Содержание к диссертации
Введение
Глава I. Общие черты гидрохимии соединений фосфора и их. распределения в океане
1.1. Формы фосфора и методы их определения II
1.2. Растворенный неорганический фосфор 14
1.3. Растворенный органический фосфор 16
1.4. Взвешенный фосфор/ 17
1.5. Глобальный круговорот и баланс фосфора в океане 20
1.6. Распределение соединений фосфора в океане 22
Глава 2. Трансфоилация фосфора при химико-биологических процессах и их математическое описание 34
2.1. Потребление фосфора фитопланктоном и факторы, влияющие на скорость этого процесса 34
2.2. Выделение соединений фосфора из фитопланктона 58
2.3. Трансформация соединений фосфора гетеротрофными организмами 60
2.4 Регенерация фосфора из мертвого органического вещества 64
Глава 3. Моделирование химико-биологической трансформации соединений фосфора 72
3.1. Вводные замечания. Обзор моделей распределения и изменчивости фосфора 72
3.2. Схема моделирования круговорота фосфора при химико-биологических процессах 81
3.3. Изучение влияния изменчивости и погрешности параметров схемы на рассчитываемые концентрации фосфатов 91
Глава 4. Моделирование общего распределения и изменчивости форм фосфора в океане 98
4,1. Моделирование сезонной изменчивости соединений фосфора в гипертрофных водах 98
4,2, Моделирование вертикального распределения фосфора в фотическом слое олиготрофных районов 104
4,3, Моделирование основных черт распределения фосфора в химико-океанографических районах южной половины Мирового океана
4.4. Моделирование распределения и расчет оборачивавмости фосфора в меридиональной плоскости Тихого океана
4.5. Влияние схем физических процессов на особенности рассчитываемых в моделях полей распределения биогенных элементов 129
Выводы 133
Литература
- Растворенный неорганический фосфор
- Выделение соединений фосфора из фитопланктона
- Схема моделирования круговорота фосфора при химико-биологических процессах
- Моделирование вертикального распределения фосфора в фотическом слое олиготрофных районов
Введение к работе
Материалы наблюдений за распределением и изменчивостью гидрохимических параметров представляют собой важный индикатор состояния природной системы Мирового океана. Поэтому большое значение имеет задача исследования особенностей этого распределения и прогноза изменчивости гидрохимических характеристик морской воды.
Такая задача оптимально может быть решена с помощью математического моделирования.
Модельный подход в биогидрохимии позволит изучить относительную роль различных факторов, влияющих на величины концентраций элементов, рассчитать их оборачиваемость и выполнить ряд других задач химической динамики. Адекватность модели фактическому распределению сможет служить численным доказательством положенной в ее основу теории формирования гидрохимических полей, а несоответствие сможет указать места, где должны быть сконцентрированы дальнейшие исследования. Немаловажным представляется также возможность получения в моделях информации (временная изменчивость, потоки элементов), способной быть сравнимой с аналогичной информацией из других наук, занимающихся изучением океана (биологии океана, физики океана).
После изучения роли различных факторов можно будет подойти к решению задач прогнозирования распределения и изменчивости гидрохимических полей, а также использовать модель для расчета оценочных концентраций гидрохимических элементов в случае отсутствия прямых наблюдений.
Модельный подход сравнительно давно применяется в смежных с химией моря науках - морской биологии и, особенно, физике океана. Как известно, предметы исследования этих наук имеют первостепенное значение для формирования полей распределения гидрохимических элементов, а в этих областях существует потребность в использовании данных по гидрохимии. В физике океана химические элементы рассматривают обычно как трассеры, помогающие проиллюстрировать модели циркуляции (чаще всего учитывают 02, С14). В биологии моря необходимо рассматривать концентрации биогенных элементов, определяющих первичные звенья экологических цепей. Но в этих смежных с химией моря науках исследование гидрохимических параметров не является самоцелью и, поэтому, в моделях их обычно представляют как вспомогательный, внешний по отношению к главным характеристикам моделей параметр. Существующие модели химических элементов чаще всего посвящены лишь частным вопросам их динамики (регенерация биогенных элементов, формирование экстремумов распределения). Их обзор дан в главе 3.
