Basen oceaniczny

Badanie basenów oceanicznych

Odkrycie cech basenów oceanicznych było trudne z kilku powodów. Po pierwsze, oceany nie są łatwe do przebycia; po drugie, do niedawna nawigacja była niezwykle prymitywna, więc poszczególne obserwacje były tylko luźno skorelowane ze sobą; i wreszcie, oceany są nieprzezroczyste dla światła – to znaczy, głębokie dno morskie nie może być widoczne z powierzchni oceanu. Nowoczesna technologia umożliwiła stworzenie dostosowanych do potrzeb statków badawczych, nawigacji satelitarnej i elektronicznej oraz zaawansowanych instrumentów akustycznych, które łagodzą niektóre z tych problemów.

Ekspedycja Challenger, zorganizowana przez Brytyjczyków w latach 1872-76, dostarczyła pierwszego systematycznego widoku kilku głównych cech dna morskiego. Naukowcy na pokładzie HMS Challenger określili głębokość oceanu za pomocą sondowań linowych i odkryli Grzbiet Śródatlantycki. Pogłębiarki wydobyły próbki skał i osadów z dna morskiego. Największy postęp w tworzeniu map nastąpił jednak dopiero po opracowaniu sonaru na początku XX wieku. Ten system wykrywania obecności obiektów pod wodą za pomocą echa akustycznego dostarczył badaczom morza bardzo użytecznego narzędzia, ponieważ dźwięk może być wykryty na przestrzeni kilku tysięcy kilometrów w oceanie (dla porównania światło widzialne może przeniknąć tylko na głębokość około 100 metrów).

Nowoczesne systemy sonarowe obejmują echosondę wielowiązkową Seabeam oraz sonar skanujący GLORIA. Działają one w oparciu o zasadę, że głębokość (lub odległość) dna morskiego może być określona przez pomnożenie połowy czasu, jaki upłynął pomiędzy impulsem akustycznym w dół i jego echem, przez prędkość dźwięku w wodzie morskiej (około 1500 metrów na sekundę). Takie wieloczęstotliwościowe systemy sonarowe pozwalają na wykorzystanie różnych częstotliwości impulsów do osiągnięcia różnych celów naukowych. Na przykład, impulsy akustyczne o częstotliwości 12 kiloherców (kHz) są zwykle stosowane do pomiaru głębokości oceanu, podczas gdy niższe częstotliwości – od 3,5 kHz do mniej niż 100 herców (Hz) – są wykorzystywane do mapowania grubości osadów w basenach oceanicznych. Bardzo wysokie częstotliwości 100 kHz lub więcej są wykorzystywane w sonarach bocznego skanowania do pomiaru tekstury dna morskiego. Impulsy akustyczne są zwykle generowane przez przetworniki piezoelektryczne. W celu określenia struktury dna, impulsy akustyczne o niskiej częstotliwości są wytwarzane przez materiały wybuchowe, sprężone powietrze lub implozję strumienia wody. Systemy sonarów bliskiego dna, takie jak Deep Tow z Scripps Institution of Oceanography (w La Jolla, Kalifornia, USA), wytwarzają jeszcze bardziej szczegółowe obrazy dna morskiego i struktury dna. Pakiet Deep Tow zawiera zarówno echosondy, jak i sonary boczne, wraz z towarzyszącymi im instrumentami geofizycznymi, i jest holowany za statkiem z niewielką prędkością 10 do 100 metrów (33 do 330 stóp) nad dnem morskim. Umożliwia on bardzo precyzyjne pomiary nawet drobniejszych elementów niż te, które można uzyskać za pomocą systemu Seabeam i innych porównywalnych systemów.

Innym godnym uwagi systemem instrumentów jest ANGUS, głęboko ciągnięte sanie z kamerą, które mogą wykonać tysiące zdjęć dna morskiego o wysokiej rozdzielczości w ciągu jednego dnia. Został on z powodzeniem wykorzystany do wykrywania kominów hydrotermalnych w centrach rozprzestrzeniania się mórz. Nakładające się na siebie obrazy fotograficzne umożliwiają konstruowanie fotomozaik o szerokości od 10 do 20 metrów (33 do 66 stóp), które ujawniają szczegóły rzędu centymetrów.

Trzy główne systemy nawigacyjne są wykorzystywane w nowoczesnej geologii morskiej. Należą do nich systemy elektromagnetyczne, takie jak loran i satelity orbitujące wokół Ziemi. Akustyczne tablice transponderów składające się z dwóch lub więcej stacji umieszczonych na dnie morza w odległości kilku kilometrów od siebie są używane do nawigacji głęboko holowanych instrumentów, łodzi podwodnych, a czasami powierzchniowych statków badawczych, gdy szczegółowe mapowanie prowadzone jest na małych obszarach. Systemy te mierzą odległość między pakietem instrumentów a miejscami montażu transponderów i, wykorzystując prostą geometrię, obliczają poprawki z dokładnością do kilku metrów. Chociaż poszczególne transpondery mogą być wykorzystywane do określania pozycji względem zestawu z dużą dokładnością, dokładność pozycji samego zestawu zależy od tego, który system jest wykorzystywany do jego lokalizacji.

Satelity orbitujące wokół Ziemi, takie jak Seasat i Geosat, ujawniły pewne istotne cechy topograficzne basenów oceanicznych. Seasat, wystrzelony w 1978 roku, wyniósł na orbitę wysokościomierz radarowy. Urządzenie to służyło do pomiaru odległości między ścieżką satelity a powierzchnią oceanu i kontynentów z dokładnością do 0,1 metra (0,3 stopy). Pomiary ujawniły, że kształt powierzchni oceanu jest wypaczony przez cechy dna morskiego: masywne góry podwodne powodują wybrzuszenie powierzchni nad nimi z powodu przyciągania grawitacyjnego. Podobnie, obniżenia powierzchni oceanu występują nad rowami głębinowymi. Używając tych satelitarnych pomiarów powierzchni oceanu, William F. Haxby obliczył pole grawitacyjne w tym miejscu. Powstała mapa grawitacji zapewnia kompleksowe pokrycie powierzchni oceanu na siatce 5′ na 5′, która przedstawia pięć mil morskich z każdej strony na równiku). Tak kompletne pokrycie nie jest dostępne w przypadku sondowań echosondą wykonywanych ze statków. Ponieważ pole grawitacyjne na powierzchni oceanu jest bardzo czułym wskaźnikiem topografii morskiej, mapa ta ujawnia różne wcześniej niezbadane elementy, w tym góry podwodne, grzbiety i strefy pęknięć, jednocześnie poprawiając szczegółowość innych znanych elementów. Dodatkowo, mapa grawitacyjna ukazuje liniowy wzór anomalii grawitacyjnych, które przecinają skośnie ziarno topografii. Anomalie te są najwyraźniejsze w basenie Pacyfiku; ich średnica wynosi około 100 km (około 60 mil), a długość około 1000 km (około 600 mil). Mają one amplitudę około 10 miligali (0,001 procent przyciągania grawitacyjnego Ziemi) i są wyrównane w kierunku zachód-północny zachód – bardzo blisko kierunku, w którym płyta pacyficzna przesuwa się nad płaszczem poniżej.