана. Во второй половине мела суша распределилась между Северным и Южным полушариями. В начале позднего мела возникло два новых массива суши: объединенные Антарктида и Австралия, а также Индостан с Мадагаскаром. Эти массивы окончательно распались в конце позднего мела, когда Австралия и Антарктида двинулись на юго-восток.
В позднем мелу соединились в одно целое не только бассейны Северной и Южной Атлантики, но и все океаны — на планете установился талассократический режим. Атлантика на востоке сливались с Тетисом, на севере — с Северным Ледовитым, а на западе — с Палеотихим океанами. Завершалась киммерийская (мезозойская) складчатость. [15]
В палеогеновом периоде завершилось разделение Австралии и Антарктиды. [18]
В результате горообразования западная часть Тетиса также распалась на Западный Паратетис (соединял Атлантический и Индийский океаны) и Восточный Паратетис (от предгорий Альп по Аральское море). Индостан приближался к Евразии — продолжалось сужение восточной окраины Тетиса, которая временами превращалась в изолированный бассейн. [10]
В миоцене вознеслись складки Анд и Северо-Американских Кордильер, оформился Панамский перешеек. В результате прервалась связь центра Атлантики с Тихим океаном, обособились морские течения тропических широт, и возник Гольфстрим. Океан Тетис практически исчез, от него сохранилась лишь единая котловина Восточного Паратетиса, объединявшая современные Средиземное, Черное и Каспийское моря. Примерно 20 млн. лет назад возникли первые ледники в пределах Антарктиды.
К концу неогена глобальное похолодание усилилось, и горное оледенение Антарктиды перешло в покровное. Сформировались горные ледники в Евразии и Северной Америке. Около 5 млн. лет назад возникла Исландия, почти сразу покрывшаяся льдами. [15]
Глобальное похолодание, начавшееся в миоцене, в квартере привело к развитию гигантских покровных ледников Северного полушария. Вся история четвертичного периода слагается из чередований тепла и холода — климат стал главным фактором, определявшим специфику природных геологических процессов. Соответственно климатическим условиям накопления, все четвертичные отложения распределены между двумя разделами: плейстоценом и голоценом. [7]
Во время ледниковых этапов господствующими агентами становились ледники, которые занимали до 30% площади суши, а многолетняя мерзлота охватывала еще 20%. В океанах до 50% площади поверхности также покрывали шельфовые, припайные и плавучие льды. [3]
В голоцене продолжилась альпийская складчатость, материки и океаны приобрели современные размеры и очертания (рис. 7).
Рис. 7. Океаны и суша голоцена. [15]
Таким образом, за многомиллионную историю Земли произошло формирование котловины Южного океана. Из вышеизложенного можно сделать вывод, что окончательное формирование этого океана состоялось лишь 20 млн. лет назад, после окончательного отделения антарктической плиты, и начала её оледенения. Это позволяет говорить о том, что Южный океан — самый молодой океан на нашей планете. – этот вывод не имеет под собой оснований, самый молодой океан, который образовался последним - это Атлантический!!!!!
1.2 Географическое положение
Впервые Южный океан был выделен в 1650 голландским географом Б. Варениусом, и до 1-й четверти 20 в. название «Южный океан» помещалось на картах и атласах (при этом во многих странах в него включалась и территории Антарктиды, т. к. ледяной материк причислялся к области океана и его границей была принята широта Южного полярного круга). Со 2-й четверти 20 в. границу Южного океана стали проводить от 35° ю. ш. (по признаку циркуляции воды и атмосферы) до 60° ю. ш. (по характеру рельефа дна). В советском Атласе Антарктики (т. 2, 1969) границей Южного океана принята северная граница зоны антарктической конвергенции, расположенной вблизи 55° ю. ш. [6]
Южный океан — четвёртый по размеру океан Земли, окружающий Антарктиду. Площадь 20,327 млн. км² (если принять северной границей океана 60-й градус южной широты). Наибольшая глубина (Южно-Сандвичев жёлоб) — 8428 м [1], средняя глубина 3500 м.
У берегов Антарктиды выделяется 13 морей: Уэдделла, Скоша, Беллинсгаузена, Росса, Амундсена, Дейвиса, Лазарева, Рисер-Ларсена, Космонавтов, Содружества, Моусона, Дюрвиля, Сомова. Важнейшие острова Южного океана: Кергелен, Южные Шетландские, Южные Оркнейские.[2]. Так же у Южного океана выделяются сектора, что обусловлено его циклической формой [2]:
· Атлантический сектор — между северной оконечностью Антарктического полуострова и меридианом мыса Доброй Надежды.
· Индийский сектор — между меридианом мыса Доброй Надежды и меридианом мыса Саут-Ист-Кейп на острове Тасмания.
· Тихоокеанский сектор — между меридианом мыса Саут-Ист-Кейп на острове Тасмания и северной оконечностью Антарктического полуострова.
Существуют споры относительно целесообразности выделения этих вод в отдельный океан. Многие не поддерживают его существования и делят южные воды между тремя соседними океанами. Этот океан очень редко отображается на географической карте мира.
Однако своеобразие гидрологического режима антарктических вод между зоной конвергенции и северными берегами Антарктиды служит основанием для выделения этой части Мирового океана в особый регион, отличный от Тихого, Индийского и Атлантического океанов. [8]
Рис. 8. Варианты границ Южного океана. [23]
В 1969 г. в Атласе океанов, изданном в СССР, в указанных границах был выделен Южный океан, и его описания появились в некоторых работах. Однако в мореходной практике Южный океан не выделяется, и во всех навигационных материалах антарктические воды рассматриваются как южные части Тихого, Индийского и Атлантического океанов, их южной границей считается берег Антарктиды и на этом основании исчисляется их площадь. Площадь же Южного океана внутри зоны конвергенции составляет 36 млн км2. [9]
Вопрос о границах Южного океана остается открытым. На рисунке 8 представлены различные типы границ, предлагаемых для его выделения.
Как видно из рисунка и приведенных в главе данных, границы океана проводятся совершенно по разным признакам и критерием. Из-за этого его площадь может различаться более чем в два раза. В свою очередь такая неопределенность создает ошибочное впечатление о бесполезности выделения данной природной единицы.
Весной 2000 года Международная гидрографическая организация приняла решение объявить водное пространство к северу от побережья Антарктиды до 60° южной широты отдельным океаном — Южным. Решение основано на последних океанографических данных, указывающих на уникальность вод окружающих Антарктиду. [32]
1.3 Рельеф дна
В настоящее время в рельефе дна океана выделяют следующие части: шельф, или материковая отмель, материковый склон, ложе океана. [6]
На рисунке 9 детально просматриваются все выделенные выше части, так же из данного рисунка видно, что Южный океан имеет в своем строении особенности котловины, которые свидетельствуют о правомерности выделения его в отдельную природную акваторию Мирового океана.
Исходя из современных исследований географической науки, материк Антарктида и окружающие его воды лежат в основном на континентально-океанической Антарктической литосферной плите. [10] Некоторые участки дна северных пределов Южного океана расположены на других плитах, прилегающих к тихоокеанской-южноамериканской, моря Скоша и др. [2] Именно с этим связаны особенности геологического строения и рельефа дна Южного океана. В рельефе дна отчетливо выражены все основные геоморфологические формы, шельфовая зона характеризуется незначительной шириной (в среднем 150 км). Лишь в морях Росса и Уэдделла его ширина достигает 1000–1100 км. Средняя глубина шельфовой зоны достигает 200 м. [27]
Материковая отмель вокруг Антарктиды погружена значительно глубже, чем в других частях земного шара (в среднем до 500 м). Это глубокое погружение может быть объяснено молодыми опусканиями океанического дна, которые захватили также окраины материка. Поверхность материковой отмели несет на себе следы материкового оледенения в период его максимального развития. В пределах материковой отмели почти целиком расположены окраинные антарктические моря. [17]
Материковый склон у Антарктиды, особенно его восточная часть, расчленен ступенями и прорезан обилием подводных каньонов. В южной части Южной Америки материковый склон крутой у Тихоокеанского побережья и относительно пологий и слабо расчлененный у антарктического берега.
Рис. 9. Рельеф дна Южного океана. [29]
Крутой склон материковой отмели ведет к расположенным севернее океаническим котловинам с глубиной 4000–5000 м, отделенным друг от друга подводными хребтами и поднятиями дна. Наиболее крупные котловины — Африкано-Антарктическая, Австрало-Антарктическая, Беллинсгаузена. Их разделяют Африкано-Антарктический хребет, Австрало-Антарктическое поднятие и Южно-Тихоокеанский хребет. Вершины подводных хребтов выступают на поверхности в виде островов. Они представляют собой вулканические сооружения разного возраста.
Ложе океана характеризуют ряд подводных хребтов, небольших поднятий и котловин. Наиболее крупными хребтами является Западно-Индийский и Центрально-Индийский, в пределах которых четко прослеживаются рифтовые долины. Они, по существу, представляют собой южные отроги срединно-океанических хребтов. [17]
В пределах Южного океана располагаются Австрало-Антарктическое, Южно-Тихоокеанское и частично Восточно-Тихоокеанское поднятия. В районе 60° ю. ш. расположены крупные котловины океана: Африкано-Антарктическая (6787 м), Австрало-Антарктическая (6098 м) и Беллинсгаузена (5399 м). [29]
Из всего вышесказанного, можно сделать вывод, что в целом рельеф дна Южного океана не оказывает влияния на обмен глубинными водами с соседними океанами.
1.4 Полезные ископаемые
По мере истощения полезных ископаемых на суше добыча их из океана будет приобретать все большее и большее значение, так как океанское дно представляет собой колоссальную, еще почти не тронутую кладовую. Некоторые полезные ископаемые открыто лежат на поверхности морского дна, иногда почти у самого берега или на сравнительно небольшой глубине.
