Мировой океан и современная Земля
Главное в истории планеты в целом — это эволюция ее внутренней структуры. Под структурой мы понимаем изменения с глубиной химического состава планетного вещества, его фазового состояния (газообразного, жидкого или твердого, в последнем случае — вида кристаллической решетки) и физических характеристик, прежде всего давления, температуры и плотности, а затем также упругости, вязкости, электропроводности и т. п.
Чтобы разобраться в том, как изменялась в течение истории Земли ее внутренняя структура, удобнее всего начать с менее трудной задачи — выяснения внутренней структуры Земли в современную эпоху. По и эта задача оказывается трудной, так как прямые наблюдения и измерения мы можем проводить только на поверхности Земли, в атмосфере (теперь и в космосе), гидросфере и на небольших, всего до нескольких километров, глубинах в шахтах и скважинах в земной коре; о более глубоких слоях Земли приходится судить лишь по косвенным данным.
С помощью астрономических наблюдений, а также измерений па поверхности Земли и в космосе удалось определить форму и размеры Земли, ее массу и момент инерции, гравитационное и магнитное поля, тепловой поток из ее недр, химический состав и физические свойства в самых верхних ее слоях. Представим себе условную поверхность, наиболее близкую к не возмущенной ветрами и течениями поверхности Мирового океана.
Отклонения ускорения силы тяжести в различных точках поверхности Земли от их стандартных значений на поверхности эллипсоида называются гравитационными аномалиями; они нередко составляют десятки и даже сотни миллигал.
Наблюдения над стрелками компасов показывают, что Земля обладает магнитным полем. Единицей измерения магнитной индукции служит гаусс; существующие приборы для измерения индукции геомагнитного поля — магнитометры—обеспечивают точность в 0,00001 Гс (1 гамма). Измерения показали, что Земля является магнитом с южным полюсом (к которому притягивается северный конец стрелки компаса) около Гренландии (73° с. ш., 100° з. д.) и северным полюсом в австралийском секторе Антарктики (68 ю. ш., 143° в. д.), причем величина индукции геомагнитного поля максимальна у магнитных полюсов (она равна 0,7 Гс у антарктического и 0,6 Гс у гренландского полюсов) и минимальна вдоль магнитного экватора (где она меняется от 0,25 Гс у восточных берегов Южной Америки до 0,42 Гс в Ипдонезии).
Для определения внутренней структуры Земли нужны еще дополнительные данные. Их получают главным образом методом сейсмического зондирования земных недр. Кроме того, используются электромагнитное зондирование и наблюдения приливов и собственных колебаний в твердой Земле.
Сейсмическое зондирование проводится для измерения характеристик упругости вещества в недрах Земли. Речь идет о двух характеристиках. Во-первых, все реальные тела при увеличении давления сжимаются и по закону Гуна относительное уменьшение их объема при сжатии пропорционально приращению давления; коэффициент пропорциональности, называемый модулем сжатия,— это первая из интересующих нас характеристик. Во-вторых, твердые тела под действием касательного напряжения на их поверхности испытывают деформацию сдвига, по закону Гука пропорциональную напряжению; коэффициент пропорциональности, называемый модулем сдвига, или жесткостью,— вторая характеристика упругости тела (у жидких или газообразных тел она равна нулю).
Если удается измерить модуль сжатия вещества на разных глубинах в недрах Земли, то распределение плотности и давления по глубине можно рассчитать, допуская, что давление па данной глубине равно весу вышележащего вещества (и в первом приближении пренебрегая малыми поправками на температурное расширение вещества).
Мировой океан покрывает 70,8% поверхности земного шара и имеет среднюю глубину 3880 м. Окаймляющая континенты мелководная зона океанов с глубинами до 200 м [материковая отмель, или шельф), как правило, узка — она занимает только 7,6% площади Мирового океана. Далее идет довольно крутой материковый склон с глубинами 200—3000 м (15,2% площади океана). Ложе океана с глубинами >3 км занимает 77,1 % площади океана; половина ложа имеет глубины 4—5 км, а глубины >6 км (глубоководные желоба) составляют <1% площади океана. Доли площади, приходящиеся па разные глубины и высоты, даются гипсографической кривой поверхности твердой Земли.
Мировой океан несколько условно делят на четыре части: Тихий океан (52,8% массы и 49,8% площади Мирового океана, средняя глубина 4028 м), Атлантический океан (24,7% массы и 25,9% площади, средняя глубина 3627 м), Индийский океан (21,3% массы и 20,7% площади, средняя глубина 3897 м) и Северный Ледовитый океан (1,2% массы и 3,6% площади, средняя глубина 1296 м). Здесь к океанам отнесены соответствующие секторы Антарктики, а также прибрежные моря, составляющие в сумме 3% массы и 10% площади Мирового океана; Средиземное, Черное и Каспийское моря условно отнесены к Атлантическому океану.
С гидродинамической точки зрения целесообразно дальнейшее деление океанов на котловины, разделяемые подводными хребтами, прежде всего так называемыми срединно-океанскими хребтами, показанными на рис. 4, которые образуют непрерывную глобальную цепь длиной около 60 тыс. км и занимают около трети площади океанов. Эти хребты возвышаются над дном котлована на 3— 4 км и нарушают непрерывность глубинной циркуляции океанских вод.
В водах океана растворено в среднем 3,472% солей. Поскольку в растворе они распадаются на положительные и отрицательные ионы (называемые соответственно катионами и анионами, так как при опускании в воду электродов положительные ионы будут двигаться к катоду, а отрицательные к аноду), поэтому лучше указывать не солевой, а ионный состав морской воды.
Таким образом, Земля представляет собой сложную механическую систему — вращающийся толстостенный шар (мантия) с внутренней полостью, заполненной жидкостью, в которой плавает небольшое шарообразное твердое ядро, удерживаемое в центре системы силами ньютоновского тяготепия и могущее вращаться иначе, чем мантия.
И внешний слой, и внутренняя часть ядра обладают большой электропроводностью (для их электрического сопротивления обычно принимают значение 0,0003 Ом • см). Поэтому движения жидкости во внешнем слое и вращение внутренней части ядра суть движения проводников в геомагнитном поле. По законам физики эти движения должны порождать электрические токи, магнитное поле которых может прибавляться к начальному полю и усиливать его. Согласно современным воззрениям, именно динамо-механизм, возможный благодаря наличию жидкого внешнего ядра, создает геомагнитное поле.
|
|
Читайте в рубрике «Вода океана»: |