img-417193806

12.7. Арктические моря

281

в море Лаптевых. С началом ледообразования и ра зрушением скачка плотности содержание фосфатов выравнивается по всей вертикали.

40

70

130

160

190

Рис. 12.42. Среднее многолетнее распределение фосфатов (мкмоль Р/л) в поверх­ ностных водах арктических морей в летний период, по В. П. Русанову и др.

(1979).

Рис. 12.43. Распределение нитритов (а) и нитратов (б) в Карском море на раз­ резе между островами Диксон и Белый в летний период (мкг N/л), по В. П. Ру­ санову и др. (1979).

Р е ж и м		неорганических ф о р м азота в арктических морях прак­
тически	не	изучен,	имеются л и ш ь	отрывочные	сведения.	Н а п р и ­
мер, из	н а бл юд ен ий		л/п « С еверный	полюс» в	1946 г. (А.	А. М у ­

сина, 1961) следует, что в летний период поверхностная зона моря

содержит очень м а ло	нитратов и нитритов, около 0,1— 0,25 м к м о л ь
N /л (рис. 12.43). В	Арктическом бассейне пределы	изменчивости
концентраций нитратов составляют 0,1— 2,5 м к м о л ь		N /л в поверх­

282	Глава 12. Химия морей, омывающих берега СССР
ностном слое и	12— 20 м к м о л ь N /л в слое 100—	250	м. С о д е р ж а н и е
нитритов, как правило, не п р е в ыш ае т 0,06 м к м		о л ь	N /л.

12.8. Берингово море

Берингово море сообщается с				С е в е р н ы м Л е д о в и т ы м				океаном
через Берингов		пролив, и м е ю щ и й		с р е д н ю ю		глубину	38 м	(макси­
мальная 58 м)		и п л о щ а д ь	сечения		3,38 к м 2. Среднегодовой сток
беринговоморских вод в Се ве рн ый Ле д о в и т ы й океан, по								д а н н ы м
разных	авторов,	колеблется	в пределах 30 350— 44 800 к м 3. Н а о ­
борот,	водообмен с Т и х и м		океаном		через	глубокие	(до	4000 м

Рис. 12.44. Схема расположения водных масс Берингова моря на разрезе пролив Ближний — пролив Чирикова (лето 1950 г., э/с «Витязь»), по В. Н. Иваненкову

(1 9 6 4 ).

1 — поверхностная водная масса ( а — летний слой с температурами 6,5—10,6 °С; б — зимний слой); 2 — подповерхностная водная масса; 3 — промежуточная водная масса; 4 — глубинная северотихоокеанская водная масса.

в К а м ч ат ск ом проливе) Алеутские п р ол ив ы осуществляется прак ­

тически	беспрепятственно. П о э т о м у гидрохимический облик глу­
б и н н ы х	водных масс Берингова м о ря формируется под п р я м ы м

влиянием п р и л е г а ю щ е й части Тихого океана. Поверхностная зона Берингова м о ря отличается п о л о ж и т е л ь н ы м пресным балансом:

речной	сток 400 к м 3/год, атмосферные осадки	1600 к м 3/год, испа­
рение	400 к м 3/год. П о рельефу дна Берингово	море разделяется

на две примерно равные части: мелков од ну ю с глубинами менее

200 м	(45 % пл ощ ад и )		в северной		и северо-восточной		половине
моря	и глубоководную		с глубинами		более 2000	м (43 %	пл ощ а д и )
в центральной и юго-западной частях.
Н а	основании	анализа		распределения		устойчивости вод
и вертикальных		градиентов		температуры, солености,			кислорода
В. Н. Иваненков (1964)			выделил в Беринговом море четыре основ­
ны е водные масс ы		(рис. 12.44).

12.8. Берингово море				283
Соленость поверхностных вод меняется от 33,3 %о			в ю ж н о й
глубоководной части м о ря	до 31,5 % 0 в северной. П о		глубинам
наблюдается катахалинное	распределение	солености,	а	глубже
3000 м в гомогенном слое	соленость ма ло	отличается	от	34,8 %Ь.

			Рис. 12.46. Вертикальное распределе­
пределение	щелочно-хлорного		ние кислорода (%о по объему) в глу­
коэффициента	в глубоководной		боководном районе Берингова моря,
части западной половины		Бе­	по В.	Н. Иваненкову (1964).
рингова моря, по В. Н.		Ива­
ненкову (1964).
Щ е л о ч н о - х л о р н ы й		коэффициент	A ik /Cl	в глубоководной части

мо ря проявляет аналогичную с океаном тенденцию к постепенному увеличению значений от поверхности до дна (рис. 12.45). В мелко ­ водных районах ма кс и м а л ь н ы е значения A ik/Cl отмечаются вблизи устьев рек, например до 0,333 в устье р. Анадыря.