Проявления и признаки полезных ископаемых обнаружены более чем в 170 пунктах на шельфе Антарктики (рис.10). [26]
В Южном океане располагается весь южный пояс железомарганцевых конкреций. Территории этого океана так же богаты топливно-энергетическими ресурсами (каменный уголь, нефть и газ на шельфе), прибрежно-морскими россыпями рутила, ильменита, циркона, титано-магнетитовых песков, полиметаллических руд, меди, вольфрама, олова, железных руд, бокситов, фосфоритов (в шельфовой зоне). [8]
В фундаменте Восточно-Антарктической платформы в зонах гидротермальной проработки, наиболее мощные из которых на побережье моря Космонавтов имеют мощность до 15–20 м и протяжённость до 150 м, в кварцевых жилах развивается сульфидная минерализация прожилково-вкрапленного типа. Максимальный размер рудных вкрапленников, сложенных преимущественно халькозином, халькопиритом и молибденитом, составляет 1,5–2,0 мм, а содержание рудных минералов на наиболее обогащенных участках достигает 5–10%. В таких участках содержание меди возрастает до 2,0 и молибдена до 0,5%, но гораздо чаще встречается бедная вкрапленность со следами этих элементов (сотые доли процента). В других районах кратона известны менее протяжённые и мощные зоны брекчий с минерализацией аналогичного типа, иногда сопровождающейся примесью свинца и цинка.
Горючие полезные ископаемые представлены каменным углём на материке и газопроявлениями в скважинах, пробуренных на шельфе моря Pocca. Наиболее значительные скопление каменного угля, расцениваемое как месторождение, находится в Восточной Антарктиде в районе моря Содружества. Оно включает 63 пласта каменного угля на участке площадью около 200 км2, сконцентрированных в интервале разреза пермских толщ мощностью 800–900 м. Мощность отдельных угольных пластов 0,1–3,1 м, 17 пластов — свыше 0,7 м и 20 — менее 0,25 м. Выдержанность пластов хорошая, падение пологое (до 10–12°). По составу и степени метаморфизма угли относятся к дюреновым высоко- и среднезольным разновидностям, переходным от длиннопламенных к газовым. По предварительным оценкам, общие запасы каменного угля в месторождении могут достигать нескольких млрд. т.
Газопроявления в буровых скважинах на шельфе м. Pocca встречены в интервале глубин от 45 до 265 метров ниже поверхности дна и представлены следами метана, этана и этилена в неогеновых ледниково-морских отложениях. На шельфе моря Уэдделла следы природного газа встречены в одной пробе донных отложений.
Рис.10. Полезные ископаемые Антарктики. [30]
Мелкие прозрачные кристаллы горного хрусталя отмечаются также в миндалинах и жеодах мезозойских и кайнозойских бальзатоидов в горном обрамлении моря Уэдделла.
Перспективы выявления и освоения месторождений полезных ископаемых резко ограничены экстремальными природными условиями региона. Характерной чертой Южного океана является отсутствие экономической деятельности и особый статус Антарктики, что не позволяет вести широкое изучение и освоение морских ресурсов. [24]
1.5 Климат
Климатические условия Южного океана обусловлены целым рядом факторов: своеобразным географическим положением, влиянием холодного, высокогорного, покрытого льдом, материка Антарктиды, постоянным наличием морских льдов, отсутствием теплых течений. [2]
Для открытых пространств океана характерен морской полярный, а для прибрежных районов — антарктический климат. Вследствие постоянного выхолаживания атмосферы над ледяным покровом Антарктиды над ней формируется область повышенного давления. Сам материк опоясан довольно широкой антарктической депрессией — зоной пониженного давления. Она почти повсюду между 60 и 68° ю. ш. Только в Тихоокеанском секторе ее средняя часть поднимается от 67° ю. ш. в районе моря Беллинсгаузена до 75° ю. ш. в районе моря Росса.
В связи с таким распределением атмосферного давления возникают стоковые ветры с материка, дующие со скоростью 15 м/с. Под воздействием отклоняющей силы вращения Земли (силы Кориолиса) они принимают юго-восточное направление. [1]
Севернее антарктической депрессии, примерно от 40° ю. ш. до границы Южного океана, в течение всего года формируется кольцеобразная область повышенного давления.
Соответственно в области умеренных и субполярных широт примерно до 65° ю. ш. почти постоянно наблюдаются западные ветры. В зимнее время их скорость достигает до 11 м/с, а в летнее время — до 9,5 м/с. Летом наибольшей скорости эти ветры достигают на 55° ю. ш. В зимнее время максимальная скорость ветров достигает возле 53° ю. ш. Ветры с большими скоростями бывают очень часто. Это та область, где штилевое затишье сменяется сильными штормами, особенно в зимний период.
Отличительная климатическая особенность Южного океана — активная циклоническая деятельность. В летнее время она интенсивна южнее 45° ю. ш, а зимой в пределах от 35° ю.ш. до Антарктического побережья. Циклоны перемещаются со средней за год скоростью около 40 км/ч. [19]
Температура воздуха над Южным океаном очень низка. Ее величины распределяются зонально и изменяются от зимы к лету. Зимой среднемесячная температура воздуха в июле равна -24 °С в приматериковых районах, близка к 0 °С на 60° ю. ш. и 7–8 °С в северных пределах океана. Летом (январь) ее среднемесячная величина у Антарктиды равна 9 °С на 50° ю. ш., а севернее достигает 23–24 °С. [20] Температурные показатели отображены в таблице 1.
Таблица 1. Температурные показатели климата Южного океана [28]
| Широта | Зима | Весна | Лето | Осень | Год |
| 66° 2' | -19,1° | -12,4° | -1,8° | -12,6° | -11,5° |
| 70° 30' | -16,8° | -11,1° | -1,5° | -9,1° | -9,6° |
| 71° 18' | -24,3° | -17,1° | -0,9° | -13,4° | -14,9° |
| 77° 49' | -25,6° | -19,6° | -5,9° | -20,2° | -17,8° |
Погода преимущественно пасмурная, холодная, ветреная. Снег выпадает в течение всего года.
Главная особенность Южного океана — течение западных ветров, которое распространяется во всей толще вод и переносит их в восточном направлении. Южнее этого течения формируется Западное прибрежное течение. Холодные и плотные водные массы от берегов Антарктиды стекают по дну океана далеко на север. [19]
Таким образом, в климатическом отношении для Южного океана характерны два ветровых пояса, полоса максимальных скоростей ветра, активная циклоническая деятельность, зональное распределение температурного режима воздуха.
1.6 Температура и свойства вод
Гидрологические условия Южного океана формируются под влиянием его географического положения, своеобразных связей с прилегающими водами других океанов на севере, непрерывности кольца антарктических вод, особенностей атмосферной циркуляции, соседства покрытого мощным ледяным панцирем материка Антарктида. [20]
Для Южного океана характерны невысокие температуры поверхностных вод, их зональное распределение и сравнительно небольшие изменения в зимнее и летнее время. [1]
Зимой в самых южных районах океана она равна — 1,8–1,9 °С, к северу ее значения повышаются. Нулевая изотерма проходит между 60 и 55° ю. ш. От 55 до 50° ю. ш. температура воды на поверхности достигает 1,5 °С, а у северных границ океана до 10–12 °С.
В летнее время у берегов Антарктиды температура поверхности вод имеет значение от -1 до 0,5 °С, нулевая температура наблюдается в пределах 65–62° ю. ш.; около 60–55° ю. ш. она повышается до 10–15 °С соответственно. Температура воды изменяется с глубиной, но ее величина неодинакова на одних и тех же горизонтах и в разных районах океана. У Антарктического побережья величины поверхностной температуры воды сохраняются до горизонтов 25–50 м, откуда до глубины 100 м они понижаются до -1,9 °С. Далее до глубины 600 м она изменяется незначительно, затем до глубины 1000–1200 м она медленно понижается, до самого дна температура понижается до 1 °С. [19]
Соленость поверхностных вод на преобладающей части океана меньше средней солености Мирового океана и равна 34–34,2 ‰. Лишь в пределах самых северных окраин она увеличивается до 34,8–35 ‰. В распределении величины солености на поверхности хорошо выражена зональность. Увеличение солености происходит с юга на север. Сравнительно незначительные сезонные измерения поверхностной солености отчетливо выражены в водах, близких к берегам, где происходит образование и таяние льда. Зимой здесь соленость несколько повышена и достигает 34,4 ‰, что объясняется осолонением воды при льдообразовании. Летом вследствие таяния льда в прикромочной зоне соленость уменьшается до 33,8 ‰. В этот сезон здесь образуется тонкая пленка распресненных и прогретых вод. При отсутствии сильных ветров она удерживается долго, не смешиваясь с подстилающей ее соленой и холодной водой. В этом самая характерная особенность ледовитых районов Южного океана.
Соленость изменяется с глубиной. В зимнее время в шельфовых водах изменение солености поверхностных вод до глубины 100 м незаметное и достигает 34 ‰. Глубже соленость увеличивается и у дна составляет 34,7 ‰. В центральных районах соленость на поверхности 34,6 ‰. Такие величины солености наблюдаются до глубины 50 м, а ко дну они постепенно увеличиваются. На северных окраинах океана поверхностная соленость близка к 35 ‰, а глубже происходит ее понижение, достигающее 34,2 ‰. Летом при таянии льдов соленость на поверхности уменьшается до 33–33,5 ‰. Опреснение захватывает слой 25–50 м, отсюда соленость постепенно увеличивается с глубиной до самого дна, где она имеет такие же значения, как и зимой. [1]
Течения на поверхности Южного океана создаются главным образом господствующими ветрами. Главным элементом поверхностной циркуляции является Антарктическое циркуляционное течение, имеющее восточное направление, оно имеет полосу шириной от 40 до 50° ю. ш. и захватывает толщу вод от поверхности до 3000 м, а местами и более. Скорости течения различны в разных частях океана. В районе пролива Дрейка они достигают 35–40 см/с. Между Антарктидой и Африкой скорости составляют 22–30 см/с, а между Австралией и Антарктидой скорости течений равны 25–45 см/с.
Южнее 65° ю. ш. поверхностные воды перемещаются на запад, образуя вдоль континента относительно неширокий (до 150 км) пояс Западного прибрежного течения. Но это не единый поток. Течение то близко подходит к берегу, то заметно удаляется от него под воздействием стоковых ветров с материка. В этом течении скорости достигают 15–30 см/с. [9]
Кроме перечисленных основных течений, на поверхности Южного океана образуются локальные разнонаправленные круговороты вод.
