CURS 3+4 BIOLOGIE MARINA

caracteristicile apelor oceanice
Proprietăţile fizice
Tensiunea superficială
Tensiunea superficială creşte relativ proporţional cu concentraţia moleculară şi în apele marine este de 76,41 la temperatura de 0°C.

Vâscozitatea
Vâscozitatea apei oceanelor este invers proporţională cu temperatura şi direct proporţională cu salinitatea. Vâscozitatea joacă un rol important în circulaţia maselor de apă pe verticală. De asemenea, de vâscozitatea apei depinde consumul de energie pentru deplasarea organismelor pelagice.

Densitatea
Densitatea apelor marine variază, în funcţie de temperatură, salinitate şi presiune, între 1,02 şi 1,03 g/cm3.
Densitatea scade pe măsura creşterii temperaturii. Este de 1,027 g/cm3 la 0°C şi de 1,02588 g/cm3 la 10°C. În regiunile polare densitatea apelor este în jur de 1,027 g/cm3, iar în zona tropicală de 1,022-1,024 g/cm3.
Densitatea creşte aproape liniar cu creşterea salinităţii. Datorită evaporaţiei în apele de suprafaţă din zonele tropicale are loc o creştere a salinităţii, deci şi a densităţii. Prin urmare, apa mai densă de la suprafaţă coboară, locul acesteia fiind luat de apele mai puţin dense dedesubt. În lipsa unei circulaţii pe verticală în timp se poate instala o stratificare stabilă a apelor după densitate. Îndulcirea apelor marine ca urmare a aportului fluvial, precipitaţiilor şi topirii gheţarilor are ca efect scăderea densităţii. Astfel, în partea estică a Mării Baltice densitatea apei poate fi de 1,004, în timp ce în Marea Nordului, la aceeaşi temperatură, aceasta măsoară 1,026.
Densitatea apei marine creşte şi cu adâncimea, datorită compresiunii adiabatice. La aceeaşi temperatură şi salinitate ea este de 1,0281 la 0 m, de 1,0286 la 100 m, de 1,0326 la 1000 m, de 1,0511 la 5000 m şi de 1,0776 la 10.000 m.

Presiunea hidrostatică
Presiunea hidrostatică reprezintă presiunea exercitată de o coloană de lichid datorită atracţiei gravitaţionale. Presiunea hidrostatică creşte cu o atmosferă (atm) la fiecare 10 m adâncime. Astfel, la o adâncime de 1000 m coloana de apă de deasupra realizează o presiune de 100 atm sau de 103 kg/cm2. Deoarece apa este foarte puţin compresibilă, chiar şi la presiuni mari, organismele care nu conţin spaţii pline cu gaze pot suporta presiuni uriaşe.