К и сл ор од ны й р е ж и м глубоководной части Берингова м о ря и

северной части Тихого океана практически одинаков.		М а к с и м а л ь ­
ное содержание растворенного кислорода отмечается		в поверхно­
стной воде, минима ль но е —	в промежуточной, в глубинной возра­
стает ко дну (рис. 12.46).	Сезонные колебания проявляются в по ­

284 Глава 12. Химия морей, омывающих берега СССР

верхностном слое до глубин 300— 400 м. З и м о й благодаря низкой температуре и развитой вертикальной конвекции содержание кис­ лорода составляет 7,7— 8,0 % 0 по объему (94— 97 % насыщения), весной с началом процесса фотосинтеза в слое 25— 50 м со д е р ж а ­

ние кислорода достигает 103—	120 % насыщения. Л е т о м отмечается
подповерхностный м а к с и м у м	кислорода на глубине 50— 75 м как

остаток слоя зимнего охлаждения. В мелководной части моря се­ зонный ход содержания кислорода в ы р а ж е н более резко. Весной в связи с ма сс ов ым развитием неритических видов фитопланктона

верхний 10-метровый	слой насыщается кислородом	до 120— 140 %
(в отдельных точках	до 1 7 0 % ) . Вторая в с п ы ш к а	фитопланктона

наблюдается осенью и снова п о в ы ш а е т содержание кислорода до

110— 1 1 5 % .

Вертикальное	распределение значений pH в глубоководных
районах моря имеет		классический	характер (рис. 12.47): м а к с и м у м
в поверхностном	слое	(8,15— 8,30),	наименьшее значение (до 7,50)

в зоне кислородного минимума , увеличение до 7,80 в глубинных

водных	массах. М е л к о в о д н ы е	р а й о н ы характеризуются более ш и ­
роким	диапазоном сезонной	изменчивости pH: в период зимнего

ох лаждения p H на поверхности понижается до 8,05— 8,10, в период

цветения фитопланктона повышается до 8,40— 8,50.
О б щ и е закономерности вертикального распределения и	м е ж с е ­
зонной изменчивости содержания фосфатов в мелков од ны х	и глу­

боководных районах Берингова моря показаны на рис.		12.48. З и м ­
няя конвекция выравнивает	содержание фосфатов в	деятельном
слое до 80 м. Вегетационный	период характерен ум е н ь ш е н и е м со­
д е р ж а н и я фосфатов от 60 до	10 мг Р / м 3в фотической зоне глубиной

25— 40 м. П о глубинам содержание фосфатов растет до м а к с и м у м а

в промежуточной водной	массе, затем несколько уменьшается и
остается почти н е из ме нн ым	до дна. Ан алогичные закономерности
пространственно-временной	изменчивости свойственны и растворен­
ному к р е м н и ю (рис. 12.49).	Б о л ь ш о й продуктивностью фи то пл ан к ­

тона и особенно зоопланктона обусловлено наличие подповерхно­

стного м а к с и м у м а нитритов (5— 7 мг N — N O J /м3) в слое скачка плотности на глубинах 40— 50 м в течение всего вегетационного

периода. В теплое время года					на	мелководьях отмечается и п р и ­
до нн ый	м а к с и м у м		нитритов.		Н а л и ч и е		нитритов		свидетельствует
об интенсивном протекании окисления а м м и а к а —									первичного про­
дукта процесса нитрификации.
П о	з а к л ю ч е н и ю		В. Н.	Иваненкова			(1964), средняя			первичная
продукция		за вегетационный			период в		единице		объема	слоя ф о ­
тосинтеза		в неритической		зоне	составляет 24,2 г С / м 3, а в океани­
ческой	4,6	г С / м 3, что в		2,4 и	12,4 раза м е н ь ш е				продукции А з о в ­
ского моря. О д н а к о			под	единицей		п л о щ а д и		первичная		продукция
Берингова		мо ря в 1,2 раза в ы ш е				первичной		продукции		Азовского

Ci

§

<N

5! К

X О.

