Единое окно доступа к образовательным ресурсам

Введение в промысловую океанологию: Учебное пособие

Голосов: 3

Даны сведения о современном состоянии промысловой океанологии - прикладной многопрофильной науки, обеспечивающей эффективное, рациональное использование биологических ресурсов Мирового океана. Пособие предназначено для студентов географического факультета, специализирующихся на кафедре географии океана. Может быть использовано при изучении курсов геоморфологии дна океанов, химии вод Мирового океана, при работе на научно-поисковых и исследовательских судах.

Приведенный ниже текст получен путем автоматического извлечения из оригинального PDF-документа и предназначен для предварительного просмотра.
Изображения (картинки, формулы, графики) отсутствуют.
    ности перемешивания верхнего слоя воды, приливных явлений и др. Радиацион-
ные суточные колебания температуры отмечаются в слое до 20-25 м глубиной. В
тропических, субтропических и субполярных широтах суточные колебания
меньше, чем в умеренных широтах. В субполярных широтах средняя суточная
амплитуда на поверхности составляет 0,22-0,70° С. В умеренных широтах на по-
верхности океана суточная амплитуда температуры составляет 0,29-1,65° С; в
тропических и субтропических широтах суточные колебания на поверхности -
0,19-0,73° С. Толщина слоя суточных колебаний температуры может меняться в
широких пределах, но редко превышает 50-75 м, ограничиваясь снизу слоем
скачка температуры.
    Амплитуды внутригодовых изменений температуры воды в зоне умеренных
широт, как и изменения солнечной радиации, велики. Они составляют 5-10° С в
открытых частях океанов, а у восточных берегов Северной Америки и Азии дос-
тигают даже 15° С. Последнее объясняется большими потерями тепла в зимнее
время года, вызванными поступлением сухого холодного воздуха с континентов.
    Помимо суточных и внутригодовых колебаний температуры поверхности
океана отмечаются межгодовые колебания температуры. Они представляют со-
бой сложный процесс, зависящий в данном месте океана не только от изменения
местных факторов, определяющих температуру, но и от их изменений в других
районах, из которых поступают воды в данный район. Так, изменение от года к
году температуры в потоке Гольфстрима может определяться колебаниями ин-
тенсивности выхода холодных подповерхностных вод в прибрежной зоне севе-
ро-западной Африки. Отсюда они сгоняются пассатными ветрами и входят в по-
ток Северного Пассатного течения, которым и доставляются к истокам Гольфст-
рима. Изменение теплового баланса на восточной периферии антициклониче-
ской циркуляции в юго-восточной части Тихого океана и формирование здесь
аномальных температурных условий сказывается на изменениях температуры от
года к году в потоке Перуанского течения (явление Эль-Ниньо, или Южное ко-
лебание).
    Межгодовые колебания температуры в открытых водах поверхности океана
невелики и составляют от нескольких десятых градуса до 3,0-3,5° С. Заметные
межгодовые колебания температуры отмечаются на всех глубинах, в поверхно-
стных слоях, однако глубже 1000 м эти колебания составляют сотые доли граду-
са, что свидетельствует о большой устойчивости температурных условий в глу-
бинных слоях океана.
    Важнейшей особенностью распределения температуры воды в Мировом
океане является быстрое ее убывание с глубиной. Повсеместно толщина верхне-
го слоя, температура в котором в тропических и умеренных широтах превышает
10° С, очень мала по сравнению с глубиной океана. При этом во всех климатиче-
ских областях океанов уменьшение температуры с глубиной происходит нерав-
номерно. Наиболее значительны изменения температуры по вертикали в эквато-
риальной зоне; здесь они составляют в среднем 20-22° С в верхнем 1000-
метровом слое. Вертикальные градиенты температуры воды в тропических зонах
также весьма велики, хотя и несколько меньше, чем в экваториальной зоне. В