Temperatura
Temperatura apelor marine constituie factorul determinant pentru desfăşurarea vieţii în cuprinsul Oceanului Planetar. Având o căldură specifică mare (0,95 cal/kg/grad), apele mărilor şi oceanelor pot înmagazina lent cantităţi uriaşe de căldură, pe care le degajă apoi treptat, fără variaţii prea mari ale temperaturii.
Încălzirea suprafeţei oceanice este rezultatul unui complex de factori, cum ar fi: absorbţia radiaţiilor solare şi cosmice, energia calorică a atmosferei, condensarea vaporilor de apă, căldura internă a globului şi activitatea vulcanică, în timp ce răcirea apelor marine se datorează radiaţiei suprafeţelor apelor oceanice în atmosferă, conducţiei căldurii direct în atmosferă şi evaporaţiei.
Datorită curenţilor verticali de convecţie, valurilor şi mareelor se creează un schimb permanent între apele de suprafaţă şi cele de adâncime.
Temperatura apelor de suprafaţă este strâns legată latitudine şi anotimpuri, ceea ce creează deosebiri între cantitate de căldură pe unitatea de suprafaţă dintre zonele intertropicale şi cele temperate şi polare. Variaţiile sezoniere ale temperaturii se resimt până la aproximativ 200 m adâncime.
Temperaturile extreme de la suprafaţa Oceanului Planetar oscilează între –2°C în apele polare în timpul iernii şi 35°C în Golful Persic, 34°C în Marea Roşie şi 32°C Golful Mexic în cursul verii.
În general, pentru viaţa organismelor ce trăiesc la suprafaţa mărilor, un rol deosebit îl au temperaturile extreme şi mai puţin media anuală a valorilor termice. Diferenţele reduse ale temperaturii apelor de suprafaţă, de cel mult 4-5°C între cele două anotimpuri extreme ale anului sunt prielnice organismelor stenoterme. Amplitudinea temperaturii poate fi de 8°C în Marea Mânecii (februarie 9°C, august 17°C), de peste 10°C în Marea Mediterană (februarie 12°C, august 25°C) şi de 27°C în Marea Neagră (februarie –1,3°C, august 26°C).
Cele mai ridicate valori termice medii anuale nu se întâlnesc chiar în apele ecuatoriale, ci în apele tropicale. Apele din emisfera nordică sunt mai calde decât cele din emisfera sudică datorită influenţei calotei de gheaţă antarctice.
O influenţă deosebită asupra temperaturii apelor de la suprafaţa mărilor şi oceanelor o au curenţii oceanici – calzi sau reci – ce modifică repartiţia temperaturilor medii anuale, făcând ca izotermele să nu coincidă cu paralelele. Din această cauză, ţărmurile răsăritene ale Atlanticului de nord şi ale Pacificului de Nord sunt mai calde decât ţărmurile apusene ale celor două oceane.
Variaţiile termice diurne se resimt numai în păturile superficiale, dar nu depăşesc de regulă 2-3°C, exceptând zonele din imediata apropiere a plajelor, unde diferenţele termice de la zi la noapte pot atinge chiar 5-6°C.
Masa apelor oceanice prezintă două straturi termice vaste (fig. 16):
- termosfera sau troposfera marină ce atinge grosimea maximă de 500 m. Această zonă prezintă curenţi verticali şi orizontali şi unde se înregistrează o scădere progresivă a temperaturii cu adâncimea (cu aproape 2°C la fiecare 100 m). Aici se resimt oscilaţiile sezoniere şi chiar cele diurne.
- psichrosfera sau stratosfera marină este situată sub 500 m adâncime. Este caracterizată printr-o circulaţie slabă a apelor şi de o temperatură uniformă, ce variază foarte puţin cu adâncimea.
Trecerea dintre cele două straturi se face brusc, printr-o zonă de discontinuitate cu mari variaţii termice ce poartă numele de termoclină sau pătură a saltului termic. Termoclina este absentă în apele polare.
Măsurătorile efectuate asupra apelor profunde au constatat o uşoară creştere a temperaturii cu adâncimea datorită compresiunii adiabatice a apei. Astfel, în Oceanul Îngheţat de Nord la 2900 m adâncime temperatura măsurată a fost de −0,81°C, iar la 3800 m de −0,69°C. În mod similar, în fosa Filipinelor la 3500 m s-a înregistrat o temperatură de 1,58°C, in timp ce la 10.035 m aceasta a fost de 2,48°C.
Mările care sunt separate de oceane prin praguri submerse înalte, ca de exemplu Marea Mediterana care, datorită pragului Gibraltar ce se ridică până la 360 m sub nivelul mării, se caracterizează printr-o izotermie a apelor de fund, a căror temperatură nu coboară sub 13°C, în timp ce în Oceanul Atlantic la o adâncime similară temperatura apei poate fi de numai 2°C. Un fenomen asemănător se petrece şi în Marea Roşie, unde pragul Bab-el-Mandeb, situat la 60 m sub nivelul apei, nu permite pătrunderea apelor mai reci de pe fundul Oceanului Indian, astfel încât nici la cele mai mari adâncimi ale acestei mări temperatura apei nu scade sub 21°C.
Temperatura are un rol important pentru viaţa organismelor marine, exercitând o influenţă directă asupra metabolismului şi fiziologiei lor (ritmuri anuale şi diurne), dar şi în mod indirect, modificând o serie de proprietăţi fizice şi chimice ale mediului marin (densitate, vâscozitate, solubilitate etc.).
În zonele calde, unde metabolismul şi procesul de creştere a organismelor sunt accelerate, generaţiile se succed rapid, fauna şi flora de aici fiind foarte bogată în specii, dar numărul de indivizi din fiecare specie este redus. În schimb, în zonele oceanice reci vom găsi mai puţine specii dar cu un număr mare de indivizi. Iată de ce apele din zonele mai reci sunt mult mai căutate pentru pescuit, faţă de cele din regiunile tropicale.