к о

H s

I ез

VOg

Сэ

Ci

		is	*
0)	•	о
a	S	K
<D® 5CQ
ч	О	К
й) M		Q,
*=f о		о
QJ О Ч •
	ч	сО
О Сч		Я 05
СО
		СО»		Я
л	К	О '
	^	й >	£	Я
2			о	«
	Q 3 й		* 2
К W Q* о			о	ч
►fl		QJ	О.Н
§	s w g
!Ь	lS- s2 s
а	о	ta
		S m
о	м о ^		5ь
	о as .
РЭ М й>^
	3	ОнК
^	§	^CQ
“ иЭ X
S K		3
Ос а , я

286	Глава 12. Химия морей, омывающих берега СССР

м о ря (605 и 453 г С / м 2 соответственно на сухой материал) бла ­ годаря значительно большей т о л щ и н е слоя фитосинтеза.

Рис. 12.49. Вертикальное распределение кремния в мелководных и глубоковод­ ных районах Берингова моря, по В. Н. Иваненкову (1964).

а— южная часть Анадырского залива; б — центральная котловина.

12.9.Охотское море

Охотское море больше, чем Берингово, обособлено от Тихого

океана, но наличие глубоких проливов Курильской

гряды (макси­

ма л ь н ы е глубины в проливе Крузенштерна

1 7 0 0

м, в проливе Бу с ­

соль 2 7

0 0

м)

создают для

юго-восточной части моря

достаточно

х о р о ш и й водообмен с океаном.

Соленость

Охотского

мо ря

относительно

океана

понижена.

Н а поверхности она

колеблется около 2 9 — 3 0 % 0. Эта сравнительно

невысокая

соленость

для моря, и м е ю щ е г о

сообщение

с океаном,

объясняется р е ч н ы м

стоком

(около

6

0 0 к м 3

при

объеме

моря

1 2 0 9 тыс. к м 3) и очень

м а л ы м

испарением. На иб ол ее высокая со­

леность

на

поверхности

моря

наблюдается

у

Курильской

гряды

( 3 2 , 7 5 —

3 3 , 1

% о ) . С глубиной

соленость

равномерно

увеличивается,

достигая у дна в западной части 3 3 , 8

—

3 4 , 1 5

% 0 и в восточной части

3 3 , 7 — 3 4

, 5 % о .

Равномерности

распределения

солености

способст­

12.9. Охотское море

287

вует интенсивное конвективное перемешивание, достигающее зимой

1000— 1300 м.

Ще л о ч н о с т ь во ды Охотского м о ря близка к океанской. Значе­

ния	p H в слое	до 25 м находятся в пределах	8,0— 8,3, с глубиной
p H	постепенно	падает до 7,6— 7,7 у дна.
	Ки сл ор од ны й р е ж и м Охотского мо ря в значительной			мере от­
ра жа ет особенности р е ж и м а в Т и х о м океане,			но на него	влияет и

специфика термического р е ж и м а самого моря. Согласно С. В. Б р у ­

евичу, А. Н. Богоявленскому и В. В. Моки ев ск ой								(1960),		законо­
мерности вертикального			распределения			кислорода			в Охотском
море	могут быть охарактеризованы				по		с л е д у ю щ и м		гл уб ин ны м
зонам:
1)	поверхностные	в о д ы (до 20—			25	м), по дв ер же нн ые				ветро­
вому	перемешиванию.	Л е т о м		этот слой		л е ж и т в ы ш е			термоклина.
С о д е р ж а н и е кислорода в			нем	летом	около		100 %	насыщения,			вес­
ной до 130 %;
2)	слой подповерхностного			м а к с и м у м а			кислорода		(20—	30	м).

Образуется при отсутствии пе ре ме ши ва ни я в слое скачка темпера­

туры.	С о д е р ж а н и е кислорода достигает				110— 130 %;
3)	хо ло д н ы й слой		с отрицательной		температурой			в	течение
всего года на б о ль ше й части акватории моря.						В	зависимости от
глубины района он м о ж е т быть подразделен на						подповерхностный
слой	(30— 150 м)	и п р и д он ны й (северная часть м о ря и						ш е л ь ф С а ­
халина) . С о д е р ж а н и е			кислорода	в подповерхностном				слое		85—
90 %	насыщения, в пр идонном 80— 82 %;
4)	п р о м е ж у т о ч н ы е		в о д ы (150—	750 м), от л и ч а ю щ и е с я					п о в ы ш е ­
нием	температуры	от 0 до 2 ° С и ум е н ь ш е н и е м				содержания				кисло­
рода до 15— 20 %		(1,2— 1,5%о по объему);
5)	слой м и н и м у м а		кислорода	(750—	1500 м),		и м е ю щ и й			одно­

временно м а к с им ал ьн ые температуры ( в ы ш е 2° С ) и содержание

кислорода 10— 20			%	(0,6— 1,5 % 0 по объему). Этот слой аналогичен
с л о ю кислородного				м и н и м у м а в Т и х о м океане, что указывает				на
связь Охотского м о ря с океаном через проливы;
	6)	глубинные	в о д ы ю ж н о й котловины, з а п о л н я ю щ и е			ее в с ю		до
дна	(3000— 3500		м). Температура в этом слое понижается ко					дну
до	1,8 °С, а содержание кислорода повышается до				20— 2 8 %		н а с ы ­
щ е н и я		(2,0— 2,3 % 0 по объему). В о д а этого слоя			сходна	по	своим
характеристикам			с водой п р и л е ж а щ е г о района Тихого			океана		на
аналогичных глубинах.

Вповерхностных слоях в вегетационный период содержание

биогенных веществ невелико:				фосфатов 0— 10	мг	Р / м 3, нитратов
0— 10	мг N /м3 и	кремния	до	100 мг Si/м3.	В	северо-восточной
части	мо ря близ	залива	Ш е л и х о в а концентрация биогенных ве­

ществ под влиянием сгона и подъема глубинных вод значительно

повышается. Н и ж е			25 м она возрастает и гл уб же 200 м	составляет
80—	100 мг Р / м 3	и 200— 300 мг N /м3, а в районе Курильских остро­
вов	до 500— 600	мг	N /м3. Т а к и м образом, содержание	растворен­

288		Глава 12. Химия морей, омывающих берега СССР
н ы х неорганических		ф о р м	азота и фо с ф о р а в глубинных водах
Охотского м о ря не		уступает		их	м а к с и м а л ь н ы м	концентрациям
в Т и х о м	океане. Достаточно			велико и содержание		органического
фосфора,	которое в	слое	0—	50 м	пр е в ы ш а е т содержание ф о с ф а ­
тов, но с глубиной падает			(рис. 12.50).
Глубоко п р о н и к а ю щ а я			вертикальная циркуляция регулярно по­

ставляет питательные вещества в зону фотосинтеза и обеспечивает

вы с о к у ю продуктивность отдельных районов Охотского моря, и м е ю ­ щего в а жн ое рыбохозяйственное значение.

12.10. Японское море

Среди рассмотренных морей Тихого океана Японское море наи ­ более изолировано. М а л ы е глубины проливов, с о е д и н я ю щ и х море с океаном, допускают водообмен только в верхних слоях, поэтому глубинная часть моря по своему гидрохимическому р е ж и м у с у щ е ­ ственно отличается от океана.

Средняя соленость Японского мо ря 34,09 °/оо. Отсутствие круп­ н ы х притоков материковых вод при б о л ь ш о м объеме моря не спо­ собствует созданию районов местного опреснения. П о э т о м у по ак­ ватории моря не наблюдается резких изменений солености. Н а и ­ бо л ь ш а я соленость отмечается в восточной части моря, куда через Корейский пролив входит теплое с п о в ы ш е н н о й соленостью Ц у с и м ­ ское течение. Н а и м е н ь ш у ю соленость имеет северо-западный район, частично по дв е р ж е н н ы й в л и я н и ю амурских вод.

12.10. Японское море

289

П о вертикали соленость воды довольно однородна. Вместе с тем распределение солености по глубинам сложно из-за динамики вод­ ных масс, создаваемой водообменом через проливы.

К и сл ор од ны й р е ж и м

моря

несмотря

на

его

большие

глубины

(до 4000 м), отличается хо ро ше й аэрацией

д а ж е

с а м ы х глубоких

слоев.

С о д е р ж а н и е

кислорода

на

поверхности

колеблется около

100 %,

максимальное н а с ы щ е н и е

до 110 %

наблюдается

на

гори­

зонтах

около

25 м. Д а л е е

идет

постепенное

ум еньшение

н а с ы щ е ­

ния до

7 0 %

У Дна. Т а к и м

образом, в

Яп он с к о м

море

отсутствует

столь

ясно

в ы р а ж е н н ы й

в

Т и х о м

океане м и н и м у м

кислорода на

глубинах 500—

1500

м. П р и ч и н о й

этого

является

б о ль ша я глубина

конвективного

перемешивания

в

море

и

мелководность

проливов

(максимальная глубина Корейского пролива

125 м),

через

кото­

ры е поступают в море только более или менее

н а с ы щ е н н ы е

кис­

лородом в о д ы поверхностного слоя Тихого океана.

Концентрация водородных ионов характеризуется на поверх­

ности значениями p H около

8,2—

8,3. В

слое

50—

200

м

она падает

до 7,9, после чего слабо уменьшается до 7,8— 7,75

в

придонных

слоях.