В настоящий момент назрела необходимость разработки универсального подхода к созданию моделей, специально посвященных рассмотрению различных вопросов о статике и динамике химических элементов. Эту задачу и призвана решить данная работа.
В качестве объекта моделирования выбран фосфор - один из важнейших биогенных элементов, имеющий решающее значение для океанской биоты. С одной стороны, фосфор - незаменимый когшонент живого вещества, участвующий в процессах фотосинтеза, переноса энергии, входящий в структурные элементы клеток, с другой стороны, концентрации фосфора в поверхностных водах океана обычно очень малы, и именно они, в соответствии с принципом толерантности, управляют уровнем биологической продуктивности. Кроме того, по фосфору (по растворенному неорганическому фосфату) накоплен наибольший из всех биогенных элементов массив наблюдений в океане, что позволяет ~ 9 - получить более полную картину распределения и изменчивости этого элемента.
Предлагаемый подход к моделированию соединений фосфора заключается в четком разграничении химико-биологических и физических процессов и использовании единой универсальной схемы для параметризации химико-биологических процессов.
Для составления подобной схемы имеется возможность использовать коэффициенты, полученные в экспериментальных работах, а также коэффициенты, принимаемые для описания отдельных черт динамики фосфора в химических и биологических моделях. Схема должна быть, с одной стороны, достаточно простой, чтобы не усложнять вычислений и не включать в рассмотрение излишние детали, с другой стороны -способной отражать основные черты химико-биологической трансформации фосфора.
Для представления в пространственных моделях физических процессов адвекции и турбулентности могут быть использованы только математические модели циркуляции океана, так как только для них выполняются законы сохранения. Однако, существующие в настоящее время модели циркуляции недостаточно подходят для решения гидрохимических задач: они обладают крупным шагом по пространству (5-10) и не отражают некоторых черт циркуляции, имеющих очень большое значение для баланса биогенных элементов, например, прибрежных апвеллингов. Отсюда следует, что первой возможной задачей пространственного моделирования биогенов может быть создание моделей, отражающих наиболее важные макромасштабные черты их распределения в океане, прежде всего, их широтное распределение.
Использование вышеназванной схемы химико-биологической трансформации фосфора в качестве структурного блока позволяет создавать разнообразные модели для решения ряда конкретных задач гидрохимии ~ 10 - фосфора. Это иллюстрируется в данной работе четырьмя примерами: с помощью точечной нестационарной модели решается задача моделирования сезонной изменчивости соединений фосфора в прибрежных гипертрофных водах умеренных широт, с помощью одномерной модели, учитывающей только вертикальный турбулентный обмен, решается задача моделирования мезомасштабных черт вертикального распределения соединений фосфора в фотическом слое олиготрофных районов, с помощью двухмерной модели, использующей схему меридиональной циркуляции в южной половине мирового океана решается задача моделирования макромаоштабных черт распределения соединений фосфора в химико-океанографических районах южной половины Мирового океана, и, наконец, с использованием схемы циркуляции в меридиональной плоскости Тихого океана решается задача моделирования макромаоштабных черт распределения соединений фосфора в меридиональной плоскости Тихого океана.