Proprietăţile optice
Lumina solară exercită o influenţă deosebită asupra vieţii din Oceanul Planetar. Lumina furnizează energia necesară pentru realizarea fotosintezei de către plante, acţionează asupra organismelor prin inducerea fototactismului la zooplancton. Lumina influenţează distribuţia vieţii şi intensitatea de desfăşurare a proceselor biologice în general.
Din radiaţia solară ce ajunge la suprafaţa mărilor şi oceanelor numai o anumită parte pătrunde în apă, restul fiind reflectată de luciul apei. Cantitatea de lumină reflectată depinde de unghiul de incidenţă al razelor solare, de nebulozitate şi de gradul de agitaţie a mării. Cu cât unghiul de incidenţă este mai mare, cu atât se va reflecta o cantitate mai mare de radiaţii, deci cu atât mai puţine radiaţii vor pătrunde în apă. Când înălţimea Soarelui la orizont este de 5° cam 2/5 din radiaţiile solare sunt reflectate. Când Soarele este în zenit în apă pătrunde cantitatea maximă de lumină, radiaţiile reflectate constituind 1/30 din valoarea radiaţiei incidente. Nebulozitatea reduce mult din valoarea fluxului luminos incident. Impurităţile din atmosferă produc un fenomen similar. Când suprafaţa mării este liniştită este reflectată 5% din radiaţia incidentă, iar pe timp de furtună este reflectată până la 30% din lumina incidentă.
O parte din lumina solară ce pătrunde în apă este absorbită de moleculele de apă, de substanţele dizolvate şi de organismele vii. Cealaltă parte din lumina pătrunsă în apă este difuzată.
Gradul de iluminare a apei are un rol deosebit în răspândirea pe verticală a plantelor şi chiar a animalelor. Luminozitatea scade odată cu creşterea adâncimii, datorită reflecţiei de la suprafaţa apei, absorbţiei şi transformării în căldură, difuziei date de molecule şi particulele aflate în suspensie. Astfel, ea este de 1/4 la 5 m adâncime faţă de valoarea energiei luminoase la suprafaţă; 1/8 la 15 m şi 1/30 la 40 m. Lumina solară nu mai pătrunde sub 500 m.
Deoarece lumina pătrunde în apă sub forma unui con de lumină, drumul parcurs de radiaţiile solare pentru atingerea unui punct din adâncime nu este acelaşi. Cu cât unghiul de incidenţă este mai mic cu atât razele se vor refracta mai puţin. Prin urmare, razele care cad perpendicular vor pătrunde mai adânc decât cele care cad oblic. Iată de ce ziua este din ce în ce mai scurtă pe măsura creşterii adâncimii (fig. 17). Astfel, în Mediterana de est pentru o zi de 11-12 ore la suprafaţă ea se scurtează la 8 ore la 20 m, 5 ore la 30 m şi 2 ore la 40 m.
Absorbţia selectivă a luminii. Absorbţia radiaţiilor luminoase de către apa mării este cu atât mai rapidă cu cât lungimea de undă este mai mare. Adâncimile la care radiaţiile spectrului luminos sunt absorbite complet:
Infraroşii (λ > 780 nm) 1 m
Roşii (λ = 620-780 nm) 6 m;
Oranj (λ = 600-620 nm) 10-15 m;
Galbene (λ = 570-600 nm) 20-25 m;
Verzi (λ = 490-570 nm) 60 m;
Albastre (λ = 430-490 nm) 80-500 m;
Violete (λ = 380-430 nm) 35 m;
Ultraviolete (λ = 295-380 nm) 5 m
Transparenţa apei (vizibilitatea) depinde de turbiditate şi de încărcarea apei cu substanţe în suspensie. Mările polare au o transparenţă redusă din cauza bogