книги из ГПНТБ / Шишкина, Л. А. Гидрохимия учебное пособие

и гидрокарбонатами (щелочная реакция). Морская вода имеет щелочную реакцию, и, несмотря на мощные процессы, протекаю­

величина водородного показателя pH имеет большое значение, так как является показателем процессов, протекающих в воде.

Сероводород. В морской воде сероводород не является типич­ ным и постоянным компонентом, но при определенных условиях может накапливаться в глубоких слоях моря в довольно значи­ тельных количествах.

Временно могут образовываться районы с достаточно высоким содержанием сероводорода даже на небольших глубинах и на поверхности.

В морской воде сероводород находится в виде молекул H2S и его производных — гидросульфидных (HS-) и сульфидных (S2-) ионов, образующихся при диссоциации:

H2S ^ H + + H S “

h s - ^ h + + s2~.

Необходимым условием для появления сероводорода является отсутствие в воде кислорода (анаэробные условия).

60

Основной причиной анаэробных условий в море является отсут­ ствие достаточно сильной вертикальной циркуляции и водообмена поверхностных вод с глубинными при наличии высоких градиентов плотности. В этих условиях потребление растворенного кислорода, не компенсируется поступлением его с поверхности. Возникнове­ нию анаэробных условий на поверхности моря способствует сброс в море промышленных сточных вод, содержащих большие концен­ трации легко окисляющихся ве­ ществ.

Основным источником возник­ новения сероводорода в море яв­ ляется биохимическое восстанов­ ление сульфатов (десульфатизация), протекающее под воздей­ ствием анаэробных бактерий. Другой источник появления серо­

организмов за счет серы, входя­ щей в состав органических ве­ ществ.

В открытом океане, где венти­ ляция придонных вод достаточно интенсивна, сероводород почти не наблюдается. Незначительное ко­ личество сероводорода отмеча­ ется только в придонных слоях северо-западной части Индий-

Рис. 12. Вертикальный ход серо­ водорода и кислорода в Черном море (май 1966 г., НИС «Мгла»),

ского океана, в Алантическом океане (впадина Карьяко), Кас­ пийском море, в глубоких фиордах Норвегии.

Случаи временного возникновения анаэробных условий при от­ сутствии вертикального перемешивания (во время длительной штилевой погоды, при наличии ледяного покрова и пр.) и накоп­ ления сероводорода наблюдаются в Балтийском и Азовском морях.

Наиболее ярко проявляется восстановление сульфатов в глу­ бинных слоях Черного моря, вертикальная циркуляция которого очень замедленна (150—200 лет) и недостаточна для вентиляции глубинных вод. Препятствием для проникновения кислорода вглубь является высокая устойчивость слоев, обусловленная до­ вольно резким скачком плотности на глубинах 60— 100 м. Поэтому весь бассейн моря от глубины 150—200 м и до дна заражен серо­ водородом, содержание которого достигает 7 мл/л (рис. 12).

61

Вопросы для обучения и самоконтроля

Карточка №> 14

Растворенные газы и pH

§ 4. Понятие о карбонатном равновесии

Карбонатно-кальциевая система основного солевого состава морских вод является наиболее подвижной его частью. Подвиж­ ность этой системы обусловливается одновременным существо­ ванием в воде гидрокарбонатных (НСО- ), карбонатных (СО;;- )

ионов, недиссоциированных молекул угольной кислоты (Н2 СО3 ),

двуокиси углерода (С 02), ионов водорода (Н+) и кальция (Са2+). Все это составляет равновесную карбонатную систему, в которой взаимосвязь компонентов можно представить следующей схемой:

С02-+-Н20 гг H2C03 г= Н++ НСОГ гг Н+ + COl“ ^ СаС03.

Равновесие этой системы легко нарушается происходящими в водоеме процессами фотосинтеза, дыхания и разложения орга­ нического вещества, в результате чего выделяется в воду или по­ глощается из воды большое количество свободной С 02. На соот­ ношение различных форм двуокиси углерода в морской воде также оказывает влияние и атмосфера, из которой при определенных ус­ ловиях поглощается или куда выделяется из воды С 0 2.

62

Так, увеличение двуокиси углерода способствует растворению карбоната кальция и увеличению количества гидрокарбонатных ионов:

СО!- + Н 20 + С 02 ^ 2НСОГ,

или

Таким образом, равновесие карбонатной системы в морской воде зависит от двух условий: с одной стороны, от концентрации двуокиси углерода, с другой — от концентрации С 032-. При соблю­ дении этих двух условий карбонатная система стабильна, в про­ тивном случае равновесие нарушается и создается недосыщение или пересыщение СаС03 с переходом в осадок его избытка.

Степень насыщенности воды карбонатом кальция в Мировом океане колеблется в широких пределах, потому что факторы, влия­ ющие на нее, многообразны и различны в пространстве.