По вычисленным в моделях полям и кривым делается расчет характеристик химической динамики фосфора и показывается принципиальная возможность использования подобных математических моделей для прогнозирования распределения соединений этого элемента. - II -
Растворенный неорганический фосфор
Большая часть валового фосфора морской воды представлена в виде растворенного неорганического фосфора. В эту группу входят ионы ортофосфорнои кислоты, а также ионные комплексы этих ионов с другими компонентами морской воды (Гулбрандсен, Роберсон, 1977). Фосфорная кислота диссоциирует трехстадийно: Н3Р04 sfl+ + HgPOJ , HgPOJ « Н+ + НРО , НР0- =:11+ + Pof" . Термодинамические константы диссоциации по Р.Кестеру и А.Питковичу (Kester, Pytkowicz, 1967) при 25С и давлении I атм равны: где сЛ - активности компонентов. Соотношение кажущихся констант диссоциации по мере увеличения ионной силы раствора остается примерно тем же, то есть величина максимальна для к1 и минимальна для к3 #
Соотношение разновидностей ионов ортофосфорної! кислоты в морской воде нельзя еще определить достаточно точно, а можно лишь оценить. Пользуясь вышеупомянутыми константами, можно получить,что при рН « 8,0, солености 33/оо, температуре 20С, давлении I атм ИХР » 2,3 мкг-ат Р/л количество [H3P0J- ничтожно, (ЩРО 0,023, [нР0"]= 2,0, [РО ]= 0,276 мкг-ат Р/л (Гулб-рандсен, Роберсон, 1977).
Ионы ортофосфорной кислоты обладают свойством создавать ионные пары с металлами, причем величины ионного комплексообразования для главных катионов морской воды значительны и максимальны для 2+ Са Самое большое количество комплексов у высоковалентного о— ИОНа Р0 По оценкам Кестера И Питковича (Kester, Pytkowicz, 1967), только 0,4$ Pof свободно, тогда как для НР0 свободно «» " Я"" 56% ионов. Для свободных ионов соотношение Н2Р04 : НР0 : Р0 = = 0,023:1,1:0,001. Таким образом, ион НРо представляет собой главный ион фосфата в морской воде.
Наиболее распространенная соль, содержащая фосфор,-фосфат кальция. Влияние температуры и солености на растворимость этого соединения недостаточно изучено, однако известны районы океана, где формируются осадки, содержащие эту соль. Таким образом, в природе существуют условия, где эта соль, по-видимому, может выпадать в осадок (Spencer, 1975).
Значительное количество фосфата, связанного с минералами в осадках, будет обмениваться с растворенным фосфатом морской воды, что может обогащать воды этим элементом (Rochford, 1951, цит. по Spencer, 1975).
Большое количество неорганического фосфора находится в водорослях в виде полифосфатов, которые не реагируют с солями молибденовой кислоты. При кислотном гидролизе наряду с этими соединениями гидролизуются также лабильные фосфаты, и такие соединения не могут быть отделены от конденсированных органических полифосфатов (Spencer, 1975, упер, 1977).
Растворенные органические соединения образуются из живых организмов или мертвой органической взвеси. Поэтому их химический состав представляет собой либо соединения, идентичные содержащимся в живых организмах, либо соединения, образующиеся на первых стадиях их минерализации.
Подробных сведений о природе растворенных органических соединений фосфора в настоящее время нет. Различными авторами идентифицированы некоторые из этих соединений, однако цельной картины на настоящий момент не создано. Филлипсом (цит. по Хупер, 1977) выделено 6 фракций, из которых 3 могут быть нуклеотидами или полинуклеотидами и три фосфори дарованными углеводами.
Часть фосфора, выделяемая одноклеточными водорослями, гидро-лизуется щелочной фосфотазой, что указывает на присутствие монофосфатных эфиров» Олигофосфорная или фосфиновая кислота, присутствующая во многих морских организмах, предположительно также войдет во фракцию растворенного органического фосфора, наряду с такими соединениями, как фосфонуклеотиды (Spencer, 1975). Іолм-Хансен (цит. по Хупер) выделил из морской воды ДНК. Армстронг (цит. по Хупер, 1977) показал, что нуклеиновые кислоты легко разрушаются под действием ультрафиолетового излучения, поэтому их вряд ли можно обнаружить в поверхностных слоях, но в нижележащих водах.их, вероятно, можно обнаружить.
