Исследование Южного океана

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 ш. 66°–67°, почти на полярном круге, и в. д. 141° усмотрел высокий гористый берег. Эту землю, названную Землей Адели, Д. Дюрвиль проследил по полярному кругу до меридиана 134° в. д. 17 января, в 65° ю. ш. и 131° в. д., открыт был другой берег, названный Землей Клара, вероятно продолжение Земли Адели. Американская экспедиция, в составе трех судов: «Vincennes», «Peacock» и «Porpoise», под начальством лейтенанта Вильиса, в феврале 1839 г. выступила из архипелага Огненной Земли с целью попытаться пройти путем Ведделя на юг, но ее встретили такие же неодолимые препятствия, как и Д.-Дюрвиля, и она принуждена была возвратиться без особых результатов в Чили (на меридиане 103° з. д. она достигла почти до 70° ю. ш. и тут, будто бы, видела землю). [13]

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 (Coastal Zone Color Scaner) спутников Nimbus и SeaWiFS (Sea viewing Wide Field Sensor — 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 (Advanced Very High Resolution Radiometer) на спутниках серии NOAA — его данные получили повсеместное признание и используются во всем мире; другой известный аналог — радиометр серии ATSR (Along Track Scanning Radiometer) 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 (Sea Surface Temperature) 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]

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).

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 (Coastal Zone Color Scanner), 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 «Ocean Color from Space» (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 Terra и 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

Размещено на

Страницы: 1, 2