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 |   ...   | 9 |

«О. А. А лекин Ю. И. Л яхин хи м и я ОКЕАНА Допущено Министерством высшего и среднего ...»

-- [ Страница 2 ] --

6, Н+ — 3,2 СО § 2 8, 5,6 Н С03 к 4 1, -27, M g 2+ v I — 1, ОН — 4, N a+ S Q 2- 2 4, S r2+ —2 4, замерзания, осмотического давления и давления пара при разных концентрациях раствора. Активность, или эффективная концент­ рация иона связана с его стехиометрической концентрацией выра­ жением аг = yitUi, (3.2) где 7, — практический коэффициент активности;

тл* — моляльная концентрация частиц типа г.

Экспериментально можно измерить активность электролита в целом, включая оба иона — катион и анион. Тем не менее при диссоциаций обобщенного электролита С пА т +± n C z c -\ т А 2 л, Где Z —• заряды ионов, средний коэффициент активности будет :П 4т пт усуА • (3.3) Зависимость от концентрации раствора выражается урав­ нением Дебая—Хюккеля:

(3.4) ку± = 1 + аВ V / где а — эффективный радиус иона;

А константа, характери­ стика растворителя' при данной температуре;

В — константа, включающая универсальные постоянные;

D— константа, опреде­ ляемая экспериментально;

7 — ионная сила раствора: / = = 0,52)2? Ci, где С — молярная концентрация электролита.

i Коэффициенты активности некоторых электролитов в морской воде представлены в табл. 3.4.

3 Заказ № Глава 3, Главны ионы и соленость е Таблица 3. Средний коэффициент активности у 4 электролитов при атмосферном давлении и температуре 25 °С (выдержка из сводки справочного руководства «М орская вода», 1979) о/оо S Электролит Электролит.. v±.....

v ±....... 5 о / oo M gS СаС12 0,473 25 0, 35 0,457 36 0, N a2 0 35 0, СаСО з C 35 0,2 C aS04 25 0,181 N aC l 0, 0, 36 0,152 N aH C КС1 29 0,652 25 0, 36 0,6 4 4 36 0, N a2S 0 M g C l2 25 0,481 25 0, 36 0,466 3 5,8 0, 3.3. Соленость и ее определение Постоянство соотношений между элементами основного соле­ вого состава открывает возможности точного измерения общей минерализации океанской воды, если предварительно вывести количественную связь между хлорностью и суммой солей.

Большую работу по выявлению связи S % = /(С1 °/ю проде­ о ) лала специальная комиссия в составе М. Кнудсена, Дж. Якобсена, С. Серенсена и К. Форха, созданная постановлением Междуна­ родной конференции по исследованию морей (г. Стокгольм) в 1899 г.

В первоначальной формулировке понятие «соленость» имело следующий вид: соленость есть суммарное содержание в граммах всех твердых минеральных растворимых веществ, содержащихся в 1 кг морской воды при условии, что бром и й замещены экви­ од валентны количеством хлора, все углекислы соли переведены м е в окислы, а все органические вещества сожжены при темпера­ туре 480°С. В соответствии с формулировкой понятий «соленость» и «хлор­ ность» М. Кнудсен в 1902 г. вывел соотношение S °/0 = 0,030 + 1,8050С1 °/00, 0 (3.5) основанное на результатах химического анализа 9 поверхностных проб воды из Балтийского, Северного, Норвежского и Красного морей.

На. основе накопленных ранее материалов в 1940 г. Лаймен и Флеминг с целью устранения условностей в понятии солености пересмотрели соотношение между 5%о и СГ%о, учли новые атом­ ные массы и выразили окислы кальция и магния в виде карбона­ тов, бромиды и иодиды — в виде соответствующих ионов (а не 3.3. Соленость и ее определение через С1_ ) и вывели зависимость суммы ионов (Х°/оо) от хлор­ ности:

Z °/оо = 0,069 + 1,8112С1 °/00. ' ' (3.6) Расхождение величин 2) % и 5 % вычисленных по С1 % при о о, о 5 = 35%о, составляет 0,16 % (около 0,45 % ).

о Величина % ближе к истинной солености, чем S % Однако о o.

метод Мора—Кнудсена стал стандартным методом определения хлорности и солености в экспедициях, с его помощью проведены сотни тысяч измерений на океанографических станциях во всех районах Мирового океана. Поэтому для преемственности накоп­ ленного ранее материала продолжали пользоваться понятием S% o В 1959 г. Керрит и Карпентер, применив статистические ме­ тоды, показали, что формула Кнудсена в некоторых случаях не удовлетворяет возрастающим требованиям практики, так как из-за возможных отклонений от закона Дитмара соленость при заданной хлорности нередко изменяется в пределах 0,04 °/о - Воз­ о никла необходимость уточнения формулы Кнудсена. Основой для этого послужили исследования лабораторий Р. Кокса (Нацио­ нальный океанографический институт Великобритании), которая провела тщательные измерения электропроводности, хлорности, солености и плотности большого числа проб воды, отобранных в открытых районах Атлантического, Индийского и Тихого океа­ нов с поверхности и разных глубин. И в 1966 г. Объединенная группа по океанологическим таблицам и стандартам при ЮНЕСКО на сессии в Беркли (США) рекомендовала новое урав­ нение связи между хлорностью и соленостью:

S ° / 00= 1,80655С1°/00, (3.7) и для суммы ионов:

Z J/oo= l 8157801 °/0 (3.8) или E°/oo=l,005109S«/00. (3.9) Значение солености по новой формуле точно совпадает с ее значением по формуле М. Кнудсена для 350 а в пределах 30— /00, 40 %0 отклоняется не более чем на ±0,004 %о.

Воды морей, изолированных или имеющих затрудненный во­ дообмен с океаном, могут отличаться несколько иным соотноше­ нием отдельных ионов. Оно зависит от степени изоляции моря, материкового стока и химического состава его вод, а также от специфики данного моря.

В случае опреснения небольших районов моря материковым стоком, имеющим более или менее постоянный состав, соотноше­ ние между хлорностью и соленостью смешанных вод может быть выведено математическим путем.

36 Глава 3. Главны ионы и соленость е Обозначим объем, соленость и хлорность морской воды соот­ ветственно Ум, 5 М С1м, для речной воды — V Sv, С1р и для смеси v,, их — V, S, С1.

Тогда согласно формуле смешения имеем F S = F M M y pS p.

S+ (3.10) Примем 7 = Км+ 7р = -100°/о. (3.11) Находим:

5 = (KM + l/pS p)/l/ = [yM M ( 1 0 0 - K MS p]/100.

SM S+ ) (3.12) Решая относительно FM получим:

, Км= (5 — S p) • 100/(SM S P - ). (3.13) Аналогично находим FMчерез С1:

F M (C1-C1P • 100/(С1м- С 1 р).

= ) (3.14) Последняя формула позволяет рассчитать процентное содер­ жание.морской воды в любом опресненном участке моря (заливе, лимане). Для этого надо знать хлорность речной (С1Р), морской (С1М и опресненной (С1) воды. Приравнивая правые части урав­ ) нений для Ум и решая относительно S, получим:

S= - С 1Р' (Cl - С1Р + S p.

) (3.15) Трехчленное уравнение (3.15) выражает зависимость солености воды от хлорности в опресненных участках моря при / известных значениях солености и хлорности речной и неопресненной мор­ ской воды.

Определение хлорности методом Мора—Кнудсена состоит в осаждении ионов галогенов из равных объемов пробы морской воды и так называемой нормальной воды раствором AgN03, кон­ центрация которого (37,1 г азотнокислого серебра на 1 л) подо­ брана таким образом, что на титрование 1 % хлорности требуется о 2 мл раствора.

Первичным эталоном к измерениям хлорности начиная с 1902 г.

была копенгагенская «нормальная» вода с точно установленной хлорностью 19,380 % В настоящее время международным стан­ о.

дартом хлорности является «нормальная» морская вода с точно установленной суммой галогенов, выраженной в хлоре с точностью до третьего десятичного знака, выпускаемая МАФО — депо нор­ мальной воды в городе Шарлоттенлунде (Дания). В СССР нор­ мальную воду производит Аналитическая лаборатория Института океанологии им. П. П. Ширшова АН СССР. Для приготовления стандарта служит вода Атлантического океана из центральной части Бискайского залива.

3.3. Соленость и ее определение Как было отмечено выше, понятия хлорности и солености носят -условный характер, но задача состоит в том, чтобы очень точно оценивать плотность воды в океане. Поскольку погрешность при вычислении солености по формуле Кнудсена может достигать 0,04 % точности метода уже недостаточно для выявления ничтож­ 0, ных градиентов плотности на больших глубинах океана.

Работы лаборатории Р. Кокса показали, что корреляция между значениями 'плотности и хлорности хуже, чем корреляция между плотностью и электропроводностью, вследствие чего повышается роль электропроводности как индекса плотности и солености воды.

В декабре 1966 г. ЮНЕСКО совместно с Национальным океа­ нографическим институтом Великобритании опубликовалр Меж­ дународные океанографические таблицы соотношений между со­ леностью морской воды и ее относительной электропроводностью при 15 и 20 °С. В основу соотношений положены точные измере­ ния хлорности и Ris 135 проб морской воды, отобранных из слоя 0—100 м во всех океанах, а также в Балтийском, Средиземном, Черном и Красном морях. После перевода хдорности в соленость по формуле Беркли (3.7) и расчёта связи методом наименьших квадратов получился следующий полином:

S °/00= -0,08996 + 28,29720.^,5 + I2.80832/& — — 10,67869^?5+ 5,98624^ш— 1,32311^ш, (3.16) где *15 — отношение электропроводности пробы воды к электро­ проводности воды соленостью точно 35 % с условием,. что обе о пробы выдерживаются при одной и той же температуре (15 °С для Rir,) и при, атмосферном давлении..

Полином (3.16) представляет собой новую формулировку по­ нятия солености воды океана. Хлорность теперь получают путем деления значения солености из таблиц на коэффициент 1,806 55.

Отечественная океанографическая практика в настоящее время наиболее широко применяет индуктивные, (бесконтактные) элек­ тросолемеры типа ГМ-55, ГМ-65 и ГМ-56. Для калибровки при­ боров используется нормальная морская вода. При соблюдении всех требований руководства по эксплуатации достигается воспро­ изводимость показаний прибора с погрешностью не более 0,002— 0,004 % Измерение солености в диапазоне 33—37 %0 сопровож­ 0.

дается погрешностью не более 0,005—0,0Г%0.

