авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 5 |

«Ю.Й.Л я х и н Г И Д Р О Х И М И Я Т Р О П И Ч Е С К И ...»

-- [ Страница 2 ] --

Д л я выяснения причин аном алий в расп ределени и растворен­ ных компонентов п олезн о рассм отреть данны е о взвеш енны х С, N и Р (Э дм он д, Бойл и соавт., 1981). П ри солености н и ж е Ю | и в соленом клине взвеш енный м атери ал п редставлен главным о бр азом ам азонским детритом. От района высокой продуктив­ ности в сторону океанических соленостей поверхностны й слой н а­ сы щ ен громадны м р а зн о о б р а зи ем ди атом ей. В п ереходной зон е детрит и планктонный м атери ал встречаю тся в сам ы х р а зн о о б р а з­ ных сочетаниях.

Биогенны й состав взвесей м ож н о сравнивать с осредненны м составом океанического планктона, вы ступающ им как геохим и ­ ческая константа (по Р ед ф и л д у Б1 : С : N : Р = 71 : 126 : 19 :

-1).

В устье реки н и ж е М ан ауса ср едн ее отнош ение С : N во взве­ ся х составляет около 1 0 ' (угл ер од 1,5 и азот 0,15 м км оль/м г).

В звеш енны й м атериал на осн реликтового к анала о б л а д а ет по­ ниж енны м содер ж ан и ем ррганического у гл ер ода и отнош ением С : М в п р ед ел ах 6,1— 7,9. В целом* А м азон ск ом у взморью свой­ ственно ср ед н ее отнош ение С : N около 7,5. Оно лишь немного превы ш ает значение дл я планктона в ок еане (6,6 ). К онцентрации С и N во взвесях н аходятся в обратно пропорциональной связи с содерж ан и ем взвесей в воде, п оэтом у при высоких соленостях концентрации взвеш енны х у г л е р о д а 'и а зота круто возрастаю т, а отнош ение С : N остается практически неизменны м.

О тнош ение С : Р, напротив, возр астает от 25— 3 0 при низких сол ен остях д о 100— 110 в вещ естве ди атом ей. П о этом у п ок аза­ телю вы деляю тся д ва основны х компонента взвесей: ам азонский детрит ( С : Р ? » 3 0 ) и планктон ( С : Р я * 1 1 0 ). П ри С : Р 1 1 проявляется эф ф ект отм ирания водорослей, поскольку детрит отм ерш его океанического ф итопланктона по м ере погруж ения в терм оклин быстро и преим ущ ественно тер яет фосфаты.

С редняя общ ая концентрация взвесей в воде устья реки около 46 млн-1. Н а взм орье при концентрации взвесей выше 30 млн- (по м ассе) значения С : Р группирую тся вокруг 25— 30 млн-1.

Н и ж е 30 млн-1 н абл ю д а ется широкий р а зб р о с значений С : Р, оп ределяем ы й д ол ей ам азон ского детри та в см еси с ж ивы м и и отмершими, клетками планктона.

В се эти данны е дем онстрир ую т слож ность и р азн ообр ази е сочетаний процессов м инерализации и рем инерализации би оген ­ ных элем ентов на пространствах см еш ения речных вод с ок еани­ ческими.

2.3. С реди зем ное м оре ( Ф изико-географ ические условия. С р еди зем н ое м оре глубоко врезан о в суш у, м е ж д у Европой, А фрикой и А зией, имеет ч рез­ вычайно р а зн ообр азн ы е и сильно расчлененны е берега, очень сложны й рельеф дна. С А тланти­ ческим океаном м о­ ре связано Г ибрал­ тарским проливом, имеющ им ааи'мень шую ш ирину 14 км и глубину на п ороге 286— 320 м. П ролив У я Б осф ор (наим ень­ а к 0 шая ширина 1,3 км, К глубина на п ороге.ч * 50—,60 м) соединяет =3 С реди зем ное м оре я в О) с Черным.

Е Г П лощ адь С реди ­ зем ного моря к 2,5 млн км2, объ ем \Н о воды 3,84 млн км3, о к X средняя глубина Он 1536 м, максималь-' ная глубина 5120 м..

П олуостровам и, 2л ги к о крупными острова­ X Он « ми, архипелагам и ЯV *и и поднятиям и дна к О он С реди зем ное м оре делится на н е­ сколько внутренних морей (рис. 2.2 4 ), которые отличаю тся я изменчивыми глуби ­ э Си нами, строением р е - и льефа дна и конф и­ гурацией. П о м ор­ фологическим осо­ бенностям в С ре­ дизем ном м оре вы­ деляю тся две п оло­ вины: восточная и я а зап адн ая. Они р а з ­ граничены А пеннин­ ским полуостровом,, о. Сицилия и Афри кано - Сицилийским порогом в Тунисском проливе, где глуби ­ ны не превышают!

500 м. О собенностью зап адн о й половины м оря является наличие дв ух обш ирны х зам кнуты х котловин: А л ж и ро-П рованск ой и Тирренской. П е р ­ вая котловина, ограниченная и зобатой 2500 м,. им еет глубины б о л ее 2 8 0 0 м в своей ю ж н ой части. В тор ая котловина очерчена и зо ­ батой 3000 м, ее плоское дно л еж и т на глубине 3550— 3600 м. О бе они окруж ены сл ож н о расчлененны м и крутым материковым ск ло­ ном. Д н о м оря А льборан с глубинам и 1000— 1600 м состоит из н е­ скольких чередую щ ихся впадин и поднятий- Д н о восточной п оло­ вины м оря представляет собой сл ож н о расчлененны й срединны й х р е б ет и серию обруш енны х глубоководны х впадин, п рости ра­ ю щ ихся вдоль Эллинского архипелага. З десь вы деляется Ц ен ­ тральный бассейн н а д котловиной с м аксимальны ми глубинам и 4000— 4100 м, оконтуренной и зобатой 3500 м. С еверную часть Ц ентрального бассейн а зан и м ает И оническое м оре. П осредством узк ого прол. О транто (м аксим альная глубин а ок оло 780 м ) оно сообщ ается с узким длинны м А дриатическим м орем, ю ж н ая часть которого п одсти лается ровной котловиной с глубиной д о 1250 м, а северная “ -часть м елководна. В зап адн ой вп ади не Эллинского ж ел о б а найден а наибольш ая глубина С реди зем ного моря — 5120 м. Ю ж н ее Эллинского ж ел о б а проходи т Ц ентральны й С ре­ ди зем ном орск ий вал с гл уби н ам и м енее 2500 м, в центральной части которого р асп о л о ж ен о Ц ен тр ал ьн ое плато (глубины не бо­ л ее 2000 м ). Д а л е е н аходи тся Восточный бассейн, или Л еван ти й ­ ск ое м оре. В больш ей части Л евантийской котловины глубины превы ш аю т 3000 м. Н ескольким и гл убоки м и ’ (900— 1000 м ) проли­ вами Л еван ти й ское м оре св я за н о с Эгейским м орем, г д е имею тся дв е котловины — А ф онская и Х иосская — с глубинам и до 1000 м и котловина К ритского бассей н а с глубиной д о 2600 м.

С р ед и зем н о е м оре почти целиком л еж и т в субтропическом поясе. Г одовой х о д тем пературы в о зд у х а н а д морем хорош о вы­ раж ен : зим ой 7— 16 °С, летом 2 2 — 30 °С. З а счет изменчивости атм осф ерной циркуляции и особенн остей клим ата годовы е суммы осадк ов ум еньш аю тся с сев ер о -за п а д а на ю го-восток: от 1000 до м ен ее 100 мм. П о данны м И. М. Овчинникова и соавт. (1 9 7 6 ), \ годовая сум м а осадк ов в п ересчете на все м оре составляет около 1000 км3. Р ечной сток оценивается в 430 км3/год. И спарение с поверхности м оря равно 1250 м м,'и л и 3130 км3/год. О тсю да сл е­ ду ет, что С р еди зем н ое м оре им еет отрицательны й пресный б а ­ лан с — 1700 км3/год.

Ц иркуляция вод и основные черты гидрологии моря. Система циркуляции вод С р еди зем ного моря ф орм ируется п од воздей ст­ вием многйх ф акторов, главными из которы х являю тся превы ш е­ ние испарения н а д осадк ам и и береговы м стоком, ветровой р е­ ж и м, р азл и ч и е терм охалинны х характеристик в разны х районах моря, изрезан н ость берегов и рельеф д н а, водообмен ч ер ез про­ ливы.

В неш ние проливы С р еди зем ного моря имею т двухслойную структуру течений: в поверхностном сл ое м ен ее соленая вода компенсационны м потоком входит в море, в придонном слое \ гр ади ентное течение выносит бо л ее соленую воду из моря. П о р а с­ четам И. М. Овчинникова (1 9 7 5 ), приток атлантической воды чер ез Г ибралтарский пролив составляет 40 026 км3/го д, а сток среди зем н ом ор ск ой воды в ок еан — 38 506 км3/го д. Р езул ьти р у­ ющ ий перенос распресненной черноморской^воды через Б осф ор — ' Д а р д а н ел л ы в Э гейское м оре оценивается А. К- Б огдановой (1972) объм ом 183 км?/год. П риток воды через С уэцкий канал, не превыш аю щ ий 5 км3/го д, н е играет сущ ественной роли в в од­ ном б а л а н се моря.

О сновной поток атлантических вод из Г ибралтарского пролива, расп ростран яется вдоль всего С реди зем ного м оря вплоть до во­ сточного берега Л евантийского м оря,. огибает берега М алой А зии и направляется к ю гу вдоль Балканского полуострова (рис. 2.2 4 ). О тветвления основного течения в северную половину м оря хсоздаю т циклонические круговороты в И спано-А лж ирском, А л ж и ро-П рованск ом, Т ирренском и И оническом бассей н ах. А н а­ логичные круговороты возникаю т в А дриатическом, Л еван ти й ­ ском, Критском и Эгейском м орях. С права от основного течения возникаю т антициклоничеекие круговороты М арокканский (м оре А л ь б о р а н ), Ливийские (заливы Г а б ес и Б. С и р т), Крито-Афри канский, а та к ж е около о. С ардиния. Н аличие многочисленны х круговоротов и связан н ы е с ними опускания и поднятия вод имею т больш ое зн ач ен и е в ф ормировании вертикальной циркуля­ ции.

В п ром еж уточном сл ое н абл ю дается генеральное направление дви ж ен и я вод на за п а д от Л евантийского моря к Г ибралтарском у проливу. Это дв и ж ен и е усл ож н яется вовлечением пром еж уточны х вод в местны е круговороты и расчлененностью береговой черты.

Глубинны е и придонны е воды распространяю тся от очагов ф орм и ­ рования в северны х р ай он ах моря к югу, зап олн яя все гл убок о­ водны е котловины.

В С реди зем ном м оре вы деляю тся три основные водны е, массы: п оверхностная атлантического и черном орского происхож ' дения, п ром еж уточная левантийская, глубинная З ап а д н о го б а с ­ сейна и восточной части моря. ^ А тлантическая водная м асса зан и м ает слой толщ иной 100— 200 м, м естам и д о 250— 300 м ‘ Е е ядро летом н аходится на глу­.

бине 75— 100 м с тем пературой 14,8 °С и соленостью 36,45 % на вы ходе из Г ибралтарского йролива. С оленость воды п оверхн ост­ ного сл оя возрастает на восток д о 39,2 % в Л евантийском м оре (рис. 2.25) и ум еньш ается д о 33,0 %0, в северн ой части Эгейского моря, где;

вы ходят черном орские вод)ы. Т ем пература поверхности воды м еняется от 12,5— 17,5 °С зим ой до 19,0— 2 7,0 °С летом, по­ вышаясь с сев ер о -за п а д а на ю го-восток. Толщ ина верхнего т еп ­ лого слоя в циклонических круговоротах 15— 25 м, в антицикло нических 60— 80 м.

П ром еж уточн ая водная м асса обр а зует ся в Л евантийском м оре бл агодар я осолонению воды, зи м нем у охл аж ден и ю и опусканию в циклоническом круговороте. П о харак терн ом у м аксим ум у со- !

