img-417193806

10.2. Газовый обмен

201

за счет волнения и пенных образований при различных скоростях ветра были установлены соотношения, которые после приведения скорости ветра от высоты 10 см к стандартному уровню 10 м имеют вид:

nv =	1,0 -f-0,1251/2 при V 10	м/с;	(10.4)
nv =	— 4,00-Ь 0,175У2 при V >	10 м/с,	(Ю.5)
где tiv — интегральный коэффициент, показывающий, во			сколько

раз увеличивается скорость газового обмена при разных скоростях ветра V по сравнению с

идеальным штилем.			vL ■10 см/с
по	Результаты	расчетов	200г
	уравнениям	(10.4) и
(10.5) хорошо согласуют­
ся с данными на рис. 10.6.
	Еще один метод рас­
чета скорости		газово­
го	обмена-	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 из океана в атмосферу и нао­ борот:

Fo, =	titnvaи,э AOs;	(10.6)
F С02 =	Пуа и, э Л Р с о 2,	(10.7)
где F — поток газа за единицу времени через		единицу площади

поверхности раздела океан—атмосфера; nt— температурный коэф­

фициент для констант кислородного обмена, линейно связанный с температурой (0,75 при 6°С и 1,1 при 25 °С); А ■—разность между равновесными и фактическими концентрациями кислорода

на поверхности океана или разность Р со2 между атмосферой и

поверхностью океана; аии аи— константы инвазии соответственно кислорода (при Д02>0) и С02 (при ДРсо2>0); аэ и си, — кон­

202	Глава 10. Химический обмен между океаном и атмосферой

станты эвазии соответственно кислорода (при А02<0) и С02(при

АРсОг <0).

Фактическая растворимость кислорода рассчитывается из рас­

творимости 02 при стандартных условиях (Океанографические таблицы) с учетом атмосферного давления Р атмгПа, давления Е

насыщающих водяных паров (гПа) над раствором при темпера­ туре и солености поверхностной воды океана, фактического давле­ ния водяных паров £факт гПа по формуле

02(факт) = 02 + 0^[(Ратм1013,3)+ ( Е - Яфакт)]/1013,3.

(10.8)

Экспериментально установленные константы инвазии и эвазии

имеют значения:
аи= (22,0 ± 2,2) л/(м2• ч); аэ = (11,5 ± 1,1)	л/(м2•ч) при 20°С;
		(10.9)
аи[моль С02/(м2• сут)] = 3,6 -f- 0,20S + 10,205Aik;		(10.10)
аэ [моль С02/(м2-сут)] = 3,6 + 0,046S	+ 4,79Alk,	(10.11)
где 5— соленость, %о; Aik — общая щелочность; аи и		аэ —при
атмосферном давлении.

По данной схеме с использованием среднесезонных полей рас­ пределения кислорода на поверхности (типа рис. 10.1 и 10.2) был рассчитан годовой бюджет обмена кислородом между океаном и атмосферой. Результаты расчета обмена кислородом показывают, что ежегодно Атлантический и Индийский океаны поставляют в ат­ мосферу соответственно 1,4-109 и 3,2-109 т кислорода, а Тихий океан поглощает из атмосферы 3,0-109т. Весь Мировой океан по­ глощает из атмосферы 18,9- 109т и выделяет в атмосферу 20,5-109т кислорода. Разница между годовыми обменными массами (1,6Х Х109т) перекрывается погрешностями расчетов. Следовательно, можно утверждать, что по обмену кислородом Мировой океан на­ ходится в состоянии, близком к равновесию с атмосферой.

Общий вывод получает удовлетворительное объяснение из при­ влечения данных по балансу органического вещества в океане. Если около 2 % ежегодно продуцируемого фотосинтезом Мирового

океана органического углерода (около 1-109т Сорг) поступает в донные осадки, то остаточный кислород должен составлять чи­ стый прирост и выделяться в атмосферу. Но, с другой стороны,

примерно такое же количество аллохтонного органического угле­ рода поступает в океан с материковым стоком и практически пол­

ностью окисляется в водных массах океана. Таким образом, ба­ ланс замыкается: то количество кислорода, которое остается при переходе органического вещества в донные осадки, расходуется на. окисление органического вещества материкового стока.

10.2. Газовый обмен

203

Естественный характер обмена двуокисью углерода между оке­ аном и атмосферой в наше время искажается таким мощным антропогенным фактором,;как сжигание ископаемого топлива и про­ изводство цемента, за счет чего в атмосферу поступают большие массы С02. Начиная с середины XIX столетия, мощность этого фактора непрерывно нарастает (рис. 10:7). Если ' на сжигание 5-109т ископаемого углерода в год потребляется 13-109т кисло-

млн1 10"sт/год

	У
\ 5 -	/■

У

0 j	i---1 i	I	i I	j___I	___J___lI
' I860	1880	1900	1920	mo	I960 . 1980

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).
рода и это	практически	не	меняет	содержание	кислорода
в атмосфере,	то добавление 5-109 т С			к атмосфере	в составе

С02повышает содержание С02почти на 0,6 %, что уже сущест­ венно при общей массе углерода С02в атмосфере 862 -109т. По­ этому, несмотря на частичное поглощение С02океаном, концентра­

ция ее в атмосфере увеличивается также нарастающими темпами, и в последнем десятилетии темпы прироста достигают уже 1-10—6 долей объема, т. е. 0,3 %объема в год (рис. 10.8).

Для расчета обменных потоков С02 по акватории Мирового океана на 1970 г. были использованы среднесезонные поля рас­

пределения ДРсо2 (типа рис. 10.4 6 и 10.56), уравнения (10.4), (10.5), (10.7), (10.10) и (10.11), данные наблюдений за содержа­ нием С02в атмосфере на Южном полюсе, Гавайских островах и мысе Барроу (Аляска) за 1970 г., а также среднесезонные данные

из Атласа океанов о приземных скоростях ветра, атмосферном давлении (Р) и абсолютной влажности воздуха (Е). Поскольку

204	Глава 10. Химический обмен между океаном и атмосферой

содержание атмосферной С02(а) измеряется в абсолютно сухом воздухе, то расчет Рсо2 в атмосфере выполняется по формуле

Рсо2(возд) = а (Р—Е) гПа.

(10.12)

По результатам расчетов за 1970 г. поглощено Мировым океа­ ном 13,15-109т С02 (3,59-Ю9т С), выделилось из океана 3,15Х

	млн		!
	3 3 2		-2
	3	2 8	Л	К
			Л 1 W V
	32Ь
			д - л М * ^
	3 2 0			'
	3	)6	yv*
	3 1 2		1-..JuУ1__I__1 i------ 1-------1------1------ 1------ 1______I______I______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 Ю9т СОг (0,86-109т С), в сумме океан абсорбировал из атмо­ сферы 2,73 -109т С. В каждом отдельном океане инвазия суще­ ственно преобладает над эвазией, а главная часть поглощения приходится на долю центральных широтных зон (40° с. — 35° ю.}. Принимая во внимание эмиссию СОг от сжигания топлива за 1970 г. (4,5-109т С), получаем оставшееся в атмосфере за этот год количество С02, равное (1,8+1,5)• 109т С. Это соответствует приросту концентрации атмосферной СО2 в пределах (0,6—1,9) X

X 10~6объема, что подтверждается наблюдениями на Гавайских

островах (рис. 10.8 а).

Поглощение океаном избыточной двуокиси углерода из атмо­ сферы сопровождается изменениями состояния карбонатной си-

11.1. Состав взвесей

205

стемы поверхностного слоя океана. Эти изменения, которые можно вычислить на основании теории карбонатной системы, наглядно

выражаются фактором Ревелла (R ):

R — ( Д Р с о 2/ Р с о 2)/( А £ с о 2/ Е с о 2),	(10.13)
Фактор R меняется от 8 при наиболее высоких температурах
воды до 15 при наиболее низких. Увеличение £со2	на I % вызы­

вает увеличение Рсо2 на 8—12 %. Таким образом, по мере нара­

стания содержания С02в атмосфере происходит повышение Рсог

и понижение pH поверхностной воды океана. Эти тенденции уже

отмечаются наблюдениями в отдельных районах океана, поэтому дальнейшие оценки обменных потоков С02через поверхность оке­ ана необходимо выполнять с учетом фактора Ревелла.

Большое значение имеет также скорость проникновения антро­ погенной С02в глубинные слои океана. Оценки по разным моде­ лям показали, что глубины, которых достигла к настоящему вре­

мени избыточная С02 из атмосферы, составляют 1000 м в зоне 40—60° с. ш., 500 м в зоне 20—40° с. ш., 150 м в районе экватора, 550 мв зоне 20—40° ю. ш. и 300 м южнее 50° ю. ш.

Дальнейшие усилия исследователей этой важной и интересной проблемы направлены на разработку математических моделей, учитывающих все детали взаимодействия океана с атмосферой в процессе глобальной циркуляции водных масс.

Глава 11

ДО Н Н Ы Е ОСАДКИ

ИИ ЛО ВЫ Е ВОДЫ ОКЕАНА

Характер и состав донных осадков океана находятся в прямой зависимости от химического состава водной толщи. Связующим звеном между этими двумя блоками общей системы служат взве­

шенные вещества, обеспечивающие транспорт химических элемен­ тов на дно океана.

11.1. Состав взвесей

Весь комплекс осадочных элементов разделяют на две формы;, взвешенную и условно-растворенную, включающую коллоидные частицы. Первая форма является материалом, из которого полу­ чаются донные осадки. Растворенные и коллоидные вещества уча­ ствуют в осадкообразовании лишь тогда, когда под воздействием ряда процессов они переходят во взвешенную форму.

160 160 120

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; 5) >2,0.

11.1. Состав взвесей

207

Концентрации взвесей меняются в широких пределах: от 0,05 до 1000 мг/л. Однако максимальные значения наблюдаются только в водах прибрежных участков.

Пространственное распределение взвеси в поверхностном слое океана подчиняется двум типам зональности: циркумконтиненталь-

ной и широтно-климатической (рис. 11.1). Непосредственное влия­ ние суши сказывается на расстоянии до 500—1500 км от берега. Поэтому циркумконтинентальная зональность проявляется в по­

вышении мутности воды у материков за счет усиления терриген-

ного компонента с приближением к источникам (устья рек, абра­ зионные берега и т. д.) и увеличения содержания биогенной взвеси в высокопродуктивных шельфовых апвеллингах и диверген­

циях.

В широтно-климатической зональности, характеризующейся че­ редованием зон повышенного и пониженного содержания взвеси, выделяются три основные планетарные зоны: северная, экватори­ альная и приантарктическая. Они совпадают с положением мощ­ ных подъемов глубинных вод, где протекают интенсивные про­

цессы биологического продуцирования.

Распределение взвеси в пелагиали океана имеет максимум в приповерхностных горизонтах и уменьшение концентраций в глу­ бинных горизонтах за счет частичного растворения органического вещества, аморфного кремнезема, карбоната кальция и некоторых

минеральных составляющих. В хорошо выраженном скачке плот­ ности воды обычно наблюдается второй максимум взвесей. В при­

донных слоях на склонах подводных поднятий и в мелководных районах материковых шельфов могут возникать шлейфы вод по­

вышенной мутности.

Гранулометрический состав океанической взвеси характеризу­ ется двумя максимумами: в пределах фракций 0,5—1,0 и 25— 50 мкм. Первый максимум обеспечивается дифференциацией терригенного материала в океане по мере распространения от материков. Второй максимум — биогенного происхождения и обус­ ловлен кремнистыми и карбонатными фрагментами организмов. На гистограммах численных концентраций и суммарных объемов взвешенных частиц (рис. 11.2) терригенный максимум остается практически неизменным по всей толще океана. Биогенный макси­ мум хорошо выражен в поверхностных слоях, а с глубиной умень­

шается за счет частичного растворения взвеси.

Преобладание тонкодисперсного материала делает океаниче­ скую взвесь сильным адсорбентом. Удельная поверхность сущест­

вующих, например, в Тихом океане	взвесей	составляет	60—
190 м2/г. Содержание взвесей в столбе	воды	океана под	1м2

поверхности колеблется в пределах 2000—9000 г/м2 с суммарной поверхностью до 40 000 м2. Особенно интенсивно адсорбируются взвесями тяжелые металлы и другие микроэлементы. Следова­ тельно, тонкозернистые глубоководные осадки будут в гораздо

208	Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана

большей степени обогащены микроэлементами, чем прибрежные грубозернистые осадки (табл. 11.1).

По сопоставлению А. П. Лисицына (1974), около 19 % всего осадочного материала приходится на долю абиогенного (терриген-

ного, вулканогенного и др.) вещества, которое транзитом через

ЪдЛ/ IgV

7Г-!Г

-

-3

Рис. 11.2. Гистограмма грануло­ метрического состава взвеси.

			1 — численные концентрации		взвешен-
1	10	мкм	ных частиц (N	тыс. шт./л);	2 — сум-
			марные объемы,	взвешенных	частиц
Диаметр	частиц,		(У	мм3/л).

всю водную толщу, сорбируя определенное количество растворен­ ных и коллоидных веществ, достигает дна и там захороняется. Из остальных 81 % (биогенная взвесь) в осадки поступают лишь небольшие доли органических веществ (десятые и сотые доли про­ цента от общей продукции), 1—10 %биогенного кремнезема, около 1%СаСОз. Основная часть биогенной взвеси минерализуется, рас­ творяется и вновь включается в биологический круговорот.

Важнейшая роль в транспортировке взвешенных веществ на дно океана принадлежит механизму биофильтраций, теория кото­ рого развита в работах А. П. Лисицына (1983) и других. Мель­ чайшие остатки планктонных организмов (2—10 мкм) и терриген-

							Таблида 11.1
	Зависимость	содержания		микроэлементов		(млн-1)	от размеров	частиц
		в известковом иле, по К. К. Турекяну (1965)
Размер частиц,		РЬ		Sn	Ni	Mn	Си	Sr
	мкм
	700— 1000	15	- ■	9	13	320	54.	1400
.	32—45	33		28	40	170	310	1400
	8— 11	42		66	220	>1 0 0 0	730	2280
	2 ,0 —2,8	82		54	490	>1 0 0 0	1100	2820

11.2. Состав донных осадков океана	209
ные минеральные частицы (порядка	1 мкм) должны осаждаться

под действием гравитационных сил со скоростью 5,5—7 м/год и достигать глубины 5 км более чем за 700 лет. Отсюда можно ожи­

дать, что такого рода частицы будут равномерно распределяться

и в водной толще, и в донных осадках по всей акватории океана. Однако области распространения планктонных организмов очень

близко совпадают с областями скоплений их скелетных остатков на дне. Все это свидетельствует о наличии особого механизма се­ диментации, каковым является биофильтрация. Основная часть зоо­ планктона добывает корм, фильтруя океанскую воду и отделяя частицы размерами до 0,3 мкм. При этом в процессе переработки

пищи органические и минеральные мельчайшие взвеси концентри­ руются в фекальных комках—пеллетах, имеющих размеры от не­ скольких десятков микрометров до 1—4 мм и скорость оседания на 3—4 порядка выше, чем это наблюдается у элементарных ис­ ходных частиц. Биофильтрация — явление глобальных масштабов. Если масса мезо- и микрозоопланктона в Мировом океане оценива­ ется в 5-109т сырой массы, а суточная потребность зоопланктона в пище составляет 50—70 % его собственной массы, то для обес­ печения своих пищевых потребностей зоопланктон должен по­ треблять около 2• 109т Сорг и отфильтровывать 50—100 тыс. км3

океанской воды в сутки! Механизмом биофильтрации объясняется и тот факт, что очень тонкие панцири многих кокколитофорид и диатомовых не растворяются в водной толще, а достигают дна на больших глубинах и там накапливаются.

11.2. Состав донных осадков океана

Весь взвешенный материал, постепенно меняя свой состав за счет окислительных и обменно-адсорбционных реакций, медленно оседает и образует донные осадки, грунты или илы океана.

По характеру осадкообразования выделяют три основные зоны океа.на: районы шельфов (литораль) на глубинах до 200 м, ба­ тиаль от 200 мдо 1,5—2,0 км и пелагические области глубже 1,5— 2,0 км.

Чем мельче частицы, тем дальше и легче переносятся они от источника. Поэтому литоральные осадки отличаются грубозернистостью, большой изменчивостью гранулометрического и химиче­ ского состава, а пелагические осадки содержат наиболее тонкодис­ персные фракции терригенного материала. По представленным А. П. Виноградовым (1967) сведениям, осадки шельфа занимают 30 млн. км2 (8 % общей площади океанов), осадки батиальные — 63 млн. км2(18 %) и пелагические — 268 млн. км2(74 %).

Океанические донные осадки очень различаются между собой по физическим свойствам, а также по минералогическому и хими­

ческому составу. Тем не менее по преобладающим в них компо­ нентам осадки океана можно разделить на следующие основные

14 Заказ № 244

210	Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана

типы: 1) терригенные; 2) карбонатные; 3) кремнистые и 4) гли­ нистые. Распределение этих типов представлено на рис. 11.3, а раз­ меры занятых ими площадей — в табл. 11.2.

				Таблица		11.2
. Площади (106 км2), занятые различными типами осадков,
по А. П. Виноградову (1967)
		Океаны
Типы осадков					Всего
Атлантический		Тихий	Индийский
Известковые илы:	40,1	51,9	34,4		126,4
глобигериновые
птероподовые	1,5	~~	—		1,5
Кремнистые:	4,1
диатомовые		14,4	12,6		31,1
радиоляриевые	15,9	6,6	0,3		6,9
Красная глина, терри­		70,3	16,0		102,2
генные и другие осад­
ки
				Таблица		11.3
Средний минералогический	состав	(% по массе) пелагических			осадков,
	по Р. Ревеллу (1957)
		Пелагические иль
Составные части
глубоковод­		глобиге-	птеропо-	диато­	радиоля-
ные глины		риновый	довый	мовый	риевый
Карбонат кальция	10,7	64,7	73,9	2 ,7	4 ,0
Кремнезем	0,7	1,7	1,9	73,1	54,4
Остальные неорганиче­	88,9	33,6	24,2	24,2	41,6
ские фракции

Средний минералогический и химический состав основных ти­ пов пелагических осадков приведен в табл. 11.3 и 11.4.

Обширные пространства дна океана покрыты известковым глобигериновым илом, составленным скелетными фрагментами планк­

тонных фораминифер рода Globigerinae, Coccolitophoridae и дру­

гих, построенными из СаС03с малой примесью MgC0 3. Форами-

ниферовые и птероподовые илы содержат 30—90 %СаС03, осталь­ ная часть дополнена глинистым материалом. Птероподовые илы

занимают лишь узкую полоску в южной половине Атлантического океана. В целом карбонатные илы располагаются на глубинах,