                                                                          19


умеренной зоне в соответствии с широтным уменьшением температуры воды на
поверхности отмечается более плавное ее понижение в верхних слоях. Слой во-
ды, в котором вертикальные градиенты температуры максимальны, называется
главным, или постоянным, термоклином. В большинстве районов тропической
зоны он находится между горизонтами 100 и 500 м, а нижняя его граница неред-
ко совпадает с изотермой 10° С. С широтой вертикальные градиенты в главном
термоклине убывают. Постоянный термоклин представляет собой слой, отде-
ляющий теплые поверхностные воды тропических и умеренных широт от хо-
лодных, образовавшихся в высокоширотных зонах.
    Кроме постоянного (главного) термоклина в океане существует также сезон-
ный термоклинн, находящийся гораздо выше главного. Как правило, здесь на-
блюдаются градиенты температуры более 0,01° С на 1 м глубины. Сезонный
термоклин наблюдается в зоне умеренных широт, где четко выделяются четыре
океанографических сезона: весна, лето, осень и зима. Его верхняя граница рас-
полагается в различные сезоны от нескольких метров от поверхности до 25-100
м. Нижняя граница этого слоя проходит на глубинах 100-200 м, в отдельных
местах она заглубляется до 400-600 м.
    Толщина слоя максимальных градиентов и глубина их залегания имеют важ-
ное значение в вертикальном распределении биологической продуктивности и в
вертикальной миграции отдельных видов гидробионтов. Сезонный термоклин,
существующий в зоне умеренных широт с начала океанографической весны до
конца океанографической осени (т.е. с апреля по ноябрь - в северном полуша-
рии), является важным фактором, влияющим на распределение планктона и
промысловых рыб.
    Плотность океанской воды не является фактором, оказывающим непосред-
ственное влияние на биологические процессы. Однако от распределения плотно-
сти зависят горизонтальные и вертикальные движения воды.
    Поле плотности вод Мирового океана в основном подобно полю температу-
ры, хотя на распределение плотности влияет также соленость и давление. Так
как температура воды в тропических и умеренных широтах уменьшается от по-
верхности ко дну, плотность вод повсеместно растет с увеличением глубины.
Средняя плотность воды на поверхности Мирового океана составляет 1,02474
г/см3. При этом самыми легкими являются воды Тихого океана - средняя плот-
ность на его поверхности составляет 1,02427 г/см3. Это обусловлено тем, что
Тихий океан имеет наиболее теплые и опресненные воды. Самой высокой плот-
ностью воды на поверхности обладает Атлантический океан - 1,03543 г/см3. Во-
ды на поверхности Индийского океана имеют несколько меньшую плотность -
1,02488 г/см3. Средняя плотность воды на поверхности Северного Ледовитого
океана составляет 1,02525 г/см3, т.е. он по общей средней плотности воды на по-
верхности находится на втором месте (после Тихого океана), что объясняется
пониженной соленостью вод Арктического бассейна.
    В соответствии с распределением температуры и солености и их изменчиво-
стью во времени в различных районах Мирового океана формируются воды раз-
личной плотности: в низких широтах - менее плотные, в высоких - более плот-
ные. Такое общее распределение плотности ведет к постоянному перемещению
20


более плотных вод в низкие широты и менее плотных - в порядке компенсации -
в высокие. Одновременно происходит погружение плотных вод на различные
глубины и поднятие вод с глубин к поверхности под влиянием различных при-
чин. Таким образом в океане происходит перераспределение плотности в гори-
зонтальном и вертикальном направлениях, регулируется размещение в водной
толще органических и неорганических взвесей и живых организмов.
    Плотность океанических вод повсеместно увеличивается от поверхности ко
дну. При этом вначале, примерно до глубины 1000-1500 м, плотность повышает-
ся быстро, а затем медленно, едва заметно. При этом в океане развивается
имеющий большое значение для живых организмов слой максимальных гради-
ентов плотности - слой скачка плотности в поверхностном слое воды. В слое
скачка плотности (глубина его залегания колеблется от 25 до 100-120 м) верти-
кальные градиенты могут достигать весьма больших значений, и в этих случаях
он играет роль “жидкого грунта”, на котором могут сосредоточиваться не только
планктонные организмы, но и более развитые виды.
    В связи с тем, что плотность океанских вод обусловлена главным образом
температурой, она имеет суточные, годовые и межгодовые колебания. Глубина
проникновения этих колебаний не превышает 100-150, изредка 200 м. Суточные
колебания плотности на поверхности океана могут достигать 0,05-0,16 единицы
условной плотности, годовые и межгодовые составляют, как правило, 2-5 еди-
ниц условной плотности.
    Общая циркуляция вод. Течения представляют собой главный вид движения
вод в Мировом океане. Исходной причиной общеокеанической циркуляции яв-
ляется поле атмосферного давления и определяемая им система ветров. Обу-
словленный влиянием атмосферной циркуляции перенос вод поверхностными
горизонтальными течениями воздействует на вертикальную циркуляцию и при-
водит к формированию восходящих и нисходящих потоков вод соответственно
их плотности.
    Любое перемещение вод из одного района в другой возбуждает целую сис-
тему взаимосвязанных движений, обусловленных убылью масс в одном месте и
необходимостью их восполнения со стороны. При этом создается круговое об-
ращение вод различных масштабов.
    Наиболее характерной особенностью циркуляции вод являются главные ци-
клонические и антициклонические круговороты, ярче всего выраженные в Ат-
лантическом и Тихом океанах и на юге Индийского. Циклонические круговоро-
ты формируются в субполярных и умеренных широтах северного полушария; в
южном они прослеживаются менее четко. В субтропических широтах находятся
антициклонические круговороты, занимающие особенно большие площади в
океане. Для них характерны повсеместно высокие значения температуры и соле-
ности, малая их изменчивость по сезонам. На восточной периферии этих круго-
воротов происходит проникновение более холодных и несколько опресненных
вод на юг, на западной - теплых вод с повышенной соленостью на север. Между
самыми крупными антициклоническими круговоротами северного и южного по-
лушарий располагается система течений, важным элементом которой являются
противотечения, направленные на восток.

