WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 15 |

Горизонтальные и вертикальные движения вод Мирового океана создают не только зоны повышенной и высокой продуктивности (фронтальные зоны, апвеллинг), но и являются своеобразными “артериями”, которые способствуют функционированию всей системы жизни в океане. Если поверхностные течения, являясь своеобразными “реками” в Мировом океане, обеспечивают связь, взаимовлияние между представителями различных сопредельных ареалов, то фронтальные разделы, фронтальные зоны выступают нередко в роли “границ” между ареалами различных гидробионтов.

Как известно, под действием гравитационных сил Луны и Солнца в Мировом океане возникают волновые движения - приливы и отливы. Приливообразующая сила, действующая на каждую частицу воды, представляет сумму приливообразующих 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 колебаний уровня Мирового океана, необходимо заметить, что скорости течений, вызываемых приливами, в подавляющем большинстве удаленных от берегов районов, очень малы и колеблются в пределах от нескольких миллиметров до нескольких 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 горле 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 горизонтальное 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 течения постоянно переносят планктонные организмы и тем самым оказывают влияние на их распределение; они также оказывают влияние на короткопериодные миграции некоторых промысловых рыб, в частности, даже таких глубоководных, как тупорылый макрурус хребта Рейкьянес.

Ветровое волнение, как известно, является одним из важнейших параметров, характеризующих гидродинамические условия того или иного района Мирового океана. Волнение способствует повышению концентраций растворенного кислорода 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 неблагоприятное влияние на многие морские организмы. Так, сильное волнение (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 физикохимических 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, перемешиванием и морскими течениями оптические свойства во многом определяют температуру воды, ее суточные и сезонные колебания.

Из общего количества прямой и рассеянной солнечной радиации, достигающей моря, часть ее отражается от морской поверхности, другая часть, преломляясь, 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 падающий на него свет, а отражает менее 5%. Однако при появлении больших пятен пены во время волнения увеличивается и отражательная способность морской поверхности: она может превысить 40% падающего излучения. С убыванием 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 зоопланктона.

В целом относительная прозрачность воды подчиняется циркумконтинентальной 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 примерно 10-20 м; воды с такой прозрачностью занимают около 32% океанской акватории. В тропических широтах содержание планктона минимально, поэтому прозрачность здесь 30-40 м и более (Саргассово море - 62 м; Тихий и Индийский океаны в зоне Южной тропической конвергенции - 67 и 50 м соответственно).

Ареал подобных вод занимает 29,8% площади Мирового океана. Наиболее широко распространены воды с прозрачностью 20-30 м; они обычны для субтропиков, 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 циклонических круговоротах наблюдается понижение прозрачности, а в антициклонических - повышение. Как представляется, это связано в первую очередь с распределением концентраций фитопланктона, которые зависят от поступления в фотический слой биогенных элементов (как известно, в циклонических круговоротах наблюдается подъем глубинных вод).

Химия океанских вод (основные данные). Морская вода представляет собой слабый раствор элементов практически всей периодической таблицы Менделеева. Вещества и элементы, присутствующие в водах Мирового океана, содержатся 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 организмами. При этом нередко концентрации биогенных элементов бывают меньше содержания микроэлементов в тканях живых организмов. Кроме того, в последние 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 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,Mg2+ 1,2965 8,81 2,7124 4,SO2- Са2+ 0,4119 1,69 F- 0,0013 К+ 0,3991 0,84 Br 0,0674 0,Sr2+ 0,078 0,01 H3ВО3 0,0255 0,Сумма 12,8749 49,99 Сумма 22,3007 49,Морская вода содержит эти элементы в форме растворенных элементарных ионов, комплексов ионов и молекул кислородсодержащих кислот. В сумме главные ионы и их соединения составляют 99,99% массы всех растворенных в океанской воде минеральных веществ. Они-то и определяют соленость вод Мирового океана.

Соленость, как и температура, влияет на все свойства воды и на протекающие в Мировом океане процессы. Она влияет на распределение плотности, от которой зависят плотностные течения и вертикальное перемешивание вод океанов.

o Средняя соленость Мирового океана равна 34,73 o o: при этом в большинстве o районов открытого океана соленость меняется от 32,0 - 33,0 до 37,0 - 37,5 o o.

Наибольшая соленость в поверхностном слое океанов наблюдается в тропиках, где испарение резко превосходит осадки. Здесь в Атлантическом океане и в o Аравийском море соленость превышает 37,0 o o. В экваториальной зоне, в результате выпадения большого количества осадков, соленость поверхностного o слоя заметно ниже: в Атлантике она составляет 35,0 o o, в Индийском и Тихом o океанах - от 34 до 35 o o. В зонах умеренных широт всех океанов соленость уменьшается с широтой. По подсчетам В.Н. Степанова (1974), средняя солеo ность поверхностных вод Атлантического океана равна 35,30 o o, Тихого - o o o 34,85 o o, Индийского - 34,87 o o и Северного Ледовитого - 34,10 o o. При этом можно говорить о широтной зональности в распределении солености на поверхности океанов. Зональное распределение солености нарушается действием течений. Так, ветви теплого Северо-Атлантического течения, проникая далеко в o Арктический бассейны, несут воды с соленостью до 35 o o, а холодное Лабрадорo ское течение доставляет распресненные воды (до 32 o o) к берегам Северной Америки. Понижение солености поверхностного слоя наблюдается также в местах 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, умереннотропический, тропический и экваториальный) и три региональных типа (индомалайский, присредиземноморский и североатлантический). Они отличаются между собой главным образом степенью распреснения или осолонения поверхностного и подповерхностного слоев. С глубин 1500-2000 м и ниже соленость вод o практически не изменяется и составляет в среднем 34,60 - 34,70 o o.

Экологическая роль солености исключительно велика. Она проявляется через процессы осморегуляции морских организмов в ходе обмена продуктами жизнедеятельности с внешней средой. Соленость, кроме того, влияет на растворимость газов, вязкость воды и другие ее физические свойства.

Тесный контакт с атмосферой обусловливает постоянное присутствие в океанской воде всех газов из состава атмосферы, в первую очередь азота, кислорода, двуокиси углерода, инертных газов. Биохимические процессы и процессы дегазации мантии Земли поставляют в воды Мирового океана аммиак, сероводород и другие соединения и газы. Однако из всех растворенных в воде газов самыми 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 процессах. Кроме того, при пересыщении воды кислородом, которое бывает вследствие интенсивного фотосинтеза, этот газ поступает из океана в атмосферу. Фотосинтез происходит только в тех слоях, в которые поступает солнечный свет, а процессы дыхания организмов и окисления идут на всех глубинах. Слой фотосинтеза (фотический слой) в зависимости от прозрачности воды, количества фитопланктона 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 кислорода колеблется от 4-5 мл/л в тропической зоне до 7-8 мл/л в областях, расположенных в высоких широтах. Это объясняется тем, что с понижением температуры растворимость газов увеличивается.

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 возрастают 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 глубины. 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 организмов. Исключением являются: толщи вод Черного моря от глубин 150-200 м до дна; глубинные слои некоторых районов Аравийского моря; некоторые глубоководные океанические впадины; глубокие впадины норвежских фиордов и Балтийского 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. массовую 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 заливах Балтики.

Углекислый газ (двуокись углерода) поступает в воду при дыхании организмов, при извержении подводных вулканов, при растворении известковых пород берегов и дна, выносится с материковым стоком. Однако главным образом углекислый газ попадает в океан из атмосферы в высокоширотных областях Мирового океана. Здесь же во всех слоях наблюдаются и максимальные концентрации двуокиси углерода. Наиболее низки его концентрации в верхнем слое тропической зоны, что объясняется не только высокой температурой воды, но и интенсивным потреблением его в процессе фотосинтеза. Однако повсеместно в Мировом океане во все времена года концентрации углекислого газа не выступают лимитирующим фактором для биологических процессов.

Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 15 |



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.