В общей циркуляции вод океана важное место занимает их вертикальное движение. Между Восточным и Западным течениями вследствие их расхождения (дивергенции) происходит подъем глубинных вод, обогащенных питательными веществами.
Над материковым склоном в пределах моря Уэдделла зимой охлажденные и осолоненные поверхностные воды, как более тяжелые, погружаются в глубинные слои. В результате такого явления образуются относительно холодные и соленые придонные воды. Они распространяются на восток вокруг Антарктиды и на север в Атлантический, Тихий и Индийский океаны, где смешиваются с их водами.
На свободных ото льда пространствах Южного океана развивается ветровое волнение. Оно бывает наиболее сильным зимой между 40 и 60° ю. ш. Здесь преобладают волны высотой около 2 м, а при шторме достигают высоты 8–9 м. У острова Кергелен (сектор Индийского океана) зарегистрированы самые высокие ветровые волны в Мировом океане — до 35 м. Значительное волнение с высотой волн 4–6 м отмечается западнее пролива Дрейка и в районе к юго-западу Австралии. Летом сила волнения ослабевает, высота волн уменьшается. Район 40–60° ю. ш. принято называть «ревущие сороковые» и «неистовые пятидесятые». [23]
Приливы в Южном океане отмечаются повсеместно, их наибольшие величины (около 8 м) наблюдаются у южных берегов Аргентины. В других районах величина прилива 2–2,5 м. [8]
Льды — одна из наиболее характерных черт природы Южного океана. Они существуют круглогодично. Во время максимального развития (сентябрь–октябрь) льды занимают площадь 18–19 млн км², а в летнее время (январь–февраль) — лишь 2–3 млн км². [3]
Здесь встречаются льды морские (припай и дрейфующие), шельфовые и айсберги. К северу от припая располагаются дрейфующие льды. Закономерности и направление их движения определяются ветрами и течениями. [6]
Между кромкой припая и дрейфующими льдами располагаются заприпайные полыньи — большие пространства чистой воды. Наличие шельфовых льдов связано с прибрежной полосой шельфа. Этот лед осадочного происхождения, материковый его край представляет собой продолжение покрова суши. Он полностью лежит на грунте. Средняя высота шельфового льда 430 м, а над уровнем моря он повышается на 10, а иногда на 50 м.
Наличие айсбергов — самая значительная особенность Южного океана. Они образуются в результате откалывания прибрежных частей материковых ледников и шельфовых льдов под действием волн, зыби и цунами. По имеющимся данным, в водах Южного океана ежегодно находятся свыше 200 000 айсбергов. Их средняя длина около 500 м, а высота — 50 м над уровнем моря. Отдельные айсберги имеют длину до 5 км. Основная масса айсбергов тает в течение 3–5 лет. Наибольшее количество айсбергов встречаются на расстоянии 100–150 км от берега. На удалении до 700 км они встречаются довольно редко. Под влиянием ветра и течения айсберги дрейфуют в прибрежной зоне Антарктиды. Во время дрейфа со временем они разрушаются, приобретают причудливые формы. [3]
1.7 Органический мир
Наличие в океане Антарктического циркумполярного течения обусловливает состав и распространение органической жизни.[21] Огромные массы льда ограничивают жизнь в океане, но тем не менее антарктические моря по обилию и разнообразию живых организмов могут соперничать с многими тропическими районами Мирового океана. Длительное существование флоры и фауны в мало изменяющейся среде (не менее 5 млн лет) привело к тому, что организмы приспособились к суровым условиям обитания. Диатомовые водоросли сохраняют жизнеспособность до температуры -20 °С. Рыбы выработали приспособления жизни в переохлажденной воде, а обитатели нижней поверхности припая пользуются льдом, как укрытием, где формируются богатые пастбища ледовых водорослей — отрастателей.
С приполярным положением Южного океана связана резкая сезонная динамика основного условия фотосинтеза — солнечной радиации. В таких условиях в течение года наблюдается большая амплитуда количественных изменений фитопланктона и смещение зоны цветения с севера, где весна начинается раньше, на юг, где она запаздывает. В низких широтах успевают развиться два пика цветения, а в высоких только один. В поверхностных водах ярко выражена биологическая широтная зональность. У обитателей дна подобной зональности нет, так как в их развитии важную роль играет рельеф дна и барьеры, препятствующие обмену флоры и фауны. В Южном океане в фитопланктоне преобладают диатомовые водоросли (около 180 видов). Синезеленые водоросли составляют малое число. В количественном отношении также преобладают диатомовые водоросли, особенно в высоких широтах, где их почти 100 %. В период максимума цветения численность диатомовых водорослей достигает своего самого большого скопления. [27]
Существует четкая зависимость между распределением водорослей и вертикальной устойчивостью вод. В летнее время значительная масса водорослей находится в поверхностном 25-метровом слое.
В направлении с юга на север происходит изменение состава фитопланктона: постепенно выпадают из флоры высокоширотные холодноводные виды, замещаясь тепловодными. [4]
Зоопланктон в водах Южного океана представлен копеподами (около 120 видов), амфиподами (около 80 видов) и др., меньшее значение имеют хетогнаты, полихеты, остракоды, аппендикулярии и моллюски. В количественном отношении на первом месте веслоногие, на долю которых приходится почти 75 % биомассы зоопланктона тихоокеанского и индийского сектора океана. В атлантическом секторе океана копеподов мало, так как широкое распространение получили эуфаузииды (криль).
Для Южного океана, особенно для его антарктических областей, характерно массовое скопление криля (антарктических рачков). Биомасса криля в этих районах достигает 2200 млн. т, что дает возможность ежегодно вылавливать до 50–70 млн. т криля. Здесь криль — это основное питание усатых китов, тюленей, рыб, головоногих моллюсков, пингвинов и трубконосых птиц. Рачки питаются фитопланктоном.
Численность зоопланктона в течение года имеет два пика. Первый связан с подъемом перезимовавших видов и отмечается в поверхностных водах. Второй пик характеризуется обилием зоопланктона во всей толще и обусловлен появлением нового поколения. Оба пика проявляются в виде двух широтных полос сгущения зоопланктона. Это период цветения зоопланктона летом, когда большая часть зоопланктона переходит в верхние слои и перемещается на север, где заметное накопление происходит в зоне антарктической конвергенции.
Зимой сгущение наблюдается в области дивергенции, где собираются особи из глубинной водной массы. Зимой максимальная видовая численность отмечена на глубинах 250–1000 м.
Вопрос о вертикальном распределении зоопланктона осложняется способностью многих организмов совершать регулярные (суточные, сезонные) миграции из одной зоны в другую. [24]
Фитобентос и зообентос в водах Южного океана поражает своим богатством и разнообразием. Численность фитобентоса уменьшается от Южной Америки к Антарктиде. Если на Огненной Земле известно 300 видов, в Кергелене — 138, то у побережья Антарктиды от 20 до 40 видов. В основном преобладают различные виды красных водорослей. Бурые водоросли достигают гигантских размеров (маркоцистис — 80, а иногда 90 м длины) при ограниченной биомассе.
Из представителей зообентоса преобладают фильтраторы, преимущественно губки (300 видов), полихеты (300), мшанки (320), брахиоподы (15), моллюски (300), иглокожие (320 видов).
Биомасса зообентоса в прибрежных районах составляет в среднем до 0,5 кг/м², а местами доходит до 3 кг/м² на глубинах 20–50 м в поверхностной зоне нет постоянных обитателей. Вдоль побережья фауна распределяется неравномерно. Уменьшение биомассы начинается с глубины 500 м. Следует отметить, что если в других областях Мирового океана нижняя граница сублиторали находится на глубине 200 м, то вблизи Антарктиды сублиторальные животные обитают на глубинах 500–700 м. Наибольшее видовое разнообразие характерно до глубины 200–300 м, рыб — на глубинах 200–500 м.
В Антарктической области Южного океана фауна богата, уникальна и насчитывает много эндемиков. Для фауны присущ гигантизм многих представителей (например, среди губок).
Вблизи острова Кергелен фауна в 5 раз беднее приматериковых районов. Рыбы Южного океана насчитывают около 100 видов. Среди них лишь 12 придонных, относящихся к семейству нототеневых, имеющих промысловое значение. В антарктическом секторе широко представлены белокровные щуки, макрурусы, серая и мраморная нототении, южная путассу. В индийском секторе океана число промысловых рыб невелико. Здесь обитает полосатая белокровная щука (ледяная рыба), серая и мраморная нототении. В тихоокеанском секторе, самом большом по площади, встречается южная путассу и новозеландская макрорунос.
Общая численность китов в Южном океане оценивается приблизительно свыше 500 тыс. голов. Из ластоногих встречаются тюлень-крабоед, морской леопард, южный морской слон, тюлень Росса, тюлень Уэдделла и ряд других. Антарктические тюлени составляют до 56 % общемировой численности ластоногих. [23]
Орнитофауна представлена 44 видами птиц общей численностью 200 млн особей. Среди них 7 видов пингвинов составляют 90 % общей биомассы. [1]
1.8 Хозяйственное освоение
суша океан антарктика
В предыдущих главах говорилось о суровых условиях, формирующихся над Южным океаном. Так же следует отметить, что с одной стороны он граничит с малонаселенным, имеющим особый статус материком — Антарктида, а с другой со слабозаселенными островами Тихого, Индийского и Атлантического океана.
Экономическая деятельность в Южном океане в основном осуществляется в сфере рыболовства и туризма. Ранее значительное место занимал китобойный промысел. Более 20 лет, с 1930-х по 1950-е годы, китобойные суда добывали в Антарктике 1,5–2 млн. т китового мяса. Добыча китов заметно сократилась в конце 1960-х годов. С 1985 года добыча китов уменьшилась примерно до 330 малых полосатиков в год. [23]
Ранее, в основном на островах Южного океана, также происходила охота на тюленей, в результате чего некоторые их виды были почти полностью уничтожены. В настоящее время охота на тюленей не ведётся, и численность отдельных видов достигла первоначального уровня или даже превысила его. [16]
Рыболовство в этом океане стало интенсивно развиваться в конце 1960-х годов, уловы быстро достигли 400 тыс. т. в год, но вскоре рыбные ресурсы сократилась и улов упал примерно до 100 тыс. т. в год. В начале 1990-х годов промысел криля стал наиболее значимой хозяйственной отраслью в Антарктике, он стабилизировался на уровне около 300 тыс. т. в год.
