КРУГОВОРОТ ВЕЩЕСТВ
Гидрохимические особенности тропических вод представляют интерес в двух отношениях: как основа биологической и рыбопромысловой продуктивности, а также как основа осадконакопления.
Известно, что в верхних слоях океана вследствие отмирания и разложения организмов и продуктов их жизнедеятельности образуются различные органогенные вещества — фосфаты, нитраты, нитриты, аммиак, силикаты и др., которые совершенно необходимы (наряду со светом, кислородом и углеродом) для развития жизни. Фосфор и азот входят в состав протоплазмы живых клеток. Силикаты необходимы для построения твердых скелетных частей многих организмов. Под действием силы тяжести органогенные вещества медленно погружаются на большие глубины. При этом они окисляются и минерализуются. Накапливаются вещества на глубинах 500- 1000 м и больше. Из поверхностных слоев они медленно, нo постоянно выводятся. Таким образом, складывается необычайная обстановка: у поверхности, где наблюдается обилие солнечного света, тепла, кислорода и углекислого газа и имеются, кажется, благоприятные условия для развития жизни, резко недостает питательных солей. Например, содержание фосфатов в тропиках у поверхности редко превышает 5 мг/м3. Наоборот, на больших глубинах, где практически нет солнечного света и мало кислорода, обычно обилие питательных солей (фосфатов 40- 80 мг/м3). Количество света в тропической зоне в среднем близко к оптимальному, иногда на поверхности повышенное. Поэтому лимитирующим фактором для фотоспитетической деятельности являются питательные соли — фосфаты и нитраты. Советский исследователь В. В. Волковинский определил, что содержание фосфатов ниже 10 мг/м3 существенно задерживает фотосинтез. Углерод (в виде углекислого газа) не лимитирует этот процесс, его в воде в несколько раз больше, чем необходимо.
Как сказано выше, постоянно устойчивая стратификация вод чрезвычайно затрудняет глубокое вертикальное перемешивание и вынос питательных веществ в поверхностный, освещенный солнцем (фотический) слой. Питательные вещества остаются на больших глубинах, лишенных света. Это настоящая «трагедия» тропических вод. Напомним, что в высоких и умеренных широтах океана вследствие зимнего охлаждения поверхностных слоев развивается мощная конвективная вертикальная циркуляция, выносящая питательные соли к поверхности.
Кроме того, в тропиках фотосинтез совершается круглый год, питательные соли потребляются круглогодично, и нет периода, когда могло бы произойти накопление питательных веществ, как это случается зимой в водах высоких широт. В результате, по данным В. Г. Богорова и П. С. Хромова, в тропических водах обычно содержится очень небольшая масса планктона — десятки миллиграммов на кубический метр, относительно .мало рыбы (около 1 мг/м3) и других животных. Одно из следствий малого количества планктона — большая прозрачность воды, до 30-40 м, и чистый голубой или синий цвет.
В связи с этим понятен тот интерес, который в последнее время проявляется к имеющимся в тропических широтах районам подъема вод. Там к поверхности выносится вода с большим содержанием фосфатов, азотистых и других веществ. В общем можно сказать, что у поверхности мало питательных веществ, на глубине 500-1000 м — много. На подповерхностных глубинах 50-200 м содержание их меняется в очень широких пределах, от нуля до многих десятков миллиграммов на кубический метр (по фосфатам). Этим определяется плодородие вод. Там, где происходит подъем вод, уже на глубине 200 м количество фосфатов существенно повышается. Если подъем интенсивен, то резкое увеличение их количества отмечается на 100, 50 и иногда даже на 25 м, т. е. в хорошо освещаемой солнцем зоне фотосинтеза. В районах апвелинга в поверхностном слое соединяется обилие солнечных лучей, питательных веществ, кислорода и углекислого газа. Все это приводит к интенсивному развитию фотосинтетической деятельности фитопланктона, к резкому повышению биологической продуктивности.
По мере подъема плодородных вод в хорошо освещенную солнцем зону питательные соли из нее поглощаются в процессе фотосинтеза. Устанавливается своеобразное подвижное гидрохимическое равновесие: снизу питательные соли поступают в освещенный слой, а в пределах этого слоя, особенно в верхней его части, они поглощаются (днем). Для восточной части экваториальной Атлантики советский океанолог В. П. Сухорук определил скорость поступления фосфатов в зону фотосинтеза — около 3,75 мг фосфора под квадратным метром в сутки. Если скорость поступления солей превышает скорость потребления, высокое содержание их отмечается и на поверхности, например на окраинах банки Кампече до 18 мг Р/м3 в 1965 г. Если же темп потребления выше скорости подъема, то содержание этих солей в поверхностных слоях остается невысоким. Так, в 1970 г. у северо-западного берега Африки наблюдалась холодная поднявшаяся вода с очень малым содержанием фосфатов: питательные соли были уже усвоены фитопланктоном, а вода еще не успела прогреться. Так что сама по себе малая величина содержания фосфатов и других солей может быть связана как с малым поступлением их в верхние слои, так п с высоким темпом их биологического потребления.
Для фотосинтеза необходим некоторый оптимум количества света. Если количество света на поверхности превышает эту величину, то максимум фотосинтеза, как определил В. В. Волковинский, смещается с поверхности на глубину 25-50 м. Это характерно для тропических широт. Световой оптимум для тропической Атлантики определен в 60-80 ккал/см2 в день.
В результате локальных подъемов вод на общем фоне малой биологической продуктивности тропических вод резко выделяются районы высокой продуктивности. Первичная продукция здесь достигает очень большой величины, до 1 г и более против обычных 0,05- 0,01 г С/м2/сутки. За пределами зон подъема снабжение поверхностных слоев питательными солями происходит в основном вследствие медленно идущего турбулентного перемешивания.
Кислород в воду поступает из атмосферы и образуется в воде в процессе фотосинтетической деятельности фитопланктона. Максимум активности фитопланктона и соответственно максимум содержания кислорода обычно наблюдается на 25-50 м. Там вода часто перенасыщена кислородом. Но абсолютное содержание невелико, 4- 5 мл/л, из-за малой растворимости кислорода (и других газов) в теплой воде. Глубже содержание кислорода понижается, и на нескольких сотнях метров в тропиках находится слой минимума кислорода (1-3 мл/л). На большей глубине количество его опять повышается. В зонах апвелинга в верхние слои, часто на шельф, выходят воды, содержащие мало кислорода, и это во многих местах влияет на распределение бентоса и рыб.
Когда глубинная вода выходит в верхние слои, она обычно богата питательными солями. Затем в результате биохимического потребления их содержание уменьшается. Вода постепенно из «молодой», только что поднявшейся, становится «зрелой», с малым количеством питательных веществ и обилием фитопланктона. Затем происходит массовое развитие зоопланктона, который выедает микроскопически малые растения фитопланктона. Когда в воде много зоопланктона, а фитопланктона уже мало, то говорят, что вода стала «старой».
В итоге иногда наблюдается чередование разных вод: в области апвелинга — «молодой» воды с солями, но почти без планктона; вниз по течению — «зрелой» воды с множеством фитопланктона; еще ниже — «старой» воды, обычно уже теплой, с большим количеством зоопланктона .
Очень сложен вопрос о влиянии речного стока на биологическую продуктивность вод океана. Часто биохимическое влияние стоковых вод прослеживается очень далеко от устья реки, там, где незаметно даже опреснение. Французский исследователь М. Анго считает, что реки очень повышают продуктивность прибрежных вод. Но, очевидно, это происходит не всюду. Так, есть данные о том, что воды Амазонки не повышают плодородия океанских вод близ устья. По-видимому, это зависит от химического состава речного стока. Реки тропического пояса часто выносят много силикатов и гуминовых веществ, но мало фосфатов и китратов. Увеличение мутности воды у устья приводит к тому, что резко уменьшается толщина слоя фотосинтеза. Повышенное количество силикатов вызывает бурное развитие диатомовых водорослей, и это еще более понижает прозрачность воды и уменьшает толщину слоя фотосинтеза.
Объемы вод океана и речного стока несоизмеримы, и влияние реки ограничивается очень небольшим районом, шириной максимум в несколько десятков миль. Даже влияние величайшей по водоносности реки мира Амазонки прослеживается в сравнительно узкой зоне.
Второй важнейший аспект гидрохимии тропических вод касается вопросов образования осадков — геологии и геохимии. В океанской воде в отличие от речной содержится очень немного углекислого кальция (СаСОз), причем в виде диссоциированных ионов Са(НСОз)2. При высокой температуре воды растворимость газов понижается, и углекислый газ, увеличивающий растворимость углекислого кальция, выделяется из воды. Теплая вода оказывается пересыщенной этой солью, по определениям Ваттенберга — до 300 % .
В результате в поверхностных теплых водах СаСОз имеет тенденцию выпадать в осадок, подобно накипи в чайнике или котле при нагревании воды. Наоборот, на глубинах холодная вода оказывается не насыщенной углекислым кальцием, и там вода растворяет известковые скелеты организмов. Из теплой воды углекислый кальций или составляющие его ионы с легкостью извлекаются животными и растительными организмами бентоса и планктона и используются ими для построения внутреннего и внешнего скелета, раковин и т. д. Эта соль — прекрасный строительный материал, ее много в воде, и, будучи сцементирована органическим веществом, она практически не растворяется. Скорость органогенного осадконакопления на коралловых рифах доходит до нескольких килограммов на 1 м2 площади рифа в год. После отмирания организмов огромные количества органогенного углекислого кальция скапливаются в мелководных районах теплых морей и постепенно, в течение долгого времени, образуют толщи мела и известняка.
Многие сотни коралловых островов, в том числе все атоллы, обязаны своим существованием органогенному осадконакопленито углекислого кальция. Более того, многие гористые вулканические острова тропической зоны были бы уничтожены волнами, если бы их не защищали коралловые рифы.
В некоторых районах (например, па Большой Багамской банке) происходит химическое осаждение углекислого кальция без участия организмов. Там осаждаются кристаллические разновидности — кальцит и арагоннт.
Те остатки организмов, которые попадают па большие глубины, в значительной мере растворяются, и глубже 4000 м карбонатные осадки не формируются. Но па глубинах менее 4000 м в низких широтах за пределами шельфов из остатков организмов образуются карбонатные илы — глобигериновый и птероподовый. Их много в Тихом океане. Таким образом, широкое распространение карбонатных осадков — это вообще характерная особенность тропических и экваториальных широт.
Известняки, мел и другие подобные отложения распространены во многих внетропических районах земного шара, и в частности в отложениях каменноугольного периода палеозоя под Москвой. В этих случаях они являются показателями существования там в отдаленные геологические эпохи условий теплого мелководного моря.
Таким образом, выявляется своеобразная геохимическая роль тропических вод. Углекислый кальций вымывается из горных пород суши, вносится в океан реками всех зон. В океане он перераспределяется: из высоких и умеренных широт, где почти не используется организмами и не отлагается, перемещается в низкие широты и осаждается здесь при деятельном участии организмов, превращаясь в толщи карбонатов.
Образование карбонатных осадков, известняковых рифов, островов и архипелагов определяется в первую очередь не географическим распространением шестилучевых коралловых полипов и других рифообразующих организмов, а пересыщенностью теплых тропических и экваториальных вод углекислым кальцием.
Источник
Температура и соленость вод Мирового океана
Баланс тепла на поверхности океана
Расстояние от нашей планеты до Солнца около 150 млн. км, поэтому с учетом малых размеров Земли (диаметр меньше 13 тыс. км) на нее падает ничтожная доля солнечной энергии — всего около одной двухмиллиардной!
Однако в земных масштабах и эта часть солнечного тепла очень значительна. Подсчитано, что верхние слои атмосферы в одну секунду получают 1,78х10 17 Дж тепловой энергии, что примерно эквивалентно количеству тепла, которое можно извлечь в результате сжигания 1 млрд. т условного топлива * !
* ( 1 т условного топлива соответствует 1 т нефти, или 1000 м 3 природного газа, или 1420 кг угля.)
