Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

ил имеет розоватый или палевый цвет. Больших глубин океана достигает сравнительно небольшое количество скелетиков фораминифер, так как большинство из них успевает раствориться в мор­ ской воде ранее, чем упадет на дно.

К группе известковых илов относится и п т е р о п о д о в ы й ил, который тоже является осадком теплого моря. В образовании этого ила участвуют глобигериниды и разные моллюски, морские бабочки — птероподы.

Глобигериновый ил встречается преимущественно в Атлантиче­ ском океане, в восточной части Тихого (к югу от экватора) и за­ падной части Индийского океана, где глубины сравнительно не­ велики. Самая полярная область залегания глобигеринового ила расположена в виде узкой полосы между Исландией и Норвегией, где на поверхности океана проходит одно из продолжений Гольф­ стрима. Глобигериновым илом покрыто около 30% ложа Мирового океана. Что касается птероподового ила, то он большого простран­ ственного распространения не имеет.

Р а д и о л я р и е в ы й ил образован по преимуществу кремние­ выми скелетиками теплолюбивых простейших одноклеточных жи­ вотных— радиолярий, насчитывающих около 4400 видов. Цвет радиоляриевого ила красноватый, коричневый или, изредка, желто­ ватый. Так как кремнеземные скелетики растворяются медленнее, чем известковые, то радиоляриевые илы встречаются на очень боль­ ших глубинах: от 4300 до 8200 м.

Радиоляриевый ил характерен для тропических частей Тихого и Индийского океанов. В Атлантическом океане этого ила нет вовсе. Радиоляриевым илом занято около 3% всего ложа Мирового океана.

Д и а т о м о в ы й ил по сравнению с другими илами имеет более сложный состав. В нем преобладают остатки кремниевых двух­ створчатых скелетиков диатомовых водорослей, обитающих преи­ мущественно в умеренных и холодных зонах океана. В северном по­ лушарии насчитывается немного более 300 видов планктонных диатомовых. Как правило, диатомовый ил находится на глубинах от 1000 до 3500 м, но в отдельных местах встречается и глубже (до 6000 м). Цвет его соломенно-желтый.

Диатомовый ил особенно развит в антарктической области и вдоль южных берегов Алеутского архипелага в Тихом океане. Диа­ томовым илом покрыто свыше 6% поверхности океанского ложа.

В перечисленных глубоководных илах содержание неорганиче­ ских составных частей колеблется примерно от 20% (птероподовый ил) до 40% (радиоляриевый ил).

Среди глубоководных отложений первое место занимает так на­ зываемая красная глина шоколадно-бурого цвета, выстилающая ложе океана. М. В. Кленова называет этот осадок коричневого цвета глубоководным глинистым илом, или глубоководной глиной.

24

зультате подводного выветривания, т. е. вследствие разложения под действием морской воды продуктов вулканических изверже­ ний. Особенно большую площадь этот грунт занимает в Тихом океане.

О том, как распределяются глубоководные отложения на дне Мирового океана, дает представление табл. 2.

Т а б л и ц а 2

Распространение глубоководных осадков в океанах

Скорость отложения глубоководных осадков обычно много меньше, чем материковых. Красная глина накапливается на дне океана со скоростью менее 1 м за миллион лет. Илы накаплива­ ются быстрее — в среднем 10 м за миллион лет.

За долгую геологическую историю океанов на их дне местами отложился слой осадков около 6 км толщиной. Это больше, чем высота Казбека или Эльбруса.

Непрерывное выпадение осадков на дно океана должно нести на себе определенные следы событий геологической истории Земли. Если бы можно было собрать полный последовательный ряд образ­ цов из всего разреза осадочного покрова, то по изменению его окраски и химического состава отложений представилось бы воз­ можным с помощью изотопного анализа установить главные клима­ тические изменения, периоды горообразования и сильной вулкани­ ческой деятельности. Но на дне океана происходит движение воды, достаточное для перемещения и переотложения материала, оседа­ ющего сверху. Это обстоятельство затрудняет определение воз­ раста осадков. Кроме того, наличие придонных течений обусловли­ вает растворение некоторых частей обломочного материала. Если оно будет происходить очень интенсивно по отношению к радио­ активным химическим веществам, поступившим из атмосферы (космическая пыль), то нарушится равновесие, необходимое для вычисления возраста. Жизнедеятельность морских организмов, живущих на морском дне, также обязательно приводит к постоян­ ному вертикальному перемешиванию верхнего слоя осадков, что еще больше запутывает вопрос о характере осадконакопления. Име­ ются и другие процессы, которые нарушают залегание осадков в оке­ ане во много раз сильнее, чем все вместе взятые или медленные

25

движения воды. Это подводные оползни и стремительные суспен­ зионные (мутьевые) потоки, перемещающие огромные количества рыхлого материала к подножию материкового склона и подводных горных хребтов. Вынос на глубины океана больших масс мелко­ водных осадков приводит к выравниванию дна и нарушает нор­ мальную стратификацию морских отложений. Таким образом, старое представление о неторопливом «снегопаде» осадочного мате­ риала, который год за годом ложится на дно океана, сохраняя в себе следы изменений окружающей обстановки, должно быть не­ сколько пересмотрено. Слои осадков перемешиваются, попадая на дно, и вовсе не создают такую четкую картину, как, например, слои льда в фирновом бассейне, что легко обнаружить при бурении.

§ 3. Гравитационное поле океана

Гравитационное поле представляет собой поле ускорений силы тяжести, для которого существует устойчивое соответствие между координатами любой точки земной поверхности или околоземного пространства и значением силы тяжести в этой точке.

Сила тяжести определяется как сила, действующая на единицу массы вследствие земного гравитационного притяжения. Численно она равна ускорению тела при свободном падении. Ее средняя

мерно равен 10~6 силы тяжести (g).

Сила тяжести изменяется с широтой от 978 галов на экваторе до 983 галов на полюсах. Она меняется также с изменением высоты над уровнем моря. В атмосфере это изменение составляет 0,3086 мгл на 1 м изменения высоты.

Ускорение силы тяжести, измеренное последовательно в одной

итой же точке, не является абсолютно постоянным, а изменяется

втечение суток в результате приливов. Приливные изменения силы

тяжести достигают ±0,15 мгл (максимальная величина 0,4 мгл) и имеют период около 12 часов.

Гравитационное поле может быть выражено через потенциал 2.

Поверхности равных значений потенциала силы тяжести называ­ ются эквипотенциальными и обладают тем свойством, что в любых точках этих поверхностей сила тяжести нормальна к ним.

1 Гал — единица силы тяжести, определяемая тем ускорением, которое сооб­ щает сила, равная 1 дине, 1 грамму вещества в поле земного притяжения. На-

по данной координате равны проекции силы на эту координату.

26

Гравитационное поле Земли принято представлять в виде суммы теоретического значения силы тяжести у. вычисленного при допу­ щении однородности распределения вещества в теле Земли и одно­ родности формы ее поверхности, и аномалии Ag, характеризующей неравномерную плотность земной коры.

Для сравнения истинного наблюденного значения силы тяжести gn с нормальным у они приводятся к поверхности, принимаемой за геоид. Значения g и у, определенные для геоида, обозначим через go и у0, тогда разность этих значений определит аномалию силы тяжести

Когда наблюдаемая величина больше теоретической — положи­ тельная аномалия, когда меньше — отрицательная.

Приведение наблюденных значений gu к поверхности сравнения называется редукцией силы тяжести. Основой метода редукции является перенос силы тяжести по вертикали из точки наблюдения на выбранную поверхность сравнения с учетом влияния внешних и внутренних масс.

Когда гравиметрические измерения проводятся с подводного снаряда, находящегося на некоторой глубине (—г), наблюденное значение силы тяжести принято редуцировать на поверхность моря. Поправка в этом случае состоит из двух частей: поправки за глу­ бину и поправки за притяжение толщи воды над пунктом наблю­ дения.

Обычно при изучении гравитационного поля Земли рассматрива­ ются два вида аномалий: аномалия Фая и аномалия Буге. Ано­ малия Фая — это разность между наблюденным и нормальным зна­ чениями силы тяжести на физической поверхности Земли. Анома­ лию Буге в первом приближении можно рассматривать как ано­ малию, исправленную за влияние рельефа. Вариации аномалии Буге от точки к точке вызываются вариациями плотности в толще пород под земной поверхностью, и поэтому имеется связь между этими аномалиями и геологической структурой. Данное обстоя­ тельство является основой гравиметрического метода геофизиче­ ской разведки.

Гравитационное поле можно представлять либо в изоаномалах (Фая, Буге или других в зависимости от применяемой редукции), либо в изогалах (линиях равного значения силы тяжести).

Для построения карт гравитационного поля Земли проводится мировая гравиметрическая съемка. Основным методом такой съемки является относительное определение силы тяжести в раз­ личных точках Земли. При этом измеряются разность или отноше­ ние силы тяжести в этих точках относительно других так называе­ мых опорных пунктов гравиметрической сети земного шара, в ко­ торых известны абсолютные значения силы тяжести.

Довольно подробно покрыты гравиметрическими съемками Европа, Северная Америка, Австралия и часть Азии. Остальная суша, за исключением части Антарктиды, покрыта небольшим

27

числом гравиметрических пунктов, дающих лишь в общих чертах представление о гравитационном поле.

Акватории Мирового океана изучены особенно слабо. Отсутст­ вие до недавнего прошлого морских гравиметрических приборов и методов точного координирования места судна в океане делало практически невозможным изучение гравитационного поля в океане с целью получения его количественных географических характе­ ристик. В настоящее время существуют методы и приборы для из­ мерения силы тяжести в океане как с поверхности, так и с различ­ ных глубин.

§ 4. Магнитное поле океана

Элементы земного магнетизма. Земля представляет собой ги­ гантский магнит. В первом приближении геомагнитное поле, кото­ рое является суммой нескольких полей, имеющих различные при­ чины, можно уподобить полю гигантского стержнеобразного маг­

ной массы) в любой точке магнитного поля Земли всегда направ­ лен по касательной к магнитной силовой линии.

снаправлением магнитной силы Т.

1Эрстед (Э) — единица напряженности магнитного поля. Она соответствует действию силы, равной 1дине^-^у- г, т. е. почти 1 мг^, на положительную еди­

ницу магнитной массы. Поскольку земные магнитные поля весьма слабы, их обычно измеряют в гаммах (у); 1у=Ю '5 Э.

28