                                                                          21


    Циркуляция поверхностных вод Мирового океана обусловлена преимущест-
венно характером зональных ветров, дующих над океаном, а меридиональные
течения выступают как замыкающие звенья в условиях расчленения Мирового
океана материками.
    Северный циклонический круговорот в Атлантическом океане образован те-
чениями: Лабрадорским, Северо-Атлантическим, Норвежским, Нордкапским,
Шпицбергенским, Восточно- и Западно-Гренландским. В образовании антици-
клонического круговорота участвуют: Гольфстрим, южные ветви Северо-
Атлантического течения, Португальское, Канарское, Северо-Пассатное, Гвиан-
ское, Антильское. В Южной Атлантике антициклонический круговорот включа-
ет Южное Пассатное, Бразильское, северные ветви Антарктического циркумпо-
лярного и Бенгельское течения.
    Северотихоокеанский циклонический круговорот включает северные ветви
Северо-Тихоокеанского течения, Аляскинское, Алеутское и Курильское тече-
ния; антициклонический - Куросио, южные ветви Северо-Тихоокеанского тече-
ния, Калифорнийское и Северное Пассатное. В южном полушарии располагает-
ся самый обширный по площади (в Мировом океане) Южно-Тихоокеанский ан-
тициклонический круговорот. Он включает Южное Пассатное, Восточно-
Австралийское течения, северные ветви Антарктического циркумполярного
(АЦТ) и Перуано-Чилийское течение.
    В Индийском океане, расположенном практически полностью в южном по-
лушарии, антициклональный круговорот включает Южное Пассатное, Мадага-
скарское течения, северные ветви АЦТ и Западно-Австралийское течение.
    Помимо системы поверхностных течений в Мировом океане необходимо
отметить ряд крупных подповерхностных течений, которые наиболее хорошо
выражены в экваториальной зоне и по периферии океанов. Они оказывают влия-
ние на перенос вод (соответственно - энергии и веществ) и вместе с поверхност-
ными течениями создают многообразную картину крупномасштабной циркуля-
ции вод океанов. Особое место в этой циркуляции занимают так называемые по-
граничные течения, идущие на западе океанов от низких широт к высоким, а на
востоке океанов имеющие противоположную направленность движения вод - от
высоких широт к низким. Именно восточные пограничные субмеридиональные
течения создают условия, которые благоприятствуют формированию протяжен-
ных зон апвеллинга в восточных частях Атлантического и Тихого океанов.
    В местах взаимодействия вод с различным физико-химическими параметра-
ми формируются фронтальные зоны. На долю таких зон приходится от 3 до 6%
площади океана. Они отличаются наличием резких градиентов температуры, со-
лености, плотности, скорости и других физико-химических характеристик абио-
тических условий среды. Контрастность условий на фронтальном разделе может
быть исключительно большой и прослеживаться иногда на значительном рас-
стоянии. В пределах фронтальной зоны нередко можно наблюдать несколько
фронтальных разделов. По ширине фронтальные зоны могут достигать 100 км и
более, при этом средние горизонтальные градиенты температуры на этом рас-
стоянии составляют 3-8° С.