Хупером (1977) выделен неустойчивый неорганический фосфор, главным образом пирофосфат или полифосфат, а в афотической зоне -нуклеиновые кислоты. Этим же автором подчеркивается, что обычно идентифицированные фракции составляют лишь небольшую часть общего растворенного органического фосфора.
Фосфоросодержащие растворенные органические соединения обладают различными свойствами, и характеризующие их как единое целое интегральные коэффициенты (например, коэффициент фосфатофикации) должны сильно изменяться по времени и от точки к точке. Подобные коэффициенты служат лишь наиболее грубым попыткам описать реально идущие процессы, однако в решении модельных задач их использование необходимо.
Выделение соединений фосфора из фитопланктона
Фосфор, агрируемый при фотосинтезе, может высвобождаться из организмов фитопланктона при процессах дыхания (выделение неорганических соединений фосфора), эксудации (выделение органических соединений фосфора) и при отмирании. Кроме того, при выедании фитопланктона часть фосфора, содержащегося в нем, попадает в организмы зоопланктона и передается далее в организмы более высоких трофических уровней.
Дыхательные процессы в целом обратны процессу фотосинтеза. Известно, что дыхание происходит и на свету и в темноте, причем на свету интенсивность дыхания возрастает из-за усиления основных процессов дыхания в митахондриях и вследствие фотодыхания. Кроме света, на интенсивность этого процесса влияют содержание 0%, содержание COg, высокая температура и рН.
Измерение дыхания фитопланктона в открытом океане практически невозможно из-за его очень низкой интенсивности и вследствие дыхания других микроорганизмов.
В математических моделях скорость этого процесса принимается либо пропорциональной биомассе фитопланктона, либо пропорциональной интенсивности его продукции.
Суточное дыхание фитопланктона оценивается величинами около 10$ от суточной продукции углерода (Парсонс и др., 1982), (Меншун-тин, Финенко, 1973), 2Ъ% ( Hellebust, 1965, цит.по Іупер, 1977). Выделение углерода сопровождается выделением фосфора (Хупер,1977).
Под эксудавдей понимают потерю органического вещества морскими водорослями ( Sieburth, 1969, цит. по Парсонс и др.,1982). Это относится и к соединениям фосфора. По данным С.П.Спенсера ( Spencer, 1975) органический фосфор выделяется в воду вследствие жизнедеятельности живого фитопланктона, а также из стареющих и поврежденных клеток. На скорость этого процесса влияют возраст клеток и интенсивность освещенности. Величина эксудации может достигать 4С$ от дневной чистой продукции, но, как правило, здоровые клетки выделяют около 15$ общего количества связываемого углерода ( Eppley, Sloan, 1965, цит. по Парсонс и др., 1982).
Поскольку зеленые растения представляют собой основные продуцентов органического вещества в море, то даже небольшая степень эксудации должна приводить к ощутимому пополнению запаса органических веществ в среде. Поэтому данный процесс необходимо учитывать в математических моделях,
В процессе развития фитопланктонного сообщества, вследствие гибели определенной части потомства каждой клетки происходит отмирание небольшой части популяции водорослей (Моделирование..., 1979). Следует различать два вида естественной смертности - постепенный, пропорциональный биомассе водорослей, и массовый - единовременное отмирание клеток, например, часто сопровождающее вспышки цветения фитопланктона.
Об удельных скоростях отмирания в природных условиях сведений не имеется, что объясняется методическими трудностями, а данные экспериментальных работ, безусловно, не могут полно отразить реально идущие процессы. Порядок величин естественного суточного отмирания в экспериментах изменяется в пределах 0,03-0,13 сут (Моделирование..., 1979).
В математических моделях для отражения этого процесса используют два пути: либо полагают удельную скорость отмирания постоянной, либо полагают ее функцией некоторых дополнительных условий, например, принимают, что при достижении биомассой водорослей какого-то критического уровня удельная скорость мгновенно возрастает до 0,5 или 1,0 сут"41 или становится равной суточной продукции,
На все гетеротрофные организмы, как это указывалось выше, приходится лишь 0,05-2$ от валового фосфора, поэтому в общей схеме, касающейся трансформации фосфора при химико-биологических процессах, представляется возможным рассматривать все гетеротрофные организмы в одном блоке, который условно назовем "зоопланктон".