Антарктику ежегодно посещают свыше 30 тыс. туристов. Большинство из них направляется на Антарктический полуостров, где существуют туристическая база и аэродром. Большинство туристов совершают антарктические круизы на кораблях. [24]
Таким образом, Южный океан менее всех остальных подвергнут хозяйственному воздействию человека. Здесь некому ловить рыбу, а улов многих из обитающих здесь видов преследуется по закону. В этом океане не проходят крупные морские пути. Добычи полезных ископаемых не ведется.
1.9 История открытия и исследования океана
Первое судно, пересекшее южный полярный круг, принадлежало голландцам; им командовал Дирк Гееритц, плававший в эскадре Якова Магю. В 1559 г. в Магеллановом проливе судно Гееритца, после шторма, потеряло из виду эскадру и пошло на юг. Спустившись до 64° ю. ш., оно увидело высокую землю. В 1671 г. Ла Рош открыл Южную Георгию; в 1739 г. был открыт остров Бувэ; в 1772 г. в Индийском океане Кергелен, французский морской офицер, открыл остров, названный его именем. [16]
Почти одновременно с плаванием Кергелена из Англии отправился в первое свое путешествие в южное полушарие знаменитый Кук, и уже в янв. 1773 г. его суда «Adventure» и «Resolution» пересекли южный полярный круг на меридиане 37°33' в. д. После тяжелой борьбы со льдами он достиг 67°15' ю. ш., где был вынужден повернуть к северу.
В декабре того же года Кук снова отправился в Южный океан, 8-го числа пересек южный полярный круг и на параллели 67°5' ю. ш. был затерт льдами, высвободившись из которых, пошел далее на юг и в конце января 1774 г. достиг 71°15' ю. ш., в долг. 109°14' з., к юго-запалу от Огненной Земли. Здесь непроницаемая стена льдов помешала ему идти далее. При втором плавании своем Кук дважды перешел южный полярный круг. Во время обоих плаваний он убедился, что обилие ледяных гор указывает на существование значительного антарктического континента. Трудности полярных плаваний были описаны им так, что только китоловы продолжали посещать эти широты и южные полярные научные экспедиции надолго прекратились. [13]
В 1819 г. русский мореплаватель Беллинсгаузен, командуя военными шлюпами «Восток» и «Мирный», посетил Южную Георгию и пробовал проникнуть вглубь Южного Ледовитого океана; в первый раз, в январе 1820 г., почти на меридиане Гринвича, он достиг 69°21' ю. ш.; затем, выйдя за пределы южного полярного круга, Беллинсгаузен прошел вдоль него на восток до 19° в. д., где снова его пересек и достиг в феврале месяце опять почти той же широты (69°6'). Далее на восток он поднялся только до 62° параллели и продолжал свой путь вдоль окраины плавучих льдов, потом, на меридиане островов Баллени, дошел до 64°55', в декабре 1820 г., на 161° з. д., прошел южный полярный круг и достиг 67°15' ю. ш., а в январе 1821 г., между меридианами 99° и 92° з. д., достиг 69°53' ю. ш.; затем, почти на меридиане 81°, открыл в 68°40' ю. ш., высокий берег острова Петра I, а пройдя еще на восток, внутри южного полярного круга — берег Земли Александра I. Таким образом, Беллинсгаузен первый совершил полное плавание вокруг Антарктиды, почти все время между ш. 60°–70°, на небольших парусных судах. [14]
Южные Оркнейские острова были открыты в 1821 г. китобоем Повель; в том же году китобой Пальмер увидел берега земли, лежащей к югу от мыса Горн и носящей до сих пор его имя. В 1823 г. китобой Веддель, на меридиане 34° 17' з. д., достиг 74° 15' ю. ш.; пройдя первую полосу густых, плавающих льдов, он нашел за ними почти совершенно открытое и свободное море. Спустя 7 лет китобой Биско посетил Фольклендские острова, направился к востоку и, постепенно склоняясь к югу почти на Гринвичском меридиане пересёк южный полярный круг и дошел до 69° ю. ш., но, встретив льды, он повернул на северо-восток и в феврале 1831 г. увидел, в 50 км к югу берег, который он назвал Землей Эндерби.
В январе 1832 г. Биско, пройдя вдоль южного полярного круга до меридиана 70° з. д., открыл в 67°1' ю. ш. и 73°20' з. д. остров, близ Земли Грагама, названный Аделаида, на котором ему удалось высадиться. Немного севернее расположена целая группа островов имени Биско. В 1833 г. Кемп открыл берег, названный его именем. В 1838 г. арматоры Эндерби снова снарядили три парусных судна под командой Д. Баллени. В феврале 1839 г., в 66°30' ю. ш. и 162°40' в. д., он открыл группу островов Баллени, очень высоких и обрывистых. Продолжая свой путь далее на запад, он прошел вдоль границы льдов и на 120° меридиане в. д., немного к северу от полярного круга, открыл берег, названный Землей Сабрина. [17]
В конце 1837 г. французская экспедиция, под начальством Дюмон-Дюрвиля, в составе двух паровых судов — «L'Astrolabe» и «La Z élé e», отправились в путь для исследования Океании, для проверки сведений Ведделя. В январе 1838 т. Д.-Дюрвиль пошел по пути Ведделя, но льды преградили ему путь на. параллели 63° ю. ш. К югу от Шетландских островов он увидел высокий берег, названный Землей Людовика-Филиппа; впоследствии оказалось, что эта земля — остров, западные берега которого называются Земля Тринити и Земля Пальмер. После зимовки в Тасмании на пути к югу Д.-Дюрвиль встретил первые льды и после трудного плавания между ними, 9 января 1840 г., в
В январе 1840 г. Вилькс пошел почти прямо на юг вдоль 160° в. д. Уже на параллели 64° 11' ю. ш. льды преградили ему дальнейший путь. Повернув на запад и дойдя до меридиана 153°6' в. д., в ш. 66 ю. ш., он увидел в 120 км гору, которую назвал Рингольд Кноль. Росс, посетивший эти места немного позже, оспаривал открытие Вилькса, но без основания. Честь открытия различных частей Земли Вилькса принадлежит в действительности каждому из трех мореплавателей — Вильксу, Д.-Дюрвилю и Дж, Россу — в отдельности. В течение января и февраля 1840 г. Вилькс прошел значительное пространство вдоль окраин антарктического континента и достиг меридиана 96° в. д. Во все время плавания ему не удалось где-либо пристать к берегу. Третья английская экспедиция, под командой с. Дж. Кларка Росса, на паровых судах «Erebus» и «Terror» (командиром «Erebus» был Крозье), была снаряжена для исследования южных полярных стран вообще.
В августе 1840 г. Росс был в Тасмании, где узнал, что Д.-Дюрвиль только что открыл берег Земли Адели; это заставило его начать свои исследования далее к востоку, на меридиане островов Баллени. В декабре 1840 г. экспедиция пересекла южный полярный круг на мер. 169° 40' в. д. и вскоре начала борьбу со льдами. Через 10 дней полоса льдов была пройдена, и 31 декабря увидели высокий берег Земли Виктория, одну из высочайших горных вершин которой Джемс Росс назвал именем инициатора экспедиции — Сабина (2900 м), а всю цепь гор высотой от 2000–3000 м — хребтом Адмиралтейства. Все долины этой цепи были завалены снегом и громадными ледниками, спускавшимися к морю. За мысом Адар берег повернул к югу, оставаясь гористым и неприступным. Росс высадился на один из островов Поссессион, в ш. 71° 56' и долготы 171°7', совершенно лишенном растительности и заселенном массой пингвинов, покрывших его берега толстым слоем гуано. Продолжая свое плавание далее на юг, Росс открыл острова Кульман и Франклин и увидел прямо к югу берег и высокую гору (вулкан Эребус) высотой в 3700 м, а немного восточнее был замечен другой вулкан, уже потухший, названный Террор, высотой в 3800 м. Дальнейший путь к югу был прегражден берегом, заворачивавшим на восток и окаймленным непрерывной вертикальной ледяной стеной, высотой до 60 м над водой, опускающейся, по определению Росса, на глубину около 300 м. Этот ледяной барьер отличался отсутствием всяких значительных углублений, заливов или мысов; его почти ровная, вертикальная стена тянулась на громадное расстояние. За пределами ледяного берега виднелись вершины высокой горной цепи, уходившей вглубь материка; она названа именем Парри. Росс прошел от Земли Виктории на восток около 840 км, и на всем этом протяжении характер ледяного берега оставался без перемены. Наконец, позднее время года заставило Росса возвратиться в Тасманию. В это плавание он достиг 78°4' ю. ш., между мер. 173° — 174° з. долготы. Во второе его плавание его суда 20 декабря 1841 г. снова пересекли южный полярный круг и пошли к югу. В начале февраля 1842 г., на меридиане 165° з. долготы, они достигли более открытого моря и направились прямо на юг, подойдя к ледяному берегу немного восточнее, нежели в 1841 г., они достигли 78°9' ю. ш., т. е. подошли к южному полюсу ближе, нежели кто-либо до сих пор. Дальнейшее плавание было преграждено сплошными льдами (пак), и экспедиция повернула на север.
В декабре 1842 г. Росс сделал третью попытку проникнуть на юг; на этот раз он избрал путь Ведделя и направился к Земле Людовика-Филиппа. Идя на восток, Росс, на меридиане 8° з. долготы, пересек полярный круг и 21 февраля достиг 71°30' ю. ш., з д. 14°51. [16]
Почти 30 лет спустя экспедиция на корвете «Челленджер» побывавл на острове Кергелен. Оттуда «Челленджер» направился на юг и дошел до 65°42' ю. ш. 64°18' ю. и 94°47' в.д. он определил глубину в 2380 м, и хотя, по карте Вилькса, берег должен был бы находиться на расстоянии всего 30 км, его видно не было.
