Газы, растворенные в морской воде

Верхний слой, достигающий мощности от десяти до первых сотен метров ниже водного уровня, испытывает перемешивание и внутри него как температура, так и соленость воды в вертикальном направлении проявляют гомогенное распределение.

Океан может рассматриваться как двухслойная система.

Вариации солености и температуры океана

Химическийи солевой состав океана представляет собой такую же важную геохимическую константу, как и газовый состав атмосферы, абсолютная соленость океана меняется достаточно интенсивно в зависимости от глубины, географической широты и других условий.

Главные и малые химические компоненты морской воды. (табл. 6.4 и 6.5).

Таблица 6.4.

Химический состав морской воды.

Ионы	Химический состав соли морской воды при хлорности 19 %о (Lyman, Fleming, 1940), %	Главные компоненты морской воды, имеющей хлорность 19%о и r20=1,0243 (Lyman, Fleming, 1940)
Г/кг	Мг х атом/л
Na^+ K^+ Mg^2+ Ca^2+ Sr^2+ Cl^- Br^- So^2-4 HCO^-3 H3BO3	30,61 1,10 3,69 1,16 0,03 55,4 0,19 7,68 0,41 0,07	10,56 0,38 1,27 0,40 0,08 18,98 0,065 2,65 0,14 0,026	470,15 0,96 53,57 10,24 0,09 548,30 0,83 28,24 2,34 0,43

Таблица 6.5.

Малые компоненты морской воды.

Элементы	Содержание, Мг/л	Элементы	Содержание, Мг/л	Элементы	Содержание, Мг/л
He Li N Al Si P Ar Sc Ti V Cr Mn Fe Co Ni Cu	0,0001 0,2 0,5 0,01 0,07 0,6 0,00004 0,001 0,001 0,00005 0,002 0,01 0,0005 0,0005 0,003	Zn Ga Ge As Se Br Kr Rb Sr Y Mo Ag Cd In Sn Sb	0,01 0,0005 <0,0001 0,003 0,004 0,0003 0,3 0,0003 0,01 0,003 0,000055 <0,02 0,003 <0,0005	I Xe Cs Ba La Ce W Au Hg Tl Pb Bi Rn Ra Th U	0,04 0,0001 0,001 0,9 0,0003 0,0004 0,0001 0,000004 0,00003 <0,00001 0,003 0,0002 9,0х10^-15 3,0х10^-11 0,0007 0,002

Соленость и содержание хлора в морской воде точно определить затруднительно, так как при выпаривании морской воды досуха часть бикарбоната разлагается, а часть хлорида гидролизуется, поэтому было дано следующее определение понятие «солености»:

Соленость – это общее содержание твердого остатка в 1 кг морской воды, определенного после того, как весь карбонат переведен в окись, бром и йод и замещены хлором, а органическое вещество полностью окислено.

Кнудсен приводит следующую эмпирическую зависимость между хлорностью (Cl,%) и соленостью (S,%):

S=0,03+1,8050Cl,

где Cl – «общее количество хлора в граммах, содержащееся в 1 кг морской воды после полного замещения брома и йода хлором или хлорность – это величина в граммах на 1 кг пробы морской воды, равная цифровой величине массы в граммах «серебра атомного веса», необходимого для осаждения галогенов в пробе морской воды весом в 0,3285233 кг.

Соленость и хлорность выражаются через вес на единицу количества (1кг) морской воды. Однако при химических исследованиях часто необходимо знать количество растворенного вещества в определенном объеме морской воды. Поэтому было введено понятие «хлористости», как числа граммов хлорида на 1 л морской воды при 20⁰ С. Величина хлористости может быть определена путем умножения величины хлорности на удельный вес морской воды при 20⁰ С.

В расположенном ниже слое, мощность которого от поверхности раздела с верхним слоем до дна достигает нескольких тысяч метров, температура с глубиной убывает. Вертикальные вариации солености в разных местах различны, тем не менее плотность с глубиной всегда возрастает, вследствие чего вода отчетливо расслоена как результат вертикальной стабильности в слое.

В соответствии с этим в нижнем слое скорость горизонтального смешивания весьма значительна, а вертикальное перемешивание совершается медленно.

1. Латеральные вариации солености у поверхности.

2. Изменения солености в поверхностном слое океана контролируется такими условиями как изменения солености в поверхностном слое.

3. Разбавление солевого раствора морской воды притекающими морскими водами, осадками, водами тающих ледников и айсбергов, а с другой стороны увеличение его концентрации в результате испарения. Причем величина испарения прямо пропорциональна скорости ветра и разнице между давлением водяных паров непосредственно у поверхности моря и их давлением в атмосфере.

В целом, соленость выше в теплых течениях и ниже в холодных.

Латеральные вариации температуры в поверхностей зоне моря. Наиболее высокие температуры поверхности моря наблюдаются несколько к северу от экватора, где также наиболее высокая температура воздуха.

Океан все время находится в состоянии равновесия с газовой оболочкой планеты. Это равновесие является подвижным, поскольку количество газов в атмосфере зависит от многих факторов. Тем не менее в данный момент общее количество газов, растворенных в морской воде, также является не менее важной константой, чем состав солей.

Растворенный в морской воде кислород заимствуется из атмосферы на контакте воды с воздухом. Он образуется также при фотосинтезе морских растений. С другой стороны, кислород потребляется при дыхании живых организмов и при окислении различных веществ моря, главным образом органического детрита.

Растворимость кислорода в морской воде зависит от температуры и солености; эта зависимость может быть выражена формулой Якобсона:

V(O₂)= 10,062-0,2822-0,006144t²-0,000061t³-Cl(0,1073-0,003586t+0,000055t²), (6.2)

Где V (O₂) – растворимость кислорода в 1 см³ на 1 л морской воды при нормальных температуре и давлении в условиях равновесия воды и воздуха при нормальном давлении; Cl- хлорность; t – температура воды, ^оС.

Интересно, что во всех океанах существует слой с минимальным содержанием кислорода, глубина которого меняется в зависимости от географии.

Однако Ричардс и Редфилд [1955] указывают, что слои с минимальным содержанием кислорода в океане наиболее часто приурочены к поверхности одной и той же плотности - s_t = 27,2 / 27,3.

Свердруп [1938] рассмотрел возможные причины равновесия между динамическим притоком и биохимическим потреблением в слое минимального содержания кислорода. Считал что, существование слоя с минимальным содержанием кислорода обусловлено главным образом биохимическим расходом кислорода и характером распределения в море органического вещества и сделал заключение, что важной причиной минимума кислородного содержания является существование в океане горизонта перерыва.

Мияки и Сарухаши [1956] исследовав причины вертикальной миграции в море растворенного кислорода, пришли к выводы, что дефицит кислорода тесно связан с увеличением содержания в морской воде углекислоты и с локально протекающим окислительным разложением органического вещества.

Первое исследование изотопного состава растворенного в морской воде воздушного кислорода было проведено Рейкстро, Раддом и Доулом.

Результаты масс-спектрометрических определений показали, что между величиной отношения О¹⁸/О¹⁶ и количеством кислорода, растворенного в морской воде на разной глубине, существует значительное расхождение отрицательного знака. Использовав в качестве стандарта отношение О¹⁸/О¹⁶ в воздухе (0,2039%), удалось установить, что разница между процентным содержанием О¹⁸ и таковым воздуха с глубиной постепенно возрастает, достигая максимума в +0,006% в слое с минимальным содержанием кислорода, располагающемся на глубине около 700 м. После прохождения слоя с минимальным содержанием кислорода σ снова уменьшается, падая на глубине 2870 м примерно до +0,001%. Доул [1952] установил, что кислород, освобождающийся при фотосинтезе, имеет более низкую величину отношения О¹⁸/О¹⁶, чем атмосферный кислород; по его данным, фактор фракционирования равен 0,983. Это должно приводить к уменьшению относительного количества О¹⁸ в растворенном в морской воде кислороде, так как этот кислород частично производится фитопланктоном.

С другой стороны, кислород в морской воде поглощается при дыхании живых организмов, при бактериальных процессах, при окислении органического детрита и т.д.; при этом легкий изотоп кислорода поглощается избирательно. Вследствие этого следует ожидать, что находящийся в воде остаточный кислород по сравнению с воздухом должен быть относительно обогащен О¹⁸. По данным определений Доула [1954], фактор фракционирования изотопов кислорода при процессах поглощения кислорода, растворенного в морской воде, равен 0,991. Необходимо отметить, что азот в газе, растворенном в воде океана, так же как и атмосферный азот, имеет нормальный изотопный состав.

Растворимость азота в морской воде описывается следующей формулой Фокса:

V(N₂) =18,639-0,4304t / 0,00745t²-0,0000549t³-Cl(0,2172-0,00718t+0,0000952t²) (6.3).

Результаты определений показывают, что содержание растворенного азота, а также аргона, неона и гелия, в отличие от кислорода мало изменяется с глубиной и всегда близко к насыщению.

В таблице 6.6 приведен пример данных о вертикальных вариациях содержания растворенных в воде неона и гелия в Атлантическом океане.

Таблица 6.6.

Вариации содержания в морской воде растворенных неона и гелия (Rakestraw и др., 1939).

Атлантический океан (35^о55’ с.ш. и 67^о39’ з.д.), апрель
Глубина, м	Температура, оС	Содержание кислорода, см^3/л	Содержание He+Ne 10-5 см^3/л
	18,28 18,31 17,97 17,93 17,92 17,63 15,62 9,55 3,86 3,16	5,14 5,15 5,05 5,17 5,15 4,90 4,10 3,60 5,88 6,15	18,5 14,1 15,2 15,2 15,2 15,6 15,9 15,9 16,5 17,8

Дата добавления: 2014-01-07