img-417193806

l.O^

091

091

061

Рис. 9.11. Распределение максимальных концентраций фосфатов

(мкмоль Р/л) в промежуточном слое

Рис. 9.12. Глубина расположения

(м) максимальных концентраций фосф,

QC .О н

9.3. Глубинная и придонная структурные зоны		183.
продвигаются в южном направлении	навстречу	антарктическим,
глубинным водам, также обогащенным	кислородом, но имеющим,
более высокое содержание биогенных веществ.		Таким образом,,

глубинные слои Атлантического океана вентилируются более ин­

тенсивно по сравнению с другими океанами.

В Индийском океане дополнительным источником глубинных и придонных водных масс является район Аравийского моря-

Здесь эти водные массы обеднены кислородом и обогащены дву­ окисью углерода и биогенными веществами, поэтому антарктиче­ ская глубинная вода по мере продвижения в северном направлении перемещается с вышележащими и североиндийскими водными: массами, что ведет к уменьшению в ней содержания кислорода и увеличению содержания СОг и биогенных веществ. Анало­ гична судьба антарктических глубинных вод и в Тихом океане.. По мере продвижения в северном направлении они также посте­ пенно перемешиваются с вышележащими водами, утрачивают часть растворенного кислорода, приобретают С02и биогены. Глу­ бинные воды океана не связаны прямо с очагами промежуточных минимумов кислорода и максимумов биогенных веществ, поэтому образуют глубинный максимум кислорода (минимум биогенных веществ). В глубинных и придонных слоях океанов растворенное и взвешенное органическое вещество представлено наиболее стой­

кими к окислению фракциями и БПК характеризуется очень ма­ лыми значениями. Следовательно, главным фактором, меняющим

гидрохимические характеристики глубинных вод, будут процессы обмена с промежуточным слоем. Начиная с горизонта 2000 мна

элементы карбонатной системы большое воздействие оказывает нарастание гидростатического давления,смещающее состояние кар­

бонатных равновесий в сторону увеличения концентраций водород­ ных ионов и уменьшения концентраций карбонатных ионов. Бег

учета поправок на давление pH в придонных и глубинных водах растет, но после введения поправок pH имеет максимум на гори­ зонтах 1000—1500 м, а затем уменьшается ко дну. Соответственно' повышается Рсо2 и усиливается карбонатная агрессивность, спо­

собствующая более интенсивному растворению СаС03 из карбо­ натных взвесей и дальнейшему возрастанию щелочно-хлорного ко­ эффициента AlkfCl.

Глава 10

ХИМИЧЕСКИЙ ОБМЕН МЕЖДУ ОКЕАНОМ И АТМОСФЕРОЙ

Интерес к проблеме обмена химическими веществами между ■океаном и атмосферой непрерывно возрастает. Это объясняется прямым влиянием поступающих из океана солей на химический ■состав атмосферных осадков и аэрозолей. С другой стороны,

■океан — это сложная буферная система, определенным образом

реагирующая на антропогенные изменения газового состава атмо­ сферы.

10.1. Солевой обмен

Основная масса солей поступает из океана в атмосферу путем так называемого «механического испарения» (термин Н. Н. Зу­ бова), когда под воздействием ветра на поверхности океана появ­ ляются пенные образования, насыщенные воздушными пузырь­ ками. От разрыва пузырька с поверхности океана в атмосферу выбрасываются капельки двух видов: мелкие, представляющие остатки поверхностной пленки пузырька в момент его выхода к поверхности, и более крупные «реактивные», вылетающие со дна пузырька со скоростью до 10 м/с (Д. Бланчард, 1963).

Ветер срывает также и просто капли воды различного размера с поверхности волн. В результате, по наблюдениям Д. Мура и Б. Мэйсона (1954), содержание солей в воздухе над морем при силе ветра 0—3 балла почти постоянно, затем с появлением пен­ ных образований резко возрастает и достигает максимума при силе ветра около 6 баллов. Крупные капли быстро возвращаются в океан, а мелкие переносятся воздушными потоками на значи­ тельные высоты и расстояния. В зависимости от влажности и тем­ пературы воздуха капельки морского аэрозоля могут испаряться, превращаясь в частицы концентрированного раствора морских со­ лей. Из рассола начинают выкристаллизовываться карбонаты и сульфаты кальция и магния, а также хлористые и сульфатные сложные соли. При низких температурах рассол замерзает и раз­ рывает частицу, образуя ряд более мелких частиц разного состава.

Так происходит формирование атмосферных солевых аэрозолей. Другой путь выделения солей из океана в атмосферу — физиче­

ское испарение, когда ионы отрываются от водной поверхности вместе с молекулами воды гидратной оболочки. Впервые предпо­ ложение о подобном механизме было высказано Г. Маландером (1897), затем экспериментально доказано Г. Е. Немерюком (1967), который при' обычной температуре конденсировал водяные пары от поверхности водоема с помощью охлаждения или сильно гигро­ скопических веществ. Количество испарившейся при этом соли,на­

10.1. Солевой обмен	18S
пример Na2S04, за 60 сут составило	1,38-10——4,13-10-2 % кон­
центрации соли в воде.

Как установлено рядом исследователей, механическое и физи­

ческое испарение сопровождается изменением или дифференциа­ цией состава солей в процессе отрыва их от водной поверхности и образования микрокапель.

Осуществляя дистилляцию (перегонку) проб воды Индийского' океана в кварцевом аппарате, тождественную механическому ис­ парению, С. В. Бруевич и В. Д. Корж получили, что массовые от­ ношения /С+/С1-, Са2+/С1~, Mg2+/Cl_, С02~/С1- и S02-/C1- во всех

порциях дистиллята повышены в несколько раз по сравнению* с этими отношениями в исходной морской воде. Отношение Na+/K+ понижено,иногда во много раз. Ca2+/Mg2+повышено примерно в два. раза. Все дистилляты показали понижение С1-/Вг~ по сравнению'

с морской водой. Полученные соотношения	хорошо	согласуются
с теорией происхождения морских аэрозолей	за счет разрушения:
пузырьков воздуха, сопровождаемого эжектированием		(выбросом)-

микрокапелек из оболочки воздушного пузырька. Выявленные со­ отношения полностью укладываются в ряд распределения энергии: поглощения катионов, сформулированный К. К. Гедройцом:

Li+ < NH^ < Na+ < К+ < Rb+ < Mg2+< Ca2+< Al3+< Fe3+.

Аналогичные соотношения наблюдались в дождевых водах Ин­

дийского океана (табл. 10.1) и повторялись при изотермическом испарении (табл. 10.2).

Все это позволило С. В. Бруевичу и В. Д. Коржу (1969) прийти к заключению о том, что эффект разрушения пузырьков и цено­ образования является вторичным фактором. Первичным следуетполагать образование пленочного пограничного слоя воды с ужеметаморфизированным составом, откуда идет испарение.

т/ ,	,	и"н/С1 (в дистилляте)		Р для:
Коэффициенты переноса ионов		—ИДН/С1 (в океане)	=
морских	и океанских вод, а также	для дождевых	вод	состав­

ляют: Са2+, K+>Mg2+>Na+ и C03~>S04"~>C1_. Таким образом,.

					Таблица	10.Г
Средние хлорные	массовые	отношения и		коэффициенты	переноса ионов	(fi)
в дождевых водах Тихого		и Индийского		океанов, по В.	Д. Коржу (1971)
Элемент (Л)	А/С 1 в дождевых		Л/С1 в воде океана		Р
	водах
Na+	0,570			0,555	1,027
К+	0,082			0,020	4,1
s o * -	0,465			0,14	3,32

1 8 6	Глава 10. Химический обмен между океаном и атмосферой
			Таблица		10.2
Средние хлорные	массовые отношения и	коэффициенты	переноса	ионов	(|3)
в дождевых водах и конденсатах над		океаном, по В.	Д. Коржу	(1971)

Элемент (Л)

Na+

Mg2+

Са2+ К+

s o 4~2

	to	1
О
п	со

	А /Cl	в дождевых во­	Л /Cl в воде океана	Р
	дах и конденсатах
		0,590	0,555	1,063
		0,119	0,067	1,78
	'	0,070	0,021	3,30
		0,087	0,020	4,35
		0,284	0,14	2,03
		0,059	0,0036	15,4

метаморфизация солевого состава при испарении отражает сам

состав пограничного водного слоя.

Основываясь на данных С. В. Бруевича, В. Д. Коржа и других исследователей о содержании солей в атмосферной влаге и атмо­ сферных осадках, А. М. Гриценко и В. Н. Степанов (1980) оце­ нили вклад процессов механического и физического испарения солей в глобальный круговорот солей как весьма значительный

(табл. 10.3).

Большой интерес вызывает вопрос об утечке летучих солевых компонентов из океана в атмосферу. К. Сугавара (1948) впервые

					Таблица 10.3
Обмен солями через поверхность океана (109 т/год)
			Океан
Составляющие обмена
	Мировой	Атлантический	Индийский	Тихий	Северный
					Ледовитый
Разбрызгивание ветром	—4,752	— 1,140	— 1,044	—2,471	—0,097
(механическое испаре­
ние)			—0,056	—0,129	—0,003
Физическое испарение .	—0,248	—0,060
Атмосферные осадки	4,500	0,980	1,037	2,440	0,043
Ионный сток рек	0,500	0,220	0,063	0,160	0,057
Общее количество солей,
участвующих в обмене
через поверхность
океана:		1,2	1,1	2,6	0,1
109 т/год	5,0
%	100	24	22	52	2

10.1. Солевой обмен

187

заметил повышенное значение AjCl для бора в дождевой воде по

сравнению с водой океана. В дальнейшем это явление было под­ тверждено многочисленными наблюдениями на примере проб дож­

девой и снеговой воды в Японии (Муто, 1952, 1953) и Европе (Морди, 1957), хотя единое мнение об источнике бора в атмосфере

так и не выработалось. Одни авторы отдавали предпочтение вул­ каническим эксгаляциям, другие — морским солям, третьи — ды­

мовым загрязнениям и выпариванию с растений. Экспериментальные исследования С. В. Бруевича и В. Д. Коржа

(1971) в Черном море позволили оценить испарение бора с поверх­ ности моря путем улавливания конденсата на поверхности холо­ дильного агрегата. Отношение В/Cl в конденсате оказалось в пре­

делах (20—40)-10-4. Коэффициент В/Cl имеет аналогичные значе­ ния (24—39)-10-4 и в атмосферных осадках над Атлантикой. Воде

океана свойственно значение этого коэффициента 2,4-10~4. Таким

образом, имеются прямые доказательства роли океана как глав­ ного источника бора для атмосферы.

Мияке и Цуногаи (1963) предположили, что с морской поверх­

ности происходит испарение свободного иода,	который образуется
в результате окисления I- в морской воде	под воздействием:

солнечной радиации по	реакции	2I+0,502+H20+/iv=1а+
+20Н-. Предположение подтвердилось			экспериментально, путем:
пропускания высушенного	воздуха	над	поверхностью морской

воды, имеющей добавки I- и Ю~, под освещением ультрафиоле­

товой лампой.

Наблюдения С. В. Бруевича и В. А. Егоровой (1973) позволили оценить влияние воздушных масс разного происхождения на со­ став атмосферных осадков над побережьем Черного моря. При

сильных морских ветрах содержание иода в дождевой воде дости­ гало 20 мкг/л, при северных (материковых) ветрах — не пре­

вышало 3;1 мкг/л, т. е. атмосферные осадки при морских ветрах богаче иодом, чем при континентальных.

В естественных условиях йод содержится в морской воде в виде молекул Ь, свободных ионов, окисленных ионов и иодорганических соединений. При механическом испарении все эти соединения-

включаются в состав	морских аэрозолей. Доля свободного иода
в сумме производных	иода, удаляемых с	поверхности	морской'
воды при барботировании ее воздушными		пузырьками,	как пока­

зали экспериментальные исследования В. Д. Коржа (1982), со­ ставляет 10—20 %. Результаты исследования выноса иода из мор­ ской воды, полученные на модельной установке, служат веским подтверждением гипотезы о том, что морская вода обедняетсяиодом в результате его испарения. Следовательно, речной сток- в основном возвращает океану иод, вынесенный в атмосферу с егоповерхности. По расчетам В. Д. Коржа, мощность потока иода в системе океан—атмосфера—материк—океан оценивается значе­ нием порядка 0,7-105т/год.

188 Глава 10. Химический обмен между океаном и атмосферой

10.2. Газовый обмен

Количественная оценка приходных и расходных статей газо­ вого обмена в системе океан—атмосфера является одной из важ­ нейших задач химической океанографии.

Динамика растворенных кислорода и двуокиси углерода в по­ верхностном слое океана определяется соотношением процессов продуцирования кислорода (поглощения С02) при фотосинтезе и потребления кислорода (выделения С02) при окислении органи­ ческого вещества. Определенное значение имеют межсезонные из­ менения температуры воды и обмен с подстилающими слоями.

Следовательно, поля распределения растворенного кислорода пре­ терпевают изменения от сезона к сезону, выражающиеся сдвигом изолиний в меридиональном направлении (рис. 10.1а и 10.2 а). Карты распределения разностей между растворимостью кислорода при данных температуре и солености и его фактическим содержа­

нием	Д02= 02(норм) — 02(факт) в поверхностном слое океана
(рис.	10.16 и 10.2 6) свидетельствуют, что высокоширотные рай­

оны океана зимой поглощают кислород из атмосферы, летом, нао­ борот, выделяют его в атмосферу. Воды тропических и субтропи­ ческих районов океана, как правило, в течение всего года выде­ ляют кислород в атмосферу, за исключением прибрежных апвеллингов, где также наблюдается сезонная изменчивость на­

правленности газовых потоков.

Параллельно кислородному режиму поля распределения свя­ занных с ним значений рНв испытывают аналогичные изменения

во времени и по акватории океана	(рис. 10.3).
Рассчитанные по исходным данным pH, температуры, солено­
сти и щелочности значения Р со2	поверхностной воды океана

также обнаруживают сезонную изменчивость, особенно в высоко­

широтных зонах (рис. 10.4а и 10.5а).

По разности парциальных давлений С02 в атмосферном воз­ духе и поверхностной воде (на 1970 г.) можно оценить направлен­ ность потоков С02 в системе океан—атмосфера (рис. 10.4 б и

10.5 6). Область инвазии (поглощение С02 океаном) охватывает в течение года всютропическую часть Мирового океана, за исклю­ чением восточнотихоокеанского района, где весной, летом и осенью заметно влияние апвеллинга. В умеренных и высоких широтах на­ правленность обмена меняется от сезона к сезону: зимой С02выде­ ляется из океана, летом поглощается, весной и осенью — ближе

к равновесию.

Для расчета интенсивности газовых потоков через поверхность океана необходимы сведения о константах газообмена, характери­

зующих скорость перемещения газов через поверхность раздела океан—атмосфера, и учет состояния поверхности моря. Первым шагом в этом направлении была предложенная Дж. Канвишером

10.2. Газовый обмен

189

(1963) модель ламинарного поверхностного пленочного слоя, в ко­ тором газовые молекулы перемещаются в направлении градиентов

концентраций чисто молекулярной диффузией:

F — k АС,	(10.1)
где F — поток газа [мл/(см2-с)]; АС— разность	концентраций

газа на верхней и нижней границе поверхностного слоя толщи­ ной z; k — константа обмена, имеющая размерность скорости,

k = D/z,		(10.2)
D — коэффициентдиффузии газа.	слоя 2	обычно при­
Концентрация газа на верхней границе
нимается равной растворимости газа при	данных	температуре,

•солености и его парциальном давлении в атмосфере, а на ниж­ ней — концентрация в квазиоднородном поверхностном слое.

Модель привлекает своей простотой и наглядностью, однако имеет неопределенности, связанные с необходимостью аппрокси­ мировать фактическое состояние поверхности моря (большие и

капиллярные волны, пенные образования) конкретной толщиной поверхностного пленочного слоя.

Так, Я- Мияке с соавторами (1974), выполнив расчеты по дан­ ным наблюдений в Тихом океане, показали: при гипотетической толщине ламинарной пленки 10 мкм Тихий океан выделяет в ат­ мосферу 2-1016г С02в год и поглощает из атмосферы 1,2-1016г

С02в год, а при толщине пленки 20 мкм 1,0-1016г С02в год вы­ деляется из океана и 0,6-1016г С02в год поглощается океаном. Абсолютные обменные массы С02в этом случае остаются альтер­

нативными, но вывод о преобладающем выделении двуокиси уг­ лерода из океана в атмосферу имеет важное значение.

Гипотетическую толщину поверхностной пленки океана можно

•оценить на основе дефицита радона в верхнем перемешанном слое океана (В. С. Броекер, Т. Такахаши и др., 1980). В океане радон (период полураспада 3,8 сут) образуется вследствие распада ра­ дия-226, а атмосфера над океаном настолько бедна радоном, что выглядит резервуаром бесконечного стока этого газа из океана. Скорость обмена между верхним однородным слоем океана и под­ стилающими плотными стратифицированными слоями также очень мала. Количество радона внутри поверхностного однородного слоя океана составляет около 70 % того содержания, которое было бы при равновесии с радием-226, растворенным в воде. Значит, в течение средней продолжительности жизни (около 6 сут) при­ мерно 30 % атомов радона, образованного в поверхностном слое, вылетает в атмосферу. Отсюда, по измерениям радона в Атлан­ тическом и Тихом океанах, эффективная толщина поверхностной пленки составляет около 35 мкм. После учета соотношений между коэффициентами молекулярной диффузии длй С02и радона сред­ няя скорость обмена С02между океаном и атмосферой получается

40

80

IVO.

160

160

150

О

120

160

160

120