img-503161453

Процесс растворения газов является обратимым, так как моле­ кулы газов переходят не только из атмосферы в воду (абсорбция), но и из воды в атмосферу (десорбция). Процессы абсорбции и десорбции газов протекают крайне медленно и зависят от степени насыщения воды газом.

Большое значение для переноса газов с поверхности в глу­ бины океанов имеет конвективное и турбулентное перемешивание водных масс.

Кислород. Кислород является весьма подвижным и химически активным компонентом морских вод. Характер распределения кис­

лорода в		водных массах служит показателем их происхождения
и протекающих в них химических и физических процессов.
Концентрация кислорода в океане обычно колеблется в преде­
лах до 10		мл/л, относительное его содержание		может достигать
120,	130,	180 и даже 315%	(по наблюдениям Книповича в Азов­
ском	море).		в в о д у . Основным	источником кис­
П р и х о д к и с л о р о д а

лорода в морской воде является процесс абсорбции кислорода из атмосферы. Переход кислорода из атмосферы в воду происходит только при его недостаточном для насыщения в морской воде количестве, т. е. при относительном его содержании меньше 100 %.

Количество абсорбированного поверхностным слоем кислорода зависит от гидрометеорологических условий и регулируется глав­ ным образом температурой и соленостью (табл. 13).

						Таблица 13
Растворимость кислорода (по Трусдейлу, Даунингу и Лаудену)						и азота
		(по Фоксу)	в морской	воде (в	мл/л)
				S “/оо
t °с		0	10	20	30	40
			Кислород
	0	9,91	9 ,3 2	8,7 3	8 ,1 4	7,55
1 0		7 ,6 4	7,21	6,77	6 ,3 4	5,90
2	0	6,1 9	5 ,8 5	5,5 2	5 ,1 8	4 ,8 5	'
30		5 ,2 7	4 ,9 8	4 ,7 0	4,41	4 ,1 2
			Азот
	0	18,64	17,43	16,24	15,05	13,85
1 0		15,02	14,17	13,31	12,46	11,61
2	0	12,59	11,97	11,35	10,74	1 0 , 1 2
30		10,98	10,49	1 0 , 0 1	9 ,5 3	9,05

Другим мощным источником растворенного кислорода служит фотосинтезирующая деятельность водных растений, главным об­ разом планктона. Процесс фотосинтеза осуществляют хлорофил­ лоносные водные растения, ассимилирующие на свету за счет

4*

51

солнечной энергии углерод из двуокиси углерода (С 02), выделяя при этом в воду свободный кислород (Оа). По подсчетам Г. Г. Вин-

берга годовое выделение кислорода фитопланктоном							составляет
3,5 • 10ш, а по Б. А. Скопинцеву 4,5 • 1010 т.
Оба процесса обогащают кислородом лишь верхний слой оке­
ана: атмосферный		кислород растворяется непосредственно в по­
1 2	3	верхностном			слое воды,			а	фото-
		4 5 о2м л / л синтез		обычно		ограничивается
		слоем	воды		толщиной 50—75 м.
		Поступление			кислорода			в	более
		глубокие слои океана					происходит
		исключительно за счет верти­
		кального водообмена (конвектив­
		ного и турбулентного перемеши­
		вания)		и глубинных течений.
		Р а с х о д р а с т в о р е н н о г о
		к и с л о р о д а .				К	процессам,
		уменьшающим содержание кисло­
		рода в морских водах, в первую
		очередь		следует		отнести переход
		кислорода в атмосферу. Этот
		процесс		происходит			только в
		поверхностном				слое	моря		при
		насыщении			кислородом			свыше
		100%.
		Кроме того, кислород расхо­
		дуется на различные биологиче­
		ские,	биохимические				и	химиче­
		ские процессы, связанные с по­
		треблением			кислорода			(дыхание
		организмов,			окислительные				про­

				цессы и др.). Потребление кисло-
Рис. 6. Распределение кислорода по				рода на различные окислительные
вертикали	в	центральны х	районах	v a
Атлантического (1), Тихого (2) и Ин-				и биологические процессы ПрОИС-
дийского (3 )		океанов (по А. М. Му-		ходит во всей толще океана от
		ром цеву).		поверхности до дна с различной
Таким		образом, в		интенсивностью.
			зависимости от соотношения интенсивности

приходной и расходной частей баланса кислорода наблюдается

насыщение, пересыщение либо дефицит растворенного	кисло­
рода.
Р а с п р е д е л е н и е к и с л о р о д а по г л у б и н е	связано

с динамикой водных, масс, так как с увеличением глубины умень­ шается приходная часть кислородного баланса. Но океан в целом не ощущает кислородного голода и даже в глубочайших впадинах Мирового океана имеется достаточное для жизни количество кис­ лорода.