В сентябре 1894 г. китобойное судно «Antarctic» посетило берега Земли Виктория; находившийся на нем для научных наблюдений Борхгревинк привез интересные сведения. Судно подошло к полярному кругу около островов Баллени, оттуда повернуло на восток, а, пройдя вдоль полярного круга до 174° в. д. — к югу В январе 1895 г. «Antarctic» был у мыса Адер, круто вздымающегося до высоты в 1000 м. Отсюда виднелись берега Земли Виктория, с высокими горами (до 3500 м), покрытыми снегом и ледниками; одна из вершин была свободна от снега; это, вместе с присутствием лавы на поверхности ледников, заставляет предполагать, что тут недавно происходило извержение. [13]
Таким образом, подробные исследования Южного океана начались ещё с первой половины 19 века. О новейших исследованиях данного участка Земли будет написано в следующих главах.
Глава 2. ИЗУЧЕНИЕ РЕЛЬЕФА ДНА ЮЖНОГО ОКЕАНА
Исследования дна морей и океанов начались сравнительно недавно. В конце XIX и в начале XX столетия они ограничивались измерениями глубин и сбором проб донных грунтов. Делали это весьма примитивно: с корабля на дно моря спускался груз на веревке или тросе, и по его длине определялась глубина, а прилипшая к грузу или захваченная прикрепленными к нему ковшами или трубкой проба позволяла судить о характере данного грунта. [10]
В 1920-х годах, а особенно после второй мировой войны в практику морских геологических работ начали внедряться геофизические методы исследований. Глубины океана и рельеф его дна стали изучать с помощью эхолотов, основанных на принципе измерения времени, затраченного на прохождение звукового сигнала с корабля до дна и обратно. Этот же принцип, но с применением особенно мощных сигналов позволил изучать внутреннее строение толщи рыхлых осадков, покрывающих дно. Сквозь эти осадки легко проникает звук, который отражается частично поверхностью дна, частично плотными породами земной коры, подстилающими рыхлые осадки. Мощные звуковые сигналы позволяют зондировать и наиболее глубокие слои земной коры — твердые магматические породы и даже подстилающие кору породы — верхнюю мантию Земли.
С помощью магнитометров, буксируемых кораблями, измеряется напряженность магнитного поля Земли и выявляются аномалии, причина которых — неоднородности структуры земной коры. Эти неоднородности изучают и с помощью судовых гравиметров, измеряющих величину силы тяжести, которая зависит от плотности пород. Все эти измерения не требуют остановки судов, что позволяет изучать большие пространства за короткое время. [6]
Однако геофизические методы дают возможность получать лишь физическую характеристику горных пород и рыхлых осадков со дна океана, а не сами их пробы. Эти методы не позволяют наблюдать и процессы, изменяющие дно океана. В прибрежной зоне на небольших глубинах вести наблюдения и брать пробы можно, пользуясь водолазным снаряжением, на мелководье особенно удобен акваланг.
На больших глубинах используются исследовательские глубоководные подводные лодки, которые позволяют людям выполнять широкий круг наблюдений на глубинах до 2–3 км.
И все же для повседневных геологических исследований больших океанских глубин наиболее широко применяются сейчас автоматические приборы.
Микрорельеф дна, осадки и выходы коренных пород успешно изучают с помощью подводных фотокамер и телевизоров. Грунтовые трубки и дночерпатели приносят пробы, а тралы и драги соскребают с поверхности дна обломки твердых пород. Еще глубже проникают в толщу дна буровые скважины. Бурением удается получать образцы из слоев, залегающих на 200 м. ниже поверхности дна океана. Число таких скважин пока невелико, но с каждым годом оно будет расти, потому что буровые скважины — это самый верный путь к изучению недр океанского дна. [33]
При создании карт рельефа дна океанов используют следующую методику. Для проведения на карте линий равных глубин пользуются следующим приемом. Решив, через какие вертикальные отстояния (ступени) будут их проводить, и предположив, что между каждыми двумя цифрами глубин на карте последние изменяются пропорционально горизонтальному расстоянию между ними, отыскивают между точками глубин места, где должны были бы приходиться глубины, выражаемые целыми числами метров или сажен (500, 1000, 1500, 2000, 3000 и т. д.), и уже через найденные таким путем точки на карте и проводят линии равных глубин. [1]
Однако после Бюаша прошло более 100 лет, прежде нежели собралось столько измерений глубин, что Мори мог издать в 1855 г. свою первую карту рельефа дна северного Атлантического океана.
С первого взгляда, казалось бы, не представляет особенного затруднения на основании нанесенных на карте глубин провести через них согласные кривые одинаковых понижений океанского ложа. На самом деле это работа очень сложная и трудная, и степень ее трудности могут хорошо себе уяснить только картографы и гидрографы, практически с такими работами знакомые.
Когда на карте имеется столько точек высот, что в данном масштабе и поместить, больше нельзя, то и тогда проведение горизонталей очень трудное дело, потому что их можно бывает провести различно и случается, что трудно решить, какое решение наиболее хорошо передает рельеф местности.
При решении такой задачи для наземной поверхности необходимо пользоваться картой более крупного масштаба, но и тогда могут возникнуть недоразумения.
Только топограф, снимающий местность (непременно мензулой), может нарисовать на планшете положение горизонталей по точкам высот, нанесенным на планшете, достаточно правильно. Действительно, топограф при этом видит перед собой рельеф местности и проводит горизонтали по точкам высот, руководясь картиной природы, раскинутой перед его глазами. Но даже и при подобных условиях работы нередко, при сложном рельефе, делаются ошибки.
В случае гидрографической работы условия получаются много более трудные. Гидрограф имеет в своем распоряжении только некоторое число точек глубин и по ним должен провести линии равных глубин. Действительный рельеф дна для него сокрыт и перед его глазами ничего нет, кроме отдельных точек глубин. Очевидно, в таком виде задача становится очень трудной, и ошибки в выражении подводного рельефа должны случаться много чаще и быть серьезнее по своему, значению.
Положение океанографа при решении такой задачи подобно гидрографу, но только еще труднее. Океанограф имеет в своем распоряжении малое число глубин, места их недостаточно точно известны, да и точность их различная. Он, как и гидрограф, не видит перед собой рельефа дна, который он изображает.
Потому-то на батиметрических картах океана, несмотря на их относительно мелкий масштаб, очень многие места Мирового океана имеют совершенно неточное выражение подводного рельефа, совершенно независимо от желания строивших карту ученых.
Способы построения батиметрических карт океана могут быть различны. Например, в одном случае составитель руководится исключительно данными одних промеров, тщательно проверенными. В другом случае автор будущей батиметрической карты принимает во внимание и другие океанографические сведения, например распределение в придонном слое температуры (потенциальной), и в случае недостаточности указаний рельефа непосредственно одними глубинами проводит изобаты, руководствуясь своими соображениями, основанными на косвенных данных.
Картина обследования рельефа дна океана имеет большое значение, потому что она рисует в значительной степени и вообще современное состояние наших сведений о физической природе Мирового океана.
Современная океанология уже располагает хорошими картами рельефа дна Южного океана, отражающими характер донных осадков, физические поля и глубинное строение земной коры. [33]
ГЛАВА 3. ИЗУЧЕНИЕ КЛИМАТИЧЕСКИХ ОСОБЕННОСТЕЙ И ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА
Для изучения климатических особенностей и гидрологического режима существует два типа методов исследования: контактные и бесконтактные. К контактным методам относятся традиционные способы получения данных при непосредственном проведении измерений человеком в Южном океане. [6] Однако, из-за тяжелых условий для нахождения человека в акватории данного океана, на сегодняшний момент для сбора данных в основном используются неконтактные методы исследования.
С помощью таких исследований производится сбор данных по следующим направлениям:
· Рельеф дна
· Температура поверхности океана
· Соленость на поверхности океана
· Морские течения и динамика водных масс
· Уровень моря
· Состояние поверхности моря, волнение
· Приводный ветер
· Цвет воды,
· Биопродуктивность
· Морские льды[25]
Информативность спутниковых систем исследования Земли намного выше традиционных контактных методов. Определение, например, температуры поверхности Мирового океана с использованием только одного океанологического ИСЗ эквивалентно синхронным измерениям на 20 000 научно-исследовательских станциях.
Методика визуальных исследований Южного океана из космоса проста и не отличается существенно от методики обычных аэровизуальных наблюдений. Цветовые оттенки суши, облаков и акваторий приблизительно те же, что и при наблюдениях Земли с высоты 10 км. Хорошо различимы оттенки различных цветов, однако тестовые измерения зрения космонавтов показали, что контрастная чувствительность зрения космонавтов во время полета снижается, как правило, на 10–20 %. В условиях космического полета на 20−25 % также снижается по сравнению с земными условиями восприятие яркости цветов. [5]
Дистанционное зондирование в видимом диапазоне основано на наблюдении яркости рассеянного и отраженного океаном солнечного света. Такую съемку ведут с помощью оптических камер и сканеров: из российских – это многозональные сканеры МСУ-М, МСУ-СК и МСУ-Э на спутниках «Ресурс-О» и «Метеор», «Океан»; из зарубежных – сканеры спутников NOAA, Landsat, Spot, IRS и многих других, а также специально созданные для изучения цвета океана системы CZCS (CoastalZoneColorScaner) спутников Nimbus и SeaWiFS (SeaviewingWideFieldSensor — сканер цвета моря) спутника SeaStar.
Зондирование в тепловом инфракрасном диапазоне для определения температуры поверхности океана основано на измерении собственного теплового излучения поверхности океана. Наиболее известен сканирующий радиометр AVHRR (AdvancedVeryHighResolutionRadiometer) на спутниках серии NOAA — его данные получили повсеместное признание и используются во всем мире; другой известный аналог — радиометр серии ATSR (AlongTrackScanningRadiometer) на европейских спутниках ERS и Envisat.