В поверхностных слоях океана наблюдается пересыщение или состояние, близкое к насыщению карбонатом кальция, особенно в низких широтах (до 300%). Этому способствуют более высокие температуры, испарение, усиленный фотосинтез, вызывающие уменьшение С 02, а следовательно, и увеличение С 032_.

Изменение насыщенности воды карбонатом кальция с глуби­ ной еще мало изучено. В промежуточной зоне в слое кислородного минимума соответственно увеличению двуокиси углерода наблю­ дается ненасыщенность воды карбонатом кальция. Глубже 1500 м вода близка к насыщению СаСОз, но на глубинах свыше 4000 м

опять наблюдается недосыщение вследствие возросшего гидроста­ тического давления, способствующего повышению растворимости карбоната кальция.

Таким образом, в Мировом океане существуют области, выде­ ляющие СаС03 в осадок, и области, растворяющие карбонат каль­ ция. Областью образования карбонатов является верхняя зона низких и частично средних широт. Выделяющийся здесь твердый СаС03 образует на глубинах менее 4000 м донные карбонатные отложения. При больших глубинах опускающиеся частицы карбо­ ната кальция вновь подвергаются растворению.

Следовательно, громадные количества СаС03, приносимые ма­

63

§ 5. Щелочность морской воды

Под щелочностью (Aik1) морской воды понимается концентра­

ция анионов слабых кислот: угольной (НСО~, СО2-) , борной

(НгВО~) и фосфорной (НРО2-, НгРО~), выраженная в эквива­

ленте угольной кислоты (мг-экв/л).

Карбонатная щелочность — часть щелочности, образуемая гид­ рокарбонатным и карбонатным ионами (А1ккарб)-

Боратная щелочность — часть щелочности, создаваемая анио­ ном борной кислоты (А1кв).

Таким образом, общая щелочность морской воды определяется суммой карбонатной и боратной щелочности:

Aik = [HCOsi + 2 [СО Ц + [Н2ВОз~] =А1ккарб+ AlkB.

Величина А1кв значительно меньше, чем А1кКарб, поэтому сум­ марная щелочность в основном зависит от содержания ионов угольной кислоты, которая определяется концентрацией С 02 в мор­

делах 2,0—2,5 мг-экв/л. В опресненных участках океана и среди­ земных морях величина щелочности меняется в более широких пределах, так как здесь на изменение щелочности влияет матери­ ковый сток, главной составной частью которого является ион НСО-.

Высокая щелочность характерна и для внутренних морей—■ Каспийского и Аральского, находящихся всецело под влиянием материкового стока. Так, если для Баренцева моря Aik состав­ ляет 2,38 мг-экв/л, что соответствует норме, то в полуизолированном Черном море щелочность на поверхности в среднем уже 3,14, а в сильно опресненном Таганрогском заливе Азовского моря до­ стигает 3,32 мг-экв/л.

Щелочной коэффициент имеет большое значение как показа­ тель опреснения океанской или морской воды материковым стоком.

1 Alkalinity — щелочность (англ.).

64

На величину щелочного коэффициента практически не оказы­ вают влияние атмосферные осадки, таяние льда или испарение, так как при этом разбавление или концентрирование воды в рав­ ной мере изменяют величину как числителя, так и знаменателя в от-

„ Aik „ Aik

ношении As = —-— или Ла = —тгр , в результате чего оно не ме-

няется. Вторжение материковых вод, богатых карбонатами, будет, с одной стороны, вызывать понижение солености, а с другой — из­ менять абсолютное содержание щелочности, характерное для от­ крытой части моря. В результате щелочной коэффициент будет увеличиваться, и тем больше’, чем интенсивнее действие ■матери­ кового стока. Так, если для Баренцева моря, имеющего хороший водообмен с океаном, Aci=1230, то для Черного моря он уже 1720, для Азовского моря 4000, а в Таганрогском заливе Азовского моря 8000—20 000 и даже 134 000 (в предустьевой зоне р. Дона).

С глубиной щелочной коэффициент, как правило, увеличива­ ется, наименьшие его значения — в поверхностном слое.

§ 6. Биогенные вещества

Из многочисленных компонентов ионного состава, представлен­ ных в морской воде в малых количествах, особо важное значение имеют соединения фосфора, азота и кремния. Без этих элементов в воде, как и в почве, не могли бы развиваться жизненные про­ цессы. Распределение соединений фосфора, кремния и азота опре­ деляет биологическую продуктивность моря и кормовую базу про­ мысловых рыб, поэтому соединения этих веществ называют био­ генными веществами.

Как показывает само название, существование биогенных эле­ ментов в воде тесно связано с жизнью морей и океанов, так как они являются составными частями тканей каждого живого орга­ низма.

