1.1.1. Типичные особенности вертикальной структуры

В вертикальном распределении показателя ослабления направленного света (ПОС) глубоководной области моря выделяются четыре характерных оптических слоя, которым соответствуют слои с определенными гидрологическими, химическими и биологическими свойствами. На рис. 1.1 представлено типичное вертикальное распределение показателя ослабления (ε, нм) в летний период, на котором показаны границы оптических слоев: I – поверхностный; II – промежуточный; III – пограничный; IV – глубинный [1].

Поверхностный слой располагается в эвфотической зоне моря. Глубина ее, в зависимости от прозрачности воды, составляет 40–70 м. В нем летом наблюдаются два характерных максимума, обусловленных более высокой концентрацией фитопланктона на этих глубинах (рис. 1.2). Первый максимум располагается в сезонном термоклине, второй находится в верхней части постоянного галоклина моря и приурочен к холодному промежуточному слою вод ХПС. Величина ПОС в термоклинном максимуме (в коротковолновой части спектра, 420–450 нм) может достигать 0,5–0,6 1/м. Его профиль может быть многомодальным в соответствии с вертикальным распределением плотности воды (рис. 1.3). Галоклинный максимум, как правило, значительно меньше термоклинного и иногда может не наблюдаться. В зимний период, с исчезновением сезонного термоклина, связанный с ним максимум ПОС отсутствует, а галоклинный (в ХПС) в ряде районов моря сохраняется. На рис. 1.4 приведены примеры межсезонной изменчивости вертикального распределения ПОС в поверхностном оптическом слое для глубоководной области моря.

На северо-западном шельфе вертикальное распределение ПОС отличается от глубоководной области. Здесь в летний период сезонный термоклин и постоянный галоклин совпадают по глубине, создавая единый пикноклин, в котором образуется один подповерхностный максимум. В области материкового склона происходит разделение термоклина и галоклина, и соответственно образуются связанные с ними два максимума, наблюдаемые в поверхностном слое глубоководной области. В зимний период на северо-западном шельфе в большей его части наблюдается однородное вертикальное распределение прозрачности воды и лишь в западной части в поверхностном слое прозрачность воды понижается, что обусловлено влиянием мутных вод Дуная.

Промежуточный слой отличается минимальными значениями на профилях вертикального распределения ПОС. Существует во все сезоны. Толщина его (по критерию ±0,01 1/м от минимального значения в слое) составляет летом 15–30 м, зимой 20–80 м. Глубина залегания εmin колеблется в зависимости от района моря и сезона в пределах 50–150 м. Минимальные значения ПОС, наблюдавшиеся в слое, составили около 0,04 1/м ( λ = 420 нм).

Высокая прозрачность вод в промежуточном слое объясняется постепенным растворением биологических частиц, осаждающихся из верхней продуктивной зоны, и отсутствием в этом слое, расположенном глубже зоны фотосинтеза, источников органической взвеси.

Пограничный слой, с повышенными значениями ПОС, располагается в переходной зоне между кислородными и сероводородными водами моря, так называемой редокс-зоне. В среднем пограничный оптический слой находится на 15–18 м выше границы сероводородных вод. Наблюдается на большей части глубоководной области во все сезоны на глубинах 70–210 м. Иногда в слое имеется несколько максимумов (рис. 1.5). Этот слой наиболее интенсивен в зоне Основного черноморского течения (ОЧТ) и слабо выражен, а иногда отсутствует, в центрах циклонических круговоротов (рис. 1.6).

Происхождение пограничного слоя связано с геохимическими процессами, происходящими в редокс-зоне. Основной из них – образование взвеси окислов марганца и железа. Эти элементы в сероводородной воде находятся в растворенном состоянии и на прозрачность воды практически не влияют. Попадая с вертикальными токами воды в редокс-зону, где появляется кислород, марганец и железо окисляются, образуя нерастворимые в воде гидроксиды, замутняющие воду.

Глубинный слой [2] начинается с верхней границы сероводородных вод. Слой характеризуется монотонным изменением ПОС с глубиной, имеющим различный ход в зависимости от длины волны излучения (рис. 1.7). В длинноволновой области спектра показатель ослабления практически не изменяется с глубиной, в коротковолновой возрастает, причем тем быстрее, чем короче длина волны.

Возрастание в глубинном слое показателя ослабления света с глубиной в коротковолновой области спектра связано с постепенным увеличением в глубинных водах моря концентрации желтого вещества. Показатель поглощения желтым веществом изменяется в зависимости от длины волны света по закону , вследствие чего влияние ЖВ на ослабление света быстро убывает с увеличением λ и в длинноволновой области спектра практически не сказывается.

Придонный слой [3]. В придонной области глубоководной части моря существует особый слой – с однородным по вертикали распределением показателя ослабления света (рис. 1.8). Этот оптический слой совпадает по толщине с гидрологически однородным придонным слоем вод, толщина которого может достигать несколько сотен метров. Причиной его образования является перемешивание придонных вод конвективными токами, возникающими у дна вследствие геотермального потока тепла. Показатель ослабления света в придонном однородном слое резко возрастает, что вызвано увеличением в нем концентрации взвешенных частиц, которые выносятся из осадков конвективными токами.