Существующие международные таблицы соответствия соле­ ности и относительной электропроводности не рассчитаны на тем­ пературы ниже 10 °С. Кроме того, все чаще проявляются воз­ можности измерения электропроводности in situ. Поэтому воз­ никла необходимость в пересмотре прежнего соотношения. Резуль­ татом работы Объединенной группы экспертов ЮНЕСКО была новая Шкала практической солености 1978. Практическая соле­ ность S определяется через отношение К15 электропроводности Глава 3. Главны ионы и соленость е пробы морской воды при 15°С и атмосферном давлении к элек­ тропроводности воспроизводимого стандарта — раствора хлори­ стого калия (32,4356 г/кг раствора) при тех же условиях. Ki5 = соответствует S = 3 5 % Практическая соленость о.

S = а0+ aXii + МС.5 + as i + аД?5 + ^ / s, (3.17) K\!

где ао = 0,0080;

а — —0,1692;

02 = 25,3851;

а3= 14,0941;

ац= \ ==—7,0261;

а5 = 2,7081;

а г = 35,0000;

2 ^ 5 ^ 4 2.

Лабораторные солемеры измеряют непосредственно вели­ чину Rt, но измерения in situ обычно дают величину R, представ­ ляющую собой отношение электропроводности in situ к стандарт­ ной электропроводности при S = 35, t — l5°C и Р — 0, где Р — давление, отсчитываемое от 105 Па. R выражается произведением трех множителей:

R = RPrtRu (3.18) где Rp — отношение электропроводности in situ к электропровод­ ности той же пробы при той же температуре и Р = 0;

п — отно­ шение электропроводности эталонной воды с практической соле­ ностью 35 при температуре t к ее электропроводности при 15°С.

По данным измерений in situ Rt = R/(RPrt). (3.19) По определению, R15 имеет то же значение, что и К 15, следо­ вательно, Ris может быть использовано для вычисления практи­ ческой солености по вышеприведенному уравнению. Необходимо только ввести поправку AS на разность между R и R15. Оконча­ тельно уравнение для расчета практической солености приобре­ тает следующий вид:

: S = aa+ a lRth + a Rt+ a ^ th + aiR2+ a5 th + AS, (3.20) t R где ^ ( / — 1 ')" ^5 buRi + b3 + b4 4“ b AS = Rt2 Rt RtJ) и bo — 0,0005;

bi = —0,0056;

b2= —0,0066;

bz = —0,0375;

bA = = 0,0636;

й5= —0,0Ш ;

2 ^ = 0,0000;

^=0,0162.

Для расчета Rp также предложен соответствующий алгоритм.

Шкала практической солености 1978 рекомендована, к внедре­ нию в океанологическую практику с 1 января 1982 г.

3.4. Закономерности распределения солености в океанах Неоднородность солености в океане объясняете^ наличием про­ цессов, уменьшающих или увеличивающих ее: испарением и атмо­ сферными осадками, материковым стоком, льдообразованием и таянием льдов, выпадением солей в осадок. Все эти процессы дей­ 3.4. Закономерности распределения солености в океанах ствуют только в поверхностном слое океана. Но турбулентная диффузия, конвективное перемешивание, адвективный перенос в круговоротах и вихрях разного масштаба перераспределяют по глубине и площади океана изменения солености и формируют спе­ цифические поля солености в поверхностной, промежуточной, глу­ бинной и придонной зонах океана.

Наиболее важное значение для формирования поверхностного поля солености в отдельных районах океана имеет соотношение между выпадением атмосферных осадков и испарением. По дан­ ным М. И. Будыко и А. А. Соколова (1974), в среднем за год на поверхность океана выпадает 4,6-105 км3 воды, 5-105 км3 испа­ ряется с поверхности. Как показывают расчеты В. Н. Степанова, это приводит к тому, что в экваториальных, умеренных и поляр­ ных областях соленость понижается на 1—3 % а в субтропических о, и тропических зонах повышается на 1—2,5%о. Образование льдов в полярных районах вызывает осолонение воды в слое до 200— 500 м на несколько сотых и десятых долей промилле, в свою очередь таяние льдов уменьшает на 2—5%о соленость воды тон­ кого поверхностного слоя 5—20 м.

3.4.1. Распределение солености на поверхности Мирового океана. В поверхностном слое открытого океана соленость изме­ няется в пределах 32—37,5%о, в приустьевых участках пони­ жается на несколько промилле, в Красном море и Персидском заливе повышается до 40—41 % По вычислениям В. Н. Степа­ 0.

нова (1974), средняя соленость поверхностных вод Мирового океана равна 34,73 % Атлантического океана — 35,30 % Тихого о, 0, океана — 34,85 % Индийского — 34,87 % и Северного Ледовитого о, о океана — 34,1 %о Распределение солености воды на поверхности Мирового океана приводится на рис. 3.1, откуда можно вывести ряд общих закономерностей.

1. Сопост1авление карт распределения солености для зимнего и летнего сезонов указывает на сравнительно малую внутригодо­ вую изменчивость солености. Сезонные изменения солености, редко превышающие 0,5 % проявляются в меридиональном смещении о, системы изолиний вслед за сезонными колебаниями влагообмена с атмосферой. Аномальными являются субполярные районы, где за счет образования и таяния льдов амплитуда годовых колеба­ ний велика (более 0,7%о у Новой Земли), области значительных годовых колебаний осадков — зоны действия муссонов (в Бен­ гальском заливе годовая изменчивость солености достигает 3%о) и окрестности эстуариев крупных рек, расход которых подвержен значительным годовым колебаниям (в проливе Скагеррак ампли­ туда изменчивости солености превышает 5%о).

По направлению к низкоширотным зонам годовая амплитуда колебаний солености монотонно убывает до нескольких сотых долей промилле.

о Н О 40 О 40 80 120 160 160 120 Рис. 3.1. Распределение солености (%0) воды н поверхности а океана в феврале.

,3. Закономерности распределения солености в океанах. 2. Высокоширотные зоны отличаются пониженными значе­ ниями солености. Особенно сильно опреснен Северный Ледовитый океан, что объясняется в первую очередь мощным материковым стоком.

3. Максимальная соленость отмечается в тропических и суб­ тропических широтах, причем экваториальная зона уступает им по значению солености., В тропиках усиленный ветровой режим, нисходящие воздушные потоки и малая облачность обеспечивают преобладание испарения над осадками. Наоборот, экваториаль­ ному поясу присущи штилевая погода, значительная облачность и преобладание осадков над испарением. Соответственно два тропи.ческих максимума солености во всех трех океанах расположены по обе стороны экватора. Особенно ярко они выражены в Атлан­ тическом океане.

4. Соленость поверхностных вод Тихого океана меньше соле­ ности атлантических вод, особенно в северном полушарии. Если над Тихим океаном конденсируется большая часть испарившейся влаги, то Атлантический океан в силу своей конфигурации постав­ ляет больше влаги материкам и другим океанам. Так, например, северотропическая воздушная масса, насытившись влагой над Атлантикой, переносится системой пассатной циркуляции в Тихий океан и дает интенсивные осадки над Панамским заливом, тогда как переносу водяного пара из Тихого океана препятствуют гор­ ные массивы, окаймляющие берега Северной и Южной Америки.

5. Зональное распределение солености океанской воды нару­ шается действием течений. Так, ветви теплого Северо-Атлантиче­ ского течения, проникая далеко в Арктику, несут воды с соле­ ностью до 35 % а холодное Лабрадорское течение доставляет 0, распресненные (до 32 % воды к берегам Северной Америки.

0) 6. Понижение солености поверхностного слоя наблюдается и в местах подъема глубинных холодных вод с меньшей соленостью.

3.3.2. Распределение солености в толще вод. Изменение соле­ ности по глубинам имеет более сложный характер, чем в поверх­ ностном слое, и связано с плотностной стратификацией вод. Плот­ ность воды зависит от солености и температуры. Следовательно, могут существовать воды с одинаковой плотностью, но с различ­ ными температурами и соленостями.

Изменение солености по глубинам в соответствии с измене­ ниями температуры и плотности может иметь различный характер.

При опреснении поверхностного слоя соленость обычно возрастает с глубиной (катахалинность). Возрастание солености под влия­ нием испарения при сильном прогреве компенсируется уменьше­ нием плотности за счет повышения температуры;

в таком случае соленость с глубиной понижается (анахалинность). Примером анахалинности служит вертикальное распределение температуры, солености и плотности по глубинам над впадиной Тонга (табл. 3.5).

42 Глава 3.. Главны ионы и соленость е Крупномасштабное распределение солености в глубинах Миро­ вого океана формируется сложным характером общей трехмерной циркуляции вод океана. На рис. 3.2,3.3 хорошо видно, как распре­ деляются с глубиной воды повышенной и пониженной солености.

Таблица 3. Вертикальное распределение температуры, солености и условной удельной плотности над впадиной Тонга (Тихий океан, НИС «Витязь»,, 25 декабря 1957 г.) Глубина, Глубина, S о /00 •S ° / оо ‘ w °c м at °с м 0 24,8 8 35,5 9 800 27, 23,7 4 5,7 5 34, 25 24,8 7 35,51 2 3,75 1000 27,2 3 4, 4,5 50 35, 24,9 0 2 00 23,75 2,3 2 3 4,63 2 7, 35,4 75 24,6 8 23,81 3 00 0 1,74 3 4,6 8 2 7,7 100 23,8 0 35,4 5 2 4,03 5 00 0 1,08 3 4,73 2 7, 200 20,2 8 3 5,56 2 5,13 8820 1,54 3 4,72 2 7,8 500 1 1,08 34,8 7 2 6, В экваториальной зоне вода пониженной солености занимает очень тонкий поверхностный слой. Значительно мощнее слои вы­ сокосоленой воды северных и южных тропиков. Эти поверхност­ ные воды отделены от подстилающих водных масс ярко выражен­ ным галоклином — слоем больших вертикальных градиентов соле­ ности. По глубинам расположения галоклин обычно совпадает с термоклином (300—700 м). В изменении солености по вертикали имеются заметные различия между отдельными частями океанов, но к югу от экватора наблюдаются однотипные условия во всех трех океанах. «Языки» пониженной солености на глубинах 600— 1800 м от субантарктики до экваториальной области указывают на распространение субантарктических промежуточных вод.

В северной половине Тихого океана аналогом антарктических промежуточных вод является северотихоокеанская промежуточ­ ная вода, которая образуется севернее субполярного фронта (45° с.ш.) и распространяется к югу на глубинах 300—1500 м.

В Северной Атлантике промежуточные глубины заполнены высо­ косолеными водами северосубтропического происхождения, рас­ пространяющимися от места образования не только к югу, но и к северу. Средиземноморская промежуточная вода дает дополни­ тельное повышение солености практически всему промежуточному слою Северной Атлантики на глубинах 600—1000 м. В северо западной части Индийского океана также формируются высоко­ солевые североиндийские промежуточные воды из аравийских* красноморских и персидских вод.