Суммарная геохимическая роль всех организмов, рассматриваемых в этом блоке в миграции фосфора, сводится к потреблению авто-трофов (фитопланктона) и мертвого органического вещества детрита и к выделению фосфора при дыхании, метаболизме и отмирании в виде растворенного неорганического, растворенного органического и взвешенного органического фосфора. Потребление одних гетеротрофов другими может быть учтено за счет введения членов, описывающих каннибализм. Роль бактерий, также относящихся к гетеротрофным организмам, будет раскрыта в следующем разделе.
В данном разделе будет дан краткий обзор схем, описывающих питание гетеротрофов,и более подробно будет сказано об особенностях выделения различных форм фосфора живыми организмами.
Баланс (либо энергетический, либо массовый) зоопланктона можно описать следующим образом: потребленная пища ( R ) частично не усваивается ( F ), усвоенная часть тратится на метаболизм ( Т ) и рост ( & ) (Парсонс и др., 1982): R-G+T+E (2.27)
Общая продукция сообщества (Р00-щ) согласно В.Е.Заике (1972, цит. по Шушкиной, 1977) складывается из продукции отдельных попу-ляций Д. Р{ , выделения во внешнюю среду неусвоенной части пищи всеми уровнями сообщества, начиная со второго ( 2_.1 Ли рациона хищников( г. C%j Для описания влияния концентрации пищи на интенсивность питания гетеротрофных организмов R чаще всего применяется зависимость Ивлева (Ивлев, 1955): R=Rmax (1-Є КР) (2.29) где Rm«x - максимальный рацион, р - концентрация пищи, К - коэффициент, принимаемый близким к единице. Существуют многочисленные модификации этой зависимости, например, учитывающая пороговую концентрацию пищевых объектов (р0): (Парсонс и др., 1982): R=R„« (1-e K(P Pe)) (2.30) или рассматривающая вместо концентрации пищи в степени экспоненты трофоэкологический коэффициент (Меншуткин, 1971) и другие.
Эта зависимость иногда применяется также для описания роста фитопланктона, наряду с этим зависимость Михаэлиса-Ментен и ее модификации, (2.9), (2.13), применяемые обычно для фитопланктона, применяются также для описания питания зоопланктона (Айзатуллин, Леонов, 1974, 1975 , Leonov, 1980).
Схема моделирования круговорота фосфора при химико-биологических процессах
Рассмотренные в предьщущем параграфе модели явно или неявно оперировали с какой-либо схемой переноса фосфора при продукционно деструквдонных процессах. Однако эти схемы были приспособлены лишь для решения частных задач, таких как, например, фосфатофи-кация ОВ, формирование слоя максимума и т.п. Нами предпринята попытка построить универсальную схему, способную быть использованной в гидрохимических моделях с различными задачами» Такая схема для описания источников может быть соединена с любой схемой циркуляции вод в качестве структурного блока модели. Основанием для построения этой схемы может служить то, что химико-биологические процессы в различных районах океана протекают в общих чертах одинаково. С точки зрения гидрохимика, цель подобной схемы - отразить процессы потребления фосфатов при фотосинтезе, переноса в составе взвешенного живого и мертвого органического вещества и регенерации фосфатов. Она должна оперировать с более детальными блоками, чем растворенный и взвешенный фосфор, чем наиболее часто ограничиваются в моделях, да и в наблюдениях, чтобы, во-первых, иметь возможность параметризовать процессы, сравнивая рассчитываемые концентрации блоков с наблюдаемыми, и, во-вторых, иметь возможность пользоваться литературными оценками скоростей перехода.