22


    Кроме разномасштабных систем поверхностных и подповерхностных тече-
ний, в том числе и системы пограничных течений, где осуществляется горизон-
тальный перенос вод, в Мировом океане существуют отдельные (локальные)
районы и целые области, для которых характерно вертикальное движение вод-
ных масс. Подъем вод (апвеллинг), происходящий в океане из подповерхност-
ных и более значительных глубин, нередко положительно сказывается на про-
дуктивности верхнего (фотического) слоя. Наиболее обширными областями, где
наблюдается подъем глубинных вод, являются прибрежные районы западного
побережья Северной и Южной Америк (Тихий океан); Северо-Западной и Юго-
Западной Африки (Атлантический океан). При этом зоны прибрежного апвел-
линга, занимающие 0,1% площади Мирового океана, являются наиболее продук-
тивными - здесь добывают до 30% мирового улова рыбы.
    Горизонтальные и вертикальные движения вод Мирового океана создают не
только зоны повышенной и высокой продуктивности (фронтальные зоны, апвел-
линг), но и являются своеобразными “артериями”, которые способствуют функ-
ционированию всей системы жизни в океане. Если поверхностные течения, яв-
ляясь своеобразными “реками” в Мировом океане, обеспечивают связь, взаимо-
влияние между представителями различных сопредельных ареалов, то фрон-
тальные разделы, фронтальные зоны выступают нередко в роли “границ” между
ареалами различных гидробионтов.
    Как известно, под действием гравитационных сил Луны и Солнца в Миро-
вом океане возникают волновые движения - приливы и отливы. Приливообра-
зующая сила, действующая на каждую частицу воды, представляет сумму при-
ливообразующих сил Луны и Солнца, причем среднее значение силы Солнца в
2,18 раза меньше, чем среднее значение силы Луны. Не вдаваясь в подробности
хорошо разработанной, но достаточно сложной теории гармонических колеба-
ний уровня Мирового океана, необходимо заметить, что скорости течений, вы-
зываемых приливами, в подавляющем большинстве удаленных от берегов рай-
онов, очень малы и колеблются в пределах от нескольких миллиметров до не-
скольких сантиметров в секунду. Однако во многих мелководных прибрежных
районах они, как и амплитуды приливных колебаний уровня, достигают гораздо
больших величин. Например, приливные течения особенно сильны в проливах,
соединяющих бассейны с большими амплитудами колебаний уровня. Так, в гор-
ле Белого моря, в проливах между Курильскими островами скорости приливных
течений нередко превышают 1 м/с.
    Приливные течения в шельфовой зоне Мирового океана вызывают активное
перемешивание вод, которое оказывает большое влияние на вертикальное и го-
ризонтальное распределение температуры, солености и других характеристик. В
частности, они способствуют хорошей аэрации вод, поступлению биогенных
элементов из придонного слоя в расположенные над ним слои. Приливные тече-
ния постоянно переносят планктонные организмы и тем самым оказывают влия-
ние на их распределение; они также оказывают влияние на короткопериодные
миграции некоторых промысловых рыб, в частности, даже таких глубоковод-
ных, как тупорылый макрурус хребта Рейкьянес.