Распределение солености в глубинных слоях Мирового океана зависит от общей схемы циркуляции и процесса образования глу, 3.4. Закономерности распределения -солености в океанах бинных и придонных вод в море Уэдделла и некоторых районах Индоокеанского сектора Южного океана, а также в Норвежско Гренландском бассейне и прилегающем к Гренландии районе.

западной половины Атлантического океана, по В. А. Некрасовой и В. Н. Степа­ нову (1963).

Рис. 3.3. Распределение солености (%о) на квазимеридиональном разрезе через центральную часть Тихого океана, по В. А. Некрасовой и В. Н. Степанову (1963).

Антарктическая придонная вода (34,65 % из моря Уэдделла про­ 0) двигается к востоку вдоль Антарктического кольца и к северу вдоль цепи западных котловин Атлантики. Североатлантическая глубинная вода (34,90 %о) является продуктом смешения вод тече­ ний Ирмингера, Норвежского и Шпицбергенского с гренландскими водами, распространяется на глубинах 1500—4000 м, по пути трансформируется в результате частичного смешения с более со­ леными вышележащими водами средиземноморского происхожде­ ния и в антарктических широтах увлекается нижней частью 44 Глава 3. Главны ионы и соленость е Антарктического циркумполярного течения на восток. Частично смешиваясь с антарктической придонной водой и вышележащей менее соленой водой местного происхождения, она образует глу­ бинную антарктическую воду (34,72% которая распространяется 0), из Антарктики на север в Индийский и Тихий океаны.

Сравнительная устойчивость распределения солености по глу­ бинам дает основание для типизации характера ее распределения в разных районах океана в зависимости от условий, влияющих на изменение солености. Наиболее подробная типизация вертикаль­ ного распределения солености в Мировом океане принадлежит В. Н. Степанову и В. А. Шагину. Выделены восемь типов распре­ деления с подразделением их на подтипы (рис. 3.4):

1) полярны (рис. 3.4 а). Вертикальный профиль солености й характеризуется сильным опреснением поверхностного слоя до 50—100 м и практически полной однородностью солености на глубинах;

2) субполярный (рис. 3.4 6). Отличается от первого меньшим опреснением, но большей глубиной проникновения поверхностных вод. В Целом соленость постепенно увеличивается от 33,5 % на поверхности до 34,60—34,70 % на глубине 1500—2000 м;

о 3) умеренно-тропический (рис. 3.4 в). Имеет высокую соле­ ность у поверхности (более 35 % и опресненную (до 34,4 %о) 0) прослойку промежуточных вод субполярного происхождения.

С переходом к глубинным водам соленость повышается до 34,7 °/о о на горизонтах 2500- 3000 м;

4) тропический (рис. 3.4 г). Располагает аналогичной прослой­ кой менее соленых промежуточных вод, но от предыдущего типа отличается наличием подповерхностного слоя высокой солености;

5) экваториальный (рис. 3.4 д). Наиболее широко распростра­ нен в Тихом океане благодаря обилию атмосферных осадков.

Опреснение до 34,1 % охватывает самый верхний слой, далее соленость быстро увеличивается до максимальных значений на глубине 150—200 м;

6) индомалай ский (рис. 3.4 е). Своеобразная модификация экваториального типа! На поверхности наблюдается минимум со­ лености (33,8 %о), на промежуточных глубинах 200—500 м вместо минимума достигается максимум, затем соленость снова пони­ жается до 34,8 % на глубине около 2000 м;

7) присредиземноморский (рис. 3.4 ж). Распространен в райо­ нах, прилегающих к Средиземному и Аравийскому морям. На про­ межуточных глубинах имеет максимум солености;

. 8) североатлантический (рис. 3.4 з). Сосуществует- обычно с умеренно-тропическим и субполярным типами. Отмечаются-высо­ кая соленость в поверхностном слое и отсутствие опресненных промежуточных вод субполярного происхождения.

Границы распространения этих восьми типов по акватории Мирового океана показаны схематически на рис. 3.5.

(%о) Рис. 3.4. Типы вертикального распределения солености в океане (расшифровка обозначений дана в тексте).

о Рис..3.5. Распространение типов вертикального распределения солености, 4.1. Водны организмы е Закономерности распределения солености широко используются при проведении химико-океанографического районирования и вы­ работке представлений о гидрохимической структуре океана.

Глава О РГА Н И Ч ЕС К О Е ВЕЩ ЕСТВО В ОКЕАНЕ Живые организмы и связанное с ними органическое вещество играют чрезвычайно важную роль в создании гидрохимического облика океанов и морей.

По происхождению органическое вещество разделяют на авто­ хтонное— образованное непосредственно в океане живыми орга­ низмами — и аллохтонное — привнесенное с материков.

По формам существования выделяют взвеси, к которым относятся живые организмы и детрит, коллоидные (размер частиц 0,001—0,1 мкм) и истинно растворенные (менее 0,001 мкм) орга­ нические вещества. Четкую границу между коллоидными и рас­ творенными фракциями провести трудно. Обычно растворенным органическим веществом считают его часть, проходящую через мембранные фильтры с диаметром пор 0,45 мкм.

4.1. Водные организмы Синтез первичного органического вещества фитопланктоном и передача его на следующие трофические уровни, извлечение из воды биогенных веществ, концентрирование многочисленных ми­ кроэлементов, использование силикатов и карбонатов кальция и магния на построение опорных тканей, перераспределение компо­ нентов химического состава воды, транспортировка многих хими­ ческих элементов в глубинную толщу вод и донные осадки океана после отмирания организмов — все это далеко не полный перечень геохимических функций живого вещества, т. е. всей совокупности живых организмов.

По характеру поведения и типу питания водные организмы подразделяются на планктон, многочисленные виды которого об­ ладают слабыми возможностями к самостоятельному передвиже­ нию и не способны противостоять течениям (фитопланктон — авто трофные микроводоросли, образующие I трофический уровень, зоопланктон — растительноядные и хищные виды животных, скла­ дывающие II трофический уровень), нектон — свободноплавающие организмы, среди которых существуют растительноядные и хищ­ 48 Глава 4 Органическое вещ. ество в океане ные виды, и придонные организмы — бентос (фито- и зообентос).

Отдельную обширную группу составляют бактерии: автотрофные, хемосинтезирующие и гетеротрофные. Все водные организмы связаны между собой, образуя пищевые цепи и сети, в начале которых стоят первичные продуценты — фитопланктон и фито­ бентос: фитопланктон и фитобентос -• растительноядный зоо­ планктон -н-хищные виды зоопланктона-н- рыбы -^-морской зверь.

Бактерии-гетеротрофы разлагают отмершее органическое ве­ щество всякого происхождения и обитают на поверхности взвесей и в грунтах.

В состав живых организмов входит до 60 химических элемен­ тов, количественные соотношения и функциональная значимость которых неодинаковы. Постоянными составными частями органи­ ческого вещества являются 15 элементов (табл. 4,1). Главная масса тканей организмов построена из водорода, углерода, кисло­ рода, азота и фосфора. Другие элементы содержатся в малых концентрациях, но их роль велика, поскольку они находятся в центре соединений, катализирующих биохимические процессы.

Таблица 4. Средний состав тканей морских организмов, по А. П. Виноградову (1944) Элемент С од ерж ан ие, % Н, С, О, N, Р до N a, M g, S, Cl, IC, Ca, Fe 0,0 5 — B, F, Si, M n, Cu, 1 0,0 0 По Р. Хорну (1972), все вещества, слагающие организмы, можно разделить на три категории: тканевые жидкости, биологи­ ческие материалы к скелетны структуры. Тканевые жидкости е (кровь, лимфа, спинномозговые и др.) пропитывают живую ткань.

По ионному составу они близки к морской воде. В скелетных структурах накапливаются кремнезем, карбонаты кальция и маг­ ния, некоторые сульфаты. Вместе с солями тканевых жидкостей они дают зольный остаток после прокаливания биомассы. Соот­ ношения между веществами трех категорий видны из данных В. Г. Богорова (табл. 4.2).

Валовой элементарный химический состав ведущих форм фито и зоопланктона имеет много общего (табл. 4.3).

В среднем органические вещества сухого планктона, обладаю­ щие высокой калорийностью, содержат 68% белков (протеинов), 25 % углеводов и 7 % жиров. Органическое вещество живых кле­ ток содержит в основном протеины, углеводы и липиды, средний состав которых приведен в табл. 4.4.

4.1. Водны организмы е Таблица 4. Среднее содержание веществ (% ) в сырой массе организмов, по В. Г. Богорову (1974) Вещ ество Фитопланктон Ф и т обен т ос З ооп л ан кт он Зообен тос Н ектон Вода 80 80 80 63 73.

Органика И 18 Зола 9 5 Таблица 4. Средний химический состав (в % сухой массы) морских видов фито и зоопланктона, по А. П. Виноградову (1944) с О рган и зм ы Fe н Р Зол а N Si Водоросли:

диатомовые 57,81 3,6 5 17,38 0,6 0 0,3 18,68 2,4 перидиниевые 4,61 2,1 9 0,5 33,49 5,5 — 1,1 сине-зеленые 15,9 7,1 3 0,8 9 0,83 0,3 — — Зоопланктон:

копепода 45,52 7,2 2 0,1 4 0,3 9,9 6 1, 1 0,1 40,48 6,31 0,9 брахнопода 17,03 2,0 3 1, 9,0 Таблица 4. Средний состав (% ) органических веществ живых клеток, по X. Свердрупу, М. Джонсону, Р. Флемингу (1942) Элемент П ротеин ы Углеводы Л ипиды о 2 2,4 49,38 17, с 5 1,3 44,44 69, 10, н 6,9 6,1 р 0,7 2,1 — N 17,8 0, — 0, S 0, Белки (протеины) вместе с нуклеиновыми кислотами синтези­ руются в каждой живой клетке. Белки построены из многочис­ ленных аминокислотных соединений, образующих посредством амидных связей I I длинные полипептидные цепи:

V—N—/ 50 Глава 4. Органическое вещество в океане которые могут замыкаться в циклы, изгибаться и завиваться спи­ ралями, создавая чрезвычайно крупные макромолекулы с молеку­ лярной массой несколько десятков тысяч, например гемоглобин — 64 О О Все жизненные проявления так или иначе основаны на О.

белках. В особую группу выделяются ферменты (энзимы) — вы­ сокомолекулярные вещества класса белков, катализирующие раз­ личные биохимические реакции и проявляющие строго избира­ тельное действие (гидролазы, фосфорилазы, оксидо-редуктазы и др.).

