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 || 6 | 7 |   ...   | 9 |

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

-- [ Страница 5 ] --

Н аруш ение радиоактивного равновесия м ду ураном и р и еж ад ем объясняется, с о н й стороны более вы до, сокой устойчивостью ком п­ лексного и н уранила в присутствии карбонатны и н в, а с дру­ оа х оо го —лучш сорбируем й ей остью катиона радия м неральны и взве­ и м сям Кром того, и еет значение адсорбц и. е м ионное удаление и рас­ з твора тория, которы является м й атеринским элем ентом радия.

В поверхностны слоях д х онны осадков концентрация радия, х наоборот, вы е равновесной с ураном н ниж равновесной с то­ ш,о е р ем В глубь океанов в результате постепенного установления и.

радиоактивного равновесия радия с торием и тория с ураном кон­ центрац радия падает. Равновесие достигается ч ез ш ия ер есть пе­ р о о полураспада тория, т. е пр м н ч ез 0,5-106 лет, н идв. и ер о ер а некоторой глубине от поверхности осадков, зависящ от скорости ей накопления д онны осадков. Таким образом изучение радиоак­ х, тивны равновесий откры х вает пути к оц ке возраста и скорости ен седим ентации осадков. Д ругой изотоп радия 28 и еет более вы 2Ra м сокие концентрации в поверхностны водах прибреж х р онов всех о е н в ч х ны ай к а о -, то 11* 164 Глава 8. Микроэлементы объясняется его вы о м р н м стоком Концентрация 28 п н со еч ы. 2Ra о глубинам ум еньш ается от поверхностны слоев к пром уточны х еж м и глубинны горизонтам н вн возрастает в при м, о овь донны вод х ах.

П ериод полураспада 28 равны 6,7 года, делает его уд ы 2Ra, й обн м индикатором в качестве трассера п и исследовании океанических р п ессов в ш роц кале вр ен 3— лет.

ем и К естественны радиоактивны элем м м ентам возникаю им, щ в при од п д действием косм рео ических лучей, относятся и д з олго ж ивущ 1С, 3 (тритий), 1Ве, 3Si, а и короткож их 4 Н 02 з ивущ 2N их 2 a, 3Р и др. Н 2 аибольш интерес и них представляю 1С (см ий з т4.

главу 4) и тяж й вод р д 3. О эти элем елы о о Н ба ента образую тся в верхних слоях атм еры п д действием косм осф о ических частиц вы ­ сокой энергии и атом азота путем захвата нейтронов, ч з ов то м ж о изобразить следую ей схем :

он щ ой “N+ In 'е + *Н+ 0,96•10~3 Дж С 1;

‘tN+ on + 6,57 •1 “1 Дж—Ч С + 3.

03 Н Продолж ительность ж изни трития гораздо м ьш ч радио­ ен е, ем углерода, пер од его полураспада о и коло 1,5 года. Как следствие накопление его в гидросф незначительно. В 1 см воздуха на­ ере ходится всего 1 атом трития, а в всей атм ере— 1 м л (6 г).

о осф оь Соединяясь с ки слородом тритий образует м, олекулы тяж елой во ы НТО (*Н НО) и ДТО (2 НО), вследствие атм ерной кон­ д 2 Н3 осф векц и и диф узии попадаю ие в океан. Содерж и ф щ ание трития в по­ верхностны слоях океана около 0,6—1 Т.Е./л, где Т.Е. —тритие х, вая едини а, соответствую ая содерж ц щ анию 1 атом трития н а а 1 8атом протия 'Н. В глубинны слоях океана содерж 0 ов х ание три­ тия зависит от возраста в д, напр м на глубинах Атлантики оы и ер 0,02 T.E./л Следовательно, тритий такж м ет служ индика­. е ож ить то о для исследования динам вод ы м океана.

рм ики н х асс 8.3. Искусственная радиоактивность и загрязнение океана Ж е организм, обитаю ие в м р на протяж ивы ы щ о е, ении м х ноги поколений подвергались облучени радиоактивного ф океана ю она и приспособились к н у.

ем И скусственное расщ епление атом ного ядра сопровож дается возни кновени ряда радиоактивны элем ем х ентов, которы н только ее увеличиваю содерж т ание уж им щ е ею ихся в естественном состоя­ н и радиоактивны элем и х ентов, н и вы ваю появление ряда но­ о зы т вы элем х ентов, обладаю их вы щ сокой активностью.

О сновны и источникам искусственны радиоизотопов в океане м и х являю тся: взры ядерны устройств, энергетические установки, вы х работаю ие на яд н топливе, заводы п переработке ядерного щ ер ом о топлива и научно-исследовательские ц тр.

ен ы 8.3. Искусственная радиоактивность и загрязнение океана Согласно данны О О Н, с 1945 п 1962 г. за счет испы м о таний ядерного оруж ия образовалось 51,28 -1016 Бк/9Бг и 97,3 X X Ю6 B k137Cs. Количество продуктов деления, образую ихся 1 щ в результате работы ядерных установок, к 1980 г. составило (20— 70)-102 Бк.

П взры атом х и терм ри вах ны оядерны б м образую боль­ х об тся ш количества радиоактивны и ие х зотопов, и которы наибольш з х ую опасность представляю долгож т ивущ 9Sr, 14 17 и коротко ие 0 4Се, 3Cs ж ивущ 2N и 5М ие 4 a 6 п.

Некоторы и этих вещ ез еств возникаю как продукты деления т ядер другие —как искусственны элем, е енты при воздействии м ­ ощ ны радиоактивны излучений на горны п р д и газы атм х х е ооы о­ сф в м ент взры (2N 5М 1С, 3 идр.).

еры ом ва 4 a, 6 п, 4 Н Больш часть продуктов ядерного взры уносится в вер е ая ва хни слои атм еры где о и вследствие своей вы осф, н сокой дисперсности вовлекаю в воздуш е потоки и м тся ны огут сущ ествовать в течение ряда лет, загрязняя стратосф Зем В результате ядерны ис­ еру ли. х пы таний воздуш й океан начиная с 1 4 г. оказался резервуаром ны д продуктов ядерны взры ля х вов, и которого о и постепенно осе­ з н даю на поверхность суш и океана в взвесях и с атм ерны и т и о осф м осадкам Скорость и вы и. х падения зависит от динам ических ф ак­ торов атм еры Зам осф. ечено, что наибольш вы ее падение радиоак­ ти ы аэрозолей и осадков наблю вн х дается в средних ш иротах. Со­ держ ание радиоактивны элем х ентов в прилегаю их к поверхности щ океана слоях воздуха в 1 5 и 1 6 гг. п наблю 99 90 о дениям в Тихом океане (э/с «Витязь») и в Атлантическом океане (э/с «М ихаил Л оносов») колебалось в пределах 1 -3—1 -5 Бк/м, а общ ом 0 0 3 ая активность вы падения осадков бы порядка 4 Бк/(м2-сут).

ла Н аибольш опасность п своем биологическом действию ую о у у представляет 9Sr. П 0 опадая в организм человека и ж ивотны ох, н накапливается в костном м озгу, пораж его важ ая нейш кровет­ ие вор ы ф ии.

н е ункц Больш интерес вы вает распределение 9Sr п глубинам ой зы 0 о океана (табл. 8.12). Как ви н и таблицы вертикальное распре­ до з, деление 9Sr в разны частях океана п и ер однотипно. С глу­ 0 х р м но б н й его содерж ио ание падает (в 8 раз), что указы вает на затруд­ ненность его распределения ниж слоя скачка плотности. И е зуче­ н е 9 как «м ого» атом и еет общ й океанологический ин­ и °Sr ечен ам и терес.

Среднее содерж ание 17 в поверхностны водах Тихого оке­ 3Cs х ана в 1 6 г. составляло (35— 90 50)-1 -2Бк/100 л, в Японском м р — 0 ое около 130-1 ~ Бк/100 л 02.

Результаты наблю дений (табл. 8.13) свидетельствую о том т, что о о ы и сн вн м сточником радиоактивного загрязнения океана и в 1 7 г. продолж оставаться глобальны вы 95 али е падения продук­ тов ядерны взры и атм еры хотя интенсивность вы х вов;

з осф, паде­ н й постепенно сниж и алась. Так, п сравнению с 1 6 г. средняя о 166 Глава 8. Микроэлементы Таблица 8. Содержание S Sr по глубинам Атлантического океана, по Ф. Т. Бовену и Т. Т. Сугавара 15°49' ю. ш., 35°50' з. д. 31—34° с. ш., 65—67 з. д.

I l l — IV 1957 г. 1957-1959 гг.

Глубина, м расп/мин расп/мин % 4,l+ 0, 0 9,5 + 0,6 — 100 9,6 ± 0,6 — 8,6 + 0, 030 — 500 6,8 ± 0,45 — 700 3,1 + 0,5 1,5 ± 0, 1000 1, Таблица 8. Распределение 9 Sr, 1 0 3 Cs и Т в поверхностном слое Атлантического океана (май—июнь 1975 г.), по С. М. Вакуловскому и др. (1981) 90Sr 3 Cs Район I37C s/9 Sr T, т. Е.

3,7-10 -2 Бк _ Средиземное море 0,2 0,16 1, Центральная часть Се­ 0,10 0,15 1, верной Атлантики Бискайский залив и при­ 0,11 1, 0,14 брежные пиренейские ЙОДЫ Прибрежные воды з а ­ 1, 0,15 0,15 11, падного побережья.Северной Америки Северо-восточная Атлан­ 6 1, 0,27 0, тика концентрация трития в поверхностны водах Северной Атлантики х в 1 7 г. ум 95 еньш илась на 3,8 Т.Е.

“ Судьба искусственны радионуклидов в океане сходна с судь­ х б й стабильны м о х икроэлем ентов. П хим о ическим свойствам радио­ активны элем е енты н отличаю от свои стабильны и е тся х х зотопов.

О такж сорбирую м неральны и и органическим взвесям, ни е тся и м и и ассим илирую ж вы и организм и, а часть О тся и м ам стается в океане в растворенном состоянии и в ви е м ленно оседаю их взвесей д ед щ :

Поскольку ж вы организм вы ие ы полняю ф и концентра­ т ункц и тор в м о икроэлем ентов (табл. 8.14), возникает опасность попада­ ни радиоактивны загрязнений и в организм человека, ч м ет я х то ож п вл ь за со о Игенетические наруш о еч бй ения.

8.3. Искусственная радиоактивность и загрязнение океана Таблица 8. Коэффициенты накопления1 радиоактивных элементов в морских организмах, по Г. Г. Поликарпову (1964) у 91 шСе Организмы,37Cs 9°Sr _ Динофлагеллята 340— 630— Зеленые водоросли 1—4 — 2000— Диатомовые водоросли 1— 17 1— 2 — Бурые водоросли 27— 30 14—40 Кишечнополостные 7 180— 2— Ракообразные 0, 1— 8 100— 250 Моллюски (раковина) Моллюски (тело) 0,9 6— 12 Рыбы (икра) '* 0,8 100— 1 Коэффициент накопления — это отношение концентрации данного эле мента в организме к его концентрации в воде.

Биологическое накопление радиоактивны элем х ентов во н м дыи организм и создает угрозу будущ у ф р и ф ам ем ло ы ауны океана, а следовательно, перспективе использования пищ х ресурсов евы м р и океанов и наконец, зд овью и ж о ей, ор изни человека. Поэтому разработка м д в дальнейш утилизации отход атом про­ ето о ей ов ной мш ы ленности является ж изненно важ пр ной облем.ой Глава ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА ОКЕАНА П гидрохимической структурой океана поним т общ е за­ од аю и коном ерности пространственного распределения и вр ен ой з-, ем н и м енчивости гидрохим ических ингредиентов в об ем М ъ е ирового оке­ ана в и взаим х освязи, обусловленной единством свойственны х океану динам ических, ф изических, биологических, физико-хим иче­ ских и биохим ических проц ессов..•.