                                                                         23


    Ветровое волнение, как известно, является одним из важнейших параметров,
характеризующих гидродинамические условия того или иного района Мирового
океана. Волнение способствует повышению концентраций растворенного кисло-
рода в поверхностном слое океана вследствие поступления его из атмосферы,
что благотворно сказывается на жизнедеятельности гидробионтов, населяющих
данный слой. В то же время известно, что волнение может оказывать весьма не-
благоприятное влияние на многие морские организмы. Так, сильное волнение (5
баллов и более) вызывают гибель значительной части икры рыб, находящейся в
верхнем слое пелагиали. Поэтому при оценке условий воспроизводства тех или
иных промысловых объектов необходимо учитывать повторяемость волнений
большой силы, особенно в районах, подобных приантарктическим водам к югу
от 40° ю.ш. Кроме того, необходимо учитывать, что во время шторма скопления
часто распадаются на отдельные стаи.
    Известно, что важным фактором, характеризующим многие стороны физико-
химических процессов, протекающих в океане, являются оптические свойства
морской воды. Они влияют не только на интенсивность и спектральный состав
света, проникающего в водную толщу, но и на процессы фотосинтеза, которые
лежат в основе всей жизни в океане. Они определяют также условия видимости
и цвет воды морей и океанов. Вместе же с излучением, испарением, перемеши-
ванием и морскими течениями оптические свойства во многом определяют тем-
пературу воды, ее суточные и сезонные колебания.
    Из общего количества прямой и рассеянной солнечной радиации, достигаю-
щей моря, часть ее отражается от морской поверхности, другая часть, преломля-
ясь, проникает в воду и в последующем подвергается ослаблению. Отражение
радиации зависит от угла падения и отражения. Как показали непосредственные
измерения, при высоте Солнца более 40° море почти полностью поглощает па-
дающий на него свет, а отражает менее 5%. Однако при появлении больших пя-
тен пены во время волнения увеличивается и отражательная способность мор-
ской поверхности: она может превысить 40% падающего излучения. С убывани-
ем высоты Солнца отражение сильно возрастает. Наблюдения прозрачности с
помощью диска Секки показали, что глубина, на которой он пропадает, зависит
кроме высоты Солнца над горизонтом еще и от мутности воды. Последняя в
свою очередь зависит в основном от количества находящихся в воде взвешенных
частиц неорганического происхождения (взвеси) и организмов фито- и зоо-
планктона.
    В целом относительная прозрачность воды подчиняется циркумконтинен-
тальной и широтной зональности. В прибрежных водах, замутненных главным
образом материковым стоком, относительная прозрачность - около 10 м. Такие
воды занимают примерно 2,2% площади Мирового океана. В открытом океане
прозрачность определяется содержанием планктона и подчиняется широтной
зональности. В полярных и умеренных широтах прозрачность составляет при-
мерно 10-20 м; воды с такой прозрачностью занимают около 32% океанской ак-
ватории. В тропических широтах содержание планктона минимально, поэтому
прозрачность здесь 30-40 м и более (Саргассово море - 62 м; Тихий и Индийский

24


океаны в зоне Южной тропической конвергенции - 67 и 50 м соответственно).
Ареал подобных вод занимает 29,8% площади Мирового океана. Наиболее ши-
роко распространены воды с прозрачностью 20-30 м; они обычны для субтропи-
ков, экваториальных и частично умеренных широт (36,3% площади океанской
акватории). При этом обращает на себя внимание тот факт, что распределение
прозрачности в открытом океане тесно связано с циркуляцией вод: в циклониче-
ских круговоротах наблюдается понижение прозрачности, а в антициклониче-
ских - повышение. Как представляется, это связано в первую очередь с распре-
делением концентраций фитопланктона, которые зависят от поступления в фо-
тический слой биогенных элементов (как известно, в циклонических круговоро-
тах наблюдается подъем глубинных вод).
    Химия океанских вод (основные данные). Морская вода представляет собой
слабый раствор элементов практически всей периодической таблицы Менделее-
ва. Вещества и элементы, присутствующие в водах Мирового океана, содержат-
ся в различных концентрациях и подразделяются на пять основных групп: 1)
главные ионы основного состава; 2) растворенные газы; 3) биогенные элементы;
4) микроэлементы; 5) органические вещества.
    Деление на группы условно, так как некоторые главные ионы (например,
кальций и калий) и микроэлементы также активно усваиваются морскими орга-
низмами. При этом нередко концентрации биогенных элементов бывают меньше
содержания микроэлементов в тканях живых организмов. Кроме того, в послед-
ние десятилетия в связи с антропогенным воздействием в состав океанских вод
стали поступать многие вещества и элементы, загрязняющие морскую среду
(нефть и нефтепродукты, ртуть, свинец, кадмий, медь, цинк и др.).
    Главные ионы представлены 11-ю важнейшими химическими элементами и
соединениями, соотношение между которыми в водах океана постоянно (см.
табл. 3).