46 / лености (39,3— 38,4°/оо) левантийская вода р асп озн ается в слое 200— 600 м (у Г ибрал тара — д о 750 м) практически во всех рай ­ онах;

моря. Т ем пература в я д р е этой водной массы 16,6— 12,7 °С и п они ж ается в зап адн ом направлении.

Г лубинны е воды С реди зем ного моря возникаю т в северны х рай он ах А л ж и ро-П рованск ого бассейн а и в ю ж н ой части Э гей ­ ского м оря, г д е при зим нем ох л а ж ден и и и конвективном п ер ем е­ ш ивании сол ен ая о х л а ж д ен н а я вода м о ж ет проникать д о глубин 1500— 2500 м.

Рис. 2.25. Соленость ( % ) в ядре атлантической водной массы Средиземного моря летом, по И. М. Овчинникову и соавт. (1976).

Африкано-С ицилийский порог в Т унисском проливе препят­ ствует о бм ен у глубинны х вод за п а дн о й и восточной половин С р е­ ди зем н ого моря, п оэтом у зап адн ы е глубинны е воды хар ак тер и ­ зую тся соленостью 38,35— 38,50 %о, а восточные 38,6— 38,7 %0.

И х тем пературы соответственно 12,6— 12,7 и 13,2— 13,3 °С.

П редстав л яет интерес оценка врем ени обновления основных водны х м асс (табл. 2.5 ), сдел ан н ая И. М. Овчинниковым (1983) с учетом объ ем ов водны х м асс и интенсивности факторов обн ов­ ления. З н а я скорость поступления воды ч ерез Гибралтарский пролив и Б о с ф о р 4 и общ ий объ ём воды в С реди зем ном м оре, м ож н о определить и время обновления всей водной толщ и. Д л я расчета времени обновления вод в за п а д н о й и восточней п ол о­ винах моря приним ается, что д о 80 % объ ем а атлантических вод проникает чер ез Тунисский пролив. Толщ ина слоев п оверхн ост­ ных и пром еж уточны х водны х м асс в к аж дом бассей н е оп р едел я ­ ется по Т, 5-кривы м, полны е объем ы водны х м асс — по гипсом ет­ рическим кривым. Р асч ет врем ени обновления промеж уточны х вод осущ ествляется на основании п олож ения о том, что бал ан с про­ м еж уточного слоя склады вается из притока от зим них конвектив­ ных процессов и стока чер ез внеш ние проливы.

Таблица 2. Время полного обновления водных.масс Средиземного моря, определенное по интенсивности обусловливающих его факторов, по И. М. Овчинникову (1983) Ф акто р ы, обусловли ваю щ ие О бъем воды обновление В рем я Б ассей н и ли вод ная обн овле­ м асса ния, лет 103 км 3 % ф акторы 103 к м 3/г о д 3842 Море в целом 40, Приток атлантиче­ 95, ских и черноморских вод 37,1 Приток атлантиче­ Западны'й бассейн 1424 11,3 126, ских вод Центральный и вос­ 2291 59,6 То же 28,7 80, точный бассейны 8, Поверхностная в о д -1 ' 343 40, Приток атлантиче­ 8, ная масса ’ ских и черноморских вод 985 25,6 Зимняя конвекция 38, Промежуточная (ле­ 25, вантийская) водная (сток левантийских масса вод, через внешние проливы) Глубинная водная;

65,5 Глубинная конвекция 41,2 61, масса: и приток глубинных вод из северных районов моря Западного бассейна 838 21,8 Глубинная конвекция 21,2 39,5) „ 55, 1676 43,7 Приток глубинных Центрального и 23,6 71,0j Восточного бассей­ адриатических и нов эгейских вод 1 Без Адриатического и Эгейского морей (3,3 Р объема всего моря).

/о Гидрохимический реж им С редизем ного м оря. Растворенный кислород. С р еди зем н о е м оре хорош о аэрировано. К онцентрация кислорода в толщ е вод разны х районов моря м еняется от 6,6 до 3,3 % по о б ъ ем у (115— 5 5 % н асы щ ен ия). В ы сокое со д ер ж ан и е кислорода со зд а ет ся зи м ней конвекцией, дости гаю щ ей в северны х р ай он ах глубин 1000— 2000 м, опусканием вод зим ой в циклони­ ческой си стем е течений и сползанием по м атериковом у склону зим них холодны х насы щ енны х кислородом вод.

В вертикальном расп редел ени и кислорода на ш иротном р а з ­ р езе вдоль всей акватории С реди зем ного моря (рис. 2.26) вы де­ ляю тся поверхностны й, промеж уточны й и ^глубинны й слои. П о ­ верхностный активный слой р асп ол агается до глубин 50— 500 м выше границы зим ней конвекции. Х арак тери зуется высоким с о ­ д ер ж ан и ем к ислорода, которое на ниж ней границе слоя состав­ ляет 5 % (90— 85 % н асы щ ен ия). П ром еж уточны й слой охваты о вает толщ у от ниж ней границы поверхностного слоя до 500— 1700 м. В этом сл ое со д ер ж а н и е кисл ор ода п адает до м иним аль­ ных значений 3,3 % В глубинном сл ое от 50 0 — 1700 м д о дн а 0.

со д ер ж а н и е к ислорода возр астает. Глубинны й м аксим ум Ог р а с­ полагается у д н а или на некотором расстоянии от него. В при­ донном сл ое разны х районов м оря на гл уби н ах бол ее 1000 м концентрация к ислорода н а б л ю да ет ся в п р едел ах 3,7— 5,5 % по объ ем у. Н а рис. 2.26 видно, что А л ж и ро-П ров ан ск ом у бассей н у и морю А льборан свойственно б о л ее бл и зк ое к поверхности поло Рис. 2.26. Содержание кислорода (% по объему) в водах на осевом раз о ' резе Средиземного моря летом;

по В. А. Егоровой (1970). ' ' ж ен и е слоя м инимум а Ог и бо л ее вы сокое его сод ер ж а н и е в гл у­ бинном слое, чем в Ц ентральном байсейне и Л евантийском море.

В табл. 2.6 приведены ср едн и е значения концентраций кисло­ рода на стандартны х гори зон тах в основны х рай он ах С р ед и зем ­ ного моря дл я летнего и зи м не-весен н его сезон ов. Этими данны ми иллю стрирую тся о б щ и е тен ден ци и пространственно-врем енной и з­ менчивости сод ер ж а н и я к ислорода в море. Зи м н и е н абл ю ден и я п о дтв ер ж даю т тези с о том, что ф орм иро­ вание и аэр,ация глубинны х вод зап а д н о й. части С реди зем ного моря происходят на с ев ер е А л ж и ро-П р ованск ого бассей н а, а во­ с т о ч н о й — в глубоководны х частях А дриатического и Эгейского морей. П р оц есс аэрац ии глубинны х вод в р езуль тате сползания поверхностны х в о д по м атериковом у ск л он у м ож н о проследить на р а зр езе в сев ер о-зап адн ой части А л ж и ро-П рованск ого бас­ сейна (рис. 2.2 7 ).

Г лубина р асп ол ож ен и я минимальны х концентраций кислорода зависит от условий ф ормирования водны х м асс. В Эгейском м оре 4 Зак. № 161 ' Таблица 2. Вертикальное распределение кислорода (%0 по объему) в различных районах Средиземного м ор я, по В. А. Егоровой (1970) А лж иро- К рито М оре Л и гури йское Тирренское Ц ентральны й А дриатическое Л еван ти й ское Э гейское П рованский А ф риканский А льборан м оре ^ море море бассейн море м оре бассейн район Горизонт, м V I V III V II V II VI IV V III II I V II II I III II V III IX V IX I 4,74 5,49 4, 5,61 4,99 5,58 5,35 5, 4,72 4,44 5,43 4, 0 5,60 4,82 5,62 4,37 4,87 5, 5,67 5,27 4. 25 5, 5,46 5,49 4,48 5,95 — 4,96 5, 5,48 5,44 4,55 5,20 5,15 4,65 5, 5, 5,28 4,40 5,81 5,/2 5,13 6,2 5,56 5,29 5, 50 5,62 5,47 5, 5,78 5,33 5,02 5,40 5, 5, 5,27 5, 4,88 5,49 4,18 5,03 — 4,32 5,20 5,31 5,24 5, 75 5,33 5,41 4,25 5,?6 5, 5,19 4,91 "4,72 4,81 4,60 5,44 4,95 5, 4,94 5,0 4,13 5,02 5, 100 5,15 5,22 4,11 5,10 5, 4,93 4,49 4,36 4,52 4,9 5, 4,56 4,98 4,85 4, 4,68 4,83 4,77 4,87 4,75 4, 150 4,73 4, 4, 4,66 4, 4,26 4,49 4,11 4,21 3,95 4,8 5,21 4,72 4,75 - 5, 200 4,44 4,24 5,73 4,53 4, 4,1 5 ' 3,99 4,7 5,16 4,58 4,52 4, 4,06 4,09 4,48 4,01 4,52 4,41 4, 4,02 5, 300 5,21 5, 4,08 4,09 4, 4,00 3,97 4,38 4,28 4,32 4, 3,96 3,98 — 4,43 4,'06 5, 400 4,00' 3,94 4, 4, 4,00 4,06 4,08 3,62 5,73 4, 4,01 4,06 3,91 4,8 4,22 4,02 5, 500 4,04 3,94 4, 4, 3, 3,99 4,06 3,89 5,66 4,02 4, 4,18 4,08 4 ^ 7 4,15 4,9 4,07 4,03 3,90 4,85 4, 750 4, 5,85 3, 4,09 3,94 3, 4,12 4,07 4,25 4,13 • 4,01 4,9 4,00 3,90 4, 1000 4,30 4, 4,20 4, — — — -— 3,78 3, 4,28 4,19 4,10 4,06 3,94 4,12 4, 1500 4,41 4,14 4,31 4,« 4, (1200 м) 4,84 4,19 3,76 4,11 4, 4,04 4, — 4,43 4,22 4,43 4,41 — 3,90 4,25 — — — 3, 4,98 " — 4,47 4,38 4,29 4, 4,42 4,52 — — — — 4,20 — — — — — 4,47 4,42 4,05 — — — — — — — — —' — 3000 — 4. 4, — — — — — — " — — — —' - — — — — — 3500 4,25 4, 1 С редн и е зн ач ен и я по д ан н ы м эксп еди ц и й н а с у д а х « А кадем и к В ави л о в», «М и хаил Л ом оносов», минимум Ог вы раж ен очень сл або, совп адая с глубинным мини­ м умом тем пературы и солености. К ислородны й минимум А д р и а ­ тики связан с л ев а н ти й ск о й, пром еж уточной водой, но вы раж ен сл а б ее, чем в м орях зап адн ы х бассейнов. В Л евантийском м оре и Ц ентральном бассей н е сл ой пониж енного содер ж ан и я кислорода совм ещ ен с верхней частью глубинны х вод адриатического про­ и схож ден и я, где н абл ю д а ется глубинны й минимум тем пературы.

В Тирренском м оре минимум к ислорода расп ол ож ен в п ереход Рис. 2.27. Распределение содерж ания кислорода (%о по объему —• а, % насы­ щ е н и я — б ), фосфатного фосфора (в) и азота нитритов (мкг/л) (г) в марте 1962 г. на разрезе в северной части А лж иро-П рованского бассейна, по В. А. Е го­ ровой (1970).

/ ном сл ое м е ж д у пром еж уточной левантийской и глубинной водой алж иро-п рован ск ого п р ои схож ден ия. Н аконец, в А л ж и р о-П р о­ ванском бассей н е и м оре А льборан п о л о ж ен и е минимума кисло­ р ода совп адает с ядром пром еж уточной левантийской водной массы. Н а и б о л ее высоким содерж ан и ем, к ислорода во всем С р е­ ди зем ном м оре о б л а д а е т водн ая толщ а А дриатического и Эгей- ' ского м орей, чем у в н ем алой степ ен и способствую т циклониче­ ские круговороты и зи м н ее о х л а ж д ен и е вод.

С одер ж а н и е к ислорода в левантийской п ром еж уточной воде п о­ степенно ум еньш ается с востока на за п а д и особен н о резко — з а ­ п адн ее Тунисского пролива, глубины в котором не превыш ают 500 м. О сновная м асса атлантической воды переносится по оси пролива. У северного бер ега пролива возникает циклонический круговорот, у ю ж н ого — антициклонический. Г л у б ж е 200 м.че­ рез пролив проходит левантийская вода с со д ер ж ан и ем кисло­ р ода 4,0— 4,5 %о, течение которой т а к ж е имеет слож ны й характер 4* и з-за н еровностей дна. В среднем через Тунисский пролив п ер е­ носится воды 28 428 км3/г о д на ю го-восток и 27 108 км3/г о д на сев ер о -за п а д. Ч ер ез Г ибралтарский пролив (слой 0— 150 м) в С р еди зем н ое м оре поступаю т обогащ енны е кислородом воды, со д ер ж а щ и е в ср едн ем 0 2 4,9 % по объ ем у, а в сл ое 150— 300 м из моря вы носятся обедн енн ы е 0 2 воды (в среднем 4,2% о). Т а­ ким о б р а зо м, значительную часть деф ицита к ислорода С р еди зем ­ ное м оре «сбрасы вает» в А тлантику.

С езонны е к олебания кислорода в поверхностном сл ое обусл ов ­ лены главным о б р а зо м изм енениям и тем пературы. Зи м ой и ран ­ ней весной концентрация к ислорода на поверхности по акватории моря м еняется от 6,6 до 4,9°/00 (108— 90 % н асы щ ен ия), летом — осенью в сл ое 0— 25 м — о т 5,3 д о 4,2 % (108— 95 % н асы щ ен ия).

Л етом при прогреве под слоем скачка плотности (10— 75 м) в о з­ никает м аксим ум к и сл орода (5,6— 6,3%о по объ ем у, 101— 120% насы щ ения) как остаток слоя зи м ней конвекции и результат ф о­ тосинтеза.

Органическое вещество и биогенные элементы. С р еди зем н ое м оре относится к бассейн ам олиготроф ного типа. Его о со б ен ­ ностью является низкая первичная продуктивность, соп ряж енн ая с относительно малыми концентрациям и биогенны х элем ентов и органического вещ ества в воде. Тем не м ен ее продукция ор ган и з­ мов высших троф ических уровней довольно значительна, что о б ъ ­ ясняется интенсивной м инерализацией органического вещ ества и быстрой оборачиваем остью биогенны х элем ентов при хорош ей аэрации воднрй т о л щ и и высокой тем п ер атур е воды.

В звеш ен н ое ОВ в м оре представлен о ф итопланктоном, зо о ­ планктоном и брганическим детритом. Ф итопланктон составляет 4— 8 % сёстон а, зоопланктон — около 4 %. Н а дол ю органиче­ ского детри та приходится 88— 92 % всего сестон а. М аксим альное количество органического детри та о б н ар уж ен о в прибреж ны х уча ' стках моря (до 103 тысяч частиц в 1 л воды ) и на горизонтах 40— 50 м в А дриатическом м оре (до 265 тысяч ч асти ц ), м ини­ м альное — в Л евантийском м оре и в северны х рай он ах И ониче­ ского и А дриатического м орей- (около 30 тысяч ч асти ц). Н а гори­ зон те 100 м обычно н абл ю д а ется 2 0 — 70 тысяч частиц в 1 л воды, а затем число частиц быстро убы вает до нескольких тысяч в слое 500— 1000 м.

В в одах С реди зем ного м оря биохим ическое п отреблен и е кис­ л ор ода им еет ш ирокий д и ап азон изм енений, обусловленны х при­ сутствием разны х концентраций стойкого и быстро окисляем ого. О В. Так, Б П К ю заклю чено в п р ед ел ах 0,03— 1,23 м г/л (Е. Ф. Ш уль­ гина, 1971). Ц ер й а н га н а тн а я окисляем ость (0,03— 0,95 м г/л) сви­ детельствует о неконсервативности п реобл адаю щ ей части О В.

П о заклю чению Б. А. Скопинцева, природны е воды, богаты е н е­ стойким О В, хар ак тери зую тся больш им Б П К по сравнению с окислямостью. П о р езультатам н аблю ден и й (Е. Ф. Ш ульгина, 1 9 7 1 ), в С реди зем ном м оре на поверхности Б П К ю в 70% сл у­ чаев превы ш ает окисляемость, а Б П К го, зо, 4о всегда выше окис ляем ости. З а 10 сут в м ор е м ин ерал и зуется бо л ее 50 % О В, а к 20-м суткам м ин ер ал и зац ии п одвер гается у ж е 90 % и сходного О Б.

В ертикальное р асп р едел ен и е биогенны х элем ентов в объ ем е моря хар ак тер и зуется следую щ и м и общ им и чертами.

П оверхностны й слой воды атлантического прои схож ден ия отли­ чается малым содер ж ан и ем ф осф атов и кремния, причём концент­ рации этих элем ентов сл а б о увеличиваю тся на восток: от ан ал и ­ тического нуля ф осф атов и 1,0 м км оль/л кремния в м оре А льбо ран до соответственно 0,03— 0,07 и 2,0 мкм оль/л в Л евантийском море. Н и ж н яя граница этого слоя (Р — 0,1 м км оль/л, — 3.0 м км оль/л) р асп ол агается на глубине порядка 75— 100 м у Г ибралтарского пролива' и 400 м на п о д х о д а х к Т унисском у проливу д о Л евантийского моря, подним аясь д о 150 м п од влия­ нием рельеф а дн а в Т унисском и К рито-А фриканском проливах.

Н а пром еж уточны х гл уби н ах н абл ю дается обр атн ая т ен ден ­ ция. В левантийской водной м а ссе со д ер ж а н и е ф осф атов н ар а­ стает от 0,15— 0,16 м км оль/л (Л еван ти й ское м оре) до 0,3—г 0,4 м кмоль/л (м оре А л ь б о р а н ). А налогично накапливается в воде и растворенны й кремний: от 5— 7 д о 9— 10 м кмоль/л. С одер ж ан и е нитратов на пром еж уточны х гл убин ах моря А л ьбор ан 8.0 м кмоль/л.

Р азли чи я м е ж д у поверхностны ми и промеж уточны м и водами:

по содер ж ан и ю биогенны х элем ентов не слиш ком значительны,, одн ако они говорят о том, что, несм отря на м алую первичную продуктивность, п ром еж уточная водная м асса аккум улирует би о­ генны е вещ ества.

И з сопоставления расп редел ени я концентраций биогенных э л е ­ ментов в м оре А льборан и К адисском за л и в е (см. рис. 2.30) видно, что на уровн е Г ибралтарского порога вода С р еди зем н ого моря со д ер ж и т ф осф атов, силикатов и нитратов больш е, чем при­ л еж а щ а я вода А тлантики. С л едовательно, д а ж е свой небольш ой за п а с биогенны х солей С р еди зем н о е м оре частично отдает А тлан ­ тическом у океану.

В глубинном сл о е моря отм ечается ум еньш ение концентраций ф осф атов и кремния (м ен ее 0,3 и 9,0 м км оль/л) в зап адн ой части увеличение (б о л ее 0,2 и 9,0 м км оль/л) в восточной части м ор я.

и В ертикальное р а сп р едел ен и е ф осф атов и нитратов в северн ой части А л ж и ро-П рованск ого бассей р а (рис. 2.27) о тр аж ает д и н а ­ мику и дви ж ен и я водны х м асс. З д е с ь на глубин ах концентрации биогенны х солей т а к ж е невелики: ф осф атов — м ен ее 0,5 м км оль/л, нитритов — близко к аналитическом у нулю. П осл ед н ее сви детель­ ствует о нормальном протекании п роц есса нитрификации органик ческого вещ ества.

Элементы карбонатной системы. В оды С р еди зем н ого м о р я отличаю тся высокими значениям и pH, обусловленны м и повыш ен­ ными по сравнению с открытым океаном значениям и общ ей щ е­ лочности и гидрологическим и ф акторами. Так, по наблю ден и ям Н И С «В итязь» (1 9 8 8 ), в восточной половине бассейн а и Л ев ан ­ 53^ тийском м оре рНв от поверхности д о сам ы х больш их глубин м е­ н яется всего лишь в п р едел ах 8,18— 8,24. «С тарение» п ром еж уточ ­ ной левантийской водной м ассы приводит к уменьш ению рНв на гл убин ах 2 0 0 ^ 3 0 0 м д о 8,14. Значения рН в в глубинном и при­ донном сл оях повсем естно превыш ают 8,20. В оды поверхностного с л о я имею т значения рН в 8,20— 8,25 в зап адн ой половине б а с­ сей н а и 8,17— 8,20 в восточной его части при сильном летнем про­ греве. П одповерхностны й слой -30— 80 м при развитом ф отосин­ тезе п ри обретает значения рН в бо л ее 8,25. Р асп р едел ен и е зн ач е­ ний pH, приведенны х к тем п ературе 25 °С, по вертикали в м оре Рис. 2.28. Вертикальное распределение значений рН 25 (а), общей щелочности (б) и щелочно-хлорного коэффициента (е) в море Аль боран, по Миллеро, М орзе и Чену (1979).

А л ь б о р а н п оказано на рис. 2.28, подчеркиваю щ ем сл абую и зм ен ­ чивость pH в объ ем е моря.

В о д а м С реди зем ного моря свойственны так ж е повышенные по ср авн ен и ю с океаном,значения общ ей щ елочности. В п оверхн ост­ ном слое по м ере распространения атлантических вод от Г и бр ал ­ тарск ого пролива, их испарения и осолонения общ ая щ елочность постепенно увеличивается. Этому' ж е способствую т речной сток # приток вод из Ч ерного моря (табл. 2.7 )., Г л у б ж е поверхностного слоя значения общ ей и удельной щ е­ лочности резк о н арастаю т (рис. 2.2 8 ). П осл ед н ее связан о с ф ор­ мированием пром еж уточны х и глубинны х вод в тех рай он ах, где поверхностная вода имеет вы сокие значения солености и общ ей щ елочности. Значения, Щ елочно-хлорного коэф ф ициента, однако, не слиш ком отличаю тся от океанских значений. К ром е того, отно лдение АШ/С1 проявляет тенденцию к некотором у уменьш ению с возрастанием солености вообщ е. и в зап адн ом направлении в пром еж уточны х и глубинны х слоях. П одобн ая тенденция гово­ рит о наличии процесса извлечения СаС О з из воды биогенным и хемогенны м путем и п ер ехода его в донны е отлож ения. Б л аго­ дар я этом у при возрастании солености т е м п ы ' прироста щ елоч Таблица 2. A lk lk \ (— * 1о3) на поверхности в отдельных районах Средиземного моря, по Е. Ф. Шульгиной (1971) Щелочность Удельная щ'елочность Район пределы пределы средние средние изменений изменений 326— 349 3,2 П рибосф орский район 3,2 1 —3,3 Черного моря 3, 3,0 2 — 3, М рам орное море 195—250 21D 127— 128 2, Э гейское море 2,7 1 — 2,7 127 2,7 И оническое море- 1 2,6 9 —2, 2,4 7 — 2,5 8 122— 2,5 4 Тунисский пролив 2,5 6 — 2,6 7 124— 127 2,6 о. С ардиния — А фрика 2,6 4 —2,6 7 2,6 6 125— о-ва С ардиния — Сици­ лия ности не соответствую т линейной связи А1к — 5 % К ак показали о.

и сследовани я О. А. А лекина и Д. Е. М орачевского (1971) и М ил леро с соавт. (1 9 7 9 ), вся водная толщ а С реди зем ного моря от поверхности д о дн а н аходи тся в состоянии значительного п ерё 0,30 0,35 0,Ю Ясо, гПа 2,0 2,2 Ш 2 ммоль/кг - - \ • 6) W_ * й ;

а O _.

....

.* • ч** то -С 2Ш V • /* м Рис. 2.29. Вертикальное распределение содерж ания суммарной углекис­ лоты (а), значений парциального давления СОг (б) и относительной н а ­ сыщенности карбонатом кальция (в) (арагонитом — 2 и к ал ьц и то м — 1) в море А льборан, по Миллеро, М орзе и Ч ену (1979).

насы щ ения кальцитом и арагонитом к арбон ата кальция;

(рис. 2.2 9 ). Таким о б р а зо м, гидрохим ические условия в С р еди ­ зем н ом м оре благоприятствую т са д к е СаСОз.

Р асп р ед ел ен и е значений сум м арн ой углекислоты и парциаль­ ного давл ен и я СОг по вертикали (рис. 2.29) проявляет черты, общ и е расп редел ени ю всех гидрохим ических элем ентов. С ледует 55* трлько отметить, что, несм отря на хорош ую аэрацию водной толщ и и наличие небольш их концентраций органического вещ е­ ства в ней, парциальное давл ен и е С О 2 в воде бл агодар я относи­ тельно повышенным тем п ературам п оддер ж и вается на уровне,.превыш ающ ем атмосферны й.

Микроэлементы-металлы. И ссл едован ия 1980-х годов позво­ л и л и выявить н аи бол ее харак терн ы е концентрации некоторых тяж елы х м еталлов в открытых и прибреж ны х рай он ах С р еди ­ зем н ого моря (табл. 2.8 ). Н а б л ю д а ет ся общ ая тенденция возра Таблица 2. “Уровни содержания тяжелых металлов (мкг/л) в открытых и прибрежных водах Средиземного моря, по, сводке Зафиропулоса (1985) О ткры ты е районы, П риб реж н ы е районы, Э лем ент п р едел ы изменчивости сред ни е значения 0,1 0,0005—0,0 Ртуть К&дмий 0,0 0 4 —0,01 1, 0,1 1 —0,21 7, М едь 0,0 1 8 — 0,1 Свинец 1, 0,4 —2,7 16, Цинк «стания концентраций в направлении к берегам, но предельно до, л устим ы е значения ещ е не достигнуты, несм отря на явное влия­ ние речного стока и антропогенны х факторов.

В открытом м оре больш ая часть присутствую щ его в воде м е­ т а л л а приходится на дол ю растворенной фракции. С, п р и бл и ж е­ нием к берегам возрастает дол я взвеш енной фракции. Так, в при­ бреж н ой полосе северо-восточны х районов Л игурийского и Т ир­ ренского м орей (Б р ед ер, 1987) осенью 1980 г. концентрации ра­ створенны х фракций составляли (м лрд-1 по м а ссе): Cd — 10— 107, Pb — 70— 490, Си — 240— 1010. К онцентрации взвеш енны х фракций были равны соответственно 3—-17, 65— 150.0 и 58— 1110 м лрд-1. К онцентрации сум м арной ртути составляли 18— р астворенной 0,8— 1,5 м лрд-1. В оды рек, вп адаю щ и х в Л игурий­ ское м оре, со д е р ж а л и растворенны х м еталлов (м лрд-1 ): C d — 6 — 20, Pb — 38— 111, С и — 110— 390 и H g — 0,7— 3,0 (сум м арн ая ртуть 4—-15).

Д л я ф ормирования б ал ан са тяж елы х м еталлов в С р еди зем ­ ном м оре больш ое зн ачен и е имеет процесс обм ена с А тлантиче­ ск им океаном через Г ибралтарский пролив. С равнение вертикаль­ ных профилей, построенны х по н аблю ден и ям в К адисском зал и в е и центре моря А льборан (рис. 2.3 0 ), показы вает, что в п оверхн о­ стной атлантической воде слева от пролива сод ер ж а н и е м етал ­ л ов сущ ественно меньш е, чем в м оре А льборан. Таким обр азом, по м ер е распространения на восток атлантическая вода п осте­ пенно обогащ ается тяж елы ми м етал лам и от внутренних ср ед и ­ зем н ом орск и х источников. Н аобор от, п ром еж уточная левантий ская водная м асса на уровне порога Г ибралтарского пролива (320 м) имеет концентрации м еталлов, повыш енные по сравнению с поверхностны м слоем. С ледовательно, избы ток накопленны х м еталлов, подобно деф и ц и ту к ислорода, С р еди зем н ое м оре «сбрасы вает» в п р и л еж ащ ую часть А тлантического океана.

Химический состав рассола впадины Tupo. В п ади н а Тиро (ко­ ординаты центра: 33°53' с. ш., 25047' в. д.) расп ол ож ен а в Э л ­ линском ж ел о б е ю ж н ее восточной части о. Крит. Е е придонная!

•'/ г «*- itмаш /а Ямшм/хг^тн&ь/я Няш»/« tu нмт/к Шимолфг сйлмш/ю 5У i г- г»т7 ?.ТЩ, Гi i ч i !• I *" i" ~г г !

_ _» *, в* * * *V *« ч* •• »

Ж %» к « • »

* «• • 9 • « —• • * т ~ h* • • •• ” » • * * № • • О _•.

i* вон °) мкмом/п Si ншом/а Рмктн/кгИтмлфг Симм/« М нт ф г С пшь/ке 5 Я Д 37 38 160 200 2W 0 в 0 0,2 ОЛ 0 ' 4 S 0 1 2 0 123 О W 80 TJT-J p r ^ j r 7ГГ?,,‘КГ7гт- та м Рис. 2.30. Профили вертикального распределения солености, кислорода, силикатов, ф осфатов, нитратов, меди, никеля и кадмия, по Бойлу, Чепнику и соавт. (1985).

а — с т а н ц и я в К ад и сско м з а л и в е (36°00' с. ш., 7°00' з. д.) ;

б — с тан ц и я в м оре А ль бо р ан (Зб^бО' с. ш., 4°30' з. д.).

часть зап ол н ен а р ассол ом, состав которого (табл. 2.9) сильно' отличается от средн его состава воды С реди зем ного м оря. П о ориентировочны м расчетам о бъ ем р ассо л а составляет около 3 - 105 м3.

В ы сокая плотность р ассол а препятствует вертикальном у об--.

м ену, п оэтом у в придонном сл ое рассол а со зд а ет ся стагнирую щ ая ср еда. П ри би одегр адац и и органического вещ ества детри та в р а­ створе накапливаю тся ф осф аты и ам моний. П оследн ий д и ф ф ун ­ дирую щ им сверху кислородом лишь частично окисляется до нит­ ритов. М ож н о полагать, что на этом процесс нитрификации оста­ н авливается, поскольку нитраты в растворе отсутствую т.

' В озникновение рассолов связы ваю т с тем, что в склонах вп а­ дины н аходятся об н а ж ен и я м ессинских звапо^итов, включаю щих ряд солей и м инералов, которы е постепенно растворяю тся м ор­ ской водой. И сточниками главных ионов зд есь являю тся галиты, Таблица 2. \ Химический состав рассола впадины Т иро и типичной морской воды, по Л о -Т эн -Х ав ен у и соавт. (1985) эо2 Мд2+ к+ С1- Саг+ N3+ Бг2+. сг Образец Г/мл г /л 1,199 202,85 121,85 0, Рассол 1,85 4, 1,0 0, 18,79 10,58 0, 1,025 1,26 0,4 0, Морская 2, вода ын+ 3 N0 N ро В г, 0 2 °/оо (ПО и 4 О бразец г /м л об ъ ем у), г /л м к м о л ь /л.Рассол 1,199 0,1 3 50 40 0 331,7 Морская 1,025 0,06 34,1 0,1 0,5 4— 1, вода гипсы и долом иты. П о расчетам, раствор недонасы щ ен по отн о­ ш ению к галиту и пересы щ ен по отнош ению к долом иту. К ак сл едстви е со д ер ж а н и е м агния и кальция в растворе возрастает сравнительно немного. К онцентрация сульф атны х ионов так ж е лимитируется ум еренной растворим остью гипсов. П рисутствие нитритов и сл едов к ислорода не вы нуж дает бактериальную ф лору использовать сульфаты в качестве источника к ислорода. П роц есс сульф атредукции и дет только ив донны х отлож ен иях, г д е в иловых в о д а х с угл убл ени ем от поверхности отлож ений до 300 см со д е р ­ ж а н и е сульф атов ум еньш ается Надвое (от 43 до 34 м м ол ь /л ).

Н едостаточн ое обогащ ени е р ассол а калием объясн яется отсут­ с т в и е м калийных солей в эвапоритах. Что к асается стронция и •брома,* то они лишь играют роль элем ентов включения соответст­ венно в гип сах и галитах.

Открытие вы соком ийерализованны х рассолов во впадине Тиро сл еду ет'о ц ен и т ь как уникальное явление для С реди зем ного - м оря.

.Д онны е отлож ения. Химический состав донны х отлож ен ий :в полной м ере о т р а ж а е т особенности гидрохим ии моря.

П ри хорош ей аэрации, сравнительно высоких тем п ературах, со л ен о ст я х и pH (8,4—,2 на поверхности и 8,1— 8,2 у д н а ) вся водная толщ а находится в состоянии пересы щ ения карбонатом кальция. О тсутствие карбонатной агрессивности воды позволяет всей м ассе биогенного, терригенного и хем огенного карбонатного м атер и ал а аккум улироваться в донны х отлож ениях.

С о дер ж а н и е С а С 0 3 во взвесях составляет (м к г /л ): 3— (0,5 — 32 % м ассы взвеси) в поверхностной воде и в средн ем 76, 60 й 97 на глубин ах 40— 50, 100 и 900 м. О рганогенная к ар бон ат­ ная взвесь представляет собой зер н а раковинного детри та р а зм е­ рам и 5— 50 мкм, хем оген н ая — кристаллы С а С 0 3 и их сростки.

П рактически все донны е отлож ения С реди зем ного моря к ар­ бонатны е (рис. 2.3 1 ). П о генетическим признакам выделяются:

терригенны е ( 3 0 % С а С О з), биогенны е карбонатны е ( 3 0 %, С аС О з), хем огенны е ( 5 0 % С аС О з) и вулканогенны е ( 1 0 % вулканического м атериала,- 3 0 % С аС О з) отлож ения. С р еди терр.игенных отлож ен ий вы деляю тся бескар бонатны е (10% С аС О з) и сл абоизвестковы е (1 0 — 30 % С а С 0 3), а среди биоген­ ных карбонатны х — известковы е (3 0 — 50 % С аС О з) и сильноизве­ стковы е ( 5 0 % С а С 0 3). П о частоте встречаем ости и заним аем ой, п лощ ади дн а резко п р еобл ад аю т биогенны е известковы е и силь­ ноизвестковы е отлож ен ия (54 и 2 4 % п л ощ ади ). Терригённы е отлож ен ия покрываю т около 20 % п лощ ади (бескар бонатны е — 2 %, слабои звестк овы е — около 1 8 % ). Д оля вулканогенны х и:

хем огенны х отл ож ен ий вм есте с вы ходами коренны х пород состав­ ляет всего около 2 % пл ощ ади д н а моря.

И з к арбон атов н а и б о л е е распространены в отл ож ен иях каль­ циты н йзком агнезиальны е (д о 4 % Л ^ С 0 3) и вы соком агнезиаль­ н ы е ‘ (4 — 11 % М ^С О з). П ервы е п р ео б л а да ю т среди к арбон атов центральны х и зап адн ы х районов м оря, вторые — в восточных районах. А рагонит составляет 0— 82 % суммы карбонатов и при­ сутствует постоянно в раковинны х п есках на глуби н ах д о 150 м, г л у б ж е его практически нет.

П овы ш енная тем п ер атур а воды' и избы ток растворенного кис­ лор ода в водной тол щ е ускоряю т м инерализацию органического вещ ества, поэтом у н е п одвергается полном у р азл ож ен и ю и дости ­ гает дна н е бо л ее 0,06— 0,02 % и сходного органического вещ ества.

О тсю да в донны х отлож ен иях н абл ю да ется низкое содерж ание органических вещ еств. К онцентрация С 0рг в верхней сл ое о т л о ж е­ ний (0— 5 см ) кол ебл ется от 0,2 до 1,6 %, а ее ср едн и е значения для различны х генетичесдих типовг отл ож ен ий — от 0,45 д о 0,63 %.

Это в 3— 6 р аз меньш е, чем в др уги х м орях Атлантического ок е­ ана. П овы ш енное со д ер ж а н и е С0рг отм ечается в устьевы х уч аст­ ках, а та к ж е на м атериковом склоне и его п однож и и. Н аи бол ее.

обедн ены органическим угл ер одом донны е отл ож ен и я централь­ ных районов моря.

М алы е концентрации кремния в в о д е обеспечиваю т бедность, взвеш енного м атери ал а аморфны м и аутигенным кремнеземом:

(валовая концентрация взвеш енного к р ем н езем а 0— 207 м к г/л ).

Аморфны й к рем незем составляет раковинки ди атом ей, р ади ол я ­ рий, ф лагеллат и их облом ки. В донны х отлож ен и я х кремния т о ж е очень м ало — обычно м енее 1 %, со средним содер ж ан и ем 0,8 6 %. М инимальным со д ер ж а н и ем кремния отличаю тся вы соко­ к арбонатны е м елководны е отлож ен ия аридной зоны. П р о сл еж и ­ вается общ ая законом ерность: обр а зо в а н и е кремнистого м атери ­ ала в водной тол щ е и его накопление в отл ож ен и я х прямо про­ тивополож ны накоплению С а С 0 3.

5& Рис. 2.31. Содерж ание С а С 0 3 (% ) в верхнем слое донных отложений Средиземного моря, по Е. М. Емельянову, А. Ю. М итропольскому и А. М. М усса (1979).

1) 1 0 ;

2) 1 0 -3 0 ;

3 ) 30—50;

4 ) 5 0 -7 0 ;

5) 7 0 -9 0 ;

6) 9 0.

З а п а с биогенны х вещ еств в м оре лимитируется выносом п р о­ м еж уточ н ой воды в А тлантику ч ерез Г йбралтарский пролив.

В сл ед ств и е этого С р ед и зем н о е м оре об едн ен о ф осф атам и. А н ал о­ гично и верхний слой донны х отл ож ен ий и м еет м ал ое со д е р ­ ж а н и е органического ф осф ора: от 0,03 до 0,06 %. М аксим альны е концентрации о бн ар уж ен ы в терригенны х бескарбонатны х отл о­ ж ен и я х, минимальны е — р известковы х кокколито-ф орам иниф еро вых пелитовы х илах.

Р асп р ед ел ен и е основны х м еталлов (Р е, М п, Тл) в верхнем с л о е отл ож ен ий связан о с харак тер ом седим ентации и с вещ е­ ственно-генетическими типами осадков.

А бсол ю тн ая концентрация ж е л е за во взвесях м еняется в п ре­ д е л а х 1,5— 43,2 мкг/л (относительная 0,1 — 1 4,7 % )- О тноситель­ н ое с о д ер ж а н и е взвеш енного ж е л е за в тол щ е в од увеличивается.

Т ак ж е во взвесях ведут себя м арган ец (0,001— 0,072 % на поверх­ ности, в глубинны х в о д а х 0,0 0 3 — 0,163 %) и титан (0,005— 0,5 0 % на поверхности м оря, ;

аа гл уби н ах 0,01— 0,88 % ). А бсолю т-, ны е концентрации Т1В 0,02— 1^10 м кг/л. Это больш е, чем в ок е­ Зв ан е, но меньш е, чем в Б алтийском море.

В открытых рай он ах м орях основная часть м арганца п р ед­ став л ен а различным'и гелям и и гидроокислам и, образованны м и в сам ом водоем е. В глубинны х в о д а х взвеси обогащ аю тся м арган ­ ц ем по сравнению с ж ел езо м за счет поглощ ения растворенного и коллоидного м арган ц а гидроокисям и ж е л е за и глинисты ми м и­ н ералам и. Это особен н о за м етн о в сл ое 5 0 — 500 м, где идет интен­ си вн ое р а зл о ж ен и е органического вещ ества.

М иним альное ( 1 %) и п они ж енн ое (1— 3 %) сод ер ж а н и е ж е л е з а н а б л ю д а ет ся в вы сококарбонатны х или кварцевы х отл о­ ж ен и я х северны х обл астей. П овы ш енное со д ер ж а н и е ( 4 % ) от­ м ечается в терригенны х пелитовы х илах н а и бол ее глубоких ц ен­ тральны х участков впадин. В отл ож ен и я х остальны х районов со ­ д е р ж а н и е ж е л е за 3— 4 % • Н аи больш и е пл ощ ади дн а покрыты отлож ениям и, с о д ер ж а -.

щ ими от 0,05 д о 0,10 % М п и о т 0,2 д о 0,4 % Т1. М аксим альны е концентрации м арганца и титана относятся к самым глубоким рай он ам м оря и к устьевым участкам, г д е отлагаю тся тончайш ие частицы речных выносов. М инимальны е концентрации прибли­ ж ен ы к периферийны м участкам б ассей н а и бессточны м аридным обл астя м с биогенными карбонатны м и песками.

Д ан н ы е о средн ем сод ер ж а н и и некоторы х други х м акро- и м икроэлем ентов в верхнем сл ое отл ож ен ий моря приведены в т а б л. 2.10.

Загр язн ен и е морской среды. С реди зем н ом орье хар ак тер и зу­ ется наличием практически всех видов хозяйственной дея т ел ь ­ ности и соответствую щ его воздействия на экологические системы.

В п оследни е годы в связи с обострен и ем и усл ож н ен и ем про;

блем ок руж аю щ ей среды м ногие экологически опасны е производства (хим ическое, н еф те-хим ическое, ц ел л ю л о зн о -бум аж н ое, верная и цветная м еталлургия) постепенно перем ещ аю тся к морским Таблица 2. Среднее содержание К, N3, А1 (% ) и микроэлементов (п -1 0 ~ 4 %) в верхнем слое отложений Средиземного моря (без авандельты Нила), по обобщениям Е. М. Емельянова, А. Ю. Митропольского, К. М. Шимкуса и А. М. М усса (1979) I N Тип отложений -А1 №! Сг К Со 2п Си Т ерригенны е слабоизвестковы е (10—30 % С аС О з) —.

— •— —.

М елкоалевритовы й 1,98 10, 2, — 5,5 А левритово - пелитовый 1,55 1,37 43 118 89 П елитовы й ил 2,0 1,86 6,61 54 117 | 25' 1, С реднее 1,76 7,1 5. 52 117 95 Биогенные карбонатны е (30-- 5 0 % С аС О з) —. — П ески 0,9 4 1,21 45,— Крупные алевриты 1,04 0,96 46 68 •2,47 ' — М елкоалевритовы й 1,13 1,50 50 80 1, А левритово-пелитовы й 81 Д,4 0 / 5,4 4 ' 54 24 5,81 П елитовы й ил 1,66 53 84 1, 5,31 С реднее 1,50 1,42 51 24 Л О С Биогеннь е сильноизвест ковые % С аС О з) V — — 0,8 П ески 0,3 7 14 30 — — 1, К рупные алевриты 1,32 15 63 58 1& 1,08 1,17 3,3 3 * М елкоалевритовы й 65 32 - АО 1,24 2,5 А левритово - пелитовый 1,27 45 60 70 1,08 1,47 4,3 2 ' П елитовы й ил 76 — 0,9 3 3,4 3 54 С реднее 1,14 37 25 побереж ьям. Б ольш ая часть загрязнений п оп адает в м орскую ср еду из источников на п о б ер еж ье и со стоком сильно загр я зн ен ­ ны х'рек. ' С редизем ном орью свойственны р езк и е контрасты в уровнях концентрации источников загрязн ени я на п обер еж ье. Так, очень высока концентрация промы ш ленности И зраи ля по сравнению со странам и С еверной А фрики и Б ли ж н его В осток а. Разли чн ы е районы п обер еж ья сильно различаю тся м е ж д у собой по х а р а к ­ тер у производства. В стран ах зап адн ой части моря добы ваю тся сера и серный колчедан (И талия, И сп ан и я ), ртуть (И сп а н и я ), фосфориты (А тласск и е гор ы ). В восточном С реди зем н ом орье н аходятся крупный нефтеносны й район и область сл ож н ой рудной м инерализации со скоплениями сурьмы, мышьяка и многих м е­ таллов. Д обы в аю щ ая промы ш ленность со зд а ет пы левое за г р я з­ нение и п р обл ем у сточных вод вследствие дренирования назем ны х и подзем ны х р азр аботок. З а гр я зн ен и е м оря токсичными вещ ест­ вами в м естах сбр оса сточных вод стал о обычным явлением.

С бр ос токсичного красного ила при п ереработк е бокситов осущ е­ ствляется вдоль береговой линии Ф ранции и северного п обер еж ья А дри ати ч еск ого м оря. П редприятия чёрной м еталлургии за г р я з­ няю т м оре н еф теп родук там и, ф енолам и, см олам и, кислотами.

Н абл ю да ю т ся утечки нефти с нефтяны х п латф орм, а та к ж е с о т ­ х одам и неф теп ерерабаты ваю щ ей и неф техим ической промы ш лен­ ности. Э ксплуатация' скваж ин ведется на м атериковом ш ельф е И спании, М альты, Т униса, на п о б ер еж ь е Сицилии и А дриатики, у берегов Л ивии. Б ольш ие объем ы загрязн яю щ их вещ еств д а й т сельск охозяй ств ен н ое производство (удобр ен и я, пестициды ) и ком ­ м унальны е отходы. Н а и б о л ее сильно загрязнены бытовыми сто* ками И сп анск ое п о бер еж ье, участок береговой линии от Б арсе-, лоны д о Генуи, практически все п о б ер еж ь е И талии, северная часть А дриатического м оря, район С там бул а, п обер еж ья Л ивана и И зраи ля.

' В конце 1970-х годов вп адаю щ и е реки выносили бол ее 20 м лрд м3/г о д сточных и балластны х вод, из которы х лишь 1 0 % подвергались очистке. К 2000 г. о б ъ ем сбросов грозит д о ­ стичь 37 м л р д м3/го д. Со сточными водам и в м оре п оп адает бол ее 5 0 0 млн т загря зн яю щ и х примесей, в том числе до 60 тыс. т д е ­ тергентов, 120 тыс. т минеральны х м асел, 90 тыс. т пестицидов, 36 0 тыс. т ф осф ора и свы ш е 1 млн т азота. П ри этом удел ьн ое загр я зн ен и е (на единицу п лощ ади) значительно превы ш ает ср е д ­ ние показател и дл я М ирового океана. Загр язн я ю щ и е вещ ества п о д воздей ствием динам ических ф акторов расп ределяю тся в о бъ ем е моря.

Так, п оверхн остн ое за гр я зн ен и е нефтяны ми угл еводор одам и (Н У ) восточной части м оря в конце 1970-х годов вы раж алось значительны м и концентрациям и. Э кстрагирование Н У из боль­ ш ого количества проб с Глубины 1 м четы реххлористы м углеро­ д о м с концовкой на ф лю оресцентном сп ек тром етре (Р эви д, О рен и соавт., 1985) п ок азал о, что в Л евантийском море, особенн о м е ж д у островам и Крит и Кипр, со д ер ж а н и е диспергированны х Н У м ож ет достигать 20 м кг/л, а растворенны х 25— 40 мкг/л.

Д р уги м и и ссл едованиям и (В. И. М ихайлов;

19 7 9 ), выполненными м етодом И К -спектром етрии на акватории от м оря А льборан до о. Крит, бы ло устан овл ен о п р ео б л а да ю щ ее тяготение Н У к по­ верхн остн ом у м икрослою (П М С ) (табл. 2.1 1 ). Н а глубин е 1 м растворенны е Н У, как правило, не обн ар уж и вали сь, а взвеш енная ф орм а не превы ш ала 0,1 м г/л. В П М С (0,2 м м) со д ер ж а н и е р а ­ створенны х Н У составляет 0,1— 2,05 м г/л с повышением к шель Таблица 2. • Средние концентрации нефтяных углеводородов в поверхностных слоях Средиземного моря (м г/л), по В. И. Михайлову (1979) ' Слой, мм Взвешенная часть Растворенная часть С умма * -ч 0,6 5 + 0,0 3 0,9 9 + 0,0 5 ' 1,6 4 + 0,0 0, 0,0 2 ± 0,0 0 1 0, 0 2 ± 0,001 0,0 фовым районам и к ю гу от Сицилии. В звеш ен н ы е Н У н а б л ю д а ­ лись в п р едел ах 0,12— 1,40 м г/л с м аксим ум ом вблизи Г и бр ал ­ тарского пролива.

Б о л ее п оздн и е данны е, полученны е при реали зац ии ряда про­ грамм м ониторинга, легли в основу расчета бал ан са Н У дл я С ре­ ди зем н ого моря. О бщ ая м а с са Н У, поступаю щ их в м оре от всех источников, оценивается в 8 8 3 •1 О т/год.

3 Р асп р едел ен и е этого количества по составным частям экосистемы и расходны м статьям д а н о в та б л. 2.12 и 2.13.

Таблица 2. Распределение годового притока нефтяных углеводородов в экосистеме Средиземного моря, по Бернсу и Салиоту.(1966) Д 3 т/год О Накопление Ч а с т и экосистем ы А тм осф ера (испарение и поступление Н У и — П А С с осадкам и от береговы х источников) — 180 Выброс тяж елы х Н У на берег П лаваю щ ие нефтяны е комочки — 5' П оверхностны е пленки, — — Н езначительно П оверхностный микрослой — С орбция взвесями:

—. 234-1О прибреж ны е донные ртложения — глубоководны е донные отлож ения 117- Биомасса -- М о р ск ая вода:

-- поверхностны й слой 2,5 -Ю глубинный слой 883 2,8 5 - 10е Сумма Таблица Статьи расхода нефтяных углеводородов в Средиземном море, по Бернсу и Салиоту (1986) Расход 103 т/год У летучивание с последую щ ей дегр адац и ей в атм осф ере Выброс ком очков (тяж ел ы х Н У ) на берег с последую щ ей деградац и ей С едиментация: с деградац и ей лабильны х фракций 193, с захоронением остаточных фракций 31, Б и од еград ац и я в водной толщ е А ккум уляци я в глубинных водах Обмен с другими морями Н езначительный Г одовая сум~ма / * ' Н есм отря на высокие концентрации Н У в П М С, общ ее со д ер ­ ж а н и е Н У в этом сл ое по сравнению с другим и резер в уар ам и вы глядит незначительны м, хотя экологическая роль П М С очень важ н а.


О бщ ее с о д ер ж а н и е Н У в глубинны х в од ах вы ведено, ис­ ходя из ср едн ей концентрации 0,7 мкг/л. Общ ий за п а с, накоплен­ ных к настоящ ем у врем ени остаточны х Н У в донны х отлсЬкениях и глубинны х водны х м а сса х моря составляет 2,85 • 106 т. И з соот­ ношений приходны х и расходн ы х статей б ал ан са п олучается, что еж его д н о в м оре аккум улируется 7 3,5 -1 03 т НУ, а 8 1 0 - 103 т п о д ­ вергается би одегр адаци и.. ' П рисутствие хлорированны х угл еводор одов т а к ж е 1 повсем естно отм ечается в С реди зем ном м оре. П о д обн о НУ, хлорорганические пестициды (Х О П ) тяготею т к П М С. П о н аблю ден и ям Ю77 г.

с применением газовой хр ом атограф ии (В. И. М ихайлов, 197^),, вдоль пелагиали м оря в ПМ С пределы изменчивости концентра­ ций Д Д Т, Д Д Д, Д Д Е и у-Г Х Ц Г составляли соответственно 10— 89, 2— 32, 4— 23 и 2— 68 нг/л с м аксим ум ом ю ж н ее Сицилии. Н а дол ю Д Д Т приходится д о 64 % его суммы с м етаболи там и, что говорит о сравнительно «н едавн ем » загрязнении. К онцентрирова­ ние Х О П в ПМ& соп р яж ен о с концентрированием НУ. М е ж д у растворенной частью Н У и Д Д Т сущ ествует линейная связь с коэф ф ициентом корреляции 0,72 ± 0,0 8. М еж ду' взвеш енной частью Н У и сум м ой м етаболитов Д Д Т коэф ф ициент линейной корреляции 0,6 8 ± 0,0 8.

С ум ма хлорированны х угл еводор одов, растворенны х в водной толщ е м оря, м еняется по вертикали в п р едел ах О^З— 1,Д нг/л.

С ведения о со дер ж ан и и отдельны х вещ еств этого класса во в зве­ сях, донны х отл ож ен иях и поверхностном планктоне приведены в т абл. 2.14.

И сследован ия 1980— 1983 гг. д а ю т представлен и е о б уровнях концентраций сурф актантов и анионоактивны х детерген тов в за - п адной части С р еди зем н ого м оря и в северном конце А дриатики (К осович, Зути к и соавт., 19 8 5 ). Эти районы различаю тся интен­ сивностью антропогенны х воздействий, поэтом у пределы и зм ен ­ чивости концентраций сурф актантов в поверхностном сл ое состав­ ляю т на за п а д е С реди зем ном орья 0,02— 1,5 м г/л, а на. сев ер е А дриатического моря 0,04— 5,5 м г/л. С о д ер ж а н и е анионоактивны х детерген тов в А дри ати к е м енялось в п р едел ах 6— 200 м кг/л ч м ак ­ с сим ум ом зим ой.

О хран а морской среды. П о уровню загрязн ени я в 1960— 1970-х г о д а х С р еди зем н ое м оре н аходил ось на одном из первых м ест среди м орей М ирового океана. В Л он донской конвенции 1973 г. по предотвращ ению загря зн ен и я моря с судов (М А Р П О Л -7 3 ) С р еди зем н о е м оре ф игурирует как «особы й»

район, дл я к о т о р о г о, тр ебовани я конвенции уж есточаю тся и все возм ож ны е виды сбросов строго реглам ентирую тся.

Первым ш агом регионального сотрудничества в д ел е охраны среды С реди зем ном орья бы ло п р оведен ие в январе— ф еврале 1975 г. в Б ар сел он е М еж правительственной встречи 16 прибреж ны х государств С редизем ном орья, на которой с участием Ю Н Е П, органов и уч р еж ден ий О О Н был принят С редизем ном орский 5 Зак. № 1б1,. Таблица 2. Концентрации некоторых хлорированных углеводородов во взвесях, донных отлож ениях и поверхностном зоопланк­ тоне северо-западной части Средиземного моря в 1982—1983 гг., по Бернсу и Вилльеневу (1986) Объект Токсафен ПХ Б ддд ГХБ1 ддт 7 -Г Х П ДДЕ 0,0 0 6 —0,0 0,0 9 —0,9 0 0,0 4 —0, — 0,005—0,016 0,3 —0, В зв еси, н г /л — 0,0 1 3 —0, 0,1 — 1,0 0,007—0, 0,0 0 5 —0,1 0,0 2 — 0, 0,0 2 —0,5 4 0,3 — 1, О т л о ж е н и я, н г /л З о о п л а н к т о н 3, м л н - (п о м а с с е ):

13—20 2— 3 ' 2 —4 2 — с м еш ан н ы й Г 1,0 — 8— 21— 130 — • • э у ф а у зи и д ы — — — 3 6 — копеподы — — 3 — — М едузы — — | Гексахлорбензен. 2 У'Гексахлоргексан (линдан). 3 Сухого вещ ества.

план действий, охваты ваю щ ий весь комплекс экологических проблем С редизем ном орья.

О дн им чиз важ нейш их направлений реал и зац ии плана действий являлось осущ ествление координированной программы научных исследований, мониторинга, обм ен а инф орм ацией, оценки состоя­ ния загрязн енн ости и мер по защ и те ок руж аю щ ей среды. В этой р аботе приняли уч асти е 84 и сследовательских уч р еж ден и я из среди зем н ом ор ск их стран.

Первый этап исследований и мониторинга (М Е Д П О Л -1) о хв а­ тывал п ериод с 1975 по 1981 г. и осущ ествлялся по следую щ им опытным проектам:

1) базовы е и сследовани я и м ониторинг нефти и НУ в морской воде;

2) базов ы е и сследовани я и мониторинг м еталлов, Д Д Т, П Х Б и други х хлорированны х угл еводор одов в м орских организм ах;

3) влияние загря зн яю щ их вещ еств на м орские организмы и их популяции;

4) влияние загрязн яю щ их вещ еств на м орские сообщ ества и экосистемы ;

5) проблемы п ри бреж н ого распространения ' загрязняю щ их вещ еств;

.

6) контроль качеств^ п ри бреж н ы х вод.

В 1981 г. ср еди зем н ом орск ие страны одобри ли долгосрочную (1981— 1991 гг.) п рограм м у и сследовани я и мониторинга за г р я з­ нений С р еди зем ного м оря (М Е Д П О Л -П ), вклю чаю щ ую четыре взаим одополняю щ их вида мониторинга: источников загрязн ени я, прибреж ны х районов с эстуариям и, отдельны х районов откры­ того моря, переноса загрязн яю щ их вещ еств через атм осф еру.

В М Е Д П О Л -П вошли 12 проектов, посвящ енны х р азр аботк е м е­ тодов сопоставления и критериев качества ок руж аю щ ей среды, исследованию токсичности и поведения канцерогенны х вещ еств в морской ср еде, эпидем иологии отдельны х загрязн яю щ их ве­ щ еств. ' С ледую щ им важ ны м направлением в реали зац ии С реди зем но морского плана действий выступило интеграционное планирова­ ние социально-эконом ического развития и управления ресурсам и региона. В. 1977 г. на совещ ании п редставителей прибреж ны х государств в С плите (Ю гославия) были одобрены совм естны е мероприятия правительств и сп ец уч реж ден и й О О Н, п редусм атри ­ ваю щ ие координацию и сследований по перспективном у соц и ­ ально-эконом ическом у развитию С реди зем ном орья («Г олубой п л а н » ). И н тегрирую щ ее планирование охваты вало ряд сп ец и аль­ ных программ деятельности:

1) р азр а б о тк а и вн едрение технологий, прием лем ы х с точки зрения экономики, экологии и здоровья человека в так и х о б л а ­ стях, как б езо п а сн о е р азм ещ ен и е и утилизация бытовых и про­ мыш ленных отходов, восстановление наруш енны х экоси стем, з а ­ щ ита и стаби л и зац ия почв, рац и он ал ьн ое и спользование и рецир крляциа пресны х в од и т. д.;

67:

5* 2) изучение затр ат, а та к ж е экологических и социальны х п реи ­ мущ еств, возникаю щ их при учете экологического ф актора в про­ ектах развития;

3) анализ последствий развития экономики, промы ш ленности и туризм а дл я состояния' ок руж аю щ ей среды региона с учетом национального суверенитета и особенн остей эконом ической поли­ тики к а ж до й страны;

4) изучение и р азр аботк а системы проф ессиональной п одго­ товки на всех уровнях.

Д л я проведения организационны х м ероприятий и ф инансиро­ вания проектов в 1979 г. прибреж ны м и государствам и создан ц е­ левой ф онд, уп равлен ие которым доверен о Ю Н Е П.

С редизем ном орский план действий уникален как по охвату объектов деятельности, так и по кругу участников и исполни­ телей. ' 2.4. Восточно-тропические районы А тлантического ок еана О бщ ие чер'гы гидрохим ического р еж и м а. В восточно-тропиче­ ских районах А тлантического океана гидрохим ический реж им вод ф ормируется п р еж д е всего под воздействием крупном асш табной циркуляции поверхностны х и пром еж уточны х водны х масс;

С евер­ ный и южный субтропические антициклонические круговороты, С еверное и Ю ж н ое П ассатны е течения, а так ж е М еж п ассатн ое противотечение сл у ж а т причиной возникновения слож н ой системы окраинных и прибреж ны х течений, вергенция которы х со зд а ет зоны мощ ны х апвеллингов вдоль п обер еж ья Африки.

При отклонении от берега потока. К анарского течения и встречных ем у вод течения З ел ен о го М ыса возникает п р и бр еж ­ ный К анарский апвеллинг, усиливаем ы й подъем ом вод в восточ­ ном северо-тропическом циклоническом круговороте. Ю ж н ее эк в а­ тора из последовательности: М еж п ассатн ое противотечение — Гвинейское и А нгольское течения, п осле отклонения от м атерика вод Ангольского течения и п ри ходящ его с ю га Бенгельского теч е­ ния та к ж е р о ж д а ю т ся прибреж ны й Бенгельско-А нгольский апвел­ линг и восточный ю ж но-тропический циклонический круговорот.