Гидрохим ическую структуру океана ц елесообразно рассм атри­ вать, исходя и классиф з икации его водны м х асс.

П гидрохим о ическим признакам с учетом распределения скоро­ сти БПК п глубинам в толщ вод вы о е деляю три основны зоны— т е поверхностную, промежуточную и глубинную, которы дополни­ е тельно подразделяю на части в соответствии с располож тся ением и-динам икой водны м х асс.

168 Глава 9. Гидрохимическая структура океана Все пром уточны и глубинны вод е м еж е е ны ассы ф ирую орм тся в поверхностны слоях океана, где велико влияние клим х атической и географ ической зональности. П оэтом вся акватория М у ирового океана м ет бы охвачена хим ож ть ико-географ ическим районирова­ н ем (рис. 9.1).

и Вертикальное распределение pH растворенного кислорода, ни­, тратов, ф атов и крем осф некислоты н центральны м а х еридиональ­ н х разрезах трех океанов (рис. 9.2—9.6) позволяет указать очаги ы ф ирования экстрем орм альны значений гидрохим х ических показа­ телей и проследить влияние этих очагов на характеристики про­ м уточны и глубинны водны м Арктический рай (/) Ат­ еж х х х асс. он лантического океана является для глубинны вод ы м источ­ х н х асс н ко кислорода, повы енны pH пониж им шх, енны Рсо2 и м х ини­ м альны конц х ентрац всех биогенны вещ ий х еств. Антарктический сектор Атлантики (IX) поставляет в глубинны слои океана обед­ е нен ную ки слородом воду с пониж м pH п ш м Рсо енны, овы енны и и увели ченны и содерж м аниям биогенны вещ и х еств. Северны рай­ е о ы других океанов такж служ м щ ы и очагам ф ирова­ н е ат о н м и орм ния глубинны во, в которы содерж хд х ание кислорода и pH за­ м етно м ьш а содерж ен е, ание би огенны вещ х еств больш ч е, ем в глубинны водах антарктического происхож х дения и соответст­ з вую их секторов (IX). Субантарктический район (VIII) —зона щ м ду субантарктической и субтропической конвергенциям еж и— представляет со о м щ ы очаг ф и бй о н й орм ровани распространяю я ­ щ ихся в север о направлении пром уточны вод х м с м ­ нм еж х ны асс и ним альны и pH и содерж м аниям кислорода и с м и аксим альны и м Р с о 2 и концентрациям биогенны вещ и х еств. А налогичную р л оь играю северны субтропические рай т е оны в И ндийском и Тихом к а а (III).

ое нх 9.1. Поверхностная структурная зона Поверхностная структурная зона океана вклю чает поверхност­ н й квазиоднородны слой толщ ы й иной 20— 0 м в полярны и ум 3 х е­ ренны областях и 50— м в тропиках и субтропиках. К поверх­ х ностной зоне относится такж слой сезонного терм е оклина высоких ш ирот и подповерхностны слой низких и ум й еренны ш х ирот. Ниж ­ н границей поверхностной структурной зоны является слой по­ ей стоянного терм оклина, в котор наблю тся резкие градиенты ом даю плотности и других ф изических и хим ических характеристик. Ак­ тивность ф итопланктона в поверхностной зоне обеспечивает погло­ щ е С02 и биогенны вещ ени х еств. Как следствие п сравнению о с подстилаю им слоям здесь наблю тся пониж е значе­ щи и даю енны нящ и елочно-хлорного коэф ициента (рис. 9.7), парциального дав­ ф ления С02 биогенны вещ, х еств и повы енны значения pH и кон­ ше центрац растворенного кислорода. Вы ий соким и ум еренны ш м и­ ротам свойственна, вслед за внутригодовы ход активности' м ом Оi С OI C 091 Рис. 9.2. Распределение рН в (без поправки на давление) на разрезах по 30° з. д. (а ), 65° в. д. (б) и 170° з. д. (в ).

Рис. 9.3. Распределение растворённого кислорода (0,5 ммоль/л) на разрезах по меридианам 30° з. (а), 65° в. (б);

140° з. (50° с. ш,— 20° ю. ш.) и 110° з (25—70° ю. ш.) (в).

Рис. 9.4. Распределение нитратов (мкмоль N/л) на разрезах по 30° з. д. (а), 65е в. д. (б) и 145— 110° з. д. (в).

м Рис. 9.5. Распределение фосфатов (мкмоль Р/л) на разрезах по 30° з. д. (а), 65° в. д. (б) и 145— 110° з. д. (е).

Рис. 9.6. Распределение растворенной кремнекислоты (мкмоль S i/л) на разрезах по 30° з. д. ( а ), 65° в. д. (б) и 145—410° з. д. ( в ).

9.1. Поверхностная структурная зона ф отосинтеза, м сезонная изм еж енчивость всех гидрохимических ин­ гредиентов, ч особенно хорош м но видеть на сезонны схем то о ож х ах распределения pH, Рсо2 и растворенного кислорода, показанны х в главе «Хим ический о м м ду океаном и атм ерой». Обла­ б ен еж осф сти вы соких и ум еренны ш х ирот с осенне-зи ни конвективны мм м 0,120 0,125 0,130 0,120 0,125 0,130 0,1 0 0,125' 0,130 0,120 0,125 AU/Cl О Рис. 9.7. Типовые кривые вертикального распределения Aik/Cl в отдельных рай­ онах Мирового океана.

1, 2, 3 — соответственно Атлантический, Индийский, Тихий океаны. Номера районов — см.

рис. 9.1.

перем иванием охваты щ м ную толщ во, а такж р еш, ваю им ощ уд е ай о ы субтропических и экваториальны дивергенц и прибреж х н х ий ны апвеллингов отличаю пониж м pH возрастаю им Р со тся енны, щи и A l kjCl вместе с увеличиваю им концентрациям биогенны щ ися и х вещ еств п сравнению с пелагическим областям низких ш о и и ирот (рис. 9.8). На распределение кислорода влияет тем пература в д, оы поэтом в вы у соких ш иротах зи о п и свобод ом контакте с ат­ мй р н м ерой абсолю осф тное содерж ание кислорода в во е м ет бы д ож ть больш м хотя и н достигаю им 1 0 % насы ения. В низких и и, е щ 0 щ субтропических ш иротах, где ф отосинтез продолж ается практиче­ ски весь год, относительное содерж ание растворенного кислорода, как правило, всегда больш 1 0 % Для поверхностной структур­ е0.

н й зоны всего океана характерно наличие подповерхностного ки о с IO J 60 60 80 40 0 40 80 120 6 6 2 Рис. 9.8. Распределение фосфатов (мкмоль Р/л) на поверхности океана зимой северного полушари 9.2. П ром еж ут очная структурная зона лородного м аксим а. В вы ум соких и умеренны ш х иротах этот м ак­ сим на глубинах 20—5 м является результатом зим ум 0 него охла­ ж дения и весенне-летнего прогрева, с развитием осенне-зи нейм вертикальной конвекц и о исчезает. В тропических ш ин иротах (40° с. ш 40° ю ш кислородны м.—..) й аксим на глубинах 1 — ум и 1 — 0 м сущ ли 0 5 ествует постоянно. Содерж ание кислорода здесь нередко превы ает 1 0 % насы ения, что связано с и ш 2 щ нтенсивны м протеканием про ессов ф ц отосинтеза в ниж части ф ческой ней оти зоны которая лучш ч верхняя часть, обеспечивается биоген­, е, ем н м вещ ыи ествам и подстилаю его слоя.

из щ Представленны в данной главе разрезы и карты распределе­ е ния различны гидрохим х ических элем ентов п акватории М о иро­ вого океана построены коллективом авторов Института океаноло­ гии АН СССР (1979): В. Н И. ваненковы, В. Н. Виноградовы, м м В. В. Волостны А. Н Гусаровой, В. А. Конновы, Ю Ф Лука х,. м..

ш м В. В. Сапож евы, никовы, И В. Соколовой, А М Ч м... ерняковой.

9.2. Промежуточная структурная зона П еж ром уточная структурная зона, в которой наблю тся даю экстрем альны значения всех гидрохим е ических парам етров, пред­ ставляет со о уникальное явление в океане. И енно здесь, н бй м а глубинах 300—1 0 м (в зависим 00 ости от района), отм ечаю м ­ тся и ним альны значения pH и содерж е ания кислорода и м аксим альны е концентрации растворенной углекислоты и биогенны вещ х еств.

М ногим исследователям пром уточная зона рассм и и еж атривается преж всего как слой кислородного м де иним а. Д ум лительное вр я ем п и н возникновения и особенности распределения слоя кисло­ р чи ы родного м иним а в океане н и ели надлеж его объяснения.

ум ем ащ К настоящ у вр ени благодаря работам Д. А. См ем ем етанина (1959), Б. А. Скопинцева (1966, 1975), В. Н. И ваненкова (1977, 1979), В. А. Бубнова (1966), А. А. Н овоселова (1962, 1973), А. М Ч. ерняковой (1966) и других условия ф и орм ровани и сущ я е­ ствования м н м ов кислорода м н считать вы и и ум ож о ясненны и до­ м статочно полн. М о иним ы кислорода образую в таких районах ум тся океана и на тех глубинах, где отнош ение скорости поступления кислорода за счет горизонтальной и вертикальной адвекц и к ско­ и рости потребления его на окислительны проц е ессы м ним и ально п сравнению с вы е- и ниж о ш ележ им слоям Скорость биохи­ ащ и и.

м ического потребления кислорода изм еняется с глубиной п экс­о поненте от м аксим а в поверхностны слоях д м ним а в при­ ум х о и ум донны Н х. ебольш м ие аксим ы БПК им тся в слоях м ум ею аксим аль­ ны градиентов плотности, где на некоторое вр я задерж х ем ивается взвеш енное органическое вещество. В ц о ж на пром уточны ел м е еж х глубинах БПК невелико и больш значение приобретает проц ое есс адвекц деф ии ицита содержания кислорода и очагов его ф м ро­ з ор и вания. Распределение м инимальны концентраций кислорода х Заказ № 178 Глава 9. Гидрохимическая структура океана в океане показано на р с.. 9.9. О и чагам ф и и орм ровани сам х низ­ яы ких концентраций кислорода, приближ щ аю ихся к аналитическом у нулю являю вы, тся сокопродуктивны области с резкой стратиф е и­ кац ией в д и исклю о чительно больш м БПК, которое п терм и од о­ клином в десятки и сотни раз превосходит БПК откры х районов ты океана. К таковы относятся в А м тлантическом океане придонная зона ш а северо-западной и ю ельф го-западной А рики и области ф циклонических круговоротов в восточной части экваториально-тро­ пи ческого района, в И ндийском океане —П ерсидский залив и ш ыА ельф равийского и Андам анского м р и Бенгальского за­ о ей лива, в Тихом океане —ш ы М ельф ексики, Ц ентральной и Латин­ ской А ерики, залива Аляска и ц м иклонические круговороты в во­ сточной части экваториально-тропической области. От указанны х р о о «язы пониж ай н в ки» енного содерж ания кислорода распростра­ няю в откры й океан, постепенно обогащ тся ты аясь ки одом п и слор р перем ивани со см ны и слоям. Глубина располож еш и еж м и ения «ядра» слоя кислородного м иним а м ум еняется п акватории в за­ о висим ости от систем цы иркуляции (рис. 9.10): наиболее близко к поверхностном слою—в экваториальны и тропических райо­ у х нах, наиболее глубоко —в халистатических областях субтропиче­ ских и ум еренны ш рот.