                                                                   Таблица 3

                 Концентрация компонентов ионного состава
                  морской воды при средней солености 35%

              Катионы                                Анионы
   Ион          г/кг           %          Ион          г/кг           %
   Na+        10,7596        38,64         Cl-       19,3529        45,06
   Mg2+        1,2965         8,81        SO 2 −
                                             4
                                                      2,7124         4,66
   Са2+         0,4119       1,69          F-          0,0013          -
    К+          0,3991       0,84          Br -        0,0674        0,07
   Sr2+          0,078        0,01       H3ВО3         0,0255        0,20
  Сумма        12,8749       49,99       Сумма        22,3007       49,99

   Морская вода содержит эти элементы в форме растворенных элементарных
ионов, комплексов ионов и молекул кислородсодержащих кислот. В сумме глав-
ные ионы и их соединения составляют 99,99% массы всех растворенных в оке-

                                                                            25


анской воде минеральных веществ. Они-то и определяют соленость вод Мирово-
го океана.
    Соленость, как и температура, влияет на все свойства воды и на протекаю-
щие в Мировом океане процессы. Она влияет на распределение плотности, от
которой зависят плотностные течения и вертикальное перемешивание вод океа-
нов.
    Средняя соленость Мирового океана равна 34,73 o o o : при этом в большинстве
районов открытого океана соленость меняется от 32,0 - 33,0 до 37,0 - 37,5 o o o .
    Наибольшая соленость в поверхностном слое океанов наблюдается в тропи-
ках, где испарение резко превосходит осадки. Здесь в Атлантическом океане и в
Аравийском море соленость превышает 37,0 o o o . В экваториальной зоне, в ре-
зультате выпадения большого количества осадков, соленость поверхностного
слоя заметно ниже: в Атлантике она составляет 35,0 o o o , в Индийском и Тихом
океанах - от 34 до 35 o o o . В зонах умеренных широт всех океанов соленость
уменьшается с широтой. По подсчетам В.Н. Степанова (1974), средняя соле-
ность поверхностных вод Атлантического океана равна 35,30 o o o , Тихого -
34,85 o o o , Индийского - 34,87 o o o и Северного Ледовитого - 34,10 o o o . При этом
можно говорить о широтной зональности в распределении солености на поверх-
ности океанов. Зональное распределение солености нарушается действием тече-
ний. Так, ветви теплого Северо-Атлантического течения, проникая далеко в
Арктический бассейны, несут воды с соленостью до 35 o o o , а холодное Лабрадор-
ское течение доставляет распресненные воды (до 32 o o o ) к берегам Северной
Америки. Понижение солености поверхностного слоя наблюдается также в мес-
тах подъема глубинных холодных вод с меньшей соленостью.
    Изменение солености по глубинам имеет сложный характер, что связано с
плотностной стратификацией вод, а плотность воды, как известно, зависит не
только от солености, но и от температуры. Согласно типизации В.Н. Степанова
(1974), в Мировом океане можно выделить пять широтно-климатических типов
распределения солености по вертикали (полярный, субполярный, умереннотро-
пический, тропический и экваториальный) и три региональных типа (индома-
лайский, присредиземноморский и североатлантический). Они отличаются меж-
ду собой главным образом степенью распреснения или осолонения поверхност-
ного и подповерхностного слоев. С глубин 1500-2000 м и ниже соленость вод
практически не изменяется и составляет в среднем 34,60 - 34,70 o o o .
    Экологическая роль солености исключительно велика. Она проявляется че-
рез процессы осморегуляции морских организмов в ходе обмена продуктами
жизнедеятельности с внешней средой. Соленость, кроме того, влияет на раство-
римость газов, вязкость воды и другие ее физические свойства.
    Тесный контакт с атмосферой обусловливает постоянное присутствие в оке-
анской воде всех газов из состава атмосферы, в первую очередь азота, кислоро-
да, двуокиси углерода, инертных газов. Биохимические процессы и процессы
дегазации мантии Земли поставляют в воды Мирового океана аммиак, сероводо-