Углеводы — многообразный класс органических соединений, синтезируемых зелеными растениями, разделяются на три группы:

моносахариды (например, глюкоза), олигосахариды (сахароза) и полисахариды (крахмал, целлюлоза и др.). Олигосахариды полу­ чаются соединением гидроксильной группы одной молекулы моно­ сахарида с ацетальной группой другой молекулы при отщеплении воды. Полисахариды не Обладают свойствами сахаров, лишь при гидролизе из них получаются сахара. Организмы используют их в качестве либо запаса питательных веществ (крахмал), либо строительного материала (целлюлоза — вещество клеточных сте­ нок растений, хитин — роговое вещество). Углеводы могут содер­ жать небольшие количества азота, фосфора или серы.

Жиры, входящие в состав внутриклеточных и резервных липи­ дов, представляют собой сложные эфиры трехатомного спирта глицерина и высших или средних жирных кислот. В молекулы жиров также могут входить фосфатные и амидные ( —NH2) группы.

В основе грандиозного производства органического вещества автотрофами лежит сложнейший и еще далеко не полностью раскрытый процесс фотосинтеза:

пС02+ 2яН2 + Av и Р Ф Г д угие (CHs°)« + Н20 + 2пА А °р пигменты углеводы где Н2А — донор водорода (Н20, H2S или Н2). В случае хлоро филльной ассимиляции (зеленые растения) А — кислород:

6С02 + 6Н2 + 2813 кДж хл и л С6Н1 0 6 + 602.

0 ороф л - (ф р у к т о з а, гл ю коза) Зеленое красящее вещество растений неоднородно, оно состоит из сине-зеленого хлорофилла «а» и желто-зеленого хлорофилла «б», находящихся в отношении приблизительно 3 :1. Оба веще­ ства содержат магний и имеют характер диэфиров. В молекуле хлорофилла присутствуют четыре пиррольных кольца (рис. 4.1), I соединенные посредством радикалов —СН в большое порфирино I вое кольцо с атомом магния в центре и сопряженными по кругу двойными связями я-электронов.

4.1. Водны организмы е Фотосинтез представляет собой многоэтапную двухфазную ре­ акцию. На первом этапе в световой фазе молекулы хлорофилла возбуждаются фотонами с длиной волны 670—680 нм, теряют электроны и индуцируют фотолиз воды, т. е. разложение ее на протоны и кислород, выделяющийся в окружающую среду:

Н20 — 2 H + + -g -0 2, + 2e.

Энергия электронов после их циклического транспорта через молекулы ряда промежуточных веществ консервируется в виде — СО СН3 СН2 сн.

С О— О СН СН I Рис. 4.1. Строение хлоро­ C G—сритил O филла «а».

химической энергии при фотофосфорилировании — синтезе адено зинтрифосфата (АТФ). Одним из продуктов фотофосфорилирова ния является восстановленный никотинамидадениндинуклеотид фосфат (НАДФ-Нг). Во второй фазе процесса, протекающей в темноте (цикл Кальвина), благодаря законсервированной в АТФ и НАДФ-Нг солнечной энергии происходит восстановление С 0 и синтез углеводов, жирных кислот, жиров, аминокислот и других веществ. В ходе фотосинтеза из водного раствора извлекаются ионы фосфорной, азотной и азотистой кислот (биогенные веще­ ства), а также другие вещества, фиксируемые в органических соединениях.

, Когда фотосинтез идет в водной среде, источником углерода являются растворенные компоненты карбонатной системы:

С02+ Н20 Н2С03 Н+ + НСОз" ^ Н+ + СОз-, поэтому изменение содержания производных угольной кислоты сопровождается изменением концентрации ионов водорода и соот­ ветственно величины pH раствора.

С учетом принципа электронейтральности раствора (В. С. Са венко, 1981) уравнения реакции фотосинтеза в водной, среде по 4* 52 Глава 4. Органическое вещество в океане отношению к различным компонентам карбонатной системы могут быть записаны в следующем виде:

пС02+ ?iH2 = (СН2 + п02;

0 0)„ С03= (СН20)„ -(- п02\ дН пНСОГ +;

пН20 = (СН20)„ + п02+ пОН- ;

и СОз- + 2«Н20 = (СН20)„ + п02+ 2пОН~.

При pH выше 8,0 содержание молекулярной С 0 2 в морской воде становится очень малым, поэтому первые две реакции играют незначительную роль. Преобразование ионов НСОГ и СОз в состав органических соединений сопровождается выделением ионов ОН- и подщелачиванием среды. При интенсивном фотосин­ тезе pH морской воды может повыситься до 8,30—8,40, при этом также уменьшается щелочность воды (сумма анионов слабых кислот).

Основная роль в создании первичной продукции океана при­ надлежит диатомовым, перидиниевым и сине-зеленым водо­ рослям. По обобщениям Г. И. Семиной (1974), в полярных и умеренных широтах на долю диатомовых приходится 90—98 % общей численности фитопланктона, в субтропиках и тропиках — до 50—60 %. По X. Свердрупу, М. Джонсону, Р. Флемингу (1942), в первичной продукции и биомассе фитопланктона Мирового океана диатомовые составляют в среднем 77 %, перидиниевые — 22%, сине-зеленые— 1 %. В океане фотосинтез протекает в по­ верхностном слое мощностью 25—150 м. Фотосинтез практически прекращается при освещенности, составляющей в малопродуктив­ ных районах 0,1%, в высокопродуктивных — 10 % радиации;

падающей на поверхность океана^ Этот показатель и является объективным критерием нижней границы зоны фотосинтеза.

Интерес представляет выполненный В. В. Сапожниковым (1981) расчет положения нижней границы слоя фотосинтеза по акватории Тихого океана (рис. 4.2).

Для количественной характеристики фитопланктона и других видов живого вещества, приняты следующие понятия: продукция (для автотрофов — первичная продукция) — количество выражен­ ного через углерод органического вещества, создаваемого орга­ низмами за единицу времени в единице объема воды или под единицей площади акватории, и биомасса — масса различных видов живого вещества, содержащаяся в данны момент времени й в единице объема воды и и под единицей площади акватории.

л, Продукция фитопланктона' является кардинальной характери­ стикой круговорота органического вещества в океане (рис. 4.3).

Максимальная первичная продукция наблюдается в прибрежных районах апвелЛингов. Повышение продукции наблюдается в об­ ластях подъема промежуточных вод экваториальной и антаркти­ 4.1. Водные организмы ческой дивергенций, полярного фронта и в районах умеренных и высоких широт, которым свойственно осенне-зимнее перемеши­ вание.

на валовую (суммарную) Первичную продукцию разделяют и чистую. Валовая продукция включает чистый прирост и расходы Рис. 4.2. Положение нижней границы эвфотического слоя, рассчитанной по 0,1 %-ной подповерхностной радиации. Заштрихованные зоны;

рассчитаны по 10 %-ной подповерхностной радиации;

первичного органического вещества на дыхание организмов, со­ ставляющие 15—30 % валовой.

Именно чистая продукция характеризует количество органи­ ческого вещества, поступающего на I уровень гетеротрофов.

Определение первичной продукции океана представляет исклю­ чительно сложную проблему. Применяемые методы (скляночный кислородный, радиоуглеродный, с привлечением других изотопов, по определениям хлорофилла «а», по суточной изменчивости кислорода и биогенных веществ на изопикнических поверхностях и другие) не могут учесть всех условий in situ и дают значитель­ ные погрешности. Поэтому оценки исследователей существенно раз­ личаются: Г. Райли (1944) — 155 • 109 т Сорг/год, Е. Стиман-Нильсен О о са о кн О к Б Си О Ъс '— UС 0 ' 5аН ЯI S Я- К сз «5? Н 6 Ч ^ а- Од м О.

*Я с О »= ~ »( = О е( О Он ч L сt и *= ш а, с Си 4.1. Водны организмы е и Е. Иенсен — (12—15) -109,Г. Г. Винберг — (35—70)-10е, О. И. Кобленц-Мишке и соавторы (1970, 1977)— (25—30) - [из них (20—25) -109 чистой продукции], В. Г. Богоров (1970, 1 9 7 4 )- 4 5 - 109, Б. А. Скопинцев (1966, 1979) — 43,3-109, С. В. Бруе­ вич и В.Н. Иваненков (1971) — (44 + 5) • 109.

Для сопоставления приведем значения суммарной первичной продукции различных районов Мирового океана по биологическим и гидрохимическим данным (табл. 4.5).

Таблица 4. Первичная продукция различных типов вод Мирового океана, по О. И. Кобленц-Мишке с соавторами (1977) и (в скобках) по В. Н. Иваненкову—А. М. Черняковой (1979) П род у к ц и я ф итоп л ан ктон а Тип вод п л ощ адь, % мг С / м 2 10° т С / г о д Олиготрофные воды центральной 4 0,4 (4 0,0 ) 3,7 9 (6,1 6 ) части субтропических халистати ческих областей (ультрамалопро дуктивные) 22, Переходные воды между субтропи­ 4,2 2 (7,9 2 ) (2 5,0 ) 100— ческими и субполярными зонами.

Периферия экваториальных ди­ вергенций (малопродуктивные) Воды экваториальной дивергенции 2 3,6 (2 5,0 ) 150—250 6,31 (1 5,4 ) и океанических районов субпо­ лярных зон (среднепродуктив­ ные) 250—500 4,8 0 (1 1,4 ) Прибрежные воды (высокопродук­ 10,5 (9,0 ) тивные) 2,9 ( 1,0) 500 3,9 0 (3,1 ) Неритические воды (исключительно высокопродуктивные) Определить точное значение первичной продукции Мирового океана пока еще трудно. Для этого необходимо вести непрерывные гидробиологические и гидрохимические наблюдения в течение года во многих районах Мирового океана, поскольку первичная продукция меняется от сезона к сезону.

Другим первоисточником органического вещества является фи­ тобентос. По оценке Е. А. Романкевича (1977), чистая продукция фитобентоса составляет в год 300-106 т сухого вещества, или 112-10е т С0рг.

Кроме фотосинтезирующих водных организмов, в океане су­ ществует еще одна категория автотрофов. Это хемосинтезирующие (хемолитотрофные) бактерии, использующие С 0 2 в качестве един­ ственного источника углерода, а в качестве источника энергии — различные восстановленные минеральные соединения (H2S, S°, 56 Глава 4 Органическое вещ. ество в океане NH3, NO;

T, СО, Fe2+ и другие) путем их окисления. Хемосинтез из-за недостатка данных еще не может быть оценен количест­ венно.

Категория гетеротрофных сапрофитных бактерий, использую­ щих в качестве источника энергии готовое органическое вещество, охватывает все пищевые уровни. В зависимости от необходимых условий жизнедеятельности - сапрофитные бактерии подразде­ ляются на аэробные, требующие наличия свободного, кислорода-, и анаэробные, существующие при отсутствии кислорода. Аэроб­ ными микроорганизмами обеспечивается, например, процесс нит­ рификации, а анаэробными — восстановление сульфатов до H2S.