хи С располож ением ядра м ним а кислорода в пром уточной и ум еж структурной зоне совпадаю м ним т и альны значения pH и соответ­ е ственно м аксим альны значения парциального давления СОг. Явно е вы енная карбонатная агрессивность пром уточны вод в раж еж х о м ногих районах океана обеспечивает ускорение растворим ости карбонатны взвесей, поэтом щ х у елочно-хлор й коэф ициент ны ф Aik/C здесь резко возрастает (рис. 9.7). П l олож ение м аксим аль­ н х концентраций ф атов (рис. 9 1 и 9.12) практически пол­ ы осф. н остью совпадает с яд о м ним а кислорода, м н м нитра­ р м и ум и и ум тов располож несколько глубж Содерж ен е. ание растворенного крем начиная с глубины 200 м м отон о нарастает д м ния он н о акси­ м а в при ум донны водах (рис. 9.6). Это связано с повсем х естны м недонасы ением в д силикатам и растворением створок диа­ щ оы и то ей и скелетов радиолярий в всей во н й толщ м о до е.

9.3. Глубинная и придонная структурные зоны Глубинная и придонная структурны зоны п д б о пром у­ е, оон еж точной и ею сво очаги ф ирования. Это преж всего аркти­ мт и орм де чески (для Атлантического океана) и антарктический (для всех й трех океанов) рай, в которы пром уточны экстрем ы кис­ оны х еж е ум лорода, карбонатной систем и б оген отсутствую концентра­ ы и ов т, ц и всех гидрохим и ических элементов п и интенсивной вертикаль­ р н й конвекц вы о ии равниваю практически в всей толщ во от тся о ед поверхности д дна. О о богащенны ки одом и обед ен ы би е слор н н е о­ генны и вещ м ествам глубинны во ы и арктического района и едз 12* Рис. 9.9. Распределение минимальных концентраций кислорода ( 0 ммоль/л) в,5 в промежуточном слое океана.

091 О 80 40 0 40 80 120 160 160 120 Рис. 9.10. Глубина расположения (м минимальных концентраций кислорода ) в океане.

O^.l 091 091 Рис. 9.11. Распределение максимальных концентраций фосфатов (мкмоль Р/л) в промежуточном слое Рис. 9.12. Глубина расположения (м) максимальных концентраций фосф, н О C.

Q 183.

9.3. Глубинная и придонная структурные зоны продвигаю в ю н направлении навстречу антарктическим тся ж ом, глубинны водам такж обогащ м, е енны кислородом н и ею и, м, о м щм более вы сокое содерж ание биогенны вещ х еств. Таким о р м б азо,, глубинны слои Атлантического океана вентилирую более ин­ е тся тенсивно п сравнению с другим океанам о и и.

ВИ ндийском океане дополнительны и м сточником глубинны х и придонны водны м х х асс является район Аравийского м р о я Здесь эти водны м е ассы обед ен ки одом и обогащ н ы слор ены дву­ о сью углерода и би ки огенны и вещ м ествам поэтом антарктиче­ и, у ская глубинная вода п м е продвиж о ер ения в северн направлении ом перем ается с вы ележ им и североиндийским в д ы и ещ ш ащ и и о н м:

м ассам что ведет к ум и, еньш ению в н содерж ей ания кислорода и увеличению содерж ания СОг и биогенны вещ х еств. Анало­ гична судьба антарктических глубинны вод и в Тихом о е..

х кеан П м е продвиж о ер ения в север ом направлении о и такж посте­ н н е п н перем иваю ен о еш тся с вы ележ им водам, утрачиваю ш ащ и и т часть растворенного кислорода, приобретаю С02 и б огены Глу­ т и.

би н е во ы океана н связаны пр о с очагам пром уточны ны д е ям и еж х м н м о кислорода и м и и ум в аксим ов биогенны вещ ум х еств, поэтом у образую глубинны м т й аксим кислорода (м ни ум биогенны ум им х вещ еств). В глубинны и при х донны слоях океанов растворенное х и взвеш енное органическое вещ ество представлено наиболее стой­ ки и к окислению ф м ракциям и БПК характеризуется о ен м и ч ь а­ л м значениям Следовательно, главны ф ыи и. м актором м, еняю и щм гидрохим ические характеристики глубинны во, будут проц хд ессы обм с пром уточны слоем Н ена еж м. ачиная с горизонта 2000 м н а элем енты карбонатной систем больш воздействие оказы ы ое вает нарастание гидростатическогодавления, см аю ее состояние кар­ ещ щ бонатны равновесий в сторону увеличения концентраций водород­ х ны и н в и ум х оо еньш ения концентраций карбонатны и н в. Бег х оо учета поправок на давление pH в при донны и глубинны водах х х растет, н после введени поправок pH и еет м о я м аксим на гори­ ум зонтах 1000—1 0 м а затем ум 50, еньш ается ко дну. Соответственно' повы ается Рсо2 и усиливается карбонатная агрессивность, спо­ ш собствую ая бо интенсивном растворению СаС03 и карбо­ щ лее у з натны взвесей и дальнейш у возрастанию щ х ем елочно-хлорного ко­ эф ициента AlkfCl.

ф Глава ХИМИЧЕСКИЙ ОБМЕН МЕЖДУ ОКЕАНОМ И АТМОСФЕРОЙ И нтерес к проблем обм хим е ена ическим вещ и ествам м ду и еж к а о и атм ерой н р ы о возрастает. Это объясняется оен м осф еп ер вн п ям м влиянием поступаю их и океана солей на хим чески ры щз и й ота атм ерны осадков и аэрозолей. С другой стороны сс в осф х, к а —это слож ое н ная буферная систем оп ед н м о азом а, р елен ы бр реагирую ая н антропогенны и енения газового состава атм ща е зм о­ сф.

еры 10.1. Солевой обмен О сновная м асса солей поступает и океана в атм еру путем з осф так назы ого «м ваем еханического испарения» (терм Н. Н. Зу­ ин бова), когда п воздействием ветра на поверхности океана появ­ од ляю птся енны образования, насы енны воздуш м пузы е щ е ны и рь­ кам От разры пузы и. ва рька с поверхности океана в атм еру осф вы брасы тся капельки двух видов: м е, представляю ие ваю елки щ остатки поверхностной пленки пузы рька в м ент его вы а ом ход к поверхности, и более крупны «реактивны вы е е», летаю ие со дна щ пузы рька со скоростью д 1 м (Д Бланчард, 1963).

о 0 /с.

Ветер сры вает такж и просто капли в д различного разм е оы ера с поверхности волн В результате, п наблю. о дениям Д. М и ура Б. М эйсона (1954), содерж ание солей в воздухе над м р п и о ем р силе ветра 0—3 балла п очти постоянно, затем с п оявлени пен­ ем ны образований резко возрастает и достигает м х аксим а п и ум р силе ветра о л 6 баллов. Крупны капли бы ко о е стро возвращ тся аю в океан, а м елкие переносятся воздуш м потокам на значи­ ны и и тельны вы е соты и расстояния. В зависим ости от влаж ности и тем ­ пературы воздуха капельки м орского аэрозоля м огут испаряться, превращ аясь в частицы концентрированного раствора м орских со­ лей. И рассола начинаю вы з т кристаллизовы ваться карбонаты и сульф аты кальция и м агния, а такж хлористы и сульф е е е атны слож е соли П низких тем ны. ри пературах рассол зам ерзает и раз­ ры вает частицу, образуя ряд более м елких частиц разного состава.

Так происходит ф и орм ровани атм ерны солевы аэрозолей.

е осф х х Д ругой путь вы делени солей и океана в атм еру —ф я з осф изиче­ ское и спарение, когда и н отры тся от вод о поверхности оы ваю нй вм есте с м олекулам в д гидратной о олочки Впервы предпо­ и оы б. е лож ение о п д б о м о о н м еханизм б л вы е ы о сказано Г. М аландером (1897), затем эксперим ентально доказано Г. Е. Н ерю ем ком (1967), которы п и о ы о тем й р ' б чн й пературе конденсировал водяны п ы е ар от поверхности вод а с п м щ охлаж оем о о ью дения и си ли льно гигро­ скопических вещ еств. Количество испаривш ейся п и этом соли на­ р, 10.1. Солевой обмен 18S п и ер Na2S04, за 60 сут составило 1,38-1 —— рм 0 4,13-1 -2 % кон­ центрац соли в в д ии о е.

Как установлено ряд исследователей, м ом еханическое и ф изи­ ческо испарение сопровож е дается и ен и и диф еренциа­ зм ен ем ли ф ц ей состава солей в проц и ессе отры их от вод ой поверхности ва н и образования м икрокапель.

Осущ ествляя дистилляцию (перегонку) п о в д И р б о ы ндийского' океана в кварц евом аппарате, тож дественную м еханическом ис­ у парению С. В. Бруевич и В. Д. Корж получили, что м, ассовы от­ е нош ения /С /С -, Са2 /С ~ M + +1 + 1, g2 /Cl_, С02 /С - и S02 1 в всех ~1 -/C - о порц иях дистиллята повы ены в несколько раз п ср ен ю ш о авн и * с этим отнош и ениям в исходной м и орской во е. О д тнош ение N /K+ a+ пониж иногда в м огораз. Ca2 /M ено, он + g +повы ено пр м н вд ш и ер о ва.

раза. Все дистилляты показали пониж ение С -/Вг~ п ср ени ' 1 о авн ю с м ской во о. П ор д й олученны соотнош е ения хорош согласую о тся с теорией происхож дения м орских аэрозолей за счет разруш ения:

пузы рьков воздуха, сопровож ого эж даем ектированием (вы бросом- ) микрокапелек и оболочки воздуш з ного пузы рька. Вы явленны со­ е отнош ения полностью уклады тся в ряд распределения энер и ваю ги :

поглощ ения катионов, сф улированны К. К. Гедройц :

орм й ом Li+ N ^ N К+ Rb+ M + Ca2 Al3 Fe3.

H a+ g2 + + + А налогичны соотнош е ения наблю дались в дож девы водах Ин­ х дийского океана (табл. 10.1) и повторялись п и и р зотерм ическом испарении (табл. 10.2).

Все это позволило С. В. Бруевичу и В. Д. Корж (1969) п й у ри ти к заклю чению о том что эф ект разруш, ф ения пузы рьков и ц ено­ образования является втори м ф чны актором П чны следует. ерви м полагать образование пленочного пограничного слоя в д с уж оы е м орф етам изированны составом откуда идет и м, спарение.

т/,, и"н/С1 (в дистилляте) Коэф ициенты переноса и н в —ИДН/С1 (в океане) = Р для:

ф оо м орских и океанских во, а такж для дож д е девы вод состав­ х ляю Са2, K+ т: + Mg2 Na+ и C03~S04"~C1_. Таким об азом + р,.

Таблица 10. Г Средние хлорные массовые отношения и коэффициенты переноса ионов (fi) в дождевых водах Тихого и Индийского океанов, по В. Д. Коржу (1971) А /С 1 в дождевых Элемент (Л) Л/С1 в воде океана Р водах Na+ 0,555 1, 0, 0, 0, К+ 4, 0, 0,465 3, so* Глава 10. Химический обмен между океаном и атмосферой Таблица 10. Средние хлорные массовые отношения и коэффициенты переноса ионов (|3) в дождевых водах и конденсатах над океаном, по В. Д. Коржу (1971) А /Cl в дождевых во­ Элемент (Л) Л /C l в воде океана Р дах и конденсатах Na+ 0,590 0,555 1, M g2+ 0,119 0,067 1, Са2+ ' 0,070 0,021 3, 0, К+ 0,087 4, s o 4~ 2 0,284 2, 0, о to 0,0036 15, 0, сО п м орф етам изация солевого состава п и испарении отраж сам р ает состав пограничного вод ого слоя.

