img-503161453

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-

1600 -

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

§ 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 (СО2-)

Все это составляет равновесную карбонатную систему, в которой

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 0 2. 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:

СОз -I-H2O -)- СО2 2НСОз,

или

со!~+н+^нсог.

Наоборот, уменьшение С 0 2 вызывает растворение гидрокарбо­ натных ионов и увеличение концентрации карбоната кальция до выпадения его в осадок:

НС0з_ + 0 Н _ = С 0 з _ + Н 2 0 ,

Са2++ С 0 з " = СаС 03.

Таким образом, равновесие карбонатной системы в морской воде зависит от двух условий: с одной стороны, от концентрации двуокиси углерода, с другой — от концентрации С 0 32~. При соблю­ дении этих двух условий карбонатная система стабильна, в про­ тивном случае равновесие нарушается и создается недосыщёние или пересыщение С аС 03 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

температуры, испарение, усиленный фотосинтез, вызывающие уменьшение С 0 2, а следовательно, и увеличение С 0 32_.

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

63

(Н2ВО~) и фосфорной (НРО^“, 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 = [НСОз~] + 2 [C O t] + [Н2ВОз~] = А 1ккарб+ А 1 кв.

Величина А1кв значительно меньше, чем А1ккарб, поэтому сум­ марная щелочность в основном зависит от содержания ионов угольной кислоты, которая определяется концентрацией С 0 2 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

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.

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-

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 ских в неорганические соединения (рис. 13). Этот процесс пере­ хода биогенных веществ из сложных органических соединений в минеральные формы называется регенерацией.

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 (1) 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

ввиде соединений в органическом веществе (органический

фосфор).

Учитывая многообразие и сложность форм соединений фосфора в океане, более удобно выразить его концентрацию в пересчете

на элементарный фосфор в мкг Р/л:

Робщ==Рнеорг~1- Рор1-

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 Н3РО4 в водном растворе может диссоциировать по трем сту­ пеням:

Н3Р 0 4^ Н + + Н 2Р 0 4“

Н2Р 0 4^ Н + + Н Р 0 4~,

НР 0 4 ~ ^ Н + + Р 0 4“ .

Вводах 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.

.к.В торой 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

68

Наличие ясно выраженного максимума фосфатов в слое кисло­ родного минимума можно объяснить теми же причинами, что и минимум кислорода, т. е. разложением остатков организмов, при котором потребляется кислород и выделяются биогенные вещества.

Тесная связь между фосфором и фитопланктоном определяет суточный и сезодный ход фосфора в верхнем деятельном слое моря. Он характеризуется максимальным содержанием фосфора в ночное время и минимальным в дневное (рис. 17). В весенне­ летний период, в пору интенсивного развития фитопланктона, со­ держание фосфора уменьшается зачастую до аналитического нуля. Осенне-зимний период характерен повышенным содержанием фос­ фатов.

О2% Р м к г / л

Рис. 17. Суточный ход фосфатов и кислорода на поверхности Атлан­

ряда неорганических и органических соединений. Неорганические соединения азота представлены нитратными ионами NO3", нитрит-

ными N 0 7 и ионами аммония NH4V В' органических соединениях азот находится главным образом в составе белка тканей организ­ мов и продуктов его распада. Обмен азота между его неорганиче­ скими и органическими формами и живыми организмами является основным фактором, определяющим его содержание. Обмен азота

Азот усваивается фитопланктоном в процессе фотосинтеза и

Прямая регенерация происходит сравнительно быстро преимущест­ венно в зоне фотосинтеза.

70