Основные м акроциркуляционны е системы сохраняю тся в теч е­ ние всего года. С езон н ая изменчивость циркуляции вод вы р аж а­ ется сравнительно небольш им см ещ ением систем в м ериди он аль­ ном направлении и усилением интенсивности циркуляции зим ой за счет увеличения тем пературны х контрастов м е ж д у низкими и высокими ш иротами.

М акроциркуляционны е системы ф ормирую тся в п роц ессе в заи ­ м одействия океана с атм осф ерой и наибольш ее развитие п олу­ чают в поверхностном сл ое толщ иной до 200 м. П р еобл адан и е зон ал ьн ой циркуляции просл еж и вается главным обр азом д о ядр а | пром еж уточны х вод на гл убин ах от 300— 400 до 800— 1000. м, н и ж е все б о л ее усиливается м еридиональная составляю щ ая п ер е­ носа вод. О тсю да сл едует, что экстрем альны е значения гидрохим и­ ческих характеристик, появляю щ иеся в в о д а х прибреж ны х апвел Лингов на ш ельф ах, дол ж ны распространяться от м атерика на за п а д, нивелируясь по м ере перемеш ивания подповерхностны х и пром еж уточны х в од с окруж аю щ им и водными м ассам и. Этом у полож ению соответствует р асп р едел ен и е солености воды на по­ верхности океана для зим него и летнего сезон ов (рис. 2.3 2 ). Бен гельекое течение несет вдоль берегов ю ж ной Африки в оду с соле Рис. 2.32. Соленость воды (%о) на поверхности океана зимой (а) и ле­ том (б).


ностью м енее 35,5 % из ум еренны х ю ж ны х ш ирот, а в экватори­ альном районе соленость становится ниж е 30 % по направлению к бер егу, гд е велико влияние речного стока и атм осф ерны х о с а д ­ к ов,. ' К анарский и Бенгельский апвеллинги сл у ж а т для п одп ов ерх­ ностного и пром еж уточного слоев очагам и минимальны х концен­ траций кислорода и максимальны х концентраций СОг, ф осф атов, нитратов и други х биогенны х вещ еств. В ы ход насы щ енны х би о­ генными вещ ествам и подповерхностны х и пром еж уточны х вод в эвф отическую зо н у по м атериковом у склону и ш ельф у о б есп е ­ чивает исключительно высокий уровень первичной продукции и други х видов биологической продукции. О пускаясь из эвф отиче ской зоны в п одсти лаю щ и е слои воды и дон ны е отлож ения, отм ер ­ ш ее органическое вещ ество в п р оц ессе окисления и м ин ерали за ции обостряет деф и ц и т растворенного кислорода и увеличивает запас биогенных вещ еств в воде.

Р асп ределен и е-растворен н огю к ислорода в поверхностной в оде океана (рис. 2.33) и м еет в основном зональны й харак тер с н ар у­ ш ениями зональности в приафриканских районах, • где с о д е р ж а ­ ние Ог увеличивается за счет м ощ ного ф отосинтеза и действия холодны х течений. В в оде продуктивны х районов со д ер ж ан и е кис. л ор о да м ож ет достигать 110— 120 % насыщ ения. В подповерхно­ стном и пром еж уточном слоях (горизонты 200 и 500 м) м еж д у северным, и ю жным тропиками от зап адн о-аф ри к ан ск и х берегов., два языка вод с минимальными- концентрациями к ислорода — северный и южный — распространяю тся на за п а д под в оздей ст­ вием пассатны х и экваториальны х течений. Г лубина ядра осн ов­ ного минимума кислорода увеличивается в этом ж е направлении.

О больш ой напряж енности процессов продукции и деструкции органического вещ ества в апвеллингах свидетельствую т вы сокие значения годового биохим ического потребления к ислорода, со ­ ставляю щ ие, по В. Н. И ваненкову (1 9 7 9 ), до 23,1 м г/л в сл ое 0— 100 м и д о 1,7 мг/л в сл ое 100— 200 м.

Аналогичны е языки вод с повышенными концентрациями от районов апвёллингов н абл ю даю тся и в расп ределени и биогенных вещ еств — нитратов и ф осф атов (рис. 2.34, 2.3 5 ). Н а поверхности океана со д ер ж а н и е биогенны х вещ еств минимально и при интен, сивном ф отосинтезе дости гает аналитического нуля. Н и ж е слоя ф отосинтеза н а ч и н а ет ся ' зон а аккумуляции биогенны х вещ еств.

И х накопление будет соответствовать деф ициту к ислорода, по­ скольку при н овообразовани и и м инерализации органического комплекса Р 2, С 0 2 и биогенны е элементы связаны м еж д у собой стехиом етрическим и соотнош ениями. С удален и ем от берегов глу бина расп ол ож ен и я промеж уточны х м аксим умов биогенных э л е ­ м ентов та к ж е увеличивается, однако отличается от глубины ядра минимума к ислорода. Если в тропической пелагиали глубина ядр а минимума к ислорода н е превышае,т 400 м, то максим ум ф осф атов расп ол агается на гл убин ах 600— 800 м, а м аксимум ни­ тратов — около 800 м.

Р а сп р едел ен и е концентраций С 0 2 и показателя состояния карбонатной системы pH (рис. 2.36) находится в полном соответ \ ствии с расп ределени ем растворенного к ислорода, поскольку р а сх о д кислорода' на окисление органического вещ ества соп ря­ ж ен с вы делением эквивалентного количества С 0 2 и п он и ж е­ нием pH.

Район, прилеж ащ ий к север о-зап адн ой Африке. О кеанограф и­ ческие набл ю ден и я в районах, примы кающ их к п обереж ью северо зап адн ой Африки в п олосе от 30 д о 12° с. ш., свидетельствую т о наличии зд есь интенсивных восходящ их дви ж ен и й вод. Вы нос питательных солей в эвф отическую зон у приводит к бурн ом у р а з­ витию фито- и зоопланктона, обеспечивая разм н ож ен и е и нагул промы словы х видов рыб. О днако области повыш енной биологиче­ ской продуктивности расп олагаю тся не непреры вно вдоль;

70 г \ Рис. 2.34. Содержание нитратов (мкмоль/л) в воде- на поверхности океана зимой (а) и на горизонтах ( б ) и 500 (б) м.

i п обер еж ья, а локализованы в виде больш их отдельны х пятен, ф орм ирование которых зависит п р еж д е всего от структуры полей призем ного ветра и поверхностны х, течений.

П оздн ей зимой (ф евраль— март) апвеллинг охваты вает всю п ри бреж н ую п олосу от 30 д о 12° с. ш. (рис. 2.3 7 ). Ю ж н ее р асп о­ л агается тропическая • ф ронтальная зон а, отделяю щ ая теплую (б о л ее 21 °С ) и н изкосоленую (м ен ее 35°/оо) тропическую при Рис. 2.36. Значения.pH воды на поверхности океана зимой Северного по­ луш ария (а) и на горизонте 500 м (б).

бр еж н ую воду от хол одн ой и бол ее соленой воды апвеллинга.

В это время м ож н о набл ю дать два хорош о вы раж енны х ядра апвеллинга: север н ее м. К ап-Б лан с тем п ературой воды на п о­ верхности н и ж е 15 °С и ю ж н ее с тем пературой около 16 °С. Эти различия связаны с вы ходом на ш ельф дв ух разн ородн ы х подпо. верхностны х водны х м асс. С еверн ее м. К ап-Б лан апвеллинг с о з­ дается подъем ом североатлантической центральной воды (36,1— 36,4 % из слоя 200— 300 м, в ю ж ной части при бреж н ой полосы 0) по ш ельф у подним ается ю ж н о-атлантическая центральная вода (35,6— 35,9%о) из слоя 100— 200 м. П оэтом у северн ое ядро апвел­ линга выглядит б о л ее мощным. ^ Л етом (август) тропический фронт п ерем ещ ается к северу 0 2 0 — 21° с. ш. (рис. 2.37 б ). В ю ж ной половине района апвел линг практически отсутствует, а в северной п о-преж н ем у со хр а­ няется. ' О пределенны й интерес п редставляет количественная оценка интенсивности п ри бреж н ого апвеллинга, вы полненная А. Д. Ки ричеком и В. И. С ухоруком (1975) на осн ове осенних (октябрь— Рис. 2.37. Температура воды (°С) на поверхности океана в фев­ рале—марте ( а ) и августе (б) 1973 г., по Миттелыптадту (1983).

н оябрь) гидром етеор ологических н абл ю ден и й и м одели Э к м ан а—* С вер др уп а. С ущ ность м одели сводится к сл едую щ ем у. П ри н али ­ чии ветрового потока вдоль за п а д н о го п обер еж ья м атерика к зк-, ватору возникает перенос' вод, направленны й перпендикулярно бер егу в океан и численно равный М х = хУП, где М х — зональны й экм ановский перенос;

ху — м еридиональны й компонент тангенциального напряж ения ветра;

/ — параметр Ко* риолиса.

В стационарны х условиях этот перенос д о л ж ен компенсиро­ ваться восходящ им и движ ениям и воды со средней скоростью Н= М Х, Ц г д е Ь — ш ирина зоны при бреж н ого апвеллинга.

Ш ирина зоны, ухваченной апвеллингом, п риближ енно изм еря­ ется расстоянием м е ж д у береговой чертой и областью, г д е гори­ зонтальны е градиенты тем пературы воды имею т м аксим альны е значения.

Если известны скорости при бреж н ого апвеллинга и верти­ кальны е градиенты концентраций биогенных вещ еств в п р едел ах слоя трения, то м ож но рассчитать вынос К биогенов к поверх­ ности:

К = Жк (Р0 - Р й), гд е Рв — концентрация ф осф атов на ниж ней границе слоя тре-, ния;

Ро — у поверхности ок еана.

П рибреж ны й район север о-зап адн ой Африки находится п од влиянием пассатны х ветров, имею щ их сл ож н ую пространственную структуру. С еверная и ю ж н ая части района м адоветренны, а у мысов К ап-Б лан, Н уакш от и Зелены й на расстоянии 40— 60 миль от берега п од краем материковой ртмели н абл ю даю тся экстрем альны е значения средней скорости ветра д о 10 м /с. С оот­ ветственно в этих м естах хорош о вы раж ен прибреж ны й п о д ъ е м ' вод с наибольш ими скоростями м еж д у мысами К ап-Б лан и З е л е ­ ный (табл. 2.1 5 ). З д есь в сл ое 0— 200 м и обн аруж и ваю тся по­ вышенные концентрации ф осф атов (рис. 2.38 и 2.3 9 ), бол ее 1, и 2,0 мкм оль/л, и пониж енны е, м енее 2,0 % по объ ем у, с о д е р ж а ­ ния растворенного к исл орода (рис. 2.3 8 ).

Таблица 2. Оценка скорости прибрежного апвеллинга и выноса фосфатов в поверхностный слой, по расчетам А. Д. Киричека и В. И. Сухорука, (1975) Вынос ф ос­ Ш ирина зоны С корость Г рад и ен т Р, С корость ф атов, ветра, ап в ел л и н га, П ункт п обер еж ья а п в ел л и н га, м к м о л ь /л м к м о л ь /(м 2Х м /с км 10— с м /с 2, на 100 м Х сут) Левен-Ход 0, : 0 0 ;

о 10,0 50 0, м. Кап-Блан - 1, 8,8.

Нуакшотт 40 1,3 0,8 0, м. Зеленый 8,5 60 1, Кайо 0,1 1, 4,1 Р а сп р ед ел ен и е ф оеф атов на гори зон те 200 м сильно отлича­ ется от расп ределени я' в поверхностном слое. И золинии ф осф атов 15 Рис. 2.38. Распределение ф осфатов (мкмоль/л) (а) и растворенного кислорода (%о по объему) (б) на г о р и -, зон те-20 м, по А. Д. Киричеку и В. И. Сухоруку (1975).

Рис. 2.39. С одерж ание ф осфатов (мкмоль/л) в воде на горизонте 200 м, по А. Д. Киричеку и В. И. С ухоруку (1975).