В предлагаемой нами схеме (рис.3.1) - пять блоков: растворенный неорганический фосфор Р , растворенный органический фосфор R , фосфор автотрофных организмов (преимущественно фитопланктона) Р , фосфор гетеротрофных организмов (преимущественно зоопланктона) z , фосфор мертвого органического детрита D . Эти блоки предназначены отразить суммарный геохимический эффект групп организмов и мертвого органического вещества в процессах биохимического круговорота фосфора в водах океана. В соответствии с принятой схемой источники, описывающие химико-биологическую изменчивость концентраций компонентов для пяти названных блоков были приняты следующими: Фитопланктон Р J ГПОР где PF = KPp F F - удельная скорость потребления неорга нического фосфора фитопланктоном, Крр - максимальная скорость потребления неорганического фосфо-ра фитопланктоном, КР константа, характеризующая потребление фосфатов фитопланктоном, Крр - удельная скорость выделения фитопланктоном растворенного неорганического фосфора, KFR - удельная скорость выделения фитопланктоном растворенного органического фосфора, KFJ) - удельная скорость отмирания фитопланктона, KV, =— Z - выедание фитопланктона зоопланктоном. Г гpop г
Было принято, что фитопланктон имеет постоянный химический состав (по крайней мере по фосфору) и такое положение заложено в стехиометрию по Редфилду. Отсюда следует равенство скорости потребления фосфатов, удельной скорости фотосинтеза и скорости роста биомассы фитопланктона. Скорость потребления фосфатов представлялась зависимой от трех наиболее важных влияющих на этот процесс факторов: концентрации фосфатов в воде, освещенности и температуры.
Влияние концентрации фосфатов на интенсивность потребления их при фотосинтезе представлялось модифицированной схемой Михаэ-лиса-Ментен (2.13), учитывающей в отличие от обычно применяемой (2.9) снижение скорости потребления при очень больших концентра циях фитопланктона. Принятая в моделях величина Кр = 50,0 при пересчете соответствует литературншл оценкам константы полунасыщения К (табл.2.2): Кр= Кр-F » 0,15 - 0,30 мкг-ат Р/л. Иными словами, эта схема позволяет учесть изменчивость величин Кр в разных по трофности районах.
Влияние освещенности на скорость потребления фосфатов представлялась в различных задачах по-разному: в задаче о вертикальном распределении в фотическом слое была использована формула: Крр=КррХ:?- ехрИ - f J ( Steele, 1962; Меншуткин, Фи Аепт -опт / ненко, 1975), где !опт - оптимальная освещенность, !( )- освещенность на горизонте z . В задаче о сезонной изменчивости Крс представлялось функцией времени: КргС «." ем С"" 5 ІПШ ] (3.5) где "t - время в сутках; в задачах о меридиональном распределении - функцией широты: KpF = KPp cos Ф , где У - широта. Подробнее об этом будет сказано ниже. Для описания влияния температуры на интенсивность потребления фосфора в задаче о моделировании распределения в меридиональной плоскости Тихого океана была применена формула (2.24)
Моделирование вертикального распределения фосфора в фотическом слое олиготрофных районов
Изменения по вертикали соотношения компонентов Р , R , р , z , D и модельные характеристики баланса фосфора: I - оборачиваемость фосфора за счет процессов регенерации, 2 - оборачиваемость фосфора за счет процессов регенерации и вертикального турбулентного обмена, 3 - отношение интенсивности потребления фосфора к интенсивности его регенерации. Расчет для ст.134 (Центральная Атлантика). интерес представляет отношение интенсивности регенерации фосфора к интенсивности его потребления (рис.4.4, "3"). Доминирующие продукционные процессы выступают в роли стока фосфатов в слое 5-90 м, где создается органическое вещество, выносимое затем за счет пассивного оседания, адвекции и турбулентного обмена в нижележащую толщу океана, где преобладающие процессы регенерации выступают в роли источника растворенных фосфатов.
Рассчитанные величины концентраций фосфатов (блок Р) на горизонте 0 м оказались на 0,001-0,010 мкг-ат Р/л выше концентраций на нижележащих горизонтах. Подобное явление наблюдается и в океане ( Cooper, 1937, 1938, цит. по Goering, Menzel, 1965, Goering, Menzel, 1965, Зайцев, 1979). Дж.Геринг и Дж.Мензель (1965) проделали статистическую обработку данных анализов проб, взятых с глубины I м и 3 мм. Оказалось, что концентрации различных биогенов, в том числе фосфатов, на поверхности выше в среднем на 0,08 мкг-ат Р/л. Как предполагают цитируемые авторы, это явление можно объяснить различными скоростями утилизации на различных глубинах, пузырьковым переносом, обменными реакциями, приводящими к увеличению концентрации катионов у поверхности или дождями.
По результатам модели на поверхности наблюдается преобладание интенсивности деструкционных процессов над продукционныгли (рис.4.4, "3"). Это может быть связано с тем, что на верхнем горизонте, в отличие от нижележащих, уменьшение биомассы фитопланктона из-за выноса живых клеток под действием силы тяжести компенсируется лишь диффузионным переносом снизу, а привнос живых клеток сверху отсутствует. Результатом этого будет снижение интенсивности утилизации биогенов, что соответствует первому предполо- жению Дж.Геринга и Дж.Мензела ( Goering, Menzel, 1965).
Применение данной математической модели позволяет рассчитать вертикальную изменчивость элементов и характеристик баланса фосфора, что позволяет получить более полные представления об особенностях его динамики и вкладе отдельных биотических и абиотических компонентов в этот процесс. Представляется перспективным применение подобных моделей для анализа влияния на химико-биологическую структуру фотического слоя катастрофических прорывов верхнего квазиоднородного слоя, адвективных подъемов вод, связанных с подводными горами и т.п.
Совместное влияние адвекции, турбулентности и химико-биологических процессов на формирование полей распределения соединений фосфора описано в нижеследующей модели. В данной задаче ставится целью расчет стационарного двухмерного поля распределения фосфатов в южной половине меридиональной плоскости Мирового океана. Это даст возможность смоделировать наиболее важные региональные черты, присущие вертикальному распределению фосфатов в различных широтных зонах (в различных химико-океанографических районах) океанов. Для расчетов было использовано следующее уравнение: где v и иг - компоненты скорости течения по осям у и z , AL » Е - коэффициенты горизонтального и вертикального турбулент ного обмена, R p - источник, связанный с действием химико-биологических процессов, № р скорость пассивного погружения субстан щи Ф , если Ф - взвесь.
Для компонентов скорости V и W должно выполняться уравнение неразрывности, кроме того, должен отсутствовать перенос субстанций через границы рассматриваемой области. Поэтому для расчетов было решено воспользоваться результатами модели динамики океана, в которой рассчитывалась бы функция тока. В качестве такой модели была выбрана двухмерная прогностическая модель В.Б.Залесного, Ю.И.Иванова (1976, 1978) циркуляции южной половины Мирового океана в меридиональной плоскости.
Функция тока, рассчитанная в этой модели, отражает основные черты глобальной циркуляции: подъем вод в районе экватора, опускание в тропических широтах, подъем в умеренных и опускание у берегов Антарктиды (рис.4.5). Температурный коэффициент горизонтального турбулентного обмена в этой модели задавался постоянным и равным 10 смг/сек, температурный коэффициент вертикального турбулентного обмена - зависящим от числа R и меняющимся от 0,3 см /сек на широте 0-5 до 100-200 скг/сек на широте 60-65ю.ш. Рассчитанные В.Б.Залесным, Ю.И.Ивановым (1978) поля температуры и солености отражают основные качественные черты наблюдаемых распределений этих характеристик (рис.4.5).
Компоненты скоростей ОТ и W непосредственно рассчитывались по значениям функции тока, полученным указанными авторами, коэффициенты горизонтального и вертикального турбулентного обмена для соединений фосфора были нами приняты такими же, как температурные коэффициенты в этой работе.