Щ е ло чн ос ть воды Японского

м о р я близка к

океанской. С у дя

по д а н н ы м

А. А. Мусиной,

в

центральной

части

моря

летом она

составляет у поверхности около

2,29, на

глубинах 100—

500 м

2,34,

а на глубине 2000 м около 2,37. Соответственно щелочно-солено- стный коэффициент меняется от 0,0678 у поверхности моря до

0,0698 на глубине 2000 м.

Би ог е н н ы м и веществами Японское море несколько беднее оке­ ана, Охотского и особенно Берингова морей. Это относится преж де

всего к нитратам,	содержание которых д а ж е		на бо л ь ш и х глубинах
не пр е в ы ш а е т 200— 300 мг N /м3. По-видимому, одной					из	сущест­
венных причин	пониженного	содержания	биогенных			веществ
в Яп он ск ом море является поступление из			Тихого	океана л и ш ь
воды поверхностных слоев, обедненных биогенными					веществами.
О д н а к о интенсивный водообмен поверхностных				слоев с глубин­
н ы м и способствует вовлечению		биогенных веществ в продуктивную

зону, поэтому в Яп он ск ом море количественный и качественный

состав	морских	организмов			отличается б о л ь ш и м			разнообразием.
Относительно		нитратов		содержание		фосфатов		несколько п о в ы ­
ш е н о	(отношение N /Р от			1,5 до 4). В		вегетационный период в слое
0— 30	м концентрация биогенов часто достигает аналитического
нуля. С о д е р ж а н и е			кремния		возрастает	от 200—	300 мг Si/м3 у по ­
верхности до 1500—			2000 мг Si/м3 в пр идонных				слоях.

19 Заказ №244

	290	Глава 13. Контроль состояния загрязненности
	13	Глава 13
		КОНТРОЛЬ СОСТОЯНИЯ
		ЗАГРЯЗНЕННОСТИ И ОХРАНА МОРЕЙ
		И ОКЕАНОВ ОТ ЗАГРЯЗНЕНИЙ

Практическая деятельность человека в области освоения ресур­

сов природной		среды сопряжена с ц е л ы м рядом		неблагоприятных
воздействий	на	о к р у ж а ю щ у ю среду. Наиболее		разносторонним и
м о щ н ы м по	м а с ш т а б а м		воздействий является поток за гр яз ня ющ их
веществ, в к л ю ч а ю щ и х с я			в пр иродные биогеохимические ц и к л ы на
материках, в океанах и атмосфере.
Объединенной группой экспертов по н а у ч н ы м				аспектам глобаль­
ного загрязения морей			( Г Е З А М П , 1969) предложено определение

понятия «загрязнение», согласно которому под загрязнением по­ нимается «введение человеком прямо или косвенно веществ или энергии в морскую среду ( включая эстуарии), влекущее такие вредные последствия, как ущерб живым ресурсам, опасность для здоровья людей, помехи морской деятельности, включая рыболов­ ство, ухудшение качества морской воды и уменьшение ее полезных

свойств». Это определение	охватывает за гр яз ня ющ ие вещества
с токсическими свойствами,	тепловое загрязнение, патогенные м и ­

кробы, твердые отходы, взвешенные вещества, биогенные соедине­

ния	и некоторые другие ф о р м ы	воздействий.
В	отношении водной среды	источником загрязнения считается

источник, вн ос ящ ий в моря и океаны за грязняющие воду вещества, ми кроорганизмы или тепло. Загрязняющим веществом называется вещество, в ы з ы в а ю щ е е на рушение норм качества воды.

13.1.

Источники загрязнения и группы

загрязняющих веществ в океане

К

источникам загрязнения относятся

н е ф т е д о б ы в а ю щ а я

и н е ф ­

тепе ре ра ба ты ва юща я промышленность,

отходы

морского

транс­

порта,

п р о м ы ш л е н н ы е

и

хозяйственно-бытовые

сточные

воды,

сельскохозяйственное

производство.

В

м о р с к у ю

среду

загряз­

н я ю щ и е

вещества могут

проникать

водным,

п о д з е м н ы м

и эоло­

в ы м путем. Г р у п п ы

токсических компонентов

загрязнения

морской

среды

представлены

в

табл. 13.1, а

характеристики производства

и

скорости

поступления

основных з а г р яз ня ющ их

веществ — •

в

табл.

13.2.

Не ф т ь и

нефтепродукты являются

наиболее

распространен­

н ы м и

з а г р я з н я ю щ и м и веществами в М и р о в о м

океане. В

настоящее

время

в океан

ежегодно

поступает около

6 млн. т нефтяных, угле-