26


род и другие соединения и газы. Однако из всех растворенных в воде газов са-
мыми необходимыми для организмов, обитающих в океанах и морях, являются
кислород и углекислый газ (двуокись углерода). Первый из них необходим для
дыхания организмов, а второй - для питания фитопланктона.
   Кислород поступает в океан из атмосферы и выделяется в воде в процессе
фотосинтеза органического вещества фитопланктоном:
                                    фотосинтез
            6CO2 + 6H2O + 674 ккал ⎯⎯ ⎯ ⎯ ⎯ ⎯ → C6H12O6 + 6O2.
                                            ⎯
                                   ←⎯ ⎯ ⎯ ⎯ ⎯ ⎯
                                            ⎯
                                    окисление
    Кислород расходуется при дыхании организмов и при окислительных про-
цессах. Кроме того, при пересыщении воды кислородом, которое бывает вслед-
ствие интенсивного фотосинтеза, этот газ поступает из океана в атмосферу. Фо-
тосинтез происходит только в тех слоях, в которые поступает солнечный свет, а
процессы дыхания организмов и окисления идут на всех глубинах. Слой фото-
синтеза (фотический слой) в зависимости от прозрачности воды, количества фи-
топланктона и других факторов (например, сезона года) имеет мощность от 1 до
100 метров, а иногда и больше (рис. 1).




     Рис. 1. Распределение растворенного кислорода на горизонте 100 м, мл/л [4]

   Вследствие процессов фотосинтеза и поступления кислорода из атмосферы
концентрация его наиболее высока в поверхностном слое. Здесь содержание ки-
слорода колеблется от 4-5 мл/л в тропической зоне до 7-8 мл/л в областях, рас-
положенных в высоких широтах. Это объясняется тем, что с понижением темпе-
ратуры растворимость газов увеличивается.

                                                                                  27


    С глубиной содержание кислорода уменьшается: глубже фотического слоя
располагается слой кислородного минимума, мощность которого колеблется от
нескольких сот до 1000-2000 м. Концентрации кислорода здесь могут достигать
1,1-0,1 мл/л. Глубже слоя минимума концентрации кислорода медленно возрас-
тают до 3,1-3,6 мл/л в большинстве глубоководных областей Мирового океана.
Это происходит благодаря тому, что в областях высоких широт осуществляется
непрерывное погружение холодных, богатых кислородом вод на большие глу-
бины. Затем эти воды поступают в глубинные части умеренной и тропической
зон океанов. Интенсивное движение богатых кислородом глубинных вод в
направлении экватора в южном полушарии происходит во всех океанах, а в
северном полушарии - только в Атлантическом.
    Почти повсеместно в Мировом океане в верхнем 500-1000-метровом слое
концентрации кислорода достаточны для жизнедеятельности морских организ-
мов. Исключением являются: толщи вод Черного моря от глубин 150-200 м до
дна; глубинные слои некоторых районов Аравийского моря; некоторые глубоко-
водные океанические впадины; глубокие впадины норвежских фиордов и Бал-
тийского моря в отдельные сезоны, когда кислород замещен сероводородом.
Однако в некоторых районах Мирового океана может происходить подъем
очень бедных кислородом вод в верхний слой, что вызывает замор, т.е. массо-
вую гибель организмов. Чаще всего заморы наблюдаются в тропической зоне,
где происходит подъем вод (апвеллинг). Иногда заморы могут наблюдаться и в
отдельных мелководных районах других климатических зон Мирового океана,
например, в летнее время года в Азовском море, Куршском и Вислинском зали-
вах Балтики.
    Углекислый газ (двуокись углерода) поступает в воду при дыхании организ-
мов, при извержении подводных вулканов, при растворении известковых пород
берегов и дна, выносится с материковым стоком. Однако главным образом угле-
кислый газ попадает в океан из атмосферы в высокоширотных областях Миро-
вого океана. Здесь же во всех слоях наблюдаются и максимальные концентрации
двуокиси углерода. Наиболее низки его концентрации в верхнем слое тропиче-
ской зоны, что объясняется не только высокой температурой воды, но и интен-
сивным потреблением его в процессе фотосинтеза. Однако повсеместно в Миро-
вом океане во все времена года концентрации углекислого газа не выступают
лимитирующим фактором для биологических процессов.
    Биогенные вещества - к ним относятся соединения фосфора, азота и крем-
ния, необходимые для деятельности фитопланктона. Соединения фосфора и азо-
та входят в состав живых клеток, а соединения кремния используются для по-
строения скелетов и панцирей диатомовых водорослей, некоторых радиолярий и
других мелких организмов. Количество их в слое фотосинтеза, где они потреб-
ляются фитопланктоном, является одним из основных факторов, определяющим
(а в случае с соединениями фосфора и азота - нередко и лимитирующим) биоло-
гическую продуктивность отдельных районов Мирового океана.


28



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика