Южный океан, называемый иногда Антарктическим океаном, окружает Антарктический материк, и, таким образом, является в некотором смысле частью трех других океанов.Сезонные изменения характеристик поверхностных вод затрудняют определение устойчивой границы Южный океан примерной границей считают зону антарктической конвергенции, т. е. северную границу антарктических поверхностных вод. Это естественная граница вокруг Антарктиды.
Рельеф дна
Основные формы рельефа дна Южного океана достаточно хорошо известны. За последние 30 лет над наиболее интересными формами подводного рельефа было выполнено несколько тысяч эхолотных промеров с получением непрерывных эхограмм, хотя детальные гидрографические съемки каких-либо определенных районов еще не проводились.
Установлено, что в Южном океане находятся три крупные котловины, разделенные подводными хребтами: Атлантико-Индо-Антарктическая котловина, ограниченная на севере хребтами Южно-Оркнейским, Южно-Сандвичевым, Атлантико-Антарктичсским и хребтом Принс-Эдуард-Крозс, на востоке хребтом Кергелен-Гауссберг. Наибольшая глубина 5872 м (58° 40' ю. ш., 29*30' в. д.);
Восточная Индо-Антарктическая котловина. Расположена к востоку от хребта Кергелен-Гауссберг, ограничена на севере плато Амстердам—Сен-Поль, на юге Индо-Антарктическим хребтом. Наибольшая глубина 5455 м (54° 32' ю. ш., 123° 05' в. д.); Тихоокеанско-Антарктичсская котловина. Ограничена на западе и севере Тихоокеанско-Антарктическим хребтом и Юго-Восточным Тихоокеанским плато. Наибольшая глубина 6414 м (66° 58' ю. ш., 176° 14' з. д.).
Основным хребтом Южного океана является хребет Скоша (дуга Скоша, Южно-Антильский хребет), который соединяет Анды с Антарктическим полуостровом (Земля Грейама). Хребет Кергелен-Гауссберг отделяет Атлантико-Индо-Антарктическую котловину от Восточной Индо-Антарктической котловины и оказывает здесь большое влияние на движение водных масс.
Геология
В течение многих лет не было сведений о геологическом строении различных форм подводного рельефа Южного океана, за исключением хребта Скоша, и о многом приходилось догадываться по данным промеров. Брать пробы коренной породы со дна океана с помощью драг очень трудно даже в умеренной зоне, а там, где бывают самые сильные штормы, это почти невозможно. Срединно-океанический хребет. Этот хребет из Южной Атлантики проходит в Индийский океан, пересекает его и южнее Австралии проходит в Тихий океан. В настоящее время существование этого хребта полностью подтверждено данными, полученными в результате большого количества профилей эхолотного зондирования. Этот хребет от 10° з. д. проходит примерно вдоль условной северной границы Южного океана (52 ю. ш.) на участке Атлантико-Индийского хребта. Затем он отклоняется на северо-восток к Юго-Западному Индийскому хребту и соединяется с Центральным Индийским хребтом на 30 ю ш., 70° в. д. Отрог хребта прослеживается далее на юго-восток через плато Лмстердам-Сен-Поль; он становится извилистым к Ю от Австралии.
Таким образом, срединно-океанический хребет, несомненно, является самой крупной подводной геологической структурой в Южном океане Длина его в этом районе более 10 000 миль (16 000 км). Его существование и некоторые характерные признаки твердо установлены . Он определен по центральной рифтовой зоне, которая характеризуется аномально высоким тепловым потоком (порядок величины выше нормального), очень высокой сейсмичностью (подавляющее большинство толчков землетрясений приурочено к этой зоне), очень молодым рельефом (сбросовые террасы), быстро чередующимися аномалиями силы тяжести, вулканическими породами основного состава молодого возраста (абсолютный возраст, установленный радиологическими методами, не более 5 млн. лет), очень тонким осадочным покровом, если он вообще имеется. Данные, полученные методом преломленных сейсмических волн, свидетельствуют о том, что существует «корень» видоизмененного материала мантии (плотность меньше нормальной). По-видимому, этот молодой «шов» на поверхности Земли фиксирует место недавнего расширения мантии.
