img-417193806
.pdf,3.4. Закономерности распределения солености в океанах |
41 |
2. Высокоширотные зоны отличаются пониженными |
значе |
ниями солености. Особенно сильно опреснен Северный Ледовитый океан, что объясняется в первую очередь мощным материковым стоком.
3. Максимальная соленость отмечается в тропических и суб тропических широтах, причем экваториальная зона уступает им по значению солености., В тропиках усиленный ветровой режим, нисходящие воздушные потоки и малая облачность обеспечивают преобладание испарения над осадками. Наоборот, экваториаль ному поясу присущи штилевая погода, значительная облачность и преобладание осадков над испарением. Соответственно два тропи-
.ческих максимума солености во всех трех океанах расположены по обе стороны экватора. Особенно ярко они выражены в Атлан тическом океане.
4. Соленость поверхностных вод Тихого океана меньше соле ности атлантических вод, особенно в северном полушарии. Если над Тихим океаном конденсируется большая часть испарившейся влаги, то Атлантический океан в силу своей конфигурации постав ляет больше влаги материкам и другим океанам. Так, например, северотропическая воздушная масса, насытившись влагой над Атлантикой, переносится системой пассатной циркуляции в Тихий океан и дает интенсивные осадки над Панамским заливом, тогда как переносу водяного пара из Тихого океана препятствуют гор ные массивы, окаймляющие берега Северной и Южной Америки.
5. Зональное распределение солености океанской воды нару шается действием течений. Так, ветви теплого Северо-Атлантиче
ского течения, |
проникая далеко в Арктику, |
несут воды с соле |
ностью до 35 %0, а холодное Лабрадорское |
течение доставляет |
|
распресненные |
(до 32 %0) воды к берегам Северной Америки. |
|
6. Понижение солености поверхностного |
слоя наблюдается и |
вместах подъема глубинных холодных вод с меньшей соленостью.
3.3.2.Распределение солености в толще вод. Изменение соле
ности по глубинам имеет более сложный характер, чем в поверх ностном слое, и связано с плотностной стратификацией вод. Плот ность воды зависит от солености и температуры. Следовательно, могут существовать воды с одинаковой плотностью, но с различ ными температурами и соленостями.
Изменение солености по глубинам в соответствии с измене ниями температуры и плотности может иметь различный характер. При опреснении поверхностного слоя соленость обычно возрастает с глубиной (катахалинность). Возрастание солености под влия нием испарения при сильном прогреве компенсируется уменьше нием плотности за счет повышения температуры; в таком случае соленость с глубиной понижается (анахалинность). Примером анахалинности служит вертикальное распределение температуры, солености и плотности по глубинам над впадиной Тонга
(табл. 3.5).
42 |
Глава 3.. Главные ионы и соленость |
Крупномасштабное распределение солености в глубинах Миро вого океана формируется сложным характером общей трехмерной циркуляции вод океана. На рис. 3.2,3.3 хорошо видно, как распре деляются с глубиной воды повышенной и пониженной солености.
Таблица 3.5
Вертикальное распределение температуры, солености и условной удельной плотности над впадиной Тонга (Тихий океан, НИС «Витязь», ,
25 декабря 1957 г.)