Пределы изменчивости численности и биомассы бактерий в океане очень широки (табл. 4.6 и 4.7). Максимальное их коли Таблица 4. Изменение численности бактерий по глубинам в Тихом океане (прямой счет в 1 мл), по Е. Лимберг-Рубан Г л уби на, м Ч и сл о бактерий Г л уби н а, м Ч и сл о бактерий 500 0,1 29 1000 3856 ’ 37 3000 8 3500 4 Таблица 4. Биомасса живого вещ ества бактерий в северо-западной части Тихого океана, по А. Е. Криссу (1959) С р е д н я я биомасса С р е д н я я б и о м а сс а Слой, м Слой, м в сл о е, м г /м в сл ое, м г /м 4 1, 0-10 3 3 3,3 4 00 — 1 1 2, 2 5 — 50 4 7 1,4 7 5 0 — 1 9 8, 5 0 — 75 2 7 7,7 1000— 7 5 — 1 00 2 4 4,3 1500— 2000 1 4 4, 3 3, 1 0 0 — 1 50 3 0 8,4 250 0— 3 0 0 — 400 7 3,3 8500— 9000 3, чество совпадает с максимумами фито- и зоопланктона. В при­ брежных водах и донных осадках высокопродуктивных районов численность бактерий может достигать многих сотен тысяч в 1 мл воды. В пелагиали океана соответственно уменьшению массы взве­ шенных веществ количество бактерий также уменьшается начи­ ная с нижней границы деятельного слоя.

4.1. Водны организмы е Суммарная масса бактерий в столбе воды Тихого океана от поверхности до дна колеблется в пределах 0,6—6,6 г/м2, однако огромная удельная поверхность способствует их высокой биохи­ мической активности. Бактериальная флора выполняет санитар­ ные функции, -освобождая воду О остатков организмов и мине­ Т рализуя органические соединения До простых неорганических веществ (С 02, фосфаты, нитриты, нитраты и другие).

По А. Е. Криссу (1959), количество микроорганизмов в эква­ ториальной и тропической зонах Тихого океана выше, чем в суб­ арктическом районе, у поверхности в 10 раз, а на глубинах при­ мерно в 3-^4 раза. Однако области высоких широт отличаются преобладанием бактериальных форм с разносторонней энзиматив ной функцией, вызывающей более глубокий распад белков, сбра­ живание углеводов и более интенсивный характер минерализации органического вещества. Таким образом, различия- в численности бактериального населения компенсируются качественными изме­ нениями его состава, поэтому в высоких широтах при низких температурах круговорот биогенных веществ протекает доста­ точно Интенсивно.

Представление о соотношениях биомасс и продукции отдель­ ных групп живых организмов океана можно получить из данных В. Г. Богорова (табл. 4.8). Биомасса животных организмов почти Таблица 4. Общая биомасса и годовая продукция организмов в Мировом океане (сырая масса, 109 т), по В. Г. Богорову (1974) Коэффициент Продукция Биомасса Организмы воспроизводства (П) (Б) (П/Б) Продуценты:

550 фитопланктон 1,5 366 -Л 0,2 фитобентос, ° ’ Консументы:

зоопланктон 2 1,5 2,5 ' 10 3 0,3 3.;

.

зообентос 0,2 0, нектон. •.

Редуценты:

70 ;

0,0 7 ю оо бактерии в 20 раз превосходит биомассу растительных. Обеспечение.консу ментов энергией пищи возможно только благодаря высокой про­ дукции фитопланктона, биомасса которого возобновляется прак­ тически ежедневно (~ 3 6 6 раз в год). Биохимическая роль бакте­ рий также связана с их интенсивным воспроизводством (до 1000 раз.в год).

58 Глава 4. Органическое вещество в океане 4.2. Аллохтонное органическое вещество Аллохтонное органическое вещество поступает в океан с реч­ ным и подземным стоком, с эоловым материалом (через атмо­ сферу), в результате абразии (разрушения) берегов, с космоген­ ным материалом и антропогенными загрязнениями.

Среднее содержание растворенного органического углерода в речных водах 5 мг/л. При объеме речного стока 40,5-103 км ежегодный вынос растворенных органических веществ в океан ре­ ками достигает, 202-106 т,Сорг. Процесс таяния антарктических льдов, включающих 0,5—1,0 мг Сорг/кг, приносит океану около 2Х ХЮ6 растворенного Сорг в год, таяние гренландских льдов до­ бавляет приблизительно 0,45 -106 т Сорг в год. По ориентировочной оценке, подземный сток, не связанный с речными системами, дает около 59-106 т Сорг в год.

Из осреднения данных многих авторов следует, что с терри­ тории материков океаны получают взвешенных наносов: Миро­ вой— 15 700 -106 т сухого вещества в год, Тихий — 5370-Ю6, Ин­ дийский— 5960-106, Атлантический — 4020-Ю6, Северный Ледови­ тый 342-106. При среднем содержании Сорг во взвесях 2,5% взве­ шенные наносы дают океану 392-106 т Сорг в год.

Поступление эолового материала в океан А. П. Лисицы­ ным (1974) оценивается в 1600- 10е т сухого вещества в год.

По Е. А, Романкевичу, содержание органического углерода в ча­ стицах пыли колеблется от 8,7 до 50% и в среднем составляет 20 %. Следовательно, эоловый фактор приносит Мировому океану 320- 10е т Сорг в год.

Продукты подводного вулканизма и гидротермальной деятель­ ности содержат не более 10-ГО т растворенного и взвешенного' углерода. Из подводных выходов нефти, которых в океане насчи­ тывается около 190, в океан просачивается нефти примерно 0,6-106 т в год. Каменные метеориты, прилетающие из космоса в количестве до 10• 10б т (по массе), содержат не более 4-103 т Сорт в год.

Органические загрязнения от наземных и водных антропоген­ ных источников включают около 4-106 т в год нефти,и около 6 -106 т в год неприродных органических соединений. От продук­ ции фотосинтеза это составляет несколько сотых долей процента.

В целом аллохтонные источники поставляют океану около 1-109 т С0рг в год, что не выходит из пределов 2,5—5,0% общей суммы производимого в океане органического углерода.

4.3. Взвешенное органическое вещество Органические взвеси включают живое и неживое органическое вещество. В их состав входят живые планктонные водоросли, мик­ розоопланктон, агрегированный бактериопланктон, остатки раз 4.3. Взвешенное органическое вещество •личных организмов (детрит), скелетные образования с включениями органического вещества, терригенные и эоловые взвеси, органи­ ческое вещество соосажденное и сорбированное из раствора.

Из данных, полученных в рейсах э/с «Обь» и «Витязь»

(табл. 4.9), можно видеть, что содержание взвешенного Сорг в по­ верхностном слое океанов характеризуется широкими пределами изменчивости, а по средневзвешенным значениям Тихий океан беднее взвесью, поскольку площади олиготрофных районов в нем обширнее, чем в других океанах.

Вертикальное распределение взвешенного С0рг, например, в Тихом океане (рис. 4.4, табл. 4.10) имеет широкие колебания и резкое уменьшение концентраций с глубиной в слое 0—200 м, слабое уменьшение концентраций в интервале глубин 200— 1000 м и лишь тенденцию к снижению глубже 1000 м.

Таблица 4. Содержание взвешенного органического углерода в водах поверхностного слоя (0 —7 м) океанов по данным сепарации, по Е. А. Романкевичу (1977) К онцентрация C Qpr % в су х о м вещ естве м кг/л О кеан предельны е п редел ьны е сред нее ср е д н е е значения значения 7, 3 6, 1,4 — 140,8 0,5 —2 1, Тихий 6,9 —620 6 1,2 3,2 —2 1, Атлантический 1 1, 1,4 —2 2,0 10, 3— 389 63, Индийский 1,4 — 620 53,1 0,5 —22,0 9, Мировой Таблица 4. Распределение углерода взвешенного органического вещ ества по слоям в Тихом океане, по Е. А. Романкевичу (1977) С ред н ев звеш ен н ое с о д е р ж а н и е, мкг С 0 рГ / л Слой, м предельны е значения ср е д н е е 0—100 2 1,8 — 150,9 6 3,7 + 3 2, 100—200 8,2 — 128,6 4 1,8 + 2 0, 200—. 7,4 —3 1,0 1 8,4 ± 7, 1000 5,5 —20,1 11, 2 ± 5, Исследования последних десятилетий, выполненные Ю. А. Бог­ дановым, А. П. Лисицыным, Е. А. Романкевичем и другими, по­ зволили конкретно обосновать представление об унаследованном распределении С0рГ в глубинах океана и в поверхностном слое 60 Глава 4. Органическое вещество в океане донных осадков в зависимости от распределения первичной про­ дукции и взвешенного органического вещества в слое фотосинтеза.

Так, на разрезе Алеутские острова — Антарктида (рис. 4.5) по­ вышенное содержание взвешенного и осажденного органического вещества наблюдается в областях повышенной биологической про Рис. 4.4. Распределение углерода взвешенного органического вещества в толще вод Тихого океана, по Е. А. Романкевичу (1977).

1 — ш е л ь ф ;

2 — ск л он ;

3 — л о ж е ;

4 — Я п о н с к о е м о р е ;

5 — м о р е С у л у.

дуктивности. Следствием прямой корреляции распределения взве­ шенного органического вещества с биологической продуктивностью является возрастание взвешенного С0рг в ряду: центральные хали статические области — краевые части ложа океана — подводные окраины материков — зоны прибрежных апвеллингов.

Экваториально-тропическая зона океанов выделяется повышен­ ным содержанием органического вещества в сухой взвеси, по­ скольку здесь преобладают малозольные консументы, а также пе ридиниевые и сине-зеленые водоросли, не имеющие минерального скелета. Содержание Сорг меняется в ряду водорослей: сине-зеле­ ные перидиниевые диатомовые.

Соотношения между живой и неживой составляющими взве­ шенного С0рг также меняются по глубинам океана. В восточно­ экваториальном районе Тихого океана доля живого вещества в слое 0—70 м составляет 38—100 % (средневзвешенное 66 %) от 7 ю.ш.

0 В О 50 0 30 20 0 0 0 20 30 40 5 С.Ш.

62 Глава 4. Органическое вещество в океане Сорг взвесей, глубже 200 м доминирует неживое вещество (77,8— 99,8 % от С0Рг взвесей).


Большой интерес представляют данные 0 скоростях опускания органических взвесей из поверхностной продуктивной зоны океана в глубинные слои и на дно (табл. 4.11).

Таблица 4. Скорость оседания фитопланктона, находящегося на разных стадиях разложения, мертвых морских простейших, организмов зоопланктона, фекальнь(х пеллетов и взвешенного органического вещества (сводка Е. А. Романкевича, 1977) С к о р о ст ь о с е д а ­ С к о р о ст ь о с е д а ­ О бъ ект и ссл ед ов ан и я О бъ ек т и ссл ед ов ан и я ния, м /су т ния, м /с у т Фитопланктон: птероподы 760— живые водоросли 0— 30 сифонофоры мертвые (целые) 36— 1 —510 Фекальные пел Простейшие: леты фораминиферы 30—4800 Макрофиты, см:

- 2 4 0 — радиолярии -350 1,5— Зоопланктон: 6— 15 - 4 5 0 — амфиподы -875 Взвеси, мкм:

0,4 3 — 1, хетогнаты -4 3 5 0,2 9 —0,3 копе поды 36— 720 15— 2—6 0,1 2 —0,2 остракоды В зависимости от размеров и состояния разрушенности расти­ тельных и животных организмов скорости их оседания могут быть разнообразными и весьма значительными. Однако процесс раз­ ложения органического вещества также протекает с высокой ин­ тенсивностью. По расчетам Б. А. Скопинцева (1950), основная масса фитопланктона (диатомовых) с размерами клеток 1,3— 1630 мкм подвергается распаду на 80—90 % в верхнем слое 0— 100 м. Как показали недавно выполненные расчеты В. Б. Цейт­ лина (1981), в тропических районах океана поток детрита глубже 125 м — нижней границы фотической зоны — не превышает 22% первичной продукции. Поэтому, несмотря на значительные глу­ бины, достигаемые останками зоопланктона и макрофитов, «дождь трупов» на глубинах океана все же сильно разрежен.

По морфологии неживое органическое вещество (детрит) раз­ деляют на фракции крупнодисперсную с размерами частиц от 200—150 до 1—0,4 мкм и тонкодисперсную с размерами частиц от 1—0,4 до 0,001 мкм. В крупнодисперсной фракции широко распро­ страненными типами частиц являются агрегаты и скелетные остатки (фрагменты) с включениями органического вещества.

Агрегаты (размером до 200 мкм), преобладающие над другими формами взвешенного вещества, составлены из мелких частиц, между которыми имеются многочисленные пустоты, заполненные клетками диатомей, динофлагеллятами и растительными волок 4.4. Растворенное органическое вещество нами. В тропической зоне океана достигает дна только около 10 % агрегатов, а в бореальной зоне — около 20 % их содержания в верхнем слое. Фрагменты организмов (их конечности и другие части тел, шкурки рачков размерами 50—200 мкм) распростра­ нены главным образом в слое 0—200 м. Хлопья — тонкие про­ зрачные пластинчатообразные частицы размерами 50—200 мкм — встречаются в верхней части фотической зоны. Тонкодисперсная фракция взвешенного органического вещества представлена шаро­ образными, пленчатыми, круглыми и ветвистыми формами. Эти формы встречаются как в фотическом, так и в подстилающих слоях.

В составе взвешенного органического вещества обнаружены все основные типы и многие классы органических соединений, кото­ рые находятся в тесной корреляционной связи с Сорг взвесей.

Их пространственное распределение подчиняется закономерно:

стям, установленным для взвешенного органического углерода. Од­ нако, по заключению Е. А. Романкевича (1977), по мере погру­ жения детрита качественный состав органического вещества под­ вергается определенным изменениям, обусловленным процессом гумификации. В ряду планктон—взвесь—поверхностный слой осад­ ков содержание высокомолекулярных белковоподобных соедине­ ний уменьшается в 100—200 раз, аминокислот — в 10—20 раз, уг­ леводоподобных соединений — в 1,2—2 раза, липидов — в 2— 4 раза, а содержание устойчивых гетерополиконденсированных структур возрастает в 10—20 раз.

Если рассчитать средние концентрации взвешенного С0Рг в Ми­ ровом океане на шельфе (100 мкг/л), над материковым склоном (40 мкг/л) и над ложем океана (10—15 мкг/л), учесть площади этих акваторий и их средние глубины, то выяснится, что Миро­ вой океан содержит около 21-109 т взвешенного Сорг. Основная масса органических взвесей (около 80 %) находится глужбе фо­ тической зоны, 50 % — глубже 1000 м, где бактериальная актив­ ность низка! и окисление органического вещества замедлено.

С учетом скоростей возобновления живого органического вещества и выпадения Сорг в донные осадки среднее время пребывания взвешенного Сорг в океане 10—25 лет.

4.4. Растворенное органическое вещество Растворенное органическое вещество, источниками которого служат продукты бактериального разложения отмерших расти­ тельных и животных организмов и их прижизненные выделения, по количеству резко преобладает над органическим веществом взвесей и является господствующей формой существования орга­ нического углерода в океане.

Малые концентрации органического вещества в воде, сложность и разнообразие их состава, а также высокое содержание раство­ 64 Глава 4 Органическое вещ. ество в океане ренных солей обусловливают большие трудности в разработке ме­ тодов химического анализа органического вещества. Поэтому до середины 1960-х годов использовались методы окисляемостй, ко­ торые дают главным образом представление о соотношениях между легкоокисляемыми и стойкими к окислению фракциями.

В дальнейшем получили развитие методы определения органиче­ ского углерода, азота или фосфора, когда по экспериментально установленному соотношению между Данным элементом И сум­ мой органических веществ рассчитывают содержание последних.

Наиболее репрезентативным показателем количества органиче­ ского вещества является органический углерод, составляющий около 50 % массы органического вещества природных вод.

На рис. 4.6 представлена общая картина распределения рас­ творенного Сорг в толще вод Тихого, Индийского и Атлантиче­ ского океанов, а в табл. 4.12 — предельные значения и средневзве­ шенные концентрации по Слоям.

Среднее содержание Сорг в Мировом океане составляет (1,36± ±0,20) мг/л, а общее количество (1,7—2,1 )*101 т, в среднем около 1,8-101 т, что почти в 100 раз больше общей массы взвешенного Сорг (21-109 т). Таким образом, полностью подтверждается вы­ сказывание В. И. Вернадского: «...впечатление о ничтожности рас­ сеяния в реальности исчезает, оно заменяется обратным: впечат­ лением грандиозности».

Таблица 4. Средневзвешенное содержание (мг/л) углерода растворенного органического вещества в океанах, по Е. А. Романкевичу (1977) • Индийский ок еан Атлантический о к е ан Тихий океан Слой, м предельны е п редел ьны е предельны е ср е д н е е ср е д н е е ' ср е д н е е зн ачен и я зн ачен ия значения 0— 100 1, 1,09—2,5. 0,8 6 —2,6 2 1,17 0,6 9 —2,9 4 1,71, 1, 100—200 1, 0,7 7 —2,0 1,29 0,8 8 —2,5 0,7 0 —2,4 200— 1000 1, 1,53 0,5 0 — 1, 0,8 0 —2,5 0,6 8 — 1,75 1, 1000 1, 1,39 1,06— 1, 1, 0,5 2 — 1,45 0,5 8 — 1, 1,22 1, 1,48 0,5 9 — 1, Вся толща 0,5 9 — 1,88 0,6 3 —2,1 Из данных на рис. 4.6 и в табл. 4.12 следует, что содержание органического углерода во всех океанах уменьшается с глубиной.

Глубййные воды (1000 м) содержат Сорг в единице объема на 20—25 % меньше, чем слой 0—100 м. Это уменьшение явля­ ется итогом динамического равновесия между поступлением Сорг на глубины за счет конвективного погружения вод, адвективного переноса и растворения органических взвесей и его убылью при минерализации, химическом разложении, агрегировании и оса­ ждении.

о X к Н О C Q е;

О я :

О —’ Н ' * — «U Й ** г ^S -5. s Р ) ьс аналитическая ошибка.

Глава 4 Органическое вещ. ество в океане Существуют районы с повышенным и пониженным в целом содержанием растворенного Сорг. В Индийском океане наблюдается повышенное содержание растворенного органического углерода (1,50—1,80 мг С/л) до глубин, превышающих 1000 м, в Аравий­ ском море, Бенгальском заливе и экваториальной части океана.

Аналогичное распределение имеют первичная продукция, биомасса зоопланктона и гетеротрофной микрофлоры. Содержание раство­ ренного углерода в Атлантическом океане на всех горизонтах заметно превышает концентрации, наблюдаемые в других океанах.

Для Атлантического океана характерны меньший возраст проме­ жуточных и глубинных водных масс и наибольшее количество новообразованной органики. По мере перемещения водных масс из Атлантического океана к Тихому происходит постепенное раз­ ложение органического вещества.

По составу растворенное органическое вещество разделяют на четыре основных класса (Е. К. Дуурсма, 1965): 1) углеводы — безазотистое органическое вещество;

2) азотсодержащее веще­ ство — белки и продукты их разложения;

3) липиды — эфиры жирных кислот, обычно содержащие ортофосфорный радикал;

4) сложные гумусовые и фулъвовые вещества.

Закономерности распределения углеводов по вертикали сходны с таковыми для растворенного С0рг- Доля углеводов в составе рас­ творенного органического вещества в различных слоях почти одинакова (16,0—19,5%), что свидетельствует об их консерва­ тивности. Содержание растворенных углеводов в открытом океане меняется от 0,1 до 1,5—2,0 мг С/л.

Растворенное органическое вещество, в отличие от взвешен­ ного, имеет лишь слабую тенденцию к уменьшению доли связан­ ного азота с глубиной. Это говорит о большей устойчивости к разложению растворенных азот- и фосфорсодержащих соеди­ нений. Сумма аминокислот в океане составляет 50—300 мкг С/л и с глубиной уменьшается. Большая часть аминокислот находится в связанной форме в виде фенол-хиноидных комплексов и соеди­ нений типа гуминовых кислот. Как правило, взвесь и раствор имеют близкий аминокислотный состав.

Содержание и состав липидов пока еще изучены слабо. В юго восточной части Тихого океана содержание растворенных липидов составляло 107—248 мкг С/л (в среднем 18,5 % растворенного С0Рг). Отмечается понижение концентраций на 8—15 % в глубин­ ных водах по сравнению с поверхностными. Состав растворенных липидов в Толще вод Перуанско-Чилийской впадины, по данным А. Н. Беляевой и Е. А. Романкевича (1976), следующий: поляр­ ные липиды— 18,2 %, углеводороды — 48,8 %, эфиры стеринов — менее 1%, эфиры жирных кислот — 20,0%, жирные кислоты — около 15%, жирные кислоты+ стерины — 8,0%- Растворенная и коллоидная фракции липидов преобладают над взвешенной.


В направлении шельф—пелагиаль отношение суммы растворенных 4.5. Биохимическое потребление кислорода липидов к взвешенным изменяется от 100:38,5 до 100:4,8, а в. толще вод достигает 100 : (3,2—4,0).

Гуминовые и фульвовые вещества связаны переходными фор­ мами, имеют общий тип строения, различаются главным образом степенью конденсации и характером периферических группировок.

К настоящему времени еще не сформировалось единое представ­ ление о химической структуре гуминовых кислот. По Тилю и Кеттнеру (1953), гуминовые и подобные им соединения состоят из трехмерных полианионов, содержащих ароматические ядра с определенными активными группами, которые соединены подо­ бием атомного моста типа —О—, = N —, —С—С—, —СН2— или гетероциклических колец. Активные группы представлены феноль­ ными, карбоновыми, метоксильными или амидными группами.

Элементарный состав растворенных гуминовых веществ следую­ щий: 50—60 % углерода, 35 % кислорода, 5—10 % азота, 2,8—5,2% водорода. В донных осадках состав несколько иной: 46—60 % углерода (в фульвовыхЗЗ—44 % ),5—10 % водорода, 2—7 % азота.

В океане абсолютно преобладает автохтонный водный гумус планктонного происхождения. Он образуется при разложении и гумификации прижизненных выделений организмов и их посмерт­ ных остатков и характеризуется повышенной биохимической устой­ чивостью. Биохимически устойчивый водный гумус, этот «шлак»

биохимических процессов, характеризуется относительным посто­ янством содержания в водных массах океана глубже 500 м и сравнительно малым потреблением кислорода на его окисление.

По сравнению с аллохтонным почвенным гумусом гуминовые и фульвокислоты океана отличаются преобладанием алифатической структуры, повышенным содержанием азота и серы, обеднением фенольными группировками. В органическом веществе высшей на­ земной растительности преобладают ароматические соединения фенольного типа. Аллохтонный гумус может быть обнаружен в океане по желтоватым и зеленоватым оттенкам цвета воды.

При среднегодовой продукции фитопланктона в Мировом океане 120 г С/м2 3,6 г С/м2 приходится на долю водного гумуса планктонного происхождения (3 %), 0,56 г С/м2 водного гумуса терригенного происхождения поставляет материковый сток (Б. А. Скопинцев, 1975).

4.5. Биохимическое потребление кислорода (БПК) Динамика органического вещества в океане сопряжена не только с выделением кислорода при фотосинтезе в фотической зоне, но и с потреблением его на дыхание организмов и биохи­ мическое окисление органических взвешенных и растворенных веществ. Анализ кинетических кривых БПК позволяет оценить способность органических веществ к окислению (нестойкая или устойчивая фракции) и общее содержание растворенных органи 5* Глава 4. Органическое вещество в океане ческих веществ. В последнем случае применяется кислородный эквивалент, равный 2,52 мг 0 2 на 1 мг С нестойкой (усвояемой) органической материи и 2,10 мл 0 2 на 1 мг С водного гумуса.

Анализ данных по кинетике БПК показал, что эксперимен­ тально наблюдаемое БПК представляет собой процесс, протекаю Рис. 4.7. Типы кинетических кривых БПК в воде океана, по А. В. Леонову (1974, 1977).

Вя рем Р а с ш и ф р о в к а обозн ачен ий — в тексте.

щий в несколько стадий (А. В. Леонов, 1974, 1977), определяемых свойствами органического вещества. Начальный участок кривых БПК означает потребление кислорода микроорганизмами при разложении легкоокисляемого органического вещества. БПК на уровне перегиба кривой соответствует практически полному рас­ ходованию легкоусвояемого бактериями вещества. На третьей ста­ дии (линейное направление кривой) окисляется стойкое малоус­ вояемое органическое вещество. Для незагрязненных вод океана характерны три типа уравнений кинетических кривых БПК (рис. 4.7)— экспоненциальный (Е), экспоненциально-линейный (EL) и автокаталитически-линейный (AL):

интегральная форма [02 = [02j° — (ajk) (l — ek \ t) Е. ] ]°-(a //e )(l ~ ekt)- & s\ t EL. [02] = [ \ AL. [02 = [02]° - [fi]°(effl - 1)/(1 + ] / i дифференциальная форма E. — d [O2 — ae- k t ]/dt ]ldt ae ht cos EL.—d[ AL.—d [O2 ld = kk([OJ° - X) ([B]° + X) + Co \t D где индексом «°» обозначена исходная концентрация кислорода;

t — время;

[В]0 — концентрация промежуточных продуктов;

X — 4.5. Биохимическое потребление кислорода количество потребленного кислорода к моменту t;

k — константа скорости потребления 0 2;

остальные обозначения — параметры, вычисляемые при обработке кинетических кривых.

Первые два уравнения описывают реакцию первого порядка, когда константа скорости k имеет размерность время-1. Третье уравнение учитывает влияние промежуточных продуктов и пред­ ставляет реакцию второго порядка с константой скорости ^ (л - м г О Г 1 -время-1).

Влияние изменений температуры на скорость БПК и процессы дыхания организмов описывается «нормальной кривой» А. Крога:

V — Т/ V1У Т/ ~ Т ‘ ) / [®, где У, и V2— значения скоростей (или констант скоростей) БПК при температурах Т и Т °С соответственно;

Qi0 — эмпирический \ коэффициент Вант-Гоффа, согласно которому при повышении тем­ пературы на 10 °С скорость химических реакций увеличивается в 2—4 раза.

С учетом закономерностей распределения в океанах фитопланк­ тона, бактерий, количества усвояемого органического вещества и средневзвешенной по слоям температуры воды В. А. Скопинцев (1975) оценил среднегодовое БПК в водах Мирового океана зна­ чениями: 2,15 % 0 2 по объему для слоя 0—100 м, 0,07 для слоя о 100—1000 м и 0,0027 для слоя 1000—4000 м.

В дальнейшем В. Н. Иваненков и А. М. Чернякова (1979) и В. Н. Иваненков (1982) провели более подробные расчеты годо­ вого БПК (табл. 4.13), принимая во внимание первичную продук­ цию в областях океана 5 градаций и количество окисляемого в разных слоях и достигающего дна органического вещества.

Таблица 4. Вертикальное распределение средних значений годового биохимического потребления кислорода (%0 по объему) в океане, по В. Н. Иваненкову (1982) Районы о к е а н а М ировой Слой, м ок еан 2 3 I 0,88 2,68 8,8 5, 0—50 16,60 3,9 4,4 0,4 4 1,34 2,8 50— 100 8,30 1, 0, 100—200 0,0 7 0,4 6 0,7 0 1,33 0,3 0,017 0,11 0,1 200— 500 0,053 0,33 0,0 0, 0,010 0, 0,0 7.

500— 1000 0,032 0,0 0, 1000-2000 0, 0,0017 0,0056 0, 0, 0,0056 0, 0, 2000—4000 0,0009 0,017 0, 0, 0, 0,0004 0,0014 0, 4000 —' Примечание. I — дистрофны.е;

2 — олиготрофные;

3 — мезотрофные;

4 — эвтрофные;

5 — гипертрофные районы (рис. 4.3).

Глава 4. Органическое вещество в океане При условии установившегося динамического равновесия еже­ годная убыль растворенного органического вещества должна ком Первичная продукция cpumofsnmoca 85-10 m С Коэффициент фоссилизации 0, 4% Рис. 4.8. Баланс органического углерода в океане.

пенсироваться его поступлением. В поверхностном активном слое 0—200. м, где преобладает нестойкое органическое вещество, кру­ говорот органического вещества протекает быстрее и время его пребывания примерно равно одному году. В других слоях, содер­ жащих большую засть'стойкого вещества, время пребывания зна­ 5.1. Источники растворенных газов в океане чительно удлиняется и на глубинах 1000—4000 м может состав­ лять 1000—1500 лет.

Основные приходно-расходные статьи общего баланса органи­ ческого углерода в океане и их сравнение по схеме Е. А. Роман­ овича приведены на рис. 4.8.

Глава РАСТВОРЕННЫЕ ГАЗЫ 5.1. Источники растворенных газов в океане Тесный контакт океана с атмосферой обусловливает постоян­ ное присутствие в растворе всех газов из состава атмосферы (табл. 5.1).

Таблица 5. С о с т а в атм о сф ер ы З ем л и (б е з Н 20 ) н а в ы с о та х до 90 км, по Г. К е н и гу (1 9 63 ) % по % по, Компонент объ ем у % п о м а ссе Компонент % по объ ем у м а ссе n2 сн4 1,4 10- 78,088 75,527 7,7 5 • 10-5;

3,30 -ло- 02 23,143 1,14 • 10- 20,949 Кг 0, Аг 1,282 5,0 • К Г* 7,6 • Ш-* n 2o С02 Н2 3,4 8 • 10- 0,0518 5 • 10“ 0,034 * 1,8 • 10“3 8,6 • 10- Хе 3,9 0 • 10- 1,25 • 10- Ne 5,2 4 • 10- 4 7,2 4 10- Не С поправкой на 1980 г.

Кроме основных газов, в океан из атмосферы поступают микро­ примеси: Н20 2, 0 3, N 02, N 03, Н3ВО3.

Биохимические процессы продуцирования и деструкции орга­ нического вещества поставляют в водный раствор или удаляют из него 0 2, С 02, СН4 и другие углеводороды, NH3, H2S и другие газы.

С процессами дегазации мантии Земли и метаморфизации горных пород в глубинных слоях земной коры связано появление в океане таких газов, как Н2, НС1, HF, HBr, HI, H2S, SOs Из донных осадков могут“ выделяться углеводородные газы, образующиеся при сложном метаморфозе органического вещества:

С 0 2, СН4, этан С2Н6, пропан С3Н8, бутан С4Ню и др.

72 Глава 5 Растворенные газы.

В последние десятилетия усилился приток через атмосферу ряда газов, поставляемых промышленностью: СО, С 0 2, окислы азота, углеводороды.

Газовый режим водных масс определяется всей совокупностью действующих в океане биохимических, химических, физических и гидродинамических процессов.

5.2. Растворимость газов в морской воде Процесс растворения газа в воде является обратимым. При ра­ венстве скоростей абсорбции и десорбции возникает состояние равновесия между концентрациями газа в газовой фазе и рас­ творе/ Равновесная концентрация газа в растворе характеризует его растворимость в воде при данных условиях. Увеличение числа молекул газа (т. е. его давления) над раствором вызывает увели­ чение их абсорбции водой. Следовательно, растворимость газа в воде прямо пропорциональна его давлению над раствором и вы­ ражается законом Генри С = КР, (5.1) где С — равновесная концентрация газа в растворе;

К — коэффи­ циент абсорбции, значение которого зависит от индивидуальных свойств газа и принятой системы единиц;

Р — давление газа над раствором.