Цикл круговорота биогенных веществ, начатый в процессе фо­ тосинтеза, заканчивается разложением морских растений и жи­ вотных. В результате биогенные вещества переходят из органиче­

Прямая регенерация органического вещества в океанах — про­

цесс построения растениями органического вещества из веществ, выделяемых при деструкции органического вещества и используе­ мых растениями без их дальнейшего распада.

В результате прямой регенерации морским растением быстро возвращается часть усвоенных ранее биогенных веществ. Процесс прямой регенерации протекает непосредственно в зоне фотосин­ теза, а пределы глубины распространения прямой регенерации оп­ ределяются положением скачка плотности, который в свою оче­ редь определяет глубину сезонных конвективных перемешиваний.

Непрямая регенерация органического вещества в океанах —

процесс построения растениями органического вещества из ве­ ществ, выделяемых при деструкции сложных органических ве­ ществ и используемых растениями лишь после их дальнейшего распада.

Этот процесс распада органического вещества на биогенные элементы протекает на больших глубинах, ниже зоны конвектив­ ного перемешивания, и достигает дна. Поэтому обратный переход биогенных веществ в сложные органические соединения возможен только при поднятии их из глубинных слоев в зону фотосинтеза.

Таким образом, биогенные вещества как продукт жизнедея­ тельности или распада органической жизни попадают в две раз­ ные зоны океана: поверхностную продуктивную, где цикл регене-

Рис. 14. Изменения плотности планктона на меридиональном разрезе Атлантического океана (по Л. А. Зенкевичу). Зоны повышенного (/) и пониженного (2) содержания биогенных веществ.

рации протекает быстро (прямая регенерациия), и глубинную зону с замедленной регенерацией (непрямая регенерация), где происхо­ дит аккумуляция биогенных веществ.

Постоянное пополнение биогенными веществами зоны фотосин­ теза (где происходит его усвоение фитопланктоном) осуществля­ ется в результате динамики водных масс. Особенно большое зна­ чение для обогащения верхней зоны биогенными элементами имеют турбулентные потоки в районе подъема глубинных вод. при систематических сгонных явлениях в прибрежных зонах и в об­ ластях дивергенции.

Увеличение в поверхностных водах количества биогенных эле­ ментов вызывает в этих областях сильное развитие фитопланк­ тона, обусловливающее богатство других форм животной жизни

(рис. 14).

Концентрация биогенных веществ в океане изменяется в до­ вольно широких пределах в зависимости от соотношения интен­

ввиде соединений в органическом веществе (органический фосфор).

Учитывая многообразие и сложность форм соединений фосфора

вокеане, более удобно выразить его концентрацию в пересчете

на элементарный фосфор в мкг Р/л:

Все формы содержания фосфора в океанической воде тесно связаны между собой и в зависимости от конкретных условий пе­ реходят из одной в другую. Например, ортофосфорная кислота Н3Р 0 4 в водном растворе может диссоциировать по трем сту­ пеням:

Н3Р 0 4^ Н + + Н2РОГ,

Н2Р 0 4^ Н ++ Н Р 0 4 _ ,

НРС>4“ ^ Н ++ Р04~.

В водах океана содержание фосфора колеблется в широких пределах — от 0 до 100 мкг Р/л — и зависит в каждом отдельном районе от соотношения прихода и расхода фосфора в данный мо­ мент.

П р и х о д ф о с ф о р а . Основным источником поступления фосфора в морскую воду является минерализация органических остатков.

При отмирании организмов сложные органические вещества, входящие в состав тканей и клеток, постепенно разлагаются на более простые продукты. В конечном итоге происходит полная минерализация органических веществ и регенерация минеральных соединений фосфора.

Второй источник поступления фосфора в воду — материковый сток. Материковые воды содержат фосфор в виде органического фосфора и фосфора в минеральных взвесях. Ежегодно реки выно­ сят значительное количество фосфора (до 300— 1000 тыс. т в год), что имеет существенное значение для морей и приустьевых райо­ нов океана.

Р а с х о д ф о с ф о р а . Основной процесс, уменьшающий содер­ жание фосфора в морской воде, — это потребление его фитопланк­ тоном. Скорость потребления, происходящего в основном в слое от 0 до 50 м, иногда до 100 м, зависит от интенсивности фотосин­ теза. Таким образом, потребление фосфора происходит в основном в верхнем продуктивном слое, где фосфаты необходимы для раз­ вития растений.

В е р т и к а л ь н о е р а с п р е д е л е н и е . Распределение фос­ фора в океане определяется процессами потребления фосфора и его регенерации (непрямой и прямой). Концентрация фосфора в по­ верхностном слое (0—50 м) вследствие его интенсивного потреб­ ления фитопланктоном меньше, чем в глубинных слоях. С глуби­ ной содержание фосфора увеличивается и, быстро возрастая в слое

С дальнейшим увеличением глубин содержание фосфора изменя­ ются незначительно.

68