Пассивное зондирование в микроволновом радиодиапазоне, который в отечественной литературе называют СВЧ-диапазоном, основано на регистрации собственного СВЧ и радиотеплового излучения океана (системы океан-атмосфера); активное (радиолокация) зондирование — на излучении со спутника и приеме отраженного/рассеянного морской поверхностью радиосигнала. Среди данных пассивных СВЧ-радиометров накоплены значительные массивы данных радиометров SSMR спутников Nimbus и SSM/I, спутников DMSP. С помощью пассивных радиометров можно получить информацию о температуре поверхности океана, сплоченности и толщине морских льдов и даже солености, а также влагозапасе облаков, интенсивности осадков, скорости ветра. Основным средством активного зондирования стали радиолокаторы бокового обзора с реальной антенной (РЛСБО) и антенной с синтезированной апертурой (РСА или SAR). Наибольший вклад в исследование океана внесли SAR на спутниках Seasat, ERS-1, ERS-2, Radarsat и Envisat, среди российских – РЛСБО на спутниках серии «Океан» и РСА на спутнике «Алмаз». На принципе активной локации работают также радиоальтиметры (для измерения уровня океана и высоты волн) спутников Topex/Poseidon, Jason и др., и скаттерометры (для измерения поля приповерхностного ветра) NSCAT, QuikScat и др. Большинство перечисленных датчиков позволяют вести глобальный мониторинг Мирового океана и их данные доступны через Интернет практически в реальном времени. [25]
Для измерения температуры водной поверхности из космоса применяют инфракрасные радиометры, работающие на метеорологических и океанологических спутниках, по данным которых регулярно создаются глобальные и региональные карты температур морской поверхности. [5]
Съемка с помощью тепловых инфракрасных радиометров, которыми оснащены все функционирующие метеорологические спутники, открыла возможность единовременной глобальной фиксации температур поверхности океана, что невозможно судовыми или самолетными методами. Глобальные спутниковые фотокарты температур морской поверхности SST (SeaSurfaceTemperature) составляются по снимкам AVHRR/NOAA с 1981 г. с разным временным и пространственным осреднением, а с 2001 г. они создаются в реальном масштабе времени на основе многоканального алгоритма определения температур и используются в оперативных целях. На рисунке 11 представлена карта, полученная с применением данной аппаратуры. [25]
Рис.11. Температура поверхности Мирового океана в Антарктике 9 октября 2005 г. [25]
Распределение температур воды представляет основной диагностический признак для прогноза участков с наиболее вероятными рыбными скоплениями. До разработки систем глобального картографирования в Центре «Океан» ВНИРО карты температур поверхности океана составлялись регулярно на основные рыбопромысловые районы. Для обеспечения такими картами районов северо-западной Атлантики в Канаде была разработана автоматизированная система Галифакс, выполнявшая по данным спутника NOAA (с учетом поправок на основе судовых наблюдений) с дискретностью 3–4 дня карты в изолиниях температур, передаваемые на рыболовные суда.
Установленный по спутниковым снимкам характер распределения температур воды в океане существенно отличается от прежних представлений о нем. В противоположность отображаемому картами изданных атласов океанов плавному изменению температур на поверхности океана наблюдается весьма сложная и контрастная картина, обусловленная струйными течениями и вихревыми образованиями. В прибрежных районах субтропических и тропических широт фиксируются фронты между теплыми океаническими водами и более холодными прибрежными. [5]
Помимо изучения собственно температур воды, тепловая инфракрасная съемка дает материал для исследования динамических процессов в океане, течений, океанических вихрей и фронтов, апвеллингов и других явлений, при изучении которых привлекают также материалы об уровне океанической поверхности.
Морские течения — это перемещение водных масс, характеризующееся направлением и скоростью.
Основные силы (причины), вызывающие морские течения, подразделяются на внешние и внутренние. К внешним силам относятся ветер, атмосферное давление, приливообразующие силы Луны и Солнца; к внутренним — силы, возникающие вследствие неравномерного распределения по горизонтали плотности водных масс.
Кроме внешних и внутренних сил, вызывающих морские течения, сразу же после возникновения движения вод проявляются вторичные силы, к которым относятся отклоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса) и сила трения, замедляющая всякое движение.
На направление течения оказывают влияние также конфигурация берегов и рельеф дна. Под полем течений понимается распределение суммарного вектора скорости течения на акватории Мирового океана.
«Увидеть» течения на космических снимках оказалось возможным благодаря регистрации температур поверхности инфракрасными радиометрами — по таким снимкам определяют ширину струи, меандры, сопровождающие течение вихри (ринги), грибовидные течения. Для количественных измерений поля течений из космоса, определения направления и скорости движения воды в настоящее время применяются интерферометрические системы на основе радиолокаторов с синтезированной апертурой.
Под полем волнения понимают распределение элементов поверхностных волн (высоты и длины волны). Преобладающими на поверхности океанов и морей являются ветровые и приливо-отливные волны. Вызывая шероховатость морской поверхности, волны отображаются на радиолокационных снимках. Радиоальтиметры позволяют определять высоту волн, а СВЧ-радиометры – силу волнения. [25]
Термин «волна-убийца» и его аналоги в других языках (англ. «rogue wave» — волна-разбойник, «freak-wave» — волна-придурок, отморозок; фр. «onde scelerate» — волна-злодейка, «galejade» — дурная шутка, розыгрыш) дают хорошее представление о существенных чертах этого природного явления, передают чувство ужаса и обреченности при встрече с такой волной в океане.
Волны-убийцы часто определяются как волны, высота которых более чем в два раза превышает значимую высоту волн (среднюю высоту одной трети самых высоких волн). Приведенное определение относится скорее к волнам аномально большой амплитуды (по сравнению со средней). [20]
Волны-убийцы выделяются на радиолокационных снимках по аномально высокой яркости изображения, по которому при особых методах обработки может быть восстановлен профиль волны. Форма данных по волнам представлена на рисунке 12.
Рис. 12. Экстремальная волна (Hmax=29,8 м, Hmax/Hs=2,9) в Южной Атлантике, обнаруженная 20 августа 1996 г. на изображении спутника ERS-2 и восстановленный профиль волны по алгоритму, разработанному в Немецком аэрокосмическом центре. [25]
Настоящие «волны-убийцы», представляющие опасность для судов и морских сооружений, имеют большие абсолютные высоты. Эксперты выделяют «классические аномальные» волны, т.е. волны больших амплитуд, которые могут быть предсказаны в рамках теории однородных квазистационарных случайных процессов и собственно «волны-убийцы», появление которых не описывается существующими теориями случайных процессов. Важное обстоятельство, которое позволяет выделить феномен волн-убийц в отдельную научную и практическую тему и, таким образом, отделить от других явлений, связанных с волнами аномально большой амплитуды (например, цунами) — появление «волн-убийц» из ниоткуда. В отличие от цунами, возникающих в результате подводных землетрясений и оползней, появление «волн-убийц» не связано с катастрофическими геофизическими событиями (рис.13). Эти волны могут появляться при малых ветрах и относительно слабом волнении, что приводит к идее о том, что само явление «волн-убийц» связано с особенностями динамики самих морских волн и их трансформации при распространении в океане. [25]
Рис. 13. Гигантская волна (высотой около 20 м) в проливе Дрейка; фотосъемка с борта НИС «Академик Иоффе». Фото А.В. Григорьева, ИО РАН. [25]
Морские льды образуются в высоких широтах и представляют серьезную проблему для судоходства. Их распространение фиксируется съемочными системами оптического диапазона, а для изучения типа и возраста льдов, их толщины, сплоченности, динамики используются активные (SAR) и пассивные системы радиодиапазона.
Сравнительно недавно единственным способом получения данных о ледовой обстановке были визуальные наблюдения с самолетов, кораблей и экспедиционных судов. Помимо ряда преимуществ, визуальным наблюдениям свойственны недостаточная точность определения характеристик и привязки к месту наблюдений, субъективность количественных оценок, малая обзорность, высокая стоимость, ограниченность во времени и пространстве. Поэтому с недавнего времени традиционные методы визуальных оценок перестали удовлетворять запросы науки и практики, и для авиаразведок стали применяться космические съемки. [24]
С внедрением в космические исследования радиолокационной съемки наиболее перспективными стали космические радиолокационные системы наблюдения за ледовым покровом, позволяющие получать всепогодную, независимую от времени суток и года, точную и оперативную информацию.
Льды, встречающиеся в море, классифицируются по происхождению, видам, формам, подвижности и др. признакам. По происхождению они делятся на морские, речные и материковые.
Различные по своим параметрам льды имеют различные радиофизические характеристики, динамический диапазон рассеянных сигналов от морских льдов может составлять 20–40 дБ. Основными характеристиками морских льдов, которые необходимы для решения практических задач, являются их сплоченность, положение кромки льдов (дрейфующих или припайных), дрейф (направление и скорость), возраст (толщина льдов) и ряд других второстепенных параметров (торосистость, наслоенность, разрушенность и т.п.). Ряд из них, такие как сплоченность, положение кромки и дрейф льдов достаточно легко определить, используя данные съемок в видимом или радио- диапазоне, в то время как определение возрастных характеристик ледяного покрова является наиболее сложной задачей, успешно решаемой на основе регистрации собственного микроволнового излучения льдов, то есть при пассивной микроволновой радиометрической съемке, которую, однако, пока удается выполнить лишь в очень грубым разрешением (6 км)
Другой возможный метод решения этой задачи — космическая радиолокация. Для некоторых видов льдов существует однозначная зависимость яркости изображения/радиолокационных контрастов и их возраста. Современные спутники позволяют получать изображения высокого и среднего разрешения в видимом, тепловом инфракрасном и радиодиапазонах, по которым могут быть оперативно составлены достаточно точные карты ледового покрова для большинства полярных районов. В настоящее время для оперативных наблюдений за ледовым покровом арктических морей применяют спектрорадиометры высокого и среднего разрешения (MODIS на спутниках Terra и Aqua), а также радиолокаторы с синтезированной апертурой SAR на спутниках ERS-2, Envisat и Radarsat и микроволновые радиометры (SSM/I на спутнике DMSP и AMRS-E на спутнике Aqua). К 2005 г. был создан специализированный спутник Cryosat, аппаратура которого, впервые соединяющая возможности альтиметрии и интерферометрии – интерферометрический радиометрии с синтезированной апертурой SIRAL (SAR Interferometric Radar Altimeter) должна была обеспечивать определение толщины льда на краях ледовых полей по разности высоты льда и воды. К сожалению, запуск этого спутника оказался неудачным. [25]
Большая часть спутниковых данных сосредоточена в США в NSIDC - Национальном Центре данных по снегу и льду (The National Snow and Ice Data Center) — эти данные доступны для исследователей по каналам Интернета.
Созданы анимационные фильмы сезонных изменений распространения морских льдов, а по разновременным изображениям — карты «индекса движения льда». Создан атлас дрейфа морских льдов в Антарктике с 1979 г. на основе сочетания данных микроволновой съемки и наблюдений буев. На рисунке 14 показаны кадры из такого фильма, характеризующего ледовую обстановку вблизи Антарктиды.
Рис. 14. Помесячное изменение концентрации морских льдов в Антарктике за 1996 год. [25]
Несмотря на малое разрешение снимков, по этим данным созданы глобальные карты распределения и концентрации морских льдов («индекса морских льдов») — недельные, среднемесячные, среднегодовые, начиная с 1978 г. На рисунке 15 представлен график, который характеризует динамику ледовой обстановки в Южном океане.
Рис. 15. Динамика ледовой обстановки в Южном океане. [15]
По этим данным четко выявляется тренд относительно стабильного состояния площади морских льдов в южном полушарии.
Глава 4. ИЗУЧЕНИЕ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ЮЖНОГО ОКЕАНА
Соленость поверхности океана представляет собой важнейшую характеристику морской воды. Для динамической океанографии важно знать распределение плотности, определяющей движение водных масс, а плотность морской воды есть функция ее температуры и солености. [8]
Для измерения солености в настоящее время разрабатывается аппаратура на базе микроволновых радиометров.
Имеющиеся данные позволяют рассмотреть основные закономерности полей температуры, солености и плотности вод Мирового океана, содержания растворенного кислорода и концентрации фосфатов. Упомянутые химические элементы представляют исключительно большой интерес не только потому, что они определяют биологическую продуктивность океанических вод, но и как очень хорошие показатели динамических процессов.
Формирование и изменение физико-химических свойств океанических вод находится в теснейшей взаимозависимости с циркуляцией и структурой вод Мирового океана, его тепло и влагообменом с атмосферой. Исходные материалы, необходимые для такого анализа, большей частью относящиеся к отдельным океанам, брались из работ А.М. Муромцева, Г. Бюста, А. Дефанта, Г. Шотта и монографии «Тихий океан», подготовленной коллективом сотрудников Института океанологии АН СССР. Кроме того, использовались осредненные величины, полученные в этом институте в результате механизированной обработки всех океанографических данных, накопленных к настоящему времени. А другие страны ничего не дали???? А ничего, что карты и материалы предоставили США, Великобритания и др. [25]
Обобщение имеющихся сведений позволило построить карты температуры, солености, плотности, содержания кислорода и фосфатов для наиболее характерных глубин по всей толще вод Мирового океана. При этом карты для поверхности, а также глубины 100 и 200 м. дают представление о физико-химических полях поверхностного и подповерхностного слоев поверхностной структурной зоны. Карта для 500 м. характеризует условия, отмечающиеся при переходе от верхнего пограничного слоя к промежуточной структурной зоне. На глубине 1000 м. можно проследить экстремальные свойства промежуточных водных масс. Карта для 2000 м. показательна для верхней части глубинной зоны. Поскольку ниже свойства вод меняются в очень небольших пределах, карты для больших глубин помещаются только в том случае, когда они представляют особый интерес. [29]
Широко используются средние широтные величины, которые хорошо отражают зональную изменчивость свойств вод в верхней толще Мирового океана и условия, создающиеся в нижней его части в связи с усилением меридионального переноса. Вертикальные профили, построенные по среднеширотным величинам, позволяют выявить основные закономерности, характерные для физико-химических полей в меридиональном сечении океанов. В этом легко убедиться, сопоставляя такие профили с разрезами, полученными по непосредственным наблюдениям.
Большие различия в солености поверхностных вод отдельных океанов оказывают весьма существенное влияние на стратификацию, перемешивание, свойства водных масс и другие природные особенности. [20]
Большие положительные аномалии солености (отклонение от средней величины по всему Мировому океану) прослеживаются почти повсеместно, о чем можно судить по средним широтным их значениям.
Поле плотности воды Мирового океана в основном подобно полю температуры. Только в полярных областях и некоторых морях главную роль играет соленость. В соответствии с тем, что температура воды в тропических и умеренных широтах уменьшается от поверхности ко дну, а в полярных широтах в том же направлении увеличивается соленость, плотность вод повсеместно растет с увеличением глубины. [30]
Средняя плотность на поверхности Мирового океана в целом (включая моря и полярные районы) составляет 1,02474. Если исключить полярные районы, то средняя ее величина (для всей акватории, которая лежит между 70° с.ш. и 60° ю.ш.) будет на 0,0002 меньше. В северном полушарии в целом за счет более высокой температуры и меньшей солености поверхностных вод плотность примерно на 0,0012 меньше, чем в южном полушарии.
Таблица 2. Средние широтные величины и аномалии условной плотности воды на поверхности Мирового океана и отдельных океанов (включая относящиеся к ним моря) по Вюсту, Брогмусу и Ноодту [30]
| Широты (южное полушарие) | Южный океан | Атлантический сектор | Индийский сектор | Тихоокеанский сектор | |||
| плотность | плотность | аномалия | плотность | аномалия | плотность | аномалия | |
| 50–55 | 26,94 | 27,01 | 0,1 | 27,00 | 0,1 | 26,80 | -0,1 |
| 55–60 | 27,18 | 27,19 | 0 | 27,18 | 0 | 27,11 | -0,1 |
| 60–65 | 27,30 | 27,33 | 0 | 27,30 | 0 | 27,26 | 0 |
| 65–70 | 27,29 | 27,29 | 0 | 27,45 | 0,2 | 27,21 | -0,1 |
| 70–75 | 27,30 | 27,30 | 0 | 27,30 | 0 | 27,30 | 0 |
| 75–80 | 27,30 | 27,30 | 0 | - | - | 27,30 | 0 |
| 90–80 | 24,74 | - | - | - | - | - | - |
Сопоставляя между собой сектора Южного океана, мы обнаруживаем, что самыми легкими оказываются воды тихоокеанского сектора. Средняя плотность на его поверхности составляет 1,02427. Это объясняется тем, что Тихий океан имеет наиболее теплые и опресненные воды. Почти по всей его акватории средние широтные аномалии плотности имеют отрицательные значения.
Средняя плотность на поверхности Индийского сектора океана выше, чем в Тихом. Она составляет 1,02488.
Самой высокой плотностью воды на поверхности обладает Атлантический сектора Южного океана, благодаря тому, что температура его ниже, а соленость выше, чем в Тихом и Индийском. Средняя плотность воды на его поверхности равна 1,02543. Средние широтные аномалии плотности почти повсеместно оказываются положительными, достигая наивысших абсолютных значений.
Самой общей закономерностью является изменение плотности от минимальных значений в экваториальной зоне до максимальных в полярных областях. Это вызывается уменьшением температуры от экватора к полюсам, что полностью перекрывает понижение солености на всем пространстве от тропиков до высоких широт.
Увеличение плотности с удалением от экватора к полюсам происходит так, что изопикны в основном повторяют ход изотерм, хотя в некоторых районах наблюдаются заметные отклонения, связанные с конфигурацией изогалин. Последнее, в частности, отмечается в тропических областях, где изопикны местами приобретают кольцеобразный вид. Большей же частью в тропических и субтропических широтах изопикны, подобно изотермам, удаляются от экватора в западных частях океанов и приближаются к нему в восточных частях.
В южном полушарии к 55–60° широты условная плотность достигает 27,0, увеличиваясь в более высоких широтах на 0,3–0,5 условных единиц. На северо-западе Атлантического и Тихого секторов наблюдается повышенная плотность, достигающая соответственно 27,0–27,5 и 25,5–26,5. Это объясняется распространением холодных вод. На северо-востоке же этих океанов плотность понижена, что связано с приносом сюда теплых вод. [29]
Изопикны на меридиональных разрезах, следуя за изотермами, приподняты в экваториальной зоне в связи с восходящими потоками, приносящими к поверхности более плотные глубинные воды. В результате этого здесь создаются наибольшие в Мировом океане вертикальные градиенты плотности. Преобладание нисходящих потоков в низких широтах, вызывающееся антициклоническими круговоротами, приводит к опусканию изопикн. Вертикальные градиенты плотности воды в тропической зоне меньше, чем в экваториальной, однако больше, чем в умеренной и полярной зонах (рис.17).
| Атлантический сектор | Тихоокеанский сектор | Индийский сектор |
Рис.17. Условная плотность воды по меридиональному сечению секторов Южного океана (по средним широтным величинам) [30]
Подъем изопикн в высоких широтах объясняется наличием циклонических круговоротов поверхностных вод. Вертикальные градиенты в умеренных зонах оказываются наименьшими в Мировом океане. В полярных районах значительные вертикальные градиенты
Глава 5. ИЗУЧЕНИЕ ОРГАНИЧЕСКОГО МИРА ЮЖНОГО ОКЕАНА
Цвет воды зависит от концентрации пигмента хлорофилла (фитопланктона) и взвесей, поэтому определение цвета используется для изучения биопродуктивности океана и загрязнения вод. Цветовые характеристики воды получают многозональными сканерами с каналами в голубой и зеленой зонах спектра — CZCS, SeaWiFS.
Впервые данные о цвете океана были получены при помощи сканера цвета моря CZCS (CoastalZoneColorScanner), который был установлен на спутнике Nimbus-7. Съемка проводилась с 1978 по 1986 гг., сканер CZCS поставлял регулярные данные о цвете океана в 6 каналах видимой и ближней инфракрасной частях спектра с разрешением около 1 км. Хотя эксперимент по съемке цвета океана при помощи сканера CZCS планировался всего на 1 год, успех работы аппаратуры и разработки алгоритмов обработки получаемой информации позволили получить большой массив новых данных о распределении и первичной продуктивности океана за несколько лет. В Университете Майами и Годдардовском центре космических полетов НАСА были разработаны методы создания по данным такой съемки глобальных и региональных карт концентрации фитопланктона. В результате был создан атлас «OceanColorfromSpace» (Цвет океана из космоса), где собраны глобальные и региональные разновременные карты цвета океана, характеризующие распределение концентрации хлорофилла в различных районах Мирового океана. Ниже на рисунке 18 приведен пример изображения из атласа.