Глубина, |
‘ w ° c |
S о/00 |
a t |
Глубина, |
° с |
•S ° / оо |
|
м |
м |
|
|||||
0 |
2 4 ,8 8 |
3 5 ,5 9 |
2 3 ,7 4 |
800 |
5 ,7 5 |
3 4 ,4 4 |
2 7 ,1 6 |
25 |
2 4 ,8 7 |
35,51 |
2 3 ,7 5 |
1000 |
4 ,5 5 |
3 4 ,4 0 |
2 7 ,2 7 |
50 |
2 4 ,9 0 |
3 5 ,4 8 |
2 3 ,7 5 |
2000 |
2 ,3 2 |
3 4 ,6 3 |
2 7 ,6 7 |
75 |
2 4 ,6 8 |
3 5 ,4 7 |
23,81 |
3000 |
1,74 |
3 4 ,6 8 |
2 7 ,7 6 |
100 |
2 3 ,8 0 |
3 5 ,4 5 |
2 4 ,0 3 |
5000 |
1,08 |
3 4 ,7 3 |
2 7 ,8 1 |
200 |
2 0 ,2 8 |
3 5 ,5 6 |
2 5 ,1 3 |
8820 |
1,54 |
3 4 ,7 2 |
2 7 ,8 0 |
500 |
1 1 ,08 |
3 4 ,8 7 |
2 6 ,6 8 |
|
|
|
|
В экваториальной зоне вода пониженной солености занимает очень тонкий поверхностный слой. Значительно мощнее слои вы сокосоленой воды северных и южных тропиков. Эти поверхност
ные воды отделены от подстилающих водных масс ярко выражен ным галоклином— слоем больших вертикальных градиентов соле
ности. По глубинам расположения галоклин обычно совпадает с термоклином (300—700 м). В изменении солености по вертикали имеются заметные различия между отдельными частями океанов, но к югу от экватора наблюдаются однотипные условия во всех трех океанах. «Языки» пониженной солености на глубинах 600— 1800 м от субантарктики до экваториальной области указывают на распространение субантарктических промежуточных вод.
■ В северной половине Тихого |
океана аналогом антарктических |
||||
промежуточных вод |
является северотихоокеанская |
промежуточ |
|||
ная вода, |
которая |
образуется |
севернее |
субполярного фронта |
|
(45° с.ш.) |
и распространяется |
к югу на |
глубинах |
300—1500 м. |
В Северной Атлантике промежуточные глубины заполнены высо косолеными водами северосубтропического происхождения, рас пространяющимися от места образования не только к югу, но и к северу. Средиземноморская промежуточная вода дает дополни тельное повышение солености практически всему промежуточному слою Северной Атлантики на глубинах 600—1000 м. В северозападной части Индийского океана также формируются высоко солевые североиндийские промежуточные воды из аравийских* красноморских и персидских вод.
Распределение солености в глубинных слоях Мирового океана зависит от общей схемы циркуляции и процесса образования глу,-
3.4. Закономерности распределения -солености в океанах |
43 |
бинных и придонных вод в море Уэдделла и некоторых районах Индоокеанского сектора Южного океана, а также в НорвежскоГренландском бассейне и прилегающем к Гренландии районе.
западной половины Атлантического океана, по В. А. Некрасовой и В. Н. Степа нову (1963).
Рис. 3.3. Распределение солености (%о) на квазимеридиональном разрезе через центральную часть Тихого океана, по В. А. Некрасовой и В. Н. Степанову (1963).
Антарктическая придонная вода (34,65 %0) из моря Уэдделла про двигается к востоку вдоль Антарктического кольца и к северу вдоль цепи западных котловин Атлантики. Североатлантическая глубинная вода (34,90 %о) является продуктом смешения вод тече ний Ирмингера, Норвежского и Шпицбергенского с гренландскими водами, распространяется на глубинах 1500—4000 м, по пути трансформируется в результате частичного смешения с более со леными вышележащими водами средиземноморского происхожде ния и в антарктических широтах увлекается нижней частью
44 |
Глава 3. Главные ионы и соленость |
Антарктического циркумполярного течения на восток. Частично смешиваясь с антарктической придонной водой и вышележащей менее соленой водой местного происхождения, она образует глу бинную антарктическую воду (34,72%0), которая распространяется из Антарктики на север в Индийский и Тихий океаны.
Сравнительная устойчивость распределения солености по глу бинам дает основание для типизации характера ее распределения в разных районах океана в зависимости от условий, влияющих на изменение солености. Наиболее подробная типизация вертикаль ного распределения солености в Мировом океане принадлежит В. Н. Степанову и В. А. Шагину. Выделены восемь типов распре деления с подразделением их на подтипы (рис. 3.4):
1)полярный (рис. 3.4 а). Вертикальный профиль солености характеризуется сильным опреснением поверхностного слоя до 50—100 м и практически полной однородностью солености на глубинах;
2)субполярный (рис. 3.4 6). Отличается от первого меньшим
опреснением, но большей глубиной проникновения поверхностных вод. В Целом соленость постепенно увеличивается от 33,5 % на
поверхности до 34,60—34,70 %о на |
глубине |
1500—2000 м; |
||
3) умеренно-тропический (рис. |
3.4 в). |
Имеет |
высокую соле |
|
ность у поверхности (более |
35 %0) |
и опресненную (до 34,4 %о) |
||
прослойку промежуточных |
вод |
субполярного |
происхождения. |
С переходом к глубинным водам соленость повышается до 34,7 °/оо на горизонтах 25003000 м;
4)тропический (рис. 3.4 г). Располагает аналогичной прослой кой менее соленых промежуточных вод, но от предыдущего типа отличается наличием подповерхностного слоя высокой солености;
5)экваториальный (рис. 3.4д). Наиболее широко распростра
нен в Тихом океане благодаря обилию атмосферных осадков. Опреснение до 34,1 %0 охватывает самый верхний слой, далее соленость быстро увеличивается до максимальных значений на
глубине 150—200 м; 6) индомалайский (рис. 3.4 е). Своеобразная модификация
экваториального типа! На поверхности наблюдается минимум со лености (33,8 %о), на промежуточных глубинах 200—500 м вместо минимума достигается максимум, затем соленость снова пони
жается до 34,8 %0 на глубине около 2000 м; 7) присредиземноморский (рис. 3.4 ж). Распространен в райо
нах, прилегающих к Средиземному и Аравийскому морям. На про
межуточных глубинах имеет максимум солености;. - 8) североатлантический (рис. 3.4 з). Сосуществуетобычно
с умеренно-тропическим и субполярным типами. Отмечаются-высо кая соленость в поверхностном слое и отсутствие опресненных промежуточных вод субполярного происхождения.
Границы распространения этих восьми типов по акватории Мирового океана показаны схематически на рис. 3.5.
Рис. 3.4. Типы вертикального распределения солености (%о) в океане (расшифровка обозначений дана в тексте).
о
Рис. .3.5. Распространение типов вертикального распределения солености,
4.1. Водные организмы |
47 |
Закономерности распределения солености широко используются при проведении химико-океанографического районирования и вы работке представлений о гидрохимической структуре океана.
Глава 4 |
4 |
|
|
ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО |
|
В ОКЕАНЕ |
|
Живые организмы и связанное с ними органическое вещество играют чрезвычайно важную роль в создании гидрохимического облика океанов и морей.
По происхождению органическое вещество разделяют на авто хтонное— образованное непосредственно в океане живыми орга
низмами — и аллохтонное — привнесенное с материков.
По формам существования выделяют взвеси, к которым относятся живые организмы и детрит, коллоидные (размер частиц
0,001—0,1 мкм) и истинно растворенные (менее 0,001 мкм) орга нические вещества. Четкую границу между коллоидными и рас творенными фракциями провести трудно. Обычно растворенным органическим веществом считают его часть, проходящую через мембранные фильтры с диаметром пор 0,45 мкм.
4.1. Водные организмы
Синтез первичного органического вещества фитопланктоном и передача его на следующие трофические уровни, извлечение из воды биогенных веществ, концентрирование многочисленных ми кроэлементов, использование силикатов и карбонатов кальция и магния на построение опорных тканей, перераспределение компо нентов химического состава воды, транспортировка многих хими ческих элементов в глубинную толщу вод и донные осадки океана после отмирания организмов — все это далеко не полный перечень геохимических функций живого вещества, т. е. всей совокупности живых организмов.
По характеру поведения и типу питания водные организмы подразделяются на планктон, многочисленные виды которого об
ладают слабыми возможностями к самостоятельному передвиже нию и не способны противостоять течениям (фитопланктон— авто-
трофные микроводоросли, образующие I трофический уровень, зоопланктон — растительноядные и хищные виды животных, скла
дывающие II трофический уровень), нектон— свободноплавающие организмы, среди которых существуют растительноядные и хищ
48 |
Глава 4. Органическое вещество в океане |
ные виды, и придонные организмы — бентос (фито- и зообентос). Отдельную обширную группу составляют бактерии: автотрофные, хемосинтезирующие и гетеротрофные. Все водные организмы связаны между собой, образуя пищевые цепи и сети, в начале которых стоят первичные продуценты — фитопланктон и фито бентос: фитопланктон и фитобентос ->• растительноядный зоо планктон -н>-хищные виды зоопланктона-н>- рыбы -^-морской зверь.
Бактерии-гетеротрофы разлагают отмершее органическое ве щество всякого происхождения и обитают на поверхности взвесей
ив грунтах.
Всостав живых организмов входит до 60 химических элемен тов, количественные соотношения и функциональная значимость
которых неодинаковы. Постоянными составными частями органи ческого вещества являются 15 элементов (табл. 4,1). Главная масса тканей организмов построена из водорода, углерода, кисло рода, азота и фосфора. Другие элементы содержатся в малых концентрациях, но их роль велика, поскольку они находятся в центре соединений, катализирующих биохимические процессы.
Таблица 4.1
Средний состав тканей морских организмов, по А. П. Виноградову (1944)
Элемент С од ерж ание , %
Н, С, О, N, Р |
|
до 60 |
|
Na, M g, |
S, Cl, |
IC, Ca, Fe |
0,05— 1 |
B, F, Si, |
Mn, Cu, 1 |
< 0 ,0 0 5 |
|
По Р. Хорну |
(1972), |
все вещества, слагающие организмы, |
можно разделить на три категории: тканевые жидкости, биологи ческие материалы к скелетные структуры. Тканевые жидкости
(кровь, лимфа, спинномозговые и др.) пропитывают живую ткань. По ионному составу они близки к морской воде. В скелетных структурах накапливаются кремнезем, карбонаты кальция и маг ния, некоторые сульфаты. Вместе с солями тканевых жидкостей они дают зольный остаток после прокаливания биомассы. Соот ношения между веществами трех категорий видны из данных В. Г. Богорова (табл. 4.2).
Валовой элементарный химический состав ведущих форм фито-
изоопланктона имеет много общего (табл. 4.3).
Всреднем органические вещества сухого планктона, обладаю щие высокой калорийностью, содержат 68% белков (протеинов), 25 % углеводов и 7 % жиров. Органическое вещество живых кле ток содержит в основном протеины, углеводы и липиды, средний состав которых приведен в табл. 4.4.
4.1. Водные организмы |
|
|
|
|
|
49 |
|
|
|
|
|
|
|
Таблица 4.2 |
|
Среднее содержание веществ (% ) |
в сырой массе организмов, |
|
|||||
|
по В. Г. Богорову (1974) |
|
|
|
|
||
Вещ ество |
Фитопланктон Фитобентос |
Зоопланктон |
Зообен т ос |
Нектон |
|||
Вода |
80 |
80 |
80 |
|
63 |
|
73 . |
Органика |
И |
15 |
18 |
|
14 |
|
22 |
Зола |
9 |
5 |
2 |
|
23 |
|
5 |
|
|
|
|
|
|
Таблица 4.3 |
|
Средний химический состав |
(в % сухой массы) морских видов фито- |
||||||
|
и зоопланктона, |
по А. П. Виноградову (1944) |
|
|
|||
Организмы |
Зол а |
с |
н |
N |
Si |
Р |
Fe |
Водоросли: |
|
|
|
|
|
|
|
диатомовые |
57,81 |
18,68 |
3,65 |
2,49 |
17,38 |
0,60 |
0,38 |
перидиниевые |
— |
33,49 |
5,58 |
4,61 |
2,19 |
0,57 |
1 ,1 1 |
сине-зеленые |
15,9 |
— |
— |
7,13 |
0,89 |
0,83 |
0,34 |
Зоопланктон: |
|
|
|
|
|
|
|
копепода |
1 0 ,1 0 |
45,52 |
7,22 |
9,96 |
0,14 |
1,03 |
0,30 |
брахнопода |
17,03 |
40,48 |
6,31 |
9,05 |
0,96 |
2,03 |
1,09 |
|
|
|
|
|
|
Таблица 4.4 |
|
Средний состав (% ) органических веществ живых клеток, |
|
||||||
по X. Свердрупу, М. Джонсону, Р. Флемингу (1942) |
|
|
|||||
Элемент |
Протеины |
|
Углеводы |
|
Липиды |
||
о |
22,4 |
|
49,38 |
|
|
17,90 |
|
с |
51,3 |
|
44,44 |
|
|
69,06 |
|
н |
6,9 |
|
6,18 |
|
|
10,00 |
|
р |
0 ,7 |
|
— |
|
|
2,13 |
|
N |
17,8 |
|
— |
|
|
0,61 |
|
S |
0,8 |
|
|
|
|
0,31 |
|
Белки (протеины) вместе с нуклеиновыми кислотами синтези руются в каждой живой клетке. Белки построены из многочис ленных аминокислотных соединений, образующих посредством
амидных связей I |
I |
длинные полипептидные цепи: |
V—N— / |
|
50 Глава 4. Органическое вещество в океане
которые могут замыкаться в циклы, изгибаться и завиваться спи ралями, создавая чрезвычайно крупные макромолекулы с молеку лярной массой несколько десятков тысяч, например гемоглобин —
64 ООО. Все жизненные проявления так или иначе основаны на белках. В особую группу выделяются ферменты (энзимы) — вы
сокомолекулярные вещества класса белков, катализирующие раз
личные |
биохимические реакции и проявляющие строго избира |
|
тельное |
действие (гидролазы, |
фосфорилазы, оксидо-редуктазы |
и др.). |
|
класс органических соединений, |
Углеводы— многообразный |
синтезируемых зелеными растениями, разделяются на три группы:
моносахариды (например, глюкоза), олигосахариды (сахароза) и
полисахариды (крахмал, целлюлоза и др.). Олигосахариды полу чаются соединением гидроксильной группы одной молекулы моно сахарида с ацетальной группой другой молекулы при отщеплении воды. Полисахариды не Обладают свойствами сахаров, лишь при гидролизе из них получаются сахара. Организмы используют их
в качестве либо запаса |
питательных веществ (крахмал), |
либо |
|
строительного |
материала |
(целлюлоза — вещество клеточных |
сте |
нок растений, |
хитин — роговое вещество). Углеводы могут содер |
жать небольшие количества азота, фосфора или серы.
Жиры, входящие в состав внутриклеточных и резервных липи дов, представляют собой сложные эфиры трехатомного спирта глицерина и высших или средних жирных кислот. В молекулы жиров также могут входить фосфатные и амидные ( —NH2) группы.
В основе грандиозного производства органического вещества автотрофами лежит сложнейший и еще далеко не полностью раскрытый процесс фотосинтеза:
пС02+ 2яН2А + AvиГ Рд°рФугие>(CHs°)« + Н20 + 2пА>
пигменты углеводы
где Н2А — донор водорода (Н20, H2S или Н2). В случае хлорофилльной ассимиляции (зеленые растения) А — кислород:
6С02 + 6Н20 + 2813 кДж хлорофилл-> С6Н120 6 + 602.
(фруктоза, глюкоза)
Зеленое красящее вещество растений неоднородно, оно состоит из сине-зеленого хлорофилла «а» и желто-зеленого хлорофилла «б», находящихся в отношении приблизительно 3:1. Оба веще ства содержат магний и имеют характер диэфиров. В молекуле хлорофилла присутствуют четыре пиррольных кольца (рис. 4.1),
I
соединенные посредством радикалов —СН в большое порфирино-
I
вое кольцо с атомом магния в центре и сопряженными по кругу двойными связями я-электронов.