Типичное распределение кислорода по вертикали изображено на рис. 6.

52

По величине концентрации кислорода толщу океана можна подразделить по вертикали на три зоны: верхнюю, промежуточную и глубинную (рис. 7).

Верхняя зона располагается от поверхности до глубины 200— 300 м. Она в свою очередь делится еще на три слоя: самый по­ верхностный слой, слой наибольшего фотосинтеза и нижний слой.

Самый поверхностный слой (от 0 до 10 м) характерен нор­ мальным (100%) вследствие постоянного обмена с атмосферой

Рис. 7. Распределение кислорода по глубинным зонам океана.

1 — п овер х н о стн ы й сл о й , 2 — сл о й	н аи б о л ьш его	ф о то си н те за , 3 — н и ж н и й слой.
содержанием кислорода при	данной	температуре и солености..

Но при резких изменениях температуры на поверхности моря мо­ гут наблюдаться и некоторые небольшие отклонения как в сто­ рону пересыщения, так и в сторону дефицита.

В слое наибольшего фотосинтеза, где много света и фитопланк­ тона, наблюдается зачастую значительное пересыщение воды ра­ створенным кислородом (до 120—130%). Нижняя граница этой зоны определяется положением точки компенсации.

Точкой компенсации называется такая глубина, на которой количество кислорода, образуемого фитопланктоном в единицу времени, будет равно количеству расходуемого кислорода.

5а

Точка компенсации находится обычно на глубине 25—50 м, но в различные сезоны в зависимости от биологических, гидроло­ гических и других факторов она может менять свое положение. Например, положение точки компенсации (по Л. А. Зенкевичу) для некоторых морей следующее:

Саргассово море — 100 м, Ла-Манш (Английский, канал) — 45 м,

западное побережье Канады — 10—19 м.

Нижний слой располагается от точки компенсации до нижней границы верхней зоны. Нижний слой вследствие ослабления фо­ тосинтеза и наличия скачка плотности характеризуется резким падением кислорода.

Промежуточная зона располагается между верхней и глубин­ ной зонами. Ее нижняя граница 1400—1600 м. В этой зоне на­ блюдается падение температуры до 12—5°С и скачок плотности.

Промежуточная зона		характерна падением кислорода до мини­
мальных	для океана	значений— 1 мл/л (Атлантический океан),
0,5 мл/л	(Тихий океан), что соответствует примерно 30—5% насы­

щения. Это слой кислородного минимума, который обусловлен со­ отношением между потреблением и приходом кислорода.

Появлению слоя кислородного минимума способствуют накоп­ ление поступающих из верхней, продуктивной зоны остатков ор­ ганизмов вследствие резкого возрастания плотности, интенсив­ ность процессов минерализации органических остатков при более высокой ( 12—5°С), чем в глубинных слоях, температуре и мини­ мальная подвижность вод, создающая слабый водообмен и малый приток кислорода.

Верхняя и нижняя границы слоя кислородного минимума за­ висят от гидрологических и биологических условий.

Глубинная зона располагается ниже 1400—1600 м и занимает основную часть океана (рис. 8). Содержание кислорода довольно высокое (около 5 мл/л), что соответствует 70—80% насыщения. Относительно высокое содержание кислорода в глубинной зоне объясняется перемещением водных масс арктического и антарк­ тического происхождения, которые при низких температурах хо­ рошо насыщены кислородом и вследствие высоких плотностей проникают в глубинную зону, обогащая ее кислородом. Кроме того, повышенному содержанию кислорода способствует малое его потребление на биологические и биохимические процессы, которые здесь замедленны в результате низких (1—2° С) температур.

В глубоководных впадинах содержание кислорода довольно высокое: во впадинах Тонга и Кермадек 4,25—4,65 мл/л, в Филип­ пинском желобе 3,75 мл/л, а в Марианском до 4,0 мл/л по данным

экспедиции на «Витязе».
С е з о н н ы й		х о д к и с л о р о д а	наблюдается только	в верх­
ней зоне	и прослеживается примерно		до глубины 75 м.	В при­
брежных	водах	при наличии сгонно-нагонных явлений		граница

•сезонного хода может лежать несколько ниже 75 м. Сезонность кислорода хорошо заметна в средних и высоких широтах, где

5 4

смена гидрометеорологических условий в течение года наиболее резкая.

Зимой на поверхности моря, несмотря на уменьшение фотосинтеза, содержание кислорода может возрастать, так как при пони­ жении температуры воды растворимость кислорода повышается.. Летом при повышении температуры и понижении растворимости содержание кислорода уменьшается, но нередко весной и летом в период бурного развития фитопланктона наблюдается высокое содержание кислорода в слое наибольшего фотосинтеза.

С у т о ч н ы й х о д	к и с л о р о д а наблюдается только в верх­
ней зоне. Амплитуда	суточного хода зависит от соотношения

процессов, определяющих приход и расход кислорода. Так как потребление кислорода в течение суток мало изменяется, а фото­ синтез всецело определяется суточными изменениями солнечной радиации, то в дневное время будет происходить накопление кисло­ рода, а в ночное только его расходование (рис, 9). Амплитуда суточного хода может достигать 1—2 мл/л (Азовское море). В от­ крытом океане суточный ход прослеживается слабо, так как он сглаживается действием волнения и движением водных масс.

Характерна зависимость содержания кислорода в поверхно­ стном слое Черного моря (в порту Туапсе) от изменения солнеч­ ной радиации во время солнечного затмения (рис. 10).

Азот. Газообразный азот растворен в воде в виде молекул N2.. Ввиду химической инертности существенного значения для жизни и химических процессов в океане азот не имеет. Его используют только азотофиксирующие бактерии, способные переводить сво­ бодный азот в его соединения. Поэтому среди других газов азот имеет наибольшую концентрацию (табл. 13). Основной источник азота в океане—-атмосфера. В поверхностных слоях океана азот

55

находится почти в полном равновесии, его относительное содер­ жание всегда близко к 100%; отклонения от ЮО'% насыщения азотом глубинных и придонных вод Мирового океана не превы­ шают 5%.

0г%

Рис. 9. Суточный ход кислорода в поверхностном (0—5 м) слое.

1 — Черное море, район Туапсе, 16—17 июня 1971 г.;	2 — Б елое море, П ечорская
губа, 31 августа — 1 сентября	1971 г.

О О О Э Ф Ф Ф Ф О О О Фазы затмения 1,0 |

о,в

Ojtf р сз

4г2 1 ?О) с>5;

О §•

В р е м я

Рис. 10. Ход кислорода (3), температуры поверхности моря (2) и продол­ жительности солнечного сияния по гелиографу (1) в порту Туапсе во время солнечного затмения 20 мая 1966 г. (по наблюдениям автора).

Проникновение азота на глубины зависит исключительно от динамики водных масс.

Способность азота сохранять постоянной концентрацию позво­ ляет использовать его в сочетании с кислородом для расчета воз-

56

раста данной водной массы. Допустив, что на поверхности оба газа находились в равновесии с атмосферой, и определив интен­ сивность потребления кислорода за определенный промежуток времени, а также величину отклонения содержания кислорода от содержания азота, мы получим возраст воды, т. е. время, прошед­ шее после опускания ее с поверхности на данную глубину.

Двуокись углерода. Двуокись углерода (С 02) присутствует в морской воде в очень малых концентрациях и обычно не выхо­

дит за пределы 1 мл/л. Такое малое содержание является						резуль­
татом	низкого парциального		давления	С 0 2 в	атмосфере.	В мор­
ской	воде двуокись	углерода	находится	в виде	С 0 2, но часть его
(около 1%) связана		с водой в виде угольной кислоты:

С 0 2+ Н 20 ^ ± Н 2С 0 3,

которая затем диссоциирует, образуя сначала гидрокарбонатный,

азатем карбонатный ион:

Н2С 0 3^ Н + + Н С 0 Г ,

	НСОз“ ^ : Н + + С О з _ .
Наличие С 0 2 в	морской воде определяет существование в оке­
ане органической	жизни, для которой С 0 2 является источником:

углерода, идущего на построение первичной клетки. Кроме того,, двуокись углерода океана, являясь регулятором С 0 2 в атмосфере,, оказывает влияние на климатические условия земного шара.

Присутствие в морской воде легко перестраивающихся соеди­ нений двуокиси углерода (карбонаты и бикарбонаты) определяетщелочность морской воды, а концентрация образованных при дис­ социации Н2С 0 3 ионов водорода — ее водородный показатель.

Таким образом,	содержание С 0 2 тесно	связано с	концентра­
цией ионов водорода и щелочностью морской воды.
П р и х о д С 0 2	в океан происходит в	результате	следующих:
процессов:

1)поступление из атмосферы,

2)при дыхании организмов,

3)при разложении органических остатков,

4)при подводных вулканических извержениях,

5)при растворении известковых пород дна,

6)поступление с водами материкового стока.

Ра с х о д С 0 2. Расходуется двуокись углерода при следующих процессах:

1)потребление фитопланктоном при фотосинтезе,

2)	переход в атмосферу,
3)	осаждение	на дно океана	в виде карбоната кальция.
С	г л у б и н о й	концентрация	С 0 2 увеличивается в результата-

уменьшения потребления его при отсутствии фотосинтеза и уве­ личения поступления двуокиси углерода при разложении органи­ ческих остатков, особенно в слое кислородного минимума. Повы­ шенное содержание двуокиси углерода наблюдается в районах

ЪТ

с недостаточным водообменом и вентиляцией, т. е. в придонных ■слоях и во впадинах. С подъемом глубинных вод (зоны конвер­ генции) происходит увеличение количества СОг и в поверхностных ■слоях.

С е з о н н ы й ход. Ввиду того, что интенсивность фотосинтеза, периодически меняющегося в течение года в зависимости от по­ ступления солнечной радиации и температуры воды,, оказывает значительное влияние на изменение С 0 2, содержание двуокиси углерода в поверхностных водах испытывает сезонные и суточные изменения. , ,

Осенью и зимой содержание С 0 2 увеличивается, так как ох­ лаждение морских вод способствует поглощению двуокиси угле­ рода из атмосферы, а весной и летом при нагревании вод и бурлом развитии фитопланктона содержание С 0 2 падает.

В дневное время, когда растительные организмы интенсивно усваивают двуокись углерода, его содержание в воде уменьша­ ется, а ночью возрастает.

Ионы водорода. Водородный показатель (pH). Концентрация ионов водорода в морской воде определяет многие ее практически важные свойства (способность растворять горные породы, дейст­ вие воды на бетон, корродирующие свойства и др.) и относится ж числу гидрохимических характеристик, имеющих большое и раз­ ностороннее значение.

Рассмотрим способы количественного выражения концентрации ионов водорода.

Молекула воды диссоциирует на ионы водорода и гидроксила: [Н20 ] ^ [ Н + ] + [0 Н -].

Применяя закон действующих масс, получим:

	V\ =	k\ [Н20 ],
	V2= k 2\H+\ [О Н -];
при
	V : = V 2 А,[Н20 ] = Ы Н + ] [ 0 Н 1 ,
«откуда
	kx	[Н+]	[ОН-]
	h	[Н20 ]
Отсюда константа равновесия			воды (константа диссоциации)
	h	[Н+]		[ОН -]
	л н , о = - г - — ■		[Н20 ]
	k2
По	величине электропроводности			было	установлено,	что при
‘22° С	концентрация ионов водорода,			а следовательно,		и гидрок­
сильных в чистой воде равна 10~7			г-ион/л.		Количество молей воды
в 1 л составит
	1000	ее е		/
	—yg—= 5 5 ,5		моль/л.

.58

Заменим буквенные выражения К п о числовыми:

^ н ,о = — ^	- =	1,8 • 10-»
Так как вода чрезвычайно	слабо	диссоциирована, а величина

^н .о очень мала, принято пользоваться ионным произведением воды Кв:

[Н+] [ОН“ ]= Л 'н 2о [Н20]= А Гв.

Ионное произведение Кв для данной температуры строго по­

стоянно и при 22° С рйвно
ЛГВ= 1 0 ~ 7 • 10	7= 10 14 г-ион/л.
С изменением температуры	оно будет равно п • 10-14, где п —

коэффициент, зависящий от температуры. Так, например, Кв при

50° С равно 5,6 • 10-м , а при 100° С 7 4 - 10-14 г-ион/л.

Ионное произведение воды — очень важная величина. Она по­ зволяет для любого водного раствора найти концентрацию ионов Н+ при известной концентрации ОН~ и наоборот. Чтобы опреде­ лить реакцию раствора, достаточно знать концентрацию одних каких-либо ионов. Принято реакцию раствора характеризовать концентрацией ионов водорода.

Поскольку	для чистой нейтральной воды [Н+]=[О Н _], то при
22° С	[Н+]2= А 'В= 1 0 “ 14 г-ион/л,
откуда [Н+]= У	10~14=10~7.

Если в водном растворе [Н+] больше 10-7 г-ион/л, то такой, ра­ створ имеет кислую реакцию. Кислая реакция тем больше, чй\г больше концентрация ионов водорода. Раствор, в котором [Н+] меньше Ю“7 г-ион/л, имеет щелочную реакцию. Щелочная реак­ ция увеличивается с уменьшением концентрации ионов водорода. При [Н+], равном 10-7 г-ион/л, реакция нейтральная.

Практически удобнее пользоваться не абсолютным выраже­ нием концентрации ионов водорода, а ее отрицательным логариф­ мом. Серенсен предложил назвать эту величину водородным по­

казателем и обозначить pH:	г "
- lg [ H + ] = p H ,	—lg [10_7J = 7 .

Соответственно водородному показателю реакция воды будет: кислая — п р ир Н = 1-нЗ,

слабокислая — при pH = 4 -г-6, нейтральная — при pH = 7, слабощелочная — при pH = 8 -н 10, щелочная — при р Н = 11 -f-14.

В морской воде pH зависит главным образом от соотношения концентрации угольной кислоты и ее ионов. Она определяет рав­ новесие между угольной кислотой (кислая реакция), карбонатами

59

та гидрокарбонатами (щелочная реакция). Морская вода имеет щелочную реакцию, и, несмотря на мощные процессы, протекаю­

щие в море, изменение pH происходит в узких пределах

(7,7—8,4).

Водородный показатель pH зависит от температуры и давле­

ния: с

повышением

их он уменьшается. В поверхностных

слоях

(О—50 м) pH

имеет максимальные значения

(8,0—8,4)

вследствие

интенсивного

поглощения

СО2

при

фотосинтезе.

С

увеличением

глубины

pH

уменьшается, так

7,6

7,7

7,8 7,9

8 ,0 8,1

8,2 8,3

8 ,4 рН л к ш

увеличивается

содержание

С 02

(рис. II).

pH

с

глубиной

Уменьшение

происходит неравномерно. Так, от

50 до 500 м наблюдается быстрое

понижение pH, после чего умень­

шение замедляется и ниже 1000—

1500 м изменения pH незначи-

чительные.

Суточный и сезонный ход pH

наблюдается

только

в

поверхно­

стном слое и связан

с суточным

и сезонным изменением двуокиси

углерода. Весной и летом значе­

ния pH наибольшие, зимой наи­

меньшие. Но следует отметить,

что течения, волнение и другие

гидрологические

факторы

нару­

Рис.

11.

Вертикальный

ход pH.

шают как суточный, так и сезон­

ный ход pH.

й — восточная

часть

А тлантического

океана

Ионы

водорода

содержатся в

'(август 1971 г.,

Н И СП « П ассат»); 2 — цент­

р а л ь н а я

часть

Черного моря

(м ай

1971 г.,

морских

водах

в очень неболь­

Н И С

«М гла»),

ших

количествах

(2 • 10-8—4,5Х

Х Ю '9 г-ион/л),

но

тем

не

менее

величина водородного показателя pH имеет большое значение, так как является показателем процессов, протекающих в воде.

Сероводород. В морской воде сероводород не является типич­ ным и постоянным компонентом, но при определенных условиях может накапливаться в глубоких слоях моря в довольно значи­ тельных количествах.

Временно могут образовываться районы с достаточно высоким ■содержанием сероводорода даже на небольших глубинах и на поверхности.

В морской воде сероводород находится в виде молекул H2S и его производных — гидросульфидных (HS- ) и сульфидных (S2-) яонов, образующихся при диссоциации:

H2S ^ H + - f H S - h s - ^ h + + s 2- .

Необходимым условием для появления сероводорода является отсутствие в воде кислорода (анаэробные условия).

<60