Это количество тепла создается тепловым потоком в 1400 Вт /м 2 . Однако вследствие вращения и шарообразной формы Земли в атмосферу проникает менее 25% солнечной энергии, всего около 1000 кДж /см 2 в год из общего количества в 4200 кДж /см 2 в год. Более того, часть этой энергии, проникающей в атмосферу, отражается облаками и поверхностью Земли. Отношение доли отраженной энергии ко всей поступившей называется альбедо, величину которого для Земли в целом оценивают в 28%. Таким образом, солнечная энергия достигает нижних слоев атмосферы в количестве около 720 кДж /см 2 в год.
Здесь эта энергия, в основном (около 96 %) в виде тепла, перераспределяется следующим образом. Четверть солнечной энергии, или 250 кДж /см 2 в год, поглощает атмосфера, а на долю земной поверхности приходятся остальные 470 кДж /см 2 в год. В соответствии с соотношением площадей суши и моря основная доля этой энергии — в среднем около 334 кДж /см 2 в год — достигает поверхности Мирового океана. Однако поглощение энергии происходит неравномерно и зависит от угла падения лучей Солнца. В тропических широтах с почти вертикальным падением солнечных лучей величина поглощаемого солнечного тепла максимальна и достигает 420-500 кДж /см 2 в год. В высоких широтах удельное поглощение снижается до 20-40 кДж /см 2 в год. Малые углы падения солнечных лучей, высокая отражательная способность снежно-ледовой поверхности, чистота и прозрачность атмосферы являются причинами того, что в Арктике и Антарктике образуются своеобразные «окна», через которые тепло рассеивается в околоземном пространстве. Поэтому в Антарктиде и расположен полюс холода, а термический экватор смещен примерно на 10 к северу относительно географического.
В среднем в полярных областях океан теряет тепловой энергии на 20-40 кДж /см 2 в год больше, чем получает от Солнца. Практически область отрицательного баланса начинается с 40-45 южной широты и 50° северной широты. В Тихом океане, к востоку от Японских островов, зафиксирована область максимальной теплоотдачи, превышающая здесь 200 кДж /см 2 в год, т. е. двух третей поступающего тепла.
В целом альбедо Мирового океана выше, чем для Земли в среднем, и составляет 49%. Оно изменяется от 80% в полярных областях (лед, снег) до 5-15% в обычном море. Из общего теплового потока в 350 Вт /м 2 поверхности океана достигает всего 51%, или 176 Вт /м 2 .
В среднем Мировой океан термически уравновешен и отдает все поступающее на его поверхность тепло. Основная часть этого тепла в количестве 88 Вт /м 2 расходуется на испарение воды, после чего эта энергия в виде теплоты конденсации поступает в атмосферу. Около 61 Вт /м 2 поглощенной энергии возвращается обратно в виде теплового инфракрасного излучения, 14 Вт /м 2 расходуется на турбулентный поток тепла в атмосферу и тепловое перемешивание верхних слоев Мирового океана, а остальные 13 Вт /м 2 отражаются его поверхностью в атмосферу.
Энергия Солнца — главный, но не единственный источник тепла на планете. Другой, значительно менее интенсивный источник — это глубинное тепло недр Земли, где оно выделяется при распаде радиоактивных элементов. Глубинный тепловой поток оценивают в среднем для планеты в 48 мВт /м 2 , что примерно в 3000 раз слабее потока солнечного тепла. Правда, нельзя забывать, что приток глубинного тепла относительно стабилен во времени, в то время как поступление солнечной энергии на поверхность океана подвержено суточным и сезонным колебаниям. Поэтому низкая температура глубинных и придонных вод Мирового океана практически постоянна, а более высокая температура поверхностных вод колеблется в зависимости от сезона и времени суток.
По сравнению с воздухом морская вода обладает значительно более высокой теплоемкостью и поэтому способна аккумулировать значительные запасы тепловой энергии. В Тихом океане их величину оценивают в 1,62х10 22 кДж, в Атлантическом океане — 0,77х10 22 кДж, в Индийском — 0,69х10 22 кДж. Суммарные запасы тепла Мирового океана, таким образом, можно оценить в 3,08х10 22 кДж, что соответствует 25 годам полного поглощения всей поступающей на поверхность океана солнечной энергии без рассеяния в атмосфере и отражения.
Источник