н Основы ваясь н данны С. В. Бруевича, В. Д. Корж и других а х а исследователей о содерж ании солей в атм ерной влаге и атм осф о­ сф ерны осадках, А. М Гриценко и В. Н. Степанов (1980) оц х. е­ нили вклад проц ессов м еханического и ф изического испарения солей в глобальны круговорот солей как весьм значительны й а й (табл. 10.3).

Больш интерес вы вает вопр о утечке летучих солевы ой зы ос б х ком понентов и океана в атм еру. К. Сугавара (1948) вп вы з осф ер е Таблица 10. Обмен солями через поверхность океана (109 т/год) Океан Составляющие обмена Северный Атлантический Индийский Тихий Мировой Ледовитый —2,471 —0, — 1, — 1, —4, Разбрызгивание ветром (механическое испаре­ ние) —0,056 —0,129 — 0, —0, —0, Физическое испарение.

0, 1,037 2, 0, 4, Атмосферные осадки 0, 0,063 0, 0,500 0, Ионный сток рек Общ ее количество солей, участвующих в обмене через поверхность океана:

2, 1,1 0, 5, 109 т/год 1, % 10.1. Солевой обмен етил повы енное значение Aj Cl для бора в д девой вод п зам ш ож ео сравнению с в д й океана. В дальнейш это явление б л под­ оо ем ыо тверж дено м ногочисленны и наблю м дениям на п м е пр дож и ри ер об ­ д й и снеговой во ы в Японии (М ево д уто, 1 5, 1953) и Европе (М орди, 1957), хотя ед н м ен е о источнике б р в атм ере и ое н и б оа осф так и н вы е работалось. О дни авторы отдавали предпочтение вул­ каническим эксгаляциям другие —м ски солям третьи—ды, ор м, ­ м в м загрязнениям и вы оы париванию с растений.

Эксперим ентальны исследования С. В. Бруевича и В. Д. Корж е а (1971) в Ч ерном м р позволили оц ое енить испарение б а с поверх­ ор ности м р путем улавливания конденсата на поверхности холо­ оя дильного агрегата. О тнош ение В/Cl в конденсате оказалось в пре­ делах (20— 40)-10-4. Коэф ициент В/Cl и еет аналогичны значе­ ф м е н я (24— и 39)-10-4 и в атм ерны осадках над Атлантикой. Воде осф х океана свойственно значение этого коэф ициента 2,4-10 4 Таким ф ~.

образом им тся прям е доказательства р, ею ы оли океана как глав­ н го источника б р для атм еры о оа осф.

М ияке и Ц уногаи (1963) предполож или, ч с м ской поверх­ то ор ности происходит испарение свободного и а, котор й образуется од ы в результате окисления I- в м ской во е п д возд стви :

ор до ей ем солнечной радиац ии п реакции 2I+0,502 0+/iv = 1а+ о +H +20Н-. П редполож ение подтвердилось эксперим ентально, п :утем пропускания вы енного воздуха над поверхностью м р й суш о ско во ы и ею ей добавки I- и Ю п д освещ ем ультраф д, м щ ~, о ени иоле­ товой лам пой.

Н аблю дения С. В. Бруевича и В. А. Егоровой (1973) п озволи ли о енить влияние воздуш х м разного происхож ц ны асс дения на со­ став атм ерны осадков над побереж осф х ьем Ч ерного м р По я. ри сильны м х орских ветрах содерж ание и а в д девой во е дости­ од ож д гало 2 м0 кг/л, п и северны (м р х атериковы ветрах —н пре­ х) е вы ало 3 м ш ;

1 кг/л, т. е атм ерны осадки п и м. осф е р орских ветрах богаче и д м ч п и континентальны о о, ем р х.

В естественны условиях й содерж х од ится в м ской во е в в д ор д ие м олекул Ь, свободны и х онов, окисленны и н в и и х оо одорганиче ских соед нени. П м и й ри еханическом испарении все эти со и ен я- ед н и вклю тся в состав м чаю орских аэрозолей. Д оля свобод ного и д оа в сум е прои м зводны и х ода, удаляем х с поверхности м р й ы о ско ' во ы п и барботировании ее воздуш м пузы др ны и рькам как пока­ и, зали эксперим ентальны исследования В. Д. Корж (1982), со­ е а ставляет 1 — 0 % Результаты исследования вы 02. носа и д и м о а з ор­ ской во ы полученны на м ельн установке, служ вески д, е од ой ат м подтверж дением гипотезы о том ч м, то орская вод о ед яется а бн и д м в результате его испарения. Следовательно, р н й сто оо еч о к в о о о возвращ океану и д вы есенн й в атм еру с е сн вн м ает о, н ы осф го поверхности. П расчетам В. Д. Корж м ность потока и д о а, ощ оа в систем океан—атм ера—м е осф атерик—океан оценивается значе­ н ем порядка 0,7-105т/год.

и 188 Глава 10. Химический обмен между океаном и атмосферой 1.2 Газовы об ен 0. йм Количественная оц енка приходны и расходны статей газо­ х х вого о ен в систем океан—атм ера является о н й и важ бм а е осф до з ­ нейш задач хим их ической океанограф ии.

Д инам растворенны кислорода и двуокиси углерода в по­ ика х верхностном слое океана определяется соотнош ем п оц ени р ессов продуцирования кислорода (поглощ ения С02) п и фр отосинтезе и потребления кислорода (вы деления С02 п и окислении органи­ )р ческого вещ ества. О пределенное значение и ею м сезонны из­ м т еж е м ен я тем ен и пературы в д и об ен с подстилаю им слоям.

оы м щи и Следовательно, поля распределения растворенного кислорода пре­ терпеваю измт енения от сезона к сезону, вы аю иеся сд гом раж щ ви и золиний в м и иер д ональном направлении (рис. 10.1а и 1.2а). Карты распределения разностей м ду растворим еж остью кислорода при данны тем х пературе и солености и его ф актическим содерж а­ ни Д02= 02(нр ) — 02(фк) в поверхностном слое океана ем ом ат (рис. 10.16 и 1.26) свидетельствую что вы 0 т, сокош иротны рай­ е оны океана зи о поглощ т кислород и атм еры летом нао­ мй аю з осф,, б р т, вы оо деляю его в атм еру. Воды тропических и субтропи­ т осф ческих р онов океана, как правило, в течение всего года вы ай де­ ляю кислород в атм еру, за и т осф склю ем прибреж х чени ны апвеллингов, где такж наблюе дается сезонная изм енчивость на­ правленности газовы потоков.

х П араллельно кислородном реж у поля распределения свя­ у им занны с н м значений рНв испы ваю аналогичны и енени хи ты т е зм я в вр ен и п акватории океана (рис. 10.3).

о ем и о Рассчитанны п и ны данны pH тем е о сход м м, пературы солено­, сти и щ елочности значения Р со поверхностной в д океана 2 оы такж обнаруж е иваю сезонную изм т енчивость, особен в вы но соко­ ш иротны зонах (рис. 10.4а и 10.5а).

х П разности парциальны давлений С02 в атм ерном воз­ о х осф духе и поверхностной во е (на 1 7 г.) м ж о оц д 90 о н енить направлен­ ность потоков С02 в систем океан—атм ера (рис. 1.4б и е осф 1.56). Область инвазии (поглощ 0 ение С02 океаном охваты) вает в течение года в тропическую часть М сю ирового океана, за исклю ­ ч и восточнотихоокеанского района, где весн, летом и о ью ен ем ой сен зам етно влияние апвеллинга. В ум еренны и вы х соких ш иротах на­ правленность обм м ена еняется от сезона к сезону: зи о С02вы е­ мй д ляется и океана, летом поглощ з ается, весн и о ью—бли е ой сен ж к равновеси. ю Д расчета интенсивности газовы потоков ч ез поверхность ля х ер океана н бход м сведения о константах газообм ео и ы ена, характери­ зую их скорость перем ени газов ч ез поверхность раздела щ ещ я ер океан— осфатм ера, и учет состояния поверхности м р П м о я. ервы ш агом в этом направлении бы предлож ла енная Д. Канвиш ж ером 10.2. Газовый обмен (1963) м д лам о ель инарного поверхностного пленочного слоя, в ко­ тором газовы ме олекулы перем аю в направлении градиентов ещ тся концентраций чисто м олекулярной диф узией:

ф F — k АС, (10.1) где F —поток газа [м л/(см 2-с)];

АС —разность конц ентрац ий газа на вер хней и ниж границе поверхностного слоя толщ ней и­ н й z;

k —константа обм о ена, им щ разм ею ая ерность скорости, k = D/z, (10.2) D —коэф ициент диф узии газа.

ф ф Концентрация газа на верхней границе слоя 2 о ы н при­ б чо ним ается равной растворим ости газа п и данны тем р х пературе, •со ен сти и его парциальном давлении в атм ере, а на ниж ло осф ­ ней —концентрация в квазиоднородном поверхностном сл е. о М одель привлекает своей простотой и наглядностью однако, и еет неопределенности, связанны с необходим м е остью аппрокси­ м ировать ф актическое состояние поверхности м р (больш и оя ие капиллярны волны п ы образования) конкретной толщ ной е, енн е и поверхностного пленочного слоя.

Так, Я М - ияке с соавторам (1974), вы олн в расчеты п дан­ и пи о н м наблю ы дений в Тихом океане, показали: п и гипотетической р толщ лам ине инарной пленки 1 м Тихий океан вы 0 км деляет в ат­ м еру 2-101 г С02 в год и поглощ и атм еры 1,2-101 г осф 6 ает з осф С02 в год, а п и толщ пленки 20 м 1,0-1 1 г С02в год вы р ине км 06 ­ деляется и океана и 0,6-101 г С02 в год поглощ з 6 ается океаном.

Абсолю е обм е м тны енны ассы С02в этом случае остаю альтер­ тся нативны и, н вы д о преобладаю ем вы елени двуокиси уг­ м о во щ д и лерода и океана в атм еру им важ значение.

з осф еет ное Гипотетическую толщ поверхностной пленки океана м ж о ину он •о ен ть на основе деф ци ицита радона в верхнем перем анном слое еш океана (В. С. Броекер, Т. Такахаш и др., 1980). В океане р он и ад (период полураспада 3,8 сут) образуется вследствие распада ра­ дия-226, а атм ера над океаном настолько бедна р оном ч осф ад, то вы глядит резервуаром бесконечного стока этого газа и океана. з Скорость обм м ду вер м од о о н м слоем океана и под­ ена еж хни нрды стилаю им плотны и стратиф щи м ицированны и слоям такж о ен м и ечь мала. Количество радона внутри поверхностного од од нор ного слоя океана составляет около 7 % того содерж 0 ания, которое б ло б ыы при равновесии с радием -226, растворенны в во е. Значит, м д в течение средней продолж ительности ж изни(около 6 сут) при­ м н 30 % атом радона, образованного в поверхностном слое, ер о ов вы летает в атм еру. О да, п и ерени радона в Атлан­ осф тсю о зм ям тическом и Тихом океанах, эф ективная толщ ф ина поверхностной пленки составляет около 35 м. П км осле учета соотнош ений м ду еж коэф ициентам м ф и олекулярной диф узии длй С02и радона сред­ ф няя скорость обм С02м ду океаном и атм ерой получается ена еж осф 40 80 IVO. 6 6 О 2 6 6 К D «!

X v a fcC D Oh о X e c d о К л Oh н а со aa, cо Sm § •© • * i °& оs ^ s ИW о* оw Оч м к цн s 5! О н я 8а О»

3е Ю о sчО * = ft S^ О UО д U2 'S • О о г- О t sК гЯ оa XЯ 1, Я is а)- rt О о g йо с к сw в „о C О) S О Q ® ^ t sС Sо *E s “ ^ D Sи ОГ Sо 5 *s rt(« S сш о *^ f t оg О ft S g « •JB \Q g g y a 50 ^ к О® D ^ s' a о$ et иЮ оо я~ * S О' o § Я1 S cs аwГ *Г5О о So cs r xS *t a ^в s $ 5^ 3I a. ^ t D t О О * О к Gh г;

о i?o 160 20 60 u D О, С о с ч Он я Сц 13 Заказ № 13* Рис. 10.3. Распределение рНв в поверхностной воде Мирового океана н а а) январь—февраль;

б июль—август.

) 80 40 0 40 80 2 6 4 6 (а) Рсо Ри с. 1 0.4. Распределение п а р ц и а л ьн о го давления СО г (10 3 гП а ) и р а зн о сте й м е ж ду а тм о сф е р о й и п о ве р хн о стн о й водой (1 0 ~ 3 г П а ) (б) по аквато ри и М и р о в о го океана в я н в а р е — ф е в р ал е 1970 г.

(+) — поглощение С 0 2 океаном;

(—) — выделение С02 из океана;

штриховкой обозначены области равновесного состояния.

20 60 60 Рис. 10.5. Распределение парциального давления С 0 2 (10“3 гПа) (а) и разностей Рсо между атмосферой и поверхностной водой (10-3 гПа) (б) п акватории Мирового океана в. июле—августе. 1970 г.

о Уел. обозначения см. н рис. 10.4.

а 200 Глава 10. Химический обмен между океаном и атмосферой 1м 6 оль/(м 2-год) и сум арное поглощ м ение С02 океаном составит 40— % ее количества, прои 50 зводи ого м р во индустрией. Ско­ м ио й рость газообм м н вы ена ож о числить такж на основании инф е ор­ м и о сум арном содерж ац и м ании 1С в океане и разности отнош 4 е­ н й 1С/С в атм ере и поверхностном слое океана. 1С образу­ и4 осф ется в атм ере за счет действия косм осф ических лучей;

скорость этого проц есса известна. Скорость распада 1С в океане оценива­ ется п сум ам неорганического углерода и отнош ом ениям 1С/С, изм енны в толщ океанских во. П балансу 1С рассчиты ер м е до 4 ва­ ется скорость обм С02 м ду океаном и атм ерой. О со­ ена еж осф на ставляет (19 ±6) м оль/(м2-год), т. е близко к результату, полу­.

ченном рад у оновы м д мм ето о.

Д ругой м етод расчета, приняты Н. 3. А й риель, Э. К. Бю тнер и др. (1979), позволяет отвлечься от лам инарной пленки и прибли­ зиться к реальны п и од ы условиям м рр н м.

Л окальное значение потока газа ч ез поверхность во ы запи­ ер д сы вается в следую ем ви е:

щ д (10.3) F = pVL (CP - C g), где р —плотность газа;

Ср —его растворим ость, зависящ от тем ая ­ пературы и солености во ы и от парциального давления газа д в воздухе;

Cz —концентрация газа на некоторой глубине г и и л просто ф актическое содерж ание газа в поверхностной вод океана е п данны батом о м етрических наблю дений;

VL —величина, и ею м­ щ разм ая ерность скорости и характеризую ая интенсивность газо­ щ обм в каж конкретной ситуации.

ена дой Расчет п уравнению (10.3) предполагает равенство скоростей о перехода газа и вод в воздух и наоборот, п и одинаковой дви­ зы р ж ей си ущ ле.

Значения Vl для обм кислородом м ду воздухом и в д й ена еж оо неоднократно и ерялись в лабораторны условиях п и разны зм х р х скоростях воздуш ного потока на вы соте 1 см от поверхности (А. Д аунинг и Г. Трусдэйл, 1 955;

Дж Канвиш. ер, 963;

П Лисс,.

1973). П эксперим о ентальны данны величина Vb о ен :м м м ч ь ала и почти постоянна д значений скорости ветра 5 м а затем резко о /с, возрастает приблизительно пропорц ионально квадрату скорости воздуш ного потока. Это объясняется тем ч с усилением скорости, то ветра и турбулизации вод о м н й ассы характерное вр я прохожем де­ ния м олекул газа ч ез тонкий приповерхностны слой становится ер й м еньш вр ен возобновления этого 'сл я.

е ем и о В дальнейш Н. 3. А ем риель, Э. К. Бю тнер и Л. А. Строкина (1981) получили связь Vl со скоростью ветра на стандартном уровне 1 м п известной зависим 0о ости коэф ициента сопротивле­ ф ни поверхности океана от скорости ветра на уровне 1 м и п я 0 о данны лабораторны и ер й на уровне 1 см (рис. 10.6).

м х зм ени Н есколько ранее на основании учета эксперим ентальны дан­ х ны и оц х енки увеличения площ контакта океана с атм ерой ади осф 10.2. Газовый обмен за счет волнения и пенны образований п и различны скоростях х р х ветра бы и установлены соотнош л ения, которы после п и ен я е р вед и скорости ветра от вы соты 1 см к стандартном уровню 1 м 0 у и ею ви :

мт д n v = 1 -f-0,1251/2 п и V,0 р 1м 0 /с;

(10.4) nv = — 4,00-Ь 0,175У2 п и V 1 м р 0 /с, (Ю.5) где tiv —интегральны коэф ициент, показы щ в сколько й ф ваю ий, о раз увеличивается скорость газового обм а п и разны скоростях ен р х ветра V п сравнению с о идеальны шм тилем. vL см/с Результаты расчетов 200г п уравнениям (10.4) и о (10.5) хорош согласую о т­ ся с данны и на рис. 1. м 0.

Ещ о и м е д н етод рас­ чета скорости газово­ го обм ена- допускает Рис. 10.6. Зависимость скорости газообмена от скорости ветра над мо­ рем на уровне 10 м.

/ — по средневзвешенным значениям;

2 — скользящее осреднение;

стрелки — сред­ нее квадратическое отклоне­ ние;

3 — данные над поверх­ ностью пленки жирного и,о м/с спирта.

различия скоростей перехода газов и океана в атм еру и нао­ з осф борот:

(10.6) Fo, = titnva и AO,э s;

(10.7) F С02 = П у а и, э Л Р с о 2, где F —поток газа за единиц вр ен ч ез едини у площ у ем и ер ц ади поверхности раздела океан— осф атм ера;

n t —тем пературны коэф й ­ ф ициент для констант кислородного обм ена, линейно связанны й с температурой (0,75 п и 6°С и 1 п и 2 °С);

А разность р,1 р 5 — м ду равновесны и и ф еж м актическим концентрациям кислорода и и н поверхности океана и разность Р со2 м ду атм ерой и а ли еж осф поверхностью океана;

аи и аи—константы инвазии соответственно кислорода (пр Д и 0) и С02 (пр Д и Рсо2 0);

аэ и с, —кон­ и 202 Глава 10. Химический обмен между океаном и атмосферой станты эвазии соответственно кислорода (пр А и 0) и С02 (п ир А г 0).

РсО Фактическая растворим ость кислорода рассчиты вается и рас­ з творим ости 02 п и стандартны условиях (О р х кеанографические таблицы с учетом атм ерного давления Р а гПа, давления Е ) осф тм насы аю их водяны паров (гПа) над раствором п и тем щщ х р пера­ туре и солености поверхностной в д океана, ф оы актического давле­ н я водяны паров ак гПа п ф м и х фт о ор уле 02(фк) = 02 + 0^[(Ра - 1013,3) + ( Е - Яфк)]/1013,3. (10.8) ат тм ат Эксперим ентально установленны константы инвазии и эвазии е и ею значения:

мт аи= (22,0 ± 2,2) л 2•ч аэ= (11,5 ± 1 ) л 2•ч п и 20°С;

/(м );

,1 /(м ) р (10.9) аи[м ль С02 2•сут)] = 3,6 -f- 0,20S + 10,205Aik;

о /(м (10.10) аэ[м л С02 2-сут)] = 3,6 + 0,046S + 4,79Alk, о ь /(м (10.11) где 5 —соленость, %;

Aik —общ щ о ая елочность;

аи и аэ —п и р атм ерном давлении.

осф П данной схем с использованием среднесезонны п о е х олей рас­ пределения кислорода на поверхности (типа ри 1.1 и 10.2) б л с. 0 ы рассчитан годовой бю ет обм ки дж ена слородом м ду океаном и еж атм ерой. Результаты расчета обм а ки одом показы т, осф ен слор ваю ч еж то егодно Атлантический и И ндийский океаны поставляю в ат­ т м еру соответственно 1,4-10 и 3,2-10 т кислорода, а Тихий осф 9 океан поглощ и атм еры 3,0-1 9т. Весь М ает з осф 0 ировой океан по­ глощ и атм еры 1,9 1 9т и вы ает з осф 8- 0 деляет в атм еру 20,5- 1 9т осф кислорода. Разница м ду год м обм ны и м еж овы и ен м ассам (1,6Х и Х109 т) перекры вается погреш ностям расчетов. Следовательно, и м ж о утверж он дать, ч п обм ки одом М то о ену слор ировой океан на­ ходится в состоянии, близком к р авновесию с атм ерой.

осф О ий вы д получает удовлетворительное объяснение и при­ бщ во з влечени данны п балансу органического вещ я хо ества в океане.

Если о ло 2 % еж ко егодно продуц ируем ф ого отосинтезом М ирового океана органического углерода (около 1-109 т Со г) поступает р в донны осадки, то остаточны кислород долж составлять чи­ е й ен сты прирост и вы й деляться в атм еру. Н с другой стороны осф о,, п и ер о такое ж количество аллохтонного органического угле­ рм н е р поступает в океан с м ода атериковы стоком и практически пол­ м ностью окисляется в вод х м ны ассах океана. Таким образом ба­, ланс зам кается: то количество кислорода, которое остается п и ы р переход органического вещ е ества в д онны осадки, расходуется н.

е а окисление органического вещ ества м атерикового стока.

10.2. Газовый обмен Естественны характер обм двуокисью углерода м ду оке­ й ена еж ан и атм ерой в наш врем искаж ом осф е я ается таким м н м ан ощ ы тропогенны фм актором как сж,;

игание ископаем топлива и про­ ого изводство цем ента, за счет чего в атм еру поступаю больш е осф т и м ассы С02 Н. ачиная с середины XIX столетия, м ность этого ощ ф актора неп ер вн нарастает (рис. 10:7). Если ' на сж рыо игание 5-109 т ископаем углерода в год потребляется 13-1 9 т ки ого 0 сло млн1 10"sт/год У / \5 У i --1i I i _ I _ j_I - _ _ _ _ I J _l 0j mo ' I860 1880 1900 1920 I960. Рис. 10.7. Темпы роста добычи ископаемого топлива с 1869 по 1974 г., восста­ новленные по данным о добыче угля, нефти, природного газа и производства цемента, по Р. М. Гаррелсу и др. (1975).

р д и это практически н м оа е еняет содерж ание кислорода в атм ере, то добавление 5-109 т С к атм ере в составе осф осф С02 повы ает содерж ш ание С02 почти на 0,6 % ч уж сущ, то е ест­ вен о п и о ей м н р бщ ассе углерода С02 в атм ере 862-10 т. По­ осф этом несм у, отря на частичное поглощ ение С02океаном концентра­, ц я ее в атм ере увеличивается такж нарастаю им тем и, и осф е щ и пам и в последнем десятилетии тем прироста достигаю уж 1-10 пы те — долей объ а, т. е 0,3 % объ а в год (рис. 10.8).

ем. ем Для расчета обм енны потоков С02 п акватории М х о ирового океана на 1 7 г. бы использованы среднесезонны поля рас­ 90 ли е пределения Д Рсо2 (типа ри 1.46 и 10.56), уравнения (10.4), с. (10.5), (10.7), (10.10) и (10.11), данны наблю е дений за содерж а­ н ем С02 в атм ере на Ю ном полю Гавайских островах и и осф ж се, м се Барроу (Аляска) за 1 7 г., а такж среднесезонны данны ы 90 е е е и Атласа океанов о призем х скоростях ветра, атм ерном з ны осф давлении (Р) и абсолю тной влаж ности воздуха (Е). П оскольку 204 Глава 10. Химический обмен между океаном и атмосферой содерж ание атм ерной С02(а) изм осф еряется в абсолю сухом тно воздухе, то расчет Рсо2 в атм ере вы осф полняется п ф уле о орм Рсо2(вз ) = а ( Р—Е) гП од а. (10.12) П результатам расчетов за 1 7 г. поглощ М о 90 ено ировы океа­ м н м 13,15-1 9 т С02 (3,59-Ю т С), вы о 0 9 делилось и океана 3,15Х з !


млн 332 - Л К Л1 W V 32Ь д-лМ*^ ' 3 ) 1yv* -..У I _ 1_ JuI 312 i ------ ------- ------ ------ ------ II L J_ I 1 t t Рис. 10.8. Изменение концентрации C 0 2 в атмосфере (миллионные доли объема в сухом воздухе), по данным Ч. Киллинга и др. (1982).

а — Гавайские острова;

б — Южный полюс, / — среднемесячные концентрации;

2 — экспо­ ненциальная аппроксимация среднемесячных значений.

X Ю т СОг (0,86-1 9т С), в сум е океан абсорбировал и атм 9 0 м з о­ сф еры 2,73-109 т С. В каж дом отдельном океане инвазия сущ е­ ственно преобладает над эвазией, а главная часть поглощ ения приходится на долю центральны ш х иротны зон (40° с. —35° ю х.}.

П риним в вним ая о ание эмиссию СОг от сж игания топлива за 1 7 г. (4,5-1 9 т С), получаем оставш 90 0 ееся в атм ере за этот осф год количество С02 равное (1,8+1,5) •1 9 т С. Это соответствует, приросту концентрации атм ерной СО2 в пределах (0,6—1,9) X осф X 1 ~ объ а, ч подтверж 0 6 ем то дается наблю дениям на Гавайских и островах (рис. 1.8 а).

Поглощ ение океаном избы точной двуокиси углерода и атм з о­ сф ы сопровож ер дается изм енениям состояния карбонатной си и 11.1. Состав взвесей стем поверхностного слоя океана. Эти изм ы енения, которы м ж о е он вы числить на основании теории карбонатной систем, наглядно ы вы аю ф раж тся актором Ревелла (R ):

(10.13) R — ( Д Р с о 2/ Р с о 2) / ( А с о 2/ Е с о 2), Фактор R м еняется от 8 пр наиболее вы и соких тем пературах во ы д 1 п и наиболее низких. Увеличение со2 на I % вы ­ д о5р зы вает увеличение Рсо2 на 8—1 % Таким образом п м е нара­ 2., о ер стания содерж ания С02в атм ере происходит повы ени Рсог осф ше и пониж ение pH поверхностной во ы океана. Эти тенденц уж д ии е отм ечаю наблю тся дениям в отдельны районах океана, поэтом и х у дальнейш оцие енки обм енны потоков С02ч ез поверхность оке­ х ер ана н еобход м вы и о полнять с учетом ф актора Ревелла.

Больш значение им такж скорость проникновения антро­ ое еет е погенной С02 в глубинны слои океана. О е ценки п разны м е­ о м од лям показали, что глубины которы достигла к настоящ у вре­, х ем м и избы ен точная С02 и атм еры составляю 1 0 м в зон з осф, т 00 е 40—60° с. ш 500 м в зоне 20— с. ш 1 0 м в районе экватора,., 40°., 550 м в зоне 20— ю ш и 300 м ю нее 50° ю ш 40°.. ж..

Дальнейш усилия исследователей этой важ и и ие ной нтересной пор блем направлены на разработку м атических м д, ы атем о елей учиты щ все детали взаим ваю их одействия океана с атм ерой осф в проц ессе глобальной циркуляции вод ы м н х асс.

Г л а в а Д О Н Н Ы Е О САД КИ И И Л О В Ы Е ВО Д Ы О КЕА Н А Характер и состав донны осадков океана находятся в п ям х р ой зависимости от хим ического состава во н й толщ Связую им до и. щ звен м м ду этим двум блокам общ систем служ взве­ о еж и я и ей ы ат ш е вещ енны ества, обеспечиваю ие транспорт хим щ ических элемен­ то на дно океана.

в 11.1. С остав взвесей Весь ком плекс осадочны элем х ентов разделяю на две ф р ы т о м ;

, взвеш енную и условно-растворенную вклю щ, чаю ую коллои е дны частицы П. ервая ф м является м ор а атериалом и которого полу­,з чаю донны осадки. Растворенны и коллоидны вещ тся е е е ества уча­ ствую в осадкообразовании лиш тогда, когда п воздействием т ь од ряда проц ессов о и переходят в взвеш н о енную ф м ор у.

60 60 Рис. 11.1. Распределение взвеси в поверхностных водах Мирового океана по данным мембранной ультрафильтрации.

Концентрация взвеси, мг/л: 1 0,25;

2) 0,25—0,5;

3 0,5-1,0;

4 1,0—2,0;

) ) ) ) 2,0.

11.1. Состав взвесей Концентрации взвесей м еняю в ш тся ироких пределах: от 0, д 10 м О о 0 0 г/л. днако м аксим альны значения наблю тся только е даю в водах прибреж х участков.

ны П ространственное распределение взвеси в поверхностном сл е о океана подчиняется двум типам зональности: циркум континенталь нйиш о иротно-клим атической (рис. 11.1). Н епосредственное влия­ н е суш сказы и и вается на расстоянии д 500—1 0 км от берега.

о Поэтом циркум у континентальная зональность проявляется в по­ вы ении м ш утности вод у м ы атериков за счет усиления терриген ного ком понента с приближ ением к источникам (устья рек, абра­ зи онны берега и т. д.) и увеличения содерж е ания биогенной взвеси в вы сокопродуктивны ш овы апвеллингах и диверген­ х ельф х ц ях.

и Вш иротно-клим атической зональности, характеризую ейся ч щ е­ ред овани зон повы енного и пониж ем ш енного содерж ания взвеси, вы деляю три основны планетарны зоны северная, экватори­ тся е е :

альная и приантарктическая. О совпадаю с полож ни т ением м ­ощ ны п д ем глубинны вод где протекаю интенсивны про­ х о ъ ов х, т е цессы биологического продуц ирования.

Распределение взвеси в пелагиали океана и еет м м аксимум в приповерхностны горизонтах и ум х еньш ение концентраций в глу­ би х горизонтах за счет частичного растворения органического нны вещ ества, ам ного крем орф незем карбоната кальция и некоторы а, х м инеральны составляю их. В хорош вы енном скачке плот­ х щ о раж ности во ы о ы н наблю д б чо дается второй м аксим взвесей. В при­ ум донны слоях на склонах подвод х поднятий и в м х ны елководны х районах м атериковы ш ов м х ельф огут возникать ш ы вод по­ лейф вы енной м ш утности.

Гранулом етрический состав океанической взвеси характеризу­ ется двум м я аксим ам в пределах ф ум и: ракций 0,5—1 и 2 —,0 5 м.П 0 км ервы м й аксим обеспечивается диф еренциацией тер ум ф ригенного м атериала в океане п м е распространения о о ер т м атериков. Второй м аксим —биогенного происхож ум дения и обус­ ловлен крем нисты и и карбонатны и ф ентам организм м м рагм и ов.

На гистограм ах численны концентраций и сум арны о ъ о м х м х б ем в взвеш енны частиц (рис. 11.2) терригенны м х й аксим остается ум практически н зм ны п всей толщ океана. Биогенны м еи ен м о е й акси­ м хорош вы ен в поверхностны слоях, а с глубиной ум ум о раж х ень­ ш ается за счет частичного растворения взвеси.

П реобладание тонкодисперсного м атериала делает океаниче­ скую взвесь сильны адсорбентом Удельная поверхность сущ м. ест­ вую их, наприм щ ер, в Тихом океане взвесей составляет 60— 1 0 м/г. Содерж 92 ание взвесей в столбе во ы океана п д 1 м д о поверхности колеблется в пределах 2000—9000 г/м с сум арной 2 м поверхностью до 40 000 м. О 2 собенно интенсивно адсорбирую тся взвесям тяж е м и елы еталлы и другие м икроэлем. Следова­ енты тельно, тонкозернисты глубоководны осадки будут в гораздо е е 208 Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана больш степени обогащ ей ены м икроэлем ентам ч п бреж е и, ем ри ны грубозернисты осадки (табл. 11.1).

е П сопоставлению А. П. Л о исицы (1974), около 1 % всего на осадочного материала приходится на д олю абиогенного (терриген ного, вулканогенного и др.) вещ ества, которое транзитом ч ез ер ЪЛ IgV д/ 7Г -!Г - Рис. 11.2. Гистограмма грануло­ метрического состава взвеси.

1 — численные концентрации взвешен мкм ных частиц (N тыс. шт./л);

2 — сум 1 10 марные объемы, взвешенных частиц Д иам етр частиц, (У мм3/л).

в водную толщ сорбируя опред сю у, еленное количество растворен­ ны и коллоидны вещ х х еств, достигает дна и там захороняется.

И остальны 8 % (биогенная взвесь) в осадки поступаю лиш з х1 т ь небольш доли органических вещ ие еств (десяты и соты д про­ е е оли цента от о щ продукции), 1 0 % биогенного крем б ей —1 незем о л а, ко о 1 % СаСОз. О сновная часть биогенной взвеси м инерализуется, рас­ творяется и вн вклю овь чается в биологический круговорот.

Важнейш р в транспортировке взвеш ая оль енны вещ х еств н а д океана принадлеж м но ит еханизм биоф у ильтрац теория кото­ ий, рого развита в работах А П. Л. исицы (1983) и других. М на ель­ чайш остатки планктонны организм (2—1 м ) и терриген ие х ов 0 км Таблида 11. Зависимость содержания микроэлементов (млн-1) от размеров частиц в известковом иле, по К. К. Турекяну (1965) Размер частиц, Mn Си Sn Ni Sr РЬ мкм - 9 320 54.

700— 1000 310 28 40. 32— 1000 42 8— 54 490 2,0 —2, 11.2. С ост ав донных осад ков океана нем ы инеральны частицы (порядка 1 м ) долж осаж е км ны даться п д действием гравитационны сил со скоростью 5,5— м о х 7 /год и достигать глубины 5 км более ч за 700 лет. О да м н ож ем тсю ож о и­ дать, ч такого р частицы будут р то ода авном ерно распределяться и в во н й толщ и в донны осадках п всей акватории океана.

до е, х о Однако области распространения планктонны организм о ен х ов ч ь близко совпадаю с областям скоплений и скелетны остатков т и х х н д Все это свидетельствует о наличии особого м а не. еханизм се­ а дим ентац каковы является биоф ии, м ильтрация. О сновная часть зоо­ планктона добы вает кор, ф м ильтруя океанскую воду и отделяя частицы разм и до 0,3 м. П этом в проц ерам км ри ессе переработки п щ органические и м ии инеральны ме ельчайш взвеси концентри­ ие рую в ф тся екальны ком х ках—пеллетах, и ею и разм м щх еры от не­ скольких десятков м кроми етров д 1 4 м и скорость оседания о— м на 3— порядка вы е, ч это наблю 4 ш ем дается у элем ентарны ис­ х ходны частиц. Биоф х ильтрация —явление глобальны м табов.

х асш Если м асса м - и м езо икрозоопланктона в М ировом океане оценива­ ется в 5-109т сы о м, а суточная потребность зоопланктона р й ассы в пищ составляет 50—7 % его собственной м, то для обес­ е 0 ассы печени свои пищ х потребностей зоопланктон долж по­ я х евы ен треблять о ло 2•1 т Сог и отф ко 09 р ильтровы вать 50—1 0 ты км 0 с. океанской во ы в сутки! М д еханизм биоф ом ильтрации объясняется и тот ф акт, что о ен тонкие панц чь ири м ногих кокколитоф орид и диатом х н растворяю в вод о толщ а достигаю дна н овы е тся нй е, т а больш глубинах и там накапливаю их тся.


11.2. Состав донных осадков океана Весь взвеш й м енны атериал, постепенно м еняя свой состав за счет окислительны и обм х енно-адсорбц ионны реакц м лен о х ий, ед н оседает и образует донны осадки, грунты и и океана.

е ли лы П характеру осадкообразования вы о деляю три осн т овны зо ы ен о а: рай кеа.н оны ш ов (литораль) н глубинах д 200 м ба­ ельф а о, тиаль от 200 мд 1 —2,0 км и пелагические области глубж 1 — о,5 е, 2,0 км.

Ч м е частицы тем дальш и легче переносятся о и о ем ельч, е нт источника. П оэтом литоральны осадки отличаю грубозерни у е тся стостью больш и енчивостью гранулом, ой зм етрического и хим иче­ ского состава, а пелагические осадки содерж наиболее тонкодис­ ат персны ф ии терригенного м е ракц атериала. П представленны о м А П. Виноградовы (1967) сведениям осадки ш а заним т. м, ельф аю 3 м н км (8 % общ площ океанов), осадки батиальны — 0 л. 2 ей ади е 6 м км (18 %) и пелагические —268 м н км (74 %).

3 лн. 2 л. О кеанические донны осадки о ен различаю м ду со о е чь тся еж бй п ф зи о и чески свойствам а такж п м м, е о инералогическом и хим у и­ ческом составу. Тем н м ее п преобладаю им в н х ком у е ен о щ и по­ нентам осадки океана м н разделить на следую ие осн вн е ож о щ оы 14 Заказ № 210 Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана типы 1) терригенны 2) карбонатны 3) крем : е;

е;

нисты и 4) гли­ е нисты Распределение этих типов представлено на р с. 1.3 а раз­ е. и 1, м ы заняты и и площ ер хм адей—в табл. 1.21.

Таблица 11.. Площади (106 км2), занятые различными типами осадков, по А. П. Виноградову (1967) Океаны Типы осадков Всего Атлантический Тихий Индийский И звестковые илы:

40,1 5 1,9 34,4 126, глобигериновые 1,5 1, птероподовые — ~ ~ Кремнистые:

4, диатомовые 14,4 12,6 31, 6, 6,6 0, радиоляриевые 15,9 70,3 16,0 102, Красная глина, терри­ генные и другие осад­ ки Таблица 11. Средний минералогический состав (% по массе) пелагических осадков, по Р. Ревеллу (1957) Пелагические иль Составные части птеропо- диато­ радиоля глубоковод­ глобиге довый мовый ные глины риновый риевый 2,7 4, 7 3, 10,7 6 4, Карбонат кальция 73, 0,7 5 4, Кремнезем 1,7 1, 2 4,2 2 4,2 4 1, 8 8,9 3 3, Остальные неорганиче­ ские фракции Средний м инералогический и химический состав основны ти­ х п в пелагических осадков при ен в табл. 1.3 и 1. о вед 1 1.

О ирны пространства дна океана покры известковы гло бш е ты м би и гер новы и, составленны скелетны и ф ентам планк­ м лом м м рагм и тонны ф ини ер р Globigerinae, Coccolitophoridae и дру­ х орам ф ода гих, построенны и и СаС03 с м мз алой п и есью MgC03. Ф и рм орам н ф о е и птер овы и содерж 30— % СаС03 осталь­ и ер вы опод е лы ат 90, ная часть дополнена глинисты мм атериалом П. тероподовы и ы ел заним т лиш узкую полоску в ю н полови е Атлантического аю ь ж ой н океана. В ц о карбонатны и ы располагаю на глубинах, ел м ел тся о а о.

C l, пи х о а.

МС М C— Q О У tC = а) Cl а, г, — К О ч 14* Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана Таблица 11. Химический состав (% ) пелагических илов разных типов, по А. П. Виноградову (1967) Пелагические илы Пелагические илы Компонен­ Компонен­ ты ты красные красные известко­ кремнис­ известко­ кремнис­ вые вые глины тые глины тые Макроэлементы Микроэлементы 26,96 63,91 55,34 0,0230 0, S i0 2 0, St Ва ТЮ2 0,38 0,84 0, 0,65 0,105 0, A I2O 3 7,97 13,30 17,48 Си 0,0338 0,0370 0, РЬ 0, Fe20 3 3,0 5,66 7,04 0,0150 0, Со FeO 0,87 0, 0,67 1,13 0,020 0, MnO 0,33 0,50 0,48 Ni 0,0232 0,033 0, CaO 0,30 0,93 Qa 0, 0,75 0,0012 0, La M gO 1,29 1,95 3,42 0,0080 0, 0, Zn 0,15 0,27 0,14 0,014 0,017 0, P2O 50, CaC03 1,09 0,79 Hf 0,0003 0, — 2,16 0,83 V 0,046 0, 1,04 0, M gC н превы аю их 3500 м в Тихом океане и 4000 м в Атлантиче­ е шщ ско. П построении раковин планктонны ф ам ф д м ри х ор ини ер о­ во ьн интенсивно сорбирую и во ы м ло тся з д ногочисленны м е икро­ элем енты (табл. 11.5).

Таблица 11. Содержание некоторых химических элементов (% ) в раковинах различных видов фораминифер северной части Индийского океана, по Н. В. Беляевой (1973) О. universa Элементы G. m etiardii G. conglobatus a Fe 0,13—0, 0,14— 1,5 0,26— 1,08 0, Мп 0,004—0,025 0,004—0,029 0,006—0,048 0, 0,33—4,72 0,78—6,0 0,26—3,5 1, Si Си 0,0015—0,0122 0,002—0,0061 0,002—0,0122 0, А1 0,04— 1,92 0,04—3,64 0,04— 1,68 0, 1,22—3, Mg 1,36—3,3 1,7—4,86 2, П р и м е ч а н и е, а — максимально правдоподобная оценка содержания (% ), полученная статистической обработкой данных.

Диатом е и радиоляриевы и ы н 40—9 % слож овы ел а 0 ены ам р н м кр незем Si02скелетны ф ентов соответствую о ф ы ем ом х рагм ­ щ планктонны организм Другая часть состава приходится их х ов.

н д лю глинисты ф ао х ракций, известковы и и х остатков орга­ х ны н зм в.

ио 11.2. Состав донных осадков океана Н аиболее глубоководны участки дна океанов заняты крас­ е н м глинам окраш ыи и, енны и окислам ж м и елеза в б ы д крас­ ур й о н го ц Главная м о вет. асса глинистого материала —о ен м ч ь елкозер­ нисты (разм е ером в м кром и етры и доли м икром етра) глинисты е м инералы в о о о слю (иллит, м ориллонит и другие),, сн вн м ды онтм постоянно отмечаю аутигенны м тся е инералы (ф иллипсит, гиббсит, палагонит и другие), а такж ме инералы оки жсей елеза и м ар­ ганца.

Рис. 11.4. Скорости современного осадкообразования в океанах, мм за 1 тыс. лет, по А. П. Лисицыну (1974).

1) 1;

2) 1 10, 3) 10-30, 4) 30-100, 5) 100.

— М ность соврем ощ енны донны осадков в областях дельт и ок­ х х раинны м р м ет превы ать 5 км в пелагических районах х о ей ож ш, океана она составляет 300—600 м А. бсолю й возраст, п кото­ тны о ром рассчиты у вается скорость накопления отдельны сл осад­ х оев ко определяется различны и косвенны и м в, м м етодам палеом и: аг нитны и, радиом м етрическим (п 1С, 1Ве, Ra, Io/Th, Io/Ra), спо­ и о4 р во ы евы и и др. Скорости отлож о -п льц м ения и о м л в еняю тся о т 1 м /1000 лет для красны глин Тихого океана д 100 м / м х о м 1 0 лет в отдельны вы 00 х сокопродуктивны ш овы районах х ельф х (рис. 11.4).

Больш значение для скорости осадконакопления и еет отно­ ое м ш е площ суш д ени ади и, ренируем рекам которы впадаю ой и, е т в океан, к площ океана. Атлантический океан и еет это отно­ ади м ш е (0,68), в 6 раз больш ч Тихий океан (0,11). Как след­ ени ее, ем ствие, Атлантическом океану свойственны более вы у сокие скорости образования осадков (рис. 11.4).

214 Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана П м е накопления и уплотнения осадков в и толщ проис­ о ер х е ходят слож е п оц ны р ессы (цем ентация осадков, дегидратация кол­ л и о окисление и восстановление м о д в, ли еталлов, образование и и л окисление сульф идов, и н ы о м м ду и о м растворам о н й б ен еж л вы и и им инералам распад органических вещ и, еств и и глубокая м х ета м изац и другие), в совокупности обеспечи щ е диагенез орф ия ваю и донны осадков. В результате диагенетических преобразований х ф ирую осадочны п р д и рудны м орм тся е ооы е есторож дения н д е ан океанов и м р.о ей П обобщ ям Е. А Ром о ени. анкевича (1977), в соврем енны осад­ х ках вы деляю следую ие м ологические ф р ы органического тся щ орф ом вещ ества: 1 органические детрит и агрегаты (устойчивы к раз­ ) е лож ению волокнисты и коме коваты частицы преим ественно е ущ автохтонного происхож дения);

2) остатки растительности суш и и м икроф итов, пы а и сп ы (преим ественно аллохтонного, льц ор ущ а у б егов см авто- и аллохтонного происхож ер есь дения);

3) орга­ ническое вещ ество биогенного известкового и кр невого скелет­ ем ного м атериала, содерж его 0,1— % Сог в известковы обра­ ащ 2,7 р х зованиях и 0,2—0,4 % С0 г в крем р нисты ф ентах;

4) органи­ х рагм ческое вещ ество, связанное п товы (глинисты ) м ели м м атериалом в проц сор и и раствора;

5) органическое вещ ессе бц и з ество костны х остатков ихтиоф ауны о ы н составляю ее доли процента,, б чо щ а в районах вы сокопродуктивны 1 % общ Со г;

6) органи­ х —6 его р ческое вещ ество изверж енны п од (0,1—0,2 % Со г);

7) неф х ор р те­ продукты и другие антропогенны органические вещ е ества, доля которы зам х етна, н пока ещ невелика.

о е Распределение Сог в осадках М р ирового океана подчиняется циркум континентальной и ш иротно-клим атической зональности, вы аю ейся тяготением повы енны концентраций Сог к пе­ раж щ шх р р ф и н м районам океана.

и ер й ы Как вы яснили И И Волков (1973) и А. Г. Розанов (1979), п и.. р содерж ании Сог м ее 0,5 % распад органического вещ р ен ества про­ текает в аэробны условиях, п и б лее вы х ро соких концентрациях начинаю восстановительны проц, указы щ н недоста­ тся е ессы ваю ие а ток свобод ного кислорода, а в осадках с концентрацией Сог 1% р наблю дается уж хорош развитая восстановительная среда.