Рис. 18. Цвет океана за период октябрь-декабрь 1979 г. по данным CZCSю [25]
На глобальной карте цветового индекса хорошо прослеживаются главные черты распределения фитопланктона в Мировом океане — его концентрация в более холодных прибрежных шельфовых водах (желто-оранжево-красные цвета) и в районах подъема холодных глубинных вод (апвеллингов) при относительной бедности вод открытого океана и наличии «океанических пустынь» в тропических и субтропических широтах (сине-фиолетовые цвета). Увеличение концентрации фитопланктона в экваториальных водах Атлантического и Тихого океанов в октябре–декабре (голубая полоса) обусловлено подъемом относительно холодных вод в связи с ветровой деятельностью.
Спустя десять лет данные о цвете океана вновь начали поступать благодаря запуску сенсоров MOS/IRS P3 (Индия), OCTS и POLDER/ADEOS (Япония) в 1996, а с 1997 г. регулярно начал давать такие снимки SeaWiFS на спутнике Seastar. [25]
В настоящее время наблюдения фитопланктона (точнее хлорофилла «а») и его пространственного распределения из космоса ведутся также при помощи спектрорадиометров MERIS (Medium Resolution Imaging Spectrometer) на спутнике Envisat и MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectrometer) — на спутниках Terraи Aqua. На Международной космической станции с участием российских и американских экипажей проводится эксперимент «Диатомея», имеющий целью получение данных, характеризующих устойчивость географического положения и формы границ биопродуктивных районов Мирового океана, наблюдаемых из космоса (рис.19).
Рис.19.Распределение хлорофилла в Мировом океане в августе 1999 г. по данным сканера цвета моря SeaWiFS. [34]
Основное применение данных о цвете океана — рыболовство. Данные о цвете океана совместно с данными о температуре поверхностного слоя воды (SST) используются для направления рыбаков и рыбацких судов в акватории, где может быть обнаружена рыба. Это основано на принципе цепи питания — изобилие фитопланктона приводит к изобилию зоопланктона, питающегося им, что в свою очередь приводит к изобилию рыбы, питающейся зоопланктоном. Так присутствие большого количества фитопланктона, измеряемое через изменения в цвете океана, выступает индикатором потенциального присутствия рыбы. [25]
Южному океану свойственны постоянно низкие температуры воды и развитие ледового покрова. Кроме того, условия существования жизни ограничены многочисленными айсбергами, которые, как бы перепахивая приливно-отливную полосу, уменьшают обилие жизни в литорали. Антарктические воды более благоприятны для живых организмов, чем суша, и по этой причине их фауна несравненно разнообразнее. Морские беспозвоночные криль (планктонные ракообразные из семейства Euphausiidae) летом в поверхностных слоях воды образуют огромные скопления, служащие кормом для ряда видов рыб, птиц и млекопитающих. Из рыб распространено семейство белокровных щук. Летом многочисленны буревестники и поморники, нередко встречаются крачки, альбатросы и качурки. Наиболее типичные представители области пингвины. У берегов Антарктиды, близ островов и среди дрейфующих льдов обитают настоящие тюлени (Уэдделла, Росса, крабоед, морской леопард, морской слон). Довольно многочислен морской котик. Массовое скопление криля привлекает большие стада китов (синего, финвала, горбача, сейвала, полосатика и др.). Встречаются кашалоты, касатки и бутылконосы. Своеобразна донная фауна Антарктической области. Обильны губки и иглокожие. Масса медуз достигает 156 кг. К сожалению флора и фауна Мирового океана в значительной мере испытали на себе разрушительное воздействие антропогенного фактора. Не только уменьшилась численность их представителей, но и полностью уничтожены отдельные виды, загрязнены нефтью, нефтепродуктами, бытовыми стоками и разнообразными токсичными веществами промышленного происхождения воды. Жизнь в океане распространена довольно неравномерно. [24]
Этот уникальный животный мир на сегодняшний день находится под охраной мирового сообщества, путем присвоения Антарктике особого международного статуса.
Вся территория, расположенная расположенный южнее 60-й параллели южной широты и включающая Антарктику и шельфовые ледники имеет особый правовой режим. Особый ее режим не затрагивает прав любого государства в отношении вод открытого моря в пределах этого района.
Особое положение этого района объясняется, в частности, тем, что в начале XX в. ряд государств (Австралия, Аргентина, Великобритания, Новая Зеландия, Норвегия, Франция и Чили) провозгласили на тех или иных основаниях свой суверенитет над отдельными районами этой территории, что привело к конфликтам и вооруженным столкновениям между государствами. Советский Союз, в свою очередь, заявил о непризнании территориальных притязаний в Антарктике и о сохранении за ним всех прав, основанных на открытиях и исследованиях русских мореплавателей.
Бесперспективность продолжения такой ситуации и интенсивное развитие международного сотрудничества по исследованию и использованию Антарктики в общих интересах человечества потребовали установления особого правового статуса и режима ее территории. В 1959 г. была созвана Международная конференция по Антарктике, в которой приняли участие 12 государств (Аргентина, Австралия, Бельгия, Чили, Франция, Япония, Новая Зеландия, Норвегия, Южно-Африканский Союз, СССР, Великобритания и США) и которая выработала Договор об Антарктике. Ныне участниками этого договора являются более 40 государств. На основе этого договора в дальнейшем были заключены другие договоры, регулирующие, в частности, использование ресурсов Антарктики. [6]
Договор 1959 г. исходит из двух основных положений: во-первых, он не признает суверенитета какого-либо государства на ту или иную часть территории Антарктики, хотя и не отвергает существующие территориальные притязания (он как бы «заморозил» их); во-вторых, он исходит из убеждения международного сообщества государств в том, что Антарктика должна использоваться исключительно в мирных целях.
Соответственно установлена полная демилитаризация и нейтрализация Антарктики. Запрещаются, в частности, любые мероприятия военного характера, такие, как создание военных баз и укреплений, проведение военных маневров, а также испытания любых видов оружия. Запрещены также любые ядерные взрывы и захоронения в этом районе радиоактивных материалов.
Персонал станций и экспедиций, осуществляющих научную и иную исследовательскую деятельность в Антарктике, находится под юрисдикцией направившего их государства, в том числе и в случае обмена таким персоналом между станциями и экспедициями.[31]
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Обобщая все вышеизложенное, можно сказать, что в курсовой работе были раскрыты особенностей формирования и развития Южного океана как комплексного объекта природы. А так же решены следующие задачи: дана комплексная характеристика природным компонентам Южного океана, раскрыты особенности формирования данного океана в геологическом прошлом нашей планеты, выявлены особенности методов и методик изучения природных компонентов Южного океана, охарактеризованы основные результаты исследований этого природного объекта, заострено внимание на особом статусе антарктической области Земли.
Все это позволило прийти к таким выводам:
- Южный океан — самый молодой океан на планете;
- этот океан в 2005 проверь или ссылку!!! (2000) году был выделен в отдельную акваторию, в пределах которой выделяют три сектора: атлантический, Индийский и тихоокеанский. Данные сектора в свое время были южными окраинами одноименных океанов;
- выделение данной акватории обосновано с учетом климатических, гидрологических и геологических характеристик Южного океана;
- Южный океан оказывает влияние на формирование климата планеты, в свою очередь климат океана формируется под воздействием омываемого им материка Антарктиды;
- океан имеет неповторимые гидрологические характеристики: у него понижена плотность и соленость вод, а так же повышено содержание кислорода;
- неповторимый органический мир Южного океана находится под защитой мировой правовой системы;
-на современном этапе, практически не ведется хозяйственная деятельность в приделах акватории;
- Южный океан продолжает изучаться и исследоваться. Однако в связи с развитием науки и техники, а так же суровыми условиями сформированными в акватории океана, все больше исследований проводится дистанционно с помощью спутникового космического оборудования.
В будущем, я полагаю, изучение данного океана усилится, так как человечество нуждается в новых природных ресурсах, а это регион богат ими в той же мере что и другие океаны.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Атлас Антарктики. − М.-Л., 1966.
2. Атлас мира − М.: Картография, 2003
3. Атлас снежно-ледовых ресурсов мира. − М.: РАН 1997.
4. Бобринский, Н.А. Животный мир. − М., 1951.
5. Большаков, Л.Л. Космические методы в океанологии. − М.: Знание, 1982.
6. Большая Советская Энциклопедия. − М., 1987.
7. Бондарев, В.П. Геология. − М., 2002.
8. Власова, Т.В. Физическая география материков и океанов. − М., 2005.
9. Галай, И.П. Физическая география материков и океанов. − Минск, 1988.
10. Геология морей и океанов: мат-лы XVIII Межд. научн. конф. по морской геологии. − М.: ГЕОС, 2009.
11. Геология. − М., 2002.
12. Добровольский, В.В. Геология. − М., 2001.
13. Дубровин Л.И., Преображенская М.А. О чём говорит карта Антарктики. − Л.: Гидрометеоиздат, 1987.
14. Дубровин Л.И., Преображенская М.А. Русские и советские географические названия на картах Антарктики. − Л.: Гидрометеоиздат, 1976.
15. Историческая геология с основами палеонтологии / Е.В. Владимирская [и др.]. − Л., 1985.
16. Магидович И.П., Магидович В.И. Очерки по истории географических открытий. − М.: Просвещение, 1967.
17. Марков, К.К. География Антарктиды. − М.: Мысль, 1968.
18. Палмер, Д. Атлас динозавров. − М., 2001.
19. Прик, З. М. Основные результаты метеорологического изучения Антарктики / в сб. Проблемы Арктики и Антарктики. – М., 1960.
20. Савцова, Т.М. Общее землеведение. − М.: Академия, 2003.
21. Трешников, А.Ф. Антарктика: исследования, открытия. − Л. Гидрометеоиздат, 1980.
22. Якушова, А.Ф. Общая геология / А.Ф. Якушова, В.Ф. Хаин, В.И. Славин. − М., 1988.
23. www.antarctica.sc.ru
24. www.ecosystema.ru
25. www.geogr.msu.ru
26. www.geomasters.ru
27. www.kosmopark.com
28. www.newsru.com
29. www.oceanology.ru
30. www.seamedia.ru
31. www.uapravo.ru
32. www.vniio.ru
33. www.3planet.ru
34. www.nasa.gov