Коэффициент абсорбции представляет собой растворимость \(в'%о по объему или мг/л) газа при Р= 1 и заданных температуре и солености. Иногда применяется коэффициент Бунзена а = ЛУ1000.

Для атмосферных газов равновесие регулируется законом Генри—Дальтона, согласно которому растворимость в жидкости каждой составной части смеси газов пропорциональна парциаль­ ному (частичному) давлению данной составной части над рас­ твором:

C = KPt, (5.2) где P i— парциальное давление газа.

Из этого закона вытекает, что растворимость индивидуального газа зависит только от того давления, которое он создает, нахо­ дясь как бы один над раствором. Парциальное давление отдель­ ного газа составляет часть общего давления смеси газов, пропор­ циональную объемной доле газа в смеси. Так, давление атмосфер­ ного воздуха складывается из парциальных давлений всех газов,.входящих в состав воздуха:

Рвозд ===Pn, + Ро2+ Рблаг, газы + Рсог= 1013,2 гПа. (5.3) : Закон Генри—Дальтона применим лишь к идеальным или очень разбавленным’ растворам. Однако при давлении до 105 Па 5.2. Растворимость газов в морской воде отклонения наблюдаемых значений С от вычисленных по закону Генри—Дальтона не превышают 1—3 %.

Химическая природа газов, строение и свойства их молекул влияют на характер взаимодействия газов с растворителем и на их растворимость в воде. Из данных, приведенных в табл. 5.2, видно, что наиболее высокой растворимостью отличаются газы (NH3, HCI, S 0 2, H2S, СО2), молекулы которых вступают в хими­ ческое взаимодействие с водой, образуют водородные связи и дают продукты, диссоциирующие в растворе.

Таблица 5. Коэффициенты абсорбции некоторых газов ( % о по объему) в пресной воде ' при различных температурах и давлении газа 1013,2 гПа, по Д. Кэй и Т. Лэби (1962) с уточнениями из справочного руководства «М орская вода» {1979) t °с Газ 15 0 n2 23,74 18,81 17,04 15,59 13, NH3 801 910 000 590 1 299 О О О 709 37, 53,68 41,64 34,04 28, Аг НС1 507 О ОО 474 000 458 000 442 000 411 8,8 9,41 8,9 7 8,7 3 8,6 Не о2 49,10 38,16 34,24 31,05 26, so 2 47 79 800 56 600 39 400 27 2 4 620 2 H2S 3 360 2 со2 1 716 1 190 1 009,5 663, со 30,04 24,15 21,92 20,40 18, Растворение неполярных газов осложняется структурными осо­ бенностями воды. Существующие теории объясняют малую рас­ творимость неполярных газов в воде заполнением части структур­ ных полостей воды газовыми молекулами, что способствует упроч­ нению структурированности молекул воды и понижению энтропии систем в целом. Под влиянием полярных молекул воды в газовых •молекулах индуцируется дипольный момент, который зависит от подвижности электронных оболочек молекул. Электронная обо­ лочка молекулы кислорода, имеющей внутри двойную связь, бо­ лее подвижна и менее жестка, чем электронная оболочка моле­ кулы азота, в которой атомы соединены тройной связью. С такой точки зрения становится понятным, почему вода, соприкасающаяся с воздухом, обогащается кислородом, т. е. отношение C o 2/ C n в воде становится больше, чем в воздухе, хотя в атмосфере пар­ циальное давление N2 почти в четыре раза выше парциального давления 0 2.

Газ, растворенный в воде, всегда стремится к равновесию, соответствующему его парциальному давлению в атмосферном 74 Глава 5. Растворенные газы воздухе. В природных условиях наступление равновесия ускоря­ ется многими физическими факторами, такими, как турбулентность и конвективное перемешивание.

Аммиак, хлористый водорорд, сернистый газ, сероводород и другие газы при исчезающе малом их парциальном давлении в атмосфере не могут накапливаться в поверхностном слое морей.

Если же под воздействием каких-либо местных условий они по­ являются в воде, то довольно быстро выделяются в амосферу.

Повышение температуры обычно уменьшает растворимость газов в воде (табл. 5.2), что связано с увеличением кинетической энергии молекул газа, способствующей преодолению сил притя­ жения молекул воды. Присутствие электролитов в водном растворе также уменьшает растворимость газов (эффект «высаливания»).

Действие солей, по-видимому, объясняется тем, что катионы и анионы затрудняют проникновение молекул неполярных газов в структурные пустоты между молекулами воды. Влияние кон­ центрации С электролита в растворе на растворимость газа выра­ жается экспериментально установленным уравнением И. М. Се­ ченова:

ln(S°/S) = fcC, (5.4) где 5° — растворимость данного газа в чистой воде;

S — раство­ римость его в растворе электролита;

k — эмпирическая постоян­ ная, зависящая от свойств газа, состава электролита и тем­ пературы.

Используемые в океанологии данные по растворимости газов в морской воде получают экспериментальным путем и выражают функцией температуры и хлорности (солености). Коэффициенты абсорбции некоторых газов (в % по объему) приведены о в табл. 5.3—5.7.

Таблица 5. Растворимость азота в морской воде (%о по объему) при давлении газа 1013,2 гПа, по Е. Дугласу (1965) С1 °/оо t °с 20 15 17 0 19,31 18,77 17,97 17, 19,04 18,50 18, 10 15, 15,54 15,18 15,00 14,81 14,63 14, 20 13,09 12,93 12,78 12,63 12,48 12,32 12, 10, 11, 11, 30 11,46 10, 11,34 11, Оценка растворимости кислорода в настоящее время осущест­ вляется с помощью экспериментальных данных Д. X. Карпентера (1966), Е. И. Грина—Д. Е. Кэррита (1967) и Ч. Н. Мюррея— 5.2. Растворимость газов в морской воде Таблица 5. Растворимость аргона в морской воде (%0 по объему) при давлении газа 1013,2 гП а, по Е. Д угласу (1965) С1 о/оо t °с 15 19. 16 0 42,76 42,20 41,65 41, 43,87 43, 44, 10 33,12 32, 33,89 33, 34,65 34, 35, 20 27,51 27, 28,40 28,11 27, 29,00 28, 2 3,90 23,66 23, 24,37 24, 30 24,85 24, Таблица 5. Растворимость окиси углерода СО (%0 по объему) в морской воде при давлении г а за 1013,2 гП а, по Е. Д угласу (1967) С1 о / оо ( °с 20 15 17 —2 29, 30,87 30,44 29, 31,62 31,24 30, 0 29,48 28,35 27, 29,86 29,10 28, 30, 10 23,76 22,96 22, 24,28 24,02 23,50 23, 20 19, 20,08 19, 20,30 19,85 19, 20, 17,06 16, 17,60 17, 30 17,96 17,78 17, Таблица 5. Растворимость газообразных углеводородов 1 в дистиллированной воде при температуре 18—20 °С и давлении газа 1013,2 гП а. СН4 C2 e Углеводороды. H C 3Hs и-С4Ню г'-С4Ню Растворимость, % по о б ъ е м у.

о. 90 47 65 150 1 Данные А. А. Геодекяна, В. Я- Троцюка, В. И. Авилова и 3. И. Вер­ ховской.

Таблица 5. Растворимость метана в морской воде ( S = 3 6 % 0) при различных температурах и давлении г а за 1013,2 гПа, по JI. Аткинсону, Ф. Ричардсу (1967) Температура, ° С.. 0 5 10 15 20 25 Растворимость, % по о б ъ е м у.. 43, о 3 9,9 4 36,16 37,52 2 8,9 9 25,52 22, 76 Глава 5 Растворенные газы.

И. II. Райли (1969), различия между которыми не превышают 0,05 % по объему. Аппроксимация современных эмпирических дан­ ных и составление интерполяционных таблиц (Океанографические таблицы, 1976) проводятся посредством уравнения Р. Ф. Вейса, полученного методом наименьщих квадратов.

Точные сведения о растворимости кислорода при разных темпе­ ратурах и соленостях очень важны для оценки степени насыще­ ния воды кислородом, (выраженное в процентах отношение наблю­ даемого на горизонте содержания к норме, т. е. к растворимости кислорода), что позволяет обоснованно оценить избыток 0 2 при фотосинтезе или его дефицит от деструкции органического веще­ ства..

Значения растворимости двуокиси углерода в чистой и морской воде, необходимые для расчета парциального давления С 02 и суммы неорганического углерода в воде, также представлены в Океанографических таблицах (1976 г.). В настоящее время при­ меняются данные Ч. Мюррея и Дж. Райли, полученные путем экспериментальных измерений растворимости С 0 2 в натуральной морской воде.

_Растворимость газообразных углеводородов в дистиллирован­ ной и морской воде (табл. 5.6 и 5.7) вполне сопоставима с рас­ творимостью других неполярных газов и возрастает с увеличением молекулярной массы.

Следует отметить, что в свйзи с химико-аналитическими труд­ ностями растворимость углеводородных газов изучена пока еще слабо.

Коэффициенты растворимости и равновесные концентрации основных газов (N2, Аг, Н2, Не, 0 2, Kr, Хе, СН4, Ne, СО, С 02) в морской воде, контактирующей с воздухом при нормальном дав­ лении, широко представлены в справочном руководстве «Мор­ ская вода».

5.3. Динамика растворенных газов в водных массах океана Азот. Содержание растворенного азота в поверхностных 5.3.1.

слоях близко к насыщению и меняется соответственно темпера­ туре от 14,1 в высоких широтах до 8,2 % по объему вблизи эква­ тора. В глубинных слоях океана содержание азота зависит от атмосферного давления и температуры, при которой вода перво­ начально находилась в контакте с атмосферой, а также от пере­ мешивания с другими водными массами, имеющими иное содер­ жание азота. Если положить, что в силу своей химической и био­ логической пассивности азот сохраняет концентрацию неизменной, то определение содержания азота позволяет приближенно оценить температуру глубинной водной массы, когда она была на поверх­ ности океана.

5.3. Динамика растворенных газов в водны массах океана х Зависимость растворимости азота и кислорода от температуры и солености практически одинакова. Следовательно, по фактиче­ скому содержанию азота можно рассчитать исходное содержа­ ние кислорода, пользуясь соотношением X. Харвея:

0 2(°/0 по объему) = 0,577N2 (°/0 по объему) — 0,22.

0 0 (5.5) По разности между рассчитанным и наблюдаемым содержа­ нием кислорода устанавливается реальный дефицит, вызываемый расходом кислорода на биохимическое окисление органического вещества. Если мы располагаем сведениями о скорости БПК, то получаем возможность определить возраст глубинных водных масс.

Глубинные воды океана также близки к насыщению азотом.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 9 |
 





 
© 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.