Поперечные хребты Южного океана, соединяющие отдельные секторы срединно-океаничсского хребта с Антарктическим материком или с соседними материками, различны по геологическому строению.
Хребет Скоша, очевидно, является орогенным поясом, в котором представлены структурные элементы как Анд (Южная Америка), так и Западной Антарктиды. Поднятие, по-видимому, является древним, частично погруженным и раздробленным сегментом материкового происхождения. Следующим к востоку поперечным хребтом является хребет Кергелен-Гауссберг, о существовании которого впервые были высказаны предположения после немецкой южно-полярной экспедиции 1901 —1903 гг. Гора Гауссберг —это молодой вулкан (из лейцитового базальта) близ берега Земли Эндерби, а остров Кергелен представляет собой большое скопление зрелых (третичных) вулканов, поднимающихся от,широкого поднятия, которые очень напоминают Азорские острова.
Хотя имеются промежуточные высокие точки вдоль хребта Кергелен-Гауссберг, как, например, остров Херд и подводные горы Банзарэ и Грибб, недавние исследования позволили обнаружить, что этот «хребет» не такой сплошной, как он показан на более ранних картах. По-видимому, эта плохо выраженная структура в основном вулканического происхождения. Южнее Австралии, от Тасмании через банку Милл, остров Маккуори и острова Баллени до мыса Адэр на Антарктическом материке, расположено еще одно плохо выраженное поднятие, по-видимому, смешанного происхождения. На севере (поднятие Милл по Моусону, или Южно-Тасманский хребет), возможно, находится асейсмичный хребет континентального типа. От острова Маккуори (сбросово-глыбовая опрокинутая вулканическая форма рельефа) до островов Баллени простирается поднятие, которое Шотт назвал поднятием Маккуори; оно, по-видимому, соединяется с Новой Зеландией в высокосейсмичную зону, однако на батиметрических картах оно отсекается желобом к югу от плато Кэмпбелл (Новозеландского). Наконец, через острова Баллени (все базальтовые вулканы), примерно вдоль 160° в. д., по-видимому, проходит вулканический хребет (хребет Маккуори-Баллени), который не полностью соединен с третичными базальтовыми изверженными породами у мыса Адэр на Антарктическом материке. Согласно Юингу и Хизену, центральная часть рассматриваемой структуры, которая соединяет поднятие Милл с хребтом Маккуори-Баллени, является частью срединноокеанического хребта.
И, наконец, от района острова Пасхи до южной оконечности Чили проходит Южно-Чилийский хребет. На севере параллельно ему проходит длинный узкий желоб, что свидетельствует о значительном сдвиге, который соответствует аналогичным смещениям Восточно-Тихоокеанского поднятия. Общий характер его говорит о том, что это отрог системы срединно-океанического хребта.
Общие принципы циркуляции водных масс Южного океана
Над большей частью Южного океана господствуют сильные западные ветры, следствием которых является восточное направление течений. Различные факторы, в том числе и рельеф дна, заставляют течения отклоняться от зонального направления, поэтому вблизи берегов Антарктиды поверхностное течение направлено на восток, а воды движутся на север. Общий перенос воды с востока на запад через узкую часть пролива Дрейка 90-106 м3/с, примерно в 400 раз больше стока самой большой в мире реки Амазонки.
Поверхностное течение вблизи материка распространяется на небольшую глубину и имеет низкую температуру и низкую соленость; однако по мере продвижения на север антарктические поверхностные воды распресняются водой, поступающей от тающих льдов, снега и дождя. Движение на север обусловливается действием сильных западных ветров, отклонением потоков, связанных с вращением Земли, и частично конвекцией. Эта антарктическая вода, будучи значительно плотнее, чем более теплые поверхностные воды, находящиеся дальше к северу, стремится погрузиться, но глубинное течение, переносящее к югу сравнительно теплые воды с очень высокой соленостью, ограничивает толщину слоя антарктических поверхностных вод.
Дальше на север на широте, где теплое глубинное течение проходит над холодным придонным течением, антарктические поверхностные воды погружаются до более низкого горизонта, образуя течение, несущее антарктические промежуточные воды. К северу от этой широты, несмотря на то что в поверхностном слое все еще сохраняется движение вод на север, выше погружающихся промежуточных вод в подповерхностном слое возникает течение, направленное на юг, и это течение, смешиваясь с погружающейся холодной поверхностной водой, создает условия образования более теплой поверхностной воды, известной как субантарктическая вода. У поверхности антарктическое и субантарктическое течения обычно встречаются у резкой границы, называемой, как известно, зоной антарктической конвергенции, положение которой определяется широтой, на которой глубинная вода поднимается над придонной водой; поскольку, эти два течения претерпевают только незначительные изменения, конвергенция становится довольно постоянной особенностью океана, хотя имеется незначительное сезонное перемещение.
Дальше на север и отчасти за пределами условной северной границы, установленной для Южного океана есть еще одна граница между субантарктическими и субтропическими течениями, известная под названием зоны субтропической конвергенции. Так как оба течения здесь подвержены изменениям.
Вблизи Антарктического материка есть узкая зона, в которой преобладают восточные ветры. Здесь поверхностная вода течет на запад, и в атлантическом секторе циркуляция распространяется на глубинные воды. Достигнув восточного берега Антарктического полуострова, восточный ветровой дрейф, как называют это поверхностное течение, отклоняется на север хребтом Скоша и проходит на восток через Атлантический океан примерно к 50° ю. ш. Присутствие этого течения сказывается на распространении многолетних льдов в этом секторе Южного океана до 20° в. д. Чрезвычайный интерес представляет одно из морей, входящих в Южный океан, — море Уэдделла, оказывающее влияние на поверхностное течение и являющееся источником антарктической придонной воды. На ЮЗ этого моря зимой происходит очень интенсивное ледообразование.
Соленость
Соленость поверхностного слоя вод зимой повышается (в основном за счет соли, выделяющейся в воду при образовании морского льда) почти до солености вод глубинного слоя, после чего поверхностные и глубинные воды перемешиваются и погружаются на дно. Этот процесс развивается особенно интенсивно вблизи антарктического материкового склона, где глубинная вода охлаждается смешением с осолоненной при ледообразовании шельфовой водой. Образовавшаяся придонная вода распространяется на восток вокруг Южного океана и на север в Атлантический, Индийский и Тихий океаны.
По мере ее распространения она смешивается с другими глубинными водами и теряет отличительные характеристики. Температура у дна и соленость на больших глубинах непрерывно повышаются по направлению к востоку, а содержание растворенного кислорода понижается. Вокруг Антарктиды нет другого такого района, где холодная шельфовая вода погружается до океанического ложа. Придонная вода с очень высокой соленостью и очень низкой температурой формируется также и в море Росса.
О многолетних льдах известно еще и из других источников, в частности в отношении их распределения летом и зимой. Очагами зарождения айсбергов, встречающихся в Южном океане являются шельфовые ледники Фильхнера в море Уэдделла, Росса в море Росса и Шеклтона в районе 95—100° в. д. От шельфовых ледников в тихоокеанском секторе, по-видимому, айсбергов отделяется мало. Айсберги из моря Росса дрейфуют на север, а затем на СЗ с преобладающим течением, однако в более западных районах побережья отколовшиеся от шельфового ледника айсберги не могут попадать в застойную зону многолетних льдов, покрывающих пространство вдоль берегов между морем росса и Антарктическим полуостровом. Айсберги, откалывающиеся от шельфовых ледников, бывают плоские или плосковершинные и пока они находятся на юге, быстро тают, вследствие чего айсберги теряют устойчивость. После этого они обычно опрокидываются и на поверхности обнажается сильно размытая их нижняя часть. Иногда айсберг переворачивается прежде, чем он окончательно распадается на обломки. Размеры только что образовавшихся айсбергов колеблются по длине от нескольких метров до нескольких десятков миль (столообразный айсберг, встреченный близ острова Шишкова (Кларенс) одним из китобойных судов в 1927 г., имел длину более 90 миль, а другой айсберг, по сообщениям наблюдателей в период МГГ, был размером «как американский штат Кентукки. Длина айсберга до 5 миль является обычной.
Высота же над уровнем воды колеблется в зависимости от района образования в пределах примерно 25—45 м; подводная часть некоторых айсбергов, вероятно, достигает глубины более 300 м.
Продолжительность существования столообразного айсберга нормального размера может быть сравнительно невелика, особенно если он удаляется на некоторое расстояние от берега до того, как произойдет зимнее замерзание моря. В следующее лето айсберг значительно продвинется на север и восток и, если только он пересечет зону антарктической конвергенции, то подвергнется быстрому разрушению.
Если же айсберг попадет в многолетние льды и останется среди них на лето, то он может задержаться там на годы, особенно в тех районах, где поверхностное течение незначительно. Большой столообразный айсберг близ острова Кларенс, о котором упоминалось выше, спустя несколько лет все еще находился в Южном океане К 1961 г. он переместился на север и восток и приблизился к острову Южная Георгия, где длина его, как сообщают, сократилась до 60 миль.
Последний раз его видели несколько месяцев спустя еще дальше на С и В, но размер его еще больше уменьшился.
Антарктические многолетние льды, которые обычно служат большей помехой для мореплавания, чем отдельные айсберги, являются предметом более значительных исследований, особенно в отношении их распространения.
Многолетный лед вокруг Антарктиды обычно имеет хорошо выраженную северную границу, которая в конце зимы — начале весны смещается к северу, причем его кромка находится приблизительно в одном и том же положении с июля по октябрь. Местные условия, например штормы, могут вызвать временное смещение границы, но с возвратом более устойчивых условий кромка льда возвращается в свое среднее положение в течение этих месяцев.
В течение зимы в атлантическом секторе Южного океана многолетний лед может распространяться примерно на 900—1000 миль от берега Антарктиды, покрывая район очень холодного поверхностного течения, выходящего из моря Уэдделла. Далее на восток, где материк лежит к северу от Южного полярного круга, зона льда значительно суживается до тех пор, пока она не достигнет моря Росса, где граница льда может простираться на 800 миль к северу от шельфового ледника. К востоку зона льда опять суживается по направлению к Антарктическому полуострову.
В конце лета многолетний лсд тает и начинает разрушаться, при этом кромка льда постепенно отступает к материку. Самое южное положенно границы льдов обычно наблюдается в феврале или даже в марте, однако отдельные участки берегов Антарктиды, особенно в индоокеанском
секторе, где суша лежит к С от Южного полярного круга, могут освободиться от льда уже в январе. За исключением тихоокеанского сектора Южного океана и, вероятно, восточного берега Земли Грейама, возможно, что вблизи отдельных участков шельфового льда или берега материка в отдельных случаях моря освобождаются от льда в конце лета.
В тихоокеанском секторе, по крайней мере от 75 до 140 з. д., лед, по-видимому, более мощный и менее подвижен. Это происходит, почти несомненно, из-за отсутствия сколько-нибудь заметного поверхностного течения, так как восточный ветровой дрейф, покинув море Уэдделла поворачивает на С и В н не образуется снова на большой части тихоокеанского сектора. Образование и распространение многолетних льдов тесно связано с распределением температуры и поверхностном слое воды. Анализ поверхностных изотерм показывает, что в начале апреля широкий пояс холодной поверхностной воды с температурой ниже —1° С окружает Антарктический материк. При маловетрии и низкой температуре воздуха начинается быстрое ледообразование, к, если такие условия продолжают преобладать, ледяные кристаллы быстро срастаются и образуют тонкий слой льда. В открытом океане спокойные условия редко сохраняются в течение сколько-либо заметного времени, и, поскольку там часто наблюдается волнение, только что образовавшийся лед взламывается и образуется блинчатый лед. Осенью, при низких температурах, под влиянием ветров, волнения и снегопадов блинчатые льды быстро увеличиваются до значительных размеров.
С приходом зимы осадков появляется больше и паковые льды превращаются в крупные ледяные поля. Еще одним свидетельством связи ледообразования с температурой поверхностной воды служит распространение многолетнего льда зимой на большое пространство к северу от моря Уэдделла в виде языка ледяных полей, простирающегося далеко на СВ в холодном поверхностном течении моря Уэдделла; этот язык еще долго остается после того, как рассеивается остальная часть многолетнего льда о этом районе.
Рельеф дна
Основные формы рельефа дна Южного океана достаточно хорошо известны. За последние 30 лет над наиболее интересными формами подводного рельефа было выполнено несколько тысяч эхолотных промеров с получением непрерывных эхограмм, хотя детальные гидрографические съемки каких-либо определенных районов еще не проводились.
Установлено, что в Южном океане находятся три крупные котловины, разделенные подводными хребтами: Атлантико-Индо-Антарктическая котловина, ограниченная на севере хребтами Южно-Оркнейским, Южно-Сандвичевым, Атлантико-Антарктичсским и хребтом Принс-Эдуард-Крозс, на востоке хребтом Кергелен-Гауссберг. Наибольшая глубина 5872 м (58° 40' ю. ш., 29*30' в. д.);
Восточная Индо-Антарктическая котловина. Расположена к востоку от хребта Кергелен-Гауссберг, ограничена на севере плато Амстердам—Сен-Поль, на юге Индо-Антарктическим хребтом. Наибольшая глубина 5455 м (54° 32' ю. ш., 123° 05' в. д.); Тихоокеанско-Антарктичсская котловина. Ограничена на западе и севере Тихоокеанско-Антарктическим хребтом и Юго-Восточным Тихоокеанским плато. Наибольшая глубина 6414 м (66° 58' ю. ш., 176° 14' з. д.).
Основным хребтом Южного океана является хребет Скоша (дуга Скоша, Южно-Антильский хребет), который соединяет Анды с Антарктическим полуостровом (Земля Грейама). Хребет Кергелен-Гауссберг отделяет Атлантико-Индо-Антарктическую котловину от Восточной Индо-Антарктической котловины и оказывает здесь большое влияние на движение водных масс.
Геология
Таким образом, срединно-океанический хребет, несомненно, является самой крупной подводной геологической структурой в Южном океане Длина его в этом районе более 10 000 миль (16 000 км). Его существование и некоторые характерные признаки твердо установлены . Он определен по центральной рифтовой зоне, которая характеризуется аномально высоким тепловым потоком (порядок величины выше нормального), очень высокой сейсмичностью (подавляющее большинство толчков землетрясений приурочено к этой зоне), очень молодым рельефом (сбросовые террасы), быстро чередующимися аномалиями силы тяжести, вулканическими породами основного состава молодого возраста (абсолютный возраст, установленный радиологическими методами, не более 5 млн. лет), очень тонким осадочным покровом, если он вообще имеется. Данные, полученные методом преломленных сейсмических волн, свидетельствуют о том, что существует «корень» видоизмененного материала мантии (плотность меньше нормальной). По-видимому, этот молодой «шов» на поверхности Земли фиксирует место недавнего расширения мантии.
Поперечные хребты Южного океана, соединяющие отдельные секторы срединно-океаничсского хребта с Антарктическим материком или с соседними материками, различны по геологическому строению.
Хребет Скоша, очевидно, является орогенным поясом, в котором представлены структурные элементы как Анд (Южная Америка), так и Западной Антарктиды. Поднятие, по-видимому, является древним, частично погруженным и раздробленным сегментом материкового происхождения. Следующим к востоку поперечным хребтом является хребет Кергелен-Гауссберг, о существовании которого впервые были высказаны предположения после немецкой южно-полярной экспедиции 1901 —1903 гг. Гора Гауссберг —это молодой вулкан (из лейцитового базальта) близ берега Земли Эндерби, а остров Кергелен представляет собой большое скопление зрелых (третичных) вулканов, поднимающихся от,широкого поднятия, которые очень напоминают Азорские острова.
Хотя имеются промежуточные высокие точки вдоль хребта Кергелен-Гауссберг, как, например, остров Херд и подводные горы Банзарэ и Грибб, недавние исследования позволили обнаружить, что этот «хребет» не такой сплошной, как он показан на более ранних картах. По-видимому, эта плохо выраженная структура в основном вулканического происхождения. Южнее Австралии, от Тасмании через банку Милл, остров Маккуори и острова Баллени до мыса Адэр на Антарктическом материке, расположено еще одно плохо выраженное поднятие, по-видимому, смешанного происхождения. На севере (поднятие Милл по Моусону, или Южно-Тасманский хребет), возможно, находится асейсмичный хребет континентального типа. От острова Маккуори (сбросово-глыбовая опрокинутая вулканическая форма рельефа) до островов Баллени простирается поднятие, которое Шотт назвал поднятием Маккуори; оно, по-видимому, соединяется с Новой Зеландией в высокосейсмичную зону, однако на батиметрических картах оно отсекается желобом к югу от плато Кэмпбелл (Новозеландского). Наконец, через острова Баллени (все базальтовые вулканы), примерно вдоль 160° в. д., по-видимому, проходит вулканический хребет (хребет Маккуори-Баллени), который не полностью соединен с третичными базальтовыми изверженными породами у мыса Адэр на Антарктическом материке. Согласно Юингу и Хизену, центральная часть рассматриваемой структуры, которая соединяет поднятие Милл с хребтом Маккуори-Баллени, является частью срединноокеанического хребта.
И, наконец, от района острова Пасхи до южной оконечности Чили проходит Южно-Чилийский хребет. На севере параллельно ему проходит длинный узкий желоб, что свидетельствует о значительном сдвиге, который соответствует аналогичным смещениям Восточно-Тихоокеанского поднятия. Общий характер его говорит о том, что это отрог системы срединно-океанического хребта.
Общие принципы циркуляции водных масс Южного океана
Над большей частью Южного океана господствуют сильные западные ветры, следствием которых является восточное направление течений. Различные факторы, в том числе и рельеф дна, заставляют течения отклоняться от зонального направления, поэтому вблизи берегов Антарктиды поверхностное течение направлено на восток, а воды движутся на север. Общий перенос воды с востока на запад через узкую часть пролива Дрейка 90-106 м3/с, примерно в 400 раз больше стока самой большой в мире реки Амазонки.
Поверхностное течение вблизи материка распространяется на небольшую глубину и имеет низкую температуру и низкую соленость; однако по мере продвижения на север антарктические поверхностные воды распресняются водой, поступающей от тающих льдов, снега и дождя. Движение на север обусловливается действием сильных западных ветров, отклонением потоков, связанных с вращением Земли, и частично конвекцией. Эта антарктическая вода, будучи значительно плотнее, чем более теплые поверхностные воды, находящиеся дальше к северу, стремится погрузиться, но глубинное течение, переносящее к югу сравнительно теплые воды с очень высокой соленостью, ограничивает толщину слоя антарктических поверхностных вод.
Дальше на север на широте, где теплое глубинное течение проходит над холодным придонным течением, антарктические поверхностные воды погружаются до более низкого горизонта, образуя течение, несущее антарктические промежуточные воды. К северу от этой широты, несмотря на то что в поверхностном слое все еще сохраняется движение вод на север, выше погружающихся промежуточных вод в подповерхностном слое возникает течение, направленное на юг, и это течение, смешиваясь с погружающейся холодной поверхностной водой, создает условия образования более теплой поверхностной воды, известной как субантарктическая вода. У поверхности антарктическое и субантарктическое течения обычно встречаются у резкой границы, называемой, как известно, зоной антарктической конвергенции, положение которой определяется широтой, на которой глубинная вода поднимается над придонной водой; поскольку, эти два течения претерпевают только незначительные изменения, конвергенция становится довольно постоянной особенностью океана, хотя имеется незначительное сезонное перемещение.
Дальше на север и отчасти за пределами условной северной границы, установленной для Южного океана есть еще одна граница между субантарктическими и субтропическими течениями, известная под названием зоны субтропической конвергенции. Так как оба течения здесь подвержены изменениям.
Вблизи Антарктического материка есть узкая зона, в которой преобладают восточные ветры. Здесь поверхностная вода течет на запад, и в атлантическом секторе циркуляция распространяется на глубинные воды. Достигнув восточного берега Антарктического полуострова, восточный ветровой дрейф, как называют это поверхностное течение, отклоняется на север хребтом Скоша и проходит на восток через Атлантический океан примерно к 50° ю. ш. Присутствие этого течения сказывается на распространении многолетних льдов в этом секторе Южного океана до 20° в. д. Чрезвычайный интерес представляет одно из морей, входящих в Южный океан, — море Уэдделла, оказывающее влияние на поверхностное течение и являющееся источником антарктической придонной воды. На ЮЗ этого моря зимой происходит очень интенсивное ледообразование.
Соленость
Соленость поверхностного слоя вод зимой повышается (в основном за счет соли, выделяющейся в воду при образовании морского льда) почти до солености вод глубинного слоя, после чего поверхностные и глубинные воды перемешиваются и погружаются на дно. Этот процесс развивается особенно интенсивно вблизи антарктического материкового склона, где глубинная вода охлаждается смешением с осолоненной при ледообразовании шельфовой водой. Образовавшаяся придонная вода распространяется на восток вокруг Южного океана и на север в Атлантический, Индийский и Тихий океаны.
По мере ее распространения она смешивается с другими глубинными водами и теряет отличительные характеристики. Температура у дна и соленость на больших глубинах непрерывно повышаются по направлению к востоку, а содержание растворенного кислорода понижается. Вокруг Антарктиды нет другого такого района, где холодная шельфовая вода погружается до океанического ложа. Придонная вода с очень высокой соленостью и очень низкой температурой формируется также и в море Росса.
О многолетних льдах известно еще и из других источников, в частности в отношении их распределения летом и зимой. Очагами зарождения айсбергов, встречающихся в Южном океане являются шельфовые ледники Фильхнера в море Уэдделла, Росса в море Росса и Шеклтона в районе 95—100° в. д. От шельфовых ледников в тихоокеанском секторе, по-видимому, айсбергов отделяется мало. Айсберги из моря Росса дрейфуют на север, а затем на СЗ с преобладающим течением, однако в более западных районах побережья отколовшиеся от шельфового ледника айсберги не могут попадать в застойную зону многолетних льдов, покрывающих пространство вдоль берегов между морем росса и Антарктическим полуостровом. Айсберги, откалывающиеся от шельфовых ледников, бывают плоские или плосковершинные и пока они находятся на юге, быстро тают, вследствие чего айсберги теряют устойчивость. После этого они обычно опрокидываются и на поверхности обнажается сильно размытая их нижняя часть. Иногда айсберг переворачивается прежде, чем он окончательно распадается на обломки. Размеры только что образовавшихся айсбергов колеблются по длине от нескольких метров до нескольких десятков миль (столообразный айсберг, встреченный близ острова Шишкова (Кларенс) одним из китобойных судов в 1927 г., имел длину более 90 миль, а другой айсберг, по сообщениям наблюдателей в период МГГ, был размером «как американский штат Кентукки. Длина айсберга до 5 миль является обычной.
Высота же над уровнем воды колеблется в зависимости от района образования в пределах примерно 25—45 м; подводная часть некоторых айсбергов, вероятно, достигает глубины более 300 м.
Продолжительность существования столообразного айсберга нормального размера может быть сравнительно невелика, особенно если он удаляется на некоторое расстояние от берега до того, как произойдет зимнее замерзание моря. В следующее лето айсберг значительно продвинется на север и восток и, если только он пересечет зону антарктической конвергенции, то подвергнется быстрому разрушению.
Если же айсберг попадет в многолетние льды и останется среди них на лето, то он может задержаться там на годы, особенно в тех районах, где поверхностное течение незначительно. Большой столообразный айсберг близ острова Кларенс, о котором упоминалось выше, спустя несколько лет все еще находился в Южном океане К 1961 г. он переместился на север и восток и приблизился к острову Южная Георгия, где длина его, как сообщают, сократилась до 60 миль.
Последний раз его видели несколько месяцев спустя еще дальше на С и В, но размер его еще больше уменьшился.
Антарктические многолетние льды, которые обычно служат большей помехой для мореплавания, чем отдельные айсберги, являются предметом более значительных исследований, особенно в отношении их распространения.
Многолетный лед вокруг Антарктиды обычно имеет хорошо выраженную северную границу, которая в конце зимы — начале весны смещается к северу, причем его кромка находится приблизительно в одном и том же положении с июля по октябрь. Местные условия, например штормы, могут вызвать временное смещение границы, но с возвратом более устойчивых условий кромка льда возвращается в свое среднее положение в течение этих месяцев.
В течение зимы в атлантическом секторе Южного океана многолетний лед может распространяться примерно на 900—1000 миль от берега Антарктиды, покрывая район очень холодного поверхностного течения, выходящего из моря Уэдделла. Далее на восток, где материк лежит к северу от Южного полярного круга, зона льда значительно суживается до тех пор, пока она не достигнет моря Росса, где граница льда может простираться на 800 миль к северу от шельфового ледника. К востоку зона льда опять суживается по направлению к Антарктическому полуострову.
В конце лета многолетний лсд тает и начинает разрушаться, при этом кромка льда постепенно отступает к материку. Самое южное положенно границы льдов обычно наблюдается в феврале или даже в марте, однако отдельные участки берегов Антарктиды, особенно в индоокеанском
секторе, где суша лежит к С от Южного полярного круга, могут освободиться от льда уже в январе. За исключением тихоокеанского сектора Южного океана и, вероятно, восточного берега Земли Грейама, возможно, что вблизи отдельных участков шельфового льда или берега материка в отдельных случаях моря освобождаются от льда в конце лета.
В тихоокеанском секторе, по крайней мере от 75 до 140 з. д., лед, по-видимому, более мощный и менее подвижен. Это происходит, почти несомненно, из-за отсутствия сколько-нибудь заметного поверхностного течения, так как восточный ветровой дрейф, покинув море Уэдделла поворачивает на С и В н не образуется снова на большой части тихоокеанского сектора. Образование и распространение многолетних льдов тесно связано с распределением температуры и поверхностном слое воды. Анализ поверхностных изотерм показывает, что в начале апреля широкий пояс холодной поверхностной воды с температурой ниже —1° С окружает Антарктический материк. При маловетрии и низкой температуре воздуха начинается быстрое ледообразование, к, если такие условия продолжают преобладать, ледяные кристаллы быстро срастаются и образуют тонкий слой льда. В открытом океане спокойные условия редко сохраняются в течение сколько-либо заметного времени, и, поскольку там часто наблюдается волнение, только что образовавшийся лед взламывается и образуется блинчатый лед. Осенью, при низких температурах, под влиянием ветров, волнения и снегопадов блинчатые льды быстро увеличиваются до значительных размеров.