Таким образом, на общем фоне географической зональности процессы ландшафтообразования в океане в значительной мере контро-лируются геологическим строением и рельефом.

Земная кора с присущими ей особенностями геологического стро-ения и рельефа - основа, на которой формируются подводные ландшафты.

Моря и океаны можно рассматривать как сложные системы, с бесчисленными процессами трансформации вещества, поступающего через геохимические барьеры, результатом которых являются средние элементные составы вод, осадков и т.п.

Цикл химических реакций (буферной системы морских вод) позволяет, несмотря на значительные внешние воздействия, сохранить пропорции характерные для водных масс за счет динамики выведения определенных компонентов в осадок и повторного растворения. Хотя 60% солей, поступающих в океан с речной водой, относится к карбонатам, CaCO₃ насыщает воды у экватора (до 300%_о) и легко выводится в осадок (и для образования скелетов морских организмов и т.п.). За время существования океана им выведено в осадок во много раз больше солей, чем растворено в нем сейчас. Общий уровень соленности неизменен в течение сотен миллионов лет.

В океане широко изменяется количество растворенных О и СО₂, последнего в океане примерно в 60 раз больше, чем в атмосфере. Океан содержит около 410¹² т углерода в растворе, на суше его примерно в 20 раз меньше. Органо-неорганическое превращение углерода в океане –«биологический насос» уменьшает концентрацию СО₂ в верхнем слое океана, а также в атмосфере, и увеличивает содержание С в глубоких частях вод (рис. 4.4). Это важная роль долгосрочной аккумуляции углерода.

Концентрация Р минимальна в низких широтах и максимальна в полярных. В глубоководных зонах выявлены многочисленные проявления гидротермальных источников, привносящих сюда вулканические газы.

Рис. 4.4. Наблюдаемые изменения концентрации растворенного

неорганического углерода ( СО2) в Мировом океане

С точки зрения протекания биогеохимических процессов гидросфера распадается как минимум на два основных слоя: аэробный и анаэробный (рис.4.5). Между ними постоянно существует часто подвижная граница, выполняющая значение геохимического барьера, связанного со сменой знака окислительно-восстановительного потенциала (Eh).

Именно здесь идет химическая трансформация, сопровождающаяся биологическими процессами поглащения и выделения энергии, с сопутствующим обменом между аэробным и анаэробным слоями, что характерно для открытых поликомпонентных саморазвивающихся систем.

Основой для разделения этих слоев являются особенности био- и гидрохимических процессов синтеза и деструкции органического вещества. Определяющий аэробный слой процессы - фотосинтез (преимущественно морским фитопланктоном) и разложение отмирающей органики. Соотношение продуцирования и деструкции изменяется с глубиной, и ниже слоя фотосинтеза господствуют процессы окисления.

При минерализации органического вещества (ОВ), входящие в его состав N и P, при достаточном количестве кислорода окисляются до нитратов и фосфатов:

(CH₂O)₁₀₆(NH₃)₁₆H₃ PO₄+138О₂ 106 СО₂+122 Н₂О+16 NO₃+ H₃PO₄.

Окислительно-восстановительные условия ниже резко меняются и биохимические процессы становятся явно анаэробными.

Восстановление сульфатов до сульфидов проявляется в виде свободного сероводорода. В качестве промежуточных восстановленных форм образуются сульфиты и тиосульфаты.

При минерализации ОВ в анаэробных условиях N выделяется в виде аммиака (иона аммония):

(СH₂O)₁₀₆(NH₃)₁₆H₃PO₄+53SO₄^2-  106CO₂+53S² +16NH₃+106H₂O+H₃PO₄.

Переходный слой может иметь толщину от нескольких миллиме-тров до сотен метров. Процесс денитрификации определяет верхнюю границу переходного слоя; начало окисления сероводорода и исчезновение кислорода - нижнюю.

Рис. 4.5. Схема биохимических основ сосуществования аэробного и анаэробного слоев гидросферы

С уменьшением содержания кислорода и сменой знака Eh на отрицательный, в соответствии с термодинамической последовательностью, идут реакции восстановления нитратов, соединений Mn, Fe и сульфатов с активным участием бактерий. Слой, в котором восстановленные формы серы существуют одновременно с кислородом, называется слоем сосуществования (с-слой).

Продолжительность обмена воды в океане около 3000 лет.

Крайне важны, как крупные резервуары преимущественно пресных вод, внутриконтинентальные озерно-речные системы и искусственные водохранилища.

Считается, что регулирование речного стока плотинами увеличивает возобновимые водные ресурсы на 25%. Сейчас в мире более 1 млн водохранилищ объемом 6000 км³. В результате динамика вод, водообмен зарегулированных речных систем снижен с 20 до 100 суток. Изменяется природный гидрологический режим рек. Осуществляются переброски речного стока, масштабы которых выросли за последний век с 0,5 км³ в год до 10 км³.

Наиболее сложные обстановки характеризуют речные системы - наиболее тонкое и уязвимое звено, имеющее чрезвычайное значение для жизни на Земле.

Все больше головной боли доставляет переэксплуатация подземных вод, приводящая к их истощению, загрязнению и проседаниям земной поверхности.