в. северной и ю ж ной частях района располож ены зонально, а в центральной части принимают м ериди он ал ьн ое направление, о б р а зу я сгущ ение вблизи м.'К а п -Б л а н. П осл ед н ее свидетельст­ вует о сущ ествовании на этой гл уби н е при бреж н ого течения, н а­ правленного на север противополож но К анарск ом у течению. Ю ж ­ н ее м. Зелены й по конф игурации изолиний 1,8 мкм оль/л м ож но ук азать на отток обогащ енной ф осф атам и воды с края м атерико­ вой отм ели в зап адн ом направлении.

Гвинейский сектор восточной Атлантики. Г идрохим ическая структура деятельного слоя вод Гвинейского сектора тропической Атлантики. (11— 8° с.'ш.) ф орм ируется под. влиянием" к р у п н ом ас­ ш табной системы циркуляции, главными элем ен там и которой являю тся С еверное и Ю ж н ое П ассатны е течения, К анарск ое те­ чение, М еж п ассатн ое противотечение.

И нтенсивностью в заи м одей ­ ствия К анарского, течения и М еж п ассатн ого противотечения о б у с­ ловлены о бр азов ан и е Гвинейского фронта и его сезон н ая и зм ен ­ чивость. • „ М еж п ассатн ое противотечение (М П Т) и К анарск ое течение (К Т ) имею т источником периф ерию северосубтропического анти циклонического круговорота. В оды верхнего слоя круговорота со д ер ж а т малы е концентрации биогенных вещ еств, обеднены о р ­ ганическим вещ еством вследствие сл абого развития ф отосинтеза, поэтом у продуцируем ы й кислород м ало р асходуется на окисли­ тельные процессы и накапливается в воде. С ледовательно, в рай­ онах формирования воды дв у х течений очень м ало различаю тся по гидрохимическим показателям.

По* м ере продвиж ения на восток и прогрева в М еж п ассатн ом противотечении ум еньш ается со д ер ж а н и е кислорода, однако п од­ поверхностны й м аксимум 0 2 сохран яется, поскольку основная часть первичной продукции в тропиках о бр азует ся именно в п о д ­ поверхностном слое. З д есь ж е н абл ю дается максим ум pH. М е ж ­ пассатн ое противотечение не п о дд ер ж и в ается адвективными источ­ никами биогенны х элем ентов, концентрации которы х сохраняю тся близкими к нулю.

П ри интенсивном развитии К анарского течения его воды не успеваю т прогреваться, поэтом у со д ер ж ан и е к ислорода в поверх­ ностном слое (10 м) остается высоким, чему сп особствует и ф о­ тосинтез. П одповерхностны й слой К анарского течения подпиты ва­ ется холодны м и водам и при бреж н ого апвеллинга, что приводит к накоплению биогенны х вещ еств и уменьш ению содер ж ан и я кис­ лор ода и pH в подповерхностны х водах.

Р азли чи е гидрохим ических признаков вод М еж п ассатн ого про-' тивотечения и К анарского течения дол ж н о пpoявлятьcя^ д о с т а ­ точно четко в зо н е Гвинейского фронта.

Во время сухого сезона (январь— м ай) К анарск ое течение дости гает наибольш его развития. Н а б л ю дает ся зон а высоких гра­ диентов к ислорода и ф осф атов н ад изобатой 100 м, р асп ол ож ен ­ ной параллельно береговой черте. С о дер ж ан и е кислорода на по­ верхности увеличивается с за п а д а на восток, а на горизонте 20 м, наоборот, ум еньш ается. С одер ж ан и е ф осф атов в слое 0 — 20 м н ар астает в направлении к берегу. П одповерхностны й мак-г»

сим ум ф осф атов и минимум к ислорода восточнее ф ронтальной зоны имею т причиной п одъем глубинны х вод к поверхности м е ж д у и зобатам и 30 и 50 м. В подповерхностном слое область повыш енных концентраций биогенны х элем ентов и пониж енны х концентраций кислорода отдел ен а от прибреж ны х вод та к ж е ф ронтальной зоной, проходящ ей примерно по и зобате 30 м. Г ра­ диенты концентраций зд есь меньш е, чем со стороны М еж п ассат ного противотечения.

К началу сухого сезон а (ян вар ь ), когда К анарск ое течение ещ е не дости гает м аксим ального развития, оно проявляется в по­ верхностном сл ое только повышенным содер ж ан и ем кислорода.

Н асы щ енность вод двух основны х течений биогенными вещ ест­ вами практически одинакова. В п одповерхностном сл ое К анарск ое течение проявляется и по биогенным эл ем ен там.

Влаж ный сезон (июль— октябрь) отличается сильными атм о­ сферны ми осадками, и наибольш им объ ем ом речного стока. В о з ­ никает значительное р асп реснен и е поверхностны х вод всего рай ­ она. В это время соленость на поверхности вплоть до 19° з. д. не превы ш ает 34,9 %о. И зогал и на 33 % проходи т по 17° з. д. м еж д у о 10 и 11°' с. ш. и по 16° з. д. м е ж д у 9 и 10° с. ш.

Р асп р ед ел ен и е к ислорода, ф осф атов и кремния на поверхности довольно равном ерно. О днако абсолю тны е значения концентра­ ций отличаю тся от н абл ю даем ы х в переходны й период. З а п а д н ее изогалины 33 % со д ер ж а н и е 0 кислорода составляет 4,55— 4,75 % (по о б ъ е м у ), ф осф атов — близко к аналитическом у нулю, о а кремния не превы ш ает 1 м км оль/л. В осточ н ее 33 % с о д е р ж а н и е.

о кислорода возр астает до 4,70— 4,9 5 % (по о б ъ е м у ), : концентра­ ция ф осф атов м еняется в п р едел ах 0,25— 0,6 м км оль/л, присутст­ вие растворенного кремния постепенно возрастает к берегу от до 4 мкмоль/л.

Н а гори зон тах 2 0 — 50 м весь склон охвачен подъем ом гл у­ бинных вод, что вы зы вает неоднородности в расп ределени и ги д­ рохимических характеристик. В районе М еж п ассатн ого противо- течения н абл ю дается подповерхностны й максим ум кислорода и pH, соответствую щ ий м аксим ум у солености и минимуму С 0 2.

П одъ ем глубинны х вод по м атериковом у склону обусловлен д и ­ вергенцией М еж п ассатн ого противотечения, круговоротам и его струй и прибреж ны м и вихрями с горизонтальной осью. П одъем вод во влаж ном сезо н е б о л ее интенсивен, чем в п ереходн ое время (ноябрь— ян варь), но йы раж ен сл а б ее, чем в зи м н е-ве­ сенний п ериод. • П ереходному сезону (ноябрь— январь) свойственно м онотон­ ное с малыми горизонтальны м и гради ентам и расп ределен и е гид­ рохимических парам етров в с л о е 0— 20 м. С одер ж ан и е к ислорода на поверхности м еняется в узком д и а п а зо н е 4,59— 4,66 % (102— 1 0 4 % н асы щ ения). К онцентрация ф осф атов близка к аналитиче­ ском у нулю, лишь восточнее изобаты 20 м она возрастает до 0,15— 0,25 м кмоль/л, там ж е концентрация кремния^ увеличива­ ется до 2,5 — 3,3 мкмоль/л. Р а сп р ед ел ен и е кислорода и' биогенных вещ еств позволяет предполож ить присутствие в районе только вод Рис. 2.40. Распределение фосфатов (мкмоль/л) ( а) растворенного кислорода (°/оо по' объему),, (б), хлорофилла (мкг/л) (в) и показателя ослабления света (уел. ед.) (г) в воде на разрезе по 9°30' с. ш.

в переходном сезоне, по Г. Г. Неуймину и соавт.

(1984).

М еж п ассатн ого противотечения. Н а горизонте '50 м обн ар уж и ва. ется ч ер едование нескольких зон п одъ ем а и опускания. В цент­ р ах зон п одъ ем а содер ж а н и е к ислорода м енее 2,5 %о, -а ф осф атов 0,8— 1,2 мкмЪль/л.

В переходном сезо н е прибреж ны й апвеллинг осл абл ен, вслед- ствие чего глубинны е воды не вы ходят на поверхность, а п осту­ пают лишь в п одповерхностны е горизонты. В ертикальная струк­ тура вод имеет трехслойны й характер: верхний перемеш анны й квазиоднородны й слой, слой сезон н ого терм оклина и глубинны е воды. Р а сп р ед ел ен и е гидрохим ических п оказателей на ш иротном р а зр езе (рис. 2.40) в полной м ер е соответствует рертикальной структуре водной толщ и, В верхнем перем еш анном слое, обр азов анн ом водам и М еж п ас сатн ого противотечения 'И. трансф орм ированны м и канарскими, р асп р едел ен и е к ислорода и ф осф атов относительно одн ородн о.

З д ес ь вы сокое со д ер ж а н и е кислорода и м инимальное содер ж ан и е ф осф атов. В сл ое 20— 40 м н абл ю д а ется подповерхностны й м акси­ мум к ислорода, связанны й с развитием ф отосинтеза. Н а эти х ж е глуби н ах отм ечается слой высоких концентраций хлороф илла.

Н и ж н ей границей верхнего слоя является слйй скачка ф изиче­ ских и гидрохим ических п арам етров на гл убин ах 30— 50 м, где со д ер ж а н и е к ислорода резко ум еньш ается с глубиной д о 1,75— 2,0 %о, а со д е р ж а н и е ф осф атов во зр а ста ет до 1,0— 1,5 м км оль/д за счет регенерации биогенны х элем ентов и вертикальной цир­ куляции. Н а р а зр езе по 9°30' с. ш. хорош о видно ч ер едовани е зон п одъ ем а и опускания вод. Р е зк о е увеличение концентрации ф ос­ ф атов в. сочетании с достаточны м уровнем освещ енности со зд а ет благоприятны е условия дл я развития ф итопланктона, что приво­ ди т в сл ое 25— 50 м к возникновению м аксим ум а (0,5— 1,3 м кг/л) на вертикальном проф иле р асп редел ени я хл ор оф илла. М ак си м аль­ ные концентрации хл ор оф и л л а расп олож ен ы несколько н и ж е верх­ ней границы терм оклина, загл убл яя сь в м естах опускания -вод и подним аясь в зо н а х п одъ ем а. С труктура поля хлороф илла хорош о коррелирует с картиной р асп редел ени я сум м арного взвеш енного ф о с ф о р а. (рис. 2.4 1 ), отк уда видно, что фитопланктон и продукты его р асп а да составляю т сущ ественную дол ю взвеш енного вещ е­ ства. Вы сокие концентрации сум м арного ф осф ора во взвеси о б у с ­ ловлены т а к ж е поступлением его с водам и м атерикового стока и взмучиванием донны х отл ож ен ий на ш ельф е. С равнение р асп р е­ делен ия коэф ф ициента осл абл ен и я света (рис. 2.40 г), концент­ рации хл ороф ил л а и сум м арного ф осф ора взвеси показы вает сходн ы е зак он ом ерн ости в пространственном изм енении эти х эл е-, ментов и свидетельствует о сущ ествовании единого м ехани зм а формирования их полей. Д ействительно, ядр а повышенных кон­ центраций хл ор оф ил л а и взвеси, как правило, прилегаю т к о б л а ­ стям п одъ ем а вод, установленны х по гидрологическим и ги д р о­ химическим п оказателям. П оявление ядр а 'повы ш енной концент­ рации хлороф илла в центральной части р а зр еза, г д е н айдено опускание вод, м ож ет быть объ ясн ен о на осн ове гипотезы о в оз­ никновении топогенного вихря с горизонтальной осью н а д краем материкового склона. О богащ енны е биогенам и глубинны е воды прибреж ного апвеллинга дости гаю т на ш ельф е подповерхностны х горизонтов, затем поворачиваю т в сторон у откры того ок еан а и, 6 Зак. № 161 Рис. 2.41. Распределение общего фосфора взвеси (мкмоль/л) на разрезе по 9°30' с. ш. в переходном сезоне, по Г. Г. Неуй мину и соавт. (1984).

Рис. 2.42. Гипотетическая схема расположения водных масс во время влажного (а), сухого (б) и переходного ( в ) сезонов, по А. А. Безбо­ родову и соавт. (1985).

1 — М еж п ас с ат н о е п р о ти вотечени е;

2 — п р и б р е ж н ы е вод ы ;

3 — К ан а р ск о е теч е­ ние;

4 — п о д ъ ем вод.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 5 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.