е о И данны табл. 1.6 вы з х 1 текает, ч более 2 площ дна океана то /3 ади приходится на область лож океана с содерж а анием Сог в осадках р о о 0 % Эти осадки сохраняю окислительную обстановку кол,3. т (Eh д 0,6 В) на всю исследованную толщ о у.

П оц о енке Е. А. Ром анкевича (1976), в слое 0 0 см м —5 инера­ лизуется д 50—7 % органического вещ о 5 ества, поступаю его щ в осадки. В толщ окисленны осадков лож океана органическое е х а вещ ество находится в глубокой стадии м орф етам изации. В груп­ п в м составе органического вещ оо ества преобладаю нераствори­ т, м е гум. Следовы количества белковы соед нени обнару­ ы ины е х ий ж иваю только в поверхностном слое осадков (0—5 см). Свя тся 11.2. Состав донных осадков океана Таблица 11: Накопление Сорг в современных осадках Мирового океана за время голоцена, по Д. Е. Гершановичу и др. (1974) Среднее со­ М асса Сорг в Средняя мощ­ Геомо рфологические Площадь, держание ность слоя зоны дна океана J06 км2 осадках, 101 т а осадков, м орг’ % 22, 26,7 0, Шельф 0, 195, 1, Материковый 76,5 1, склон и его под­ ножие 5, 0, 257,0 0, Ложе океана занны аме инокислоты наблю тся в всей толщ осадков.

даю о е П всей вертикали окисленны осадков и углеводов дом о х з инирую т водонерастворим е полисахариды ы.

Н отря н огром е площ есм а ны ади лож океана, абсолю а тная м асса С0 г, поступаю его в осадки этой геом ологической зо ы р щ орф н, составляет всего лиш 2,5% об ей м ь щ ассы органического вещ ества осадков океана. П одавляю ая часть Сог отлагается в осадках щ р ш а им ельф атериковы склонов, где содерж х ание Сог м р еняется о т 0,5 д 2 % (сухого вещ о0 ества) и условия распада и м инерализа­ ц и органического вещ и ества кор н м образом отличаю ен ы тся о т условий лож океана. Если в глубоководны красны глинах коли­ а х х чество аэробны сапроф х итны бактерий невели (от ед н ц д х ко ии о нескольких сотен клеток н 1 г глин) и на горизонтах порядка а 3 м встречаю лиш ед н чн е клетки, то на литорали и ш тся ь ии ы ель­ ф о о возрастает д м ах н о ногих м лли и онов клеток на грам. В вос­ м становленны илах преобладаю сульф х т атредуцирую ие и появля­ щ юм тся етанообразую ие бактерии. Как показали исследования щ М В. И. ванова (1979), осн овное количество м етана (н м ее е ен 8 %) образуется за счет восстановления углекислоты вод 0 о­ рдм оо.

П данны О К. Бордовского (1964) и Е. А. Ром о м. анкевича (1974—1977), о о й органического вещ сн во ества окраин океана яв­ ляю гум тся иновое вещ ество и нерастворим е гум. В 5 8-м ы ины — е­ тровы слоях восстановленны осадков содерж х х ание нерастворим х ы j гум инов и еет некоторую тенденц к увеличению с глубиной, м ию | а содерж ание сум ы гум м иновы и ф х ульвовы кислот возрастает х с 1 —1 д 36— 8 % об ей сум ы органического вещ 8 9о 3 щ м ества, ч то свидетельствует о п ессе гум икации. Содерж роц иф ание белково­ подобны вещ п колонкам грунта м х еств о еняется м (0,2— %).

ало 0, Сум а ам м инокислот отчетливо ум еньш ается, а отнош ение С/N уве­ личивается вни п вертикали. Содерж зо ание углеводов наиболее резко падает в верхних 50—1 0 см осадка, п и ем в восстанови­ 0 рч тельны условиях с глубиной растет содерж х ание водорастворим х ы 216 Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана полисахаридов за счет деструкции водонерастворим х. Содерж ы а­ н е свободны ли и х пидов ум еньш ается п вертикали осадков при­ о м н в 1 раза.

ер о, Диагенез органического вещ ества в восстановленны осадках х служ о о й ф и ит сн во орм ровани залеж неф и рудны м я ей ти х есто­ р дени на дне океана.

ож й 1.И 1.3 ловы во ы ед Грунты океана представляю соб слож т ой ную гетерогенную си -, стем пропитанную во о, на д у, дй олю котор приходится значитель­ ой ная часть о щ м. Влаж б ей ассы ность свежеотлож енны осадков об­ х ратно пропорц иональна крупности частиц (табл. 11.7)."Д авление накапливаю егося н щ ового осадочного материала приводит к сж а­ тию и уплотнению осадка, поэтом его влаж у ность уменьш ается по м е углубления. О ер днако даж на глубинах более 600 м от по­ е верхности дна содерж ание в д все ещ достигает 30 % оы е.

V. Таблица 11. В л а ж н о с ть св еж е о тл о ж е н н ы х о са д к о в, по X. С в е р д р у п у и д р. (1 9 4 2 ) Крупность частиц, мкм. 250—500 64— 125 4— 16 1— 4 Содержание воды, % по объему.... 45,0 46,9 66,2 85,8 98, Пропиты щ осадки м ваю ая орская вода, длительное вр я нахо­ ем дясь в тесном контакте с осад очны неорганическим и органиче­ м ски вещ м еством вм с н м подвергается диагенетическим пре­, есте и и образованиям м, еняет сво состав и образует и й ловы в д разной е оы степени м орф ии.

етам изац Откры й океан. Вдали от берегов обм е катионы погло­ ты енны щ щ ком аю его плекса взвеш енны частиц, достигш дна, находятся х их в состоянии равновесия с океанской во о. Пд й елагические осадки отличаю о ен м м содерж тся ч ь алы анием устойчивого к дальнейш им преобразованиям органического вещ ества. Создается стабильная ф изико-хим ическая обстановка, характеризую аяся вы щ сокой сте­ п ью окисленности (Ей д +600 мВ) и близкой к нейтральной ен о реакц ией ср ы П ед. оэтом в и у ловы водах поверхностного 1 е­ х 0-м трового слоя осадков наблю тся только небольш колебания даю ие элем ентов основного солевого состава, н изм е еняю ие в ц о щ ел м м акросостав и ловы в д О х о. тличительной чер и той ловы во окис­ хд ленны осадков является ум х еньш ение общ щ ей елочности, сопро­ вож ое пониж ем pH С. В. Б даем ени. руевичем (1967) б л пока­ ыо зано, что этот эф ект обусловлен кислой пр р ой гидратирован­ ф и од н й двуокиси м о арганца и адсорбц ией карбонатного и она СО2 коллоидам ми инералов глин и гидроокисям ж и елеза и м ар­ ганца.

11. Иловы воды.3 е Глубоководное бурение до нескольких сот метров показало, что в глубь осадочной толщи происходят существенные изменения катионного состава иловых вод, вызываемые диагенетической до­ ломитизацией карбонатов, подводным выветриванием извержен­ ных пород и силикатных минералов. Наблюдается увеличение кон­ центраций кальция и стронция, уменьшение содержания магния, тенденция к уменьшению содержания калия и натрия. Обогаще­ ние иловых вод кальцием и стронцием происходит в результате замещения магнием кальция и стронция в биогенном СаСОз- Осо­ бенно заметно изменения макросостава иловых вод выражены в осадках на глубинах более 100 м от их поверхности.

Отношение Cl/Вг по вертикали существенно не отличается от нормального для вод океана. Иловые воды поверхностного слоя содержат иода в 3—8 раз больше, чем океанская вода. По верти­ кали осадков концентрации иода слабо возрастают при разруше­ нии органического вещества и отжимании части иода из твердой фазы при уплотнении осадка.

Малые количества фосфорсодержащего органического вещества не обеспечивают увеличения содержания фосфора в иловых водах.

Возможный некоторый избыток фосфат-иона сразу же связывается гидроокисью железа. Градиенты концентраций фосфора, так же как и кремния, между иловыми и придонными водами отсутствуют.

В иловых водах окисленных осадков только аммоний имеет кон­ центрации более высокие, чем в придонной воде. Это превышение объясняют тем, что аммонийный ион входит в состав кристалличе­ ской решетки глинистых минералов, откуда в процессе ионного обмена вытесняется калием.

Содержание в иловых водах рудных, элементов (Fe, Мп, Zn, Си), как правило, выше их содержания в океанской воде: железа в 2—30 раз, марганца в 10— 100 раз, цинка в 3— 50 раз, меди в 3— 15 раз.

Окраины океана. В районах, где осадки обогащены органиче­ ским веществом и отличаются высокими темпами седиментации, химический состав иловых вод значительно меняется. На запад­ ных шельфах Африки, Центральной и Южной Америки содержа­ ние Сорг в поверхностном слое осадков составляет 3,5—20%, в связи с чем развивается восстановительная среда с практиче­ ски полным израсходованием растворенного кислорода и пони­ жением окислительно-восстановительного потенциала до +69...

... —260 мВ. Главный процесс, преобразующий основной солевой комплекс иловой воды в этих условиях,— микробиологическое вос­ становление сульфатов:

. 2SO4- + 4С + ЗН2 - ЗНСОГ + H2 + HS- + С 0 S.

Восстановление сульфатов приводит к выделению сероводорода, образованию карбонатных ионов и повышению pH,до 7,5— 8,0. При 218 Глава 1. Донны осадки и иловы воды океана 1 е е достижении произведения растворимости СаСОз начинается его осаждение. В результате этих процессов в иловых водах по вер­ тикали осадков понижаются концентрации сульфатов и кальция, возрастает общая щелочность, в осадках накапливаются тонкодис­ персный диагенетический кальцит, H2 и продукты его диссоциа­ S ции. За счет процессов подводного выветривания повышается со­ держание калия, а содержание магния практически не меняется.

По мере разложения азотсодержащей части органического веще­ ства в иловые воды переходит аммоний, концентрация которого резко возрастает уже в верхнем слое осадков и в глубь грунта достигает 3,6—4,4 ммоль/л. В иловых водах подобного типа аммо­ ний становится макрокомпонентом.

По данным глубинного бурения, все эти процессы продолжа­ ются и в глубоких слоях осадков. Начиная с горизонта 100— 140 м наблюдается понижение содержания магния, который со осаждается с С аС 03 и частично захватывается глинистыми мине­ ралами при их перестройке.

Таким образом, в окраинных районах океана иловые воды пре­ образуются в хлоридно-щелочные бессульфатные (или малосуль­ фатные) воды, обогащенные продуктами минерализации органиче­ ского вещества. Концентрация иода по вертикали возрастает до 500-кратной по сравнению с водой океана. Накопление иода по вертикали происходит также при разложении органических ве­ ществ и при уплотнении осадков, когда часть иода из осадков отжимается в иловые воды. Наблюдаются высокие содержания ми­ нерального фосфора, превышающие в 30 раз и более концентрации его в придонных водах. Следовательно, существует постоянный поток фосфатов из осадков в придонную воду, но, по расчетам, этот поток не компенсирует поступление фосфора в донные осадки и основная часть фосфора осадков составляет ресурсы аутигенного минералообразования. Распределение фосфора по глубинам осад­ ков зависит от двух противоположно направленных процессов: на­ копление его в иловых водах при минерализации органического вещества и извлечение его из иловых вод при образовании в осад­ ках фосфатных стяжений и фосфатизации костного материала.

В зависимости от преобладания одного из двух процессов возни­ кают локальные градиенты концентраций фосфора. Иловые воды продуктивных районов, как правило, пересыщены фосфатом каль­ ция, что способствует формированию фосфоритовых стяжений.

Аналогичное насыщение иловых вод отмечается и по отношению к фториду кальция, который также входит в состав а-утигенных минералов, поэтому при возникновении фосфоритовых конкреций содержание фтора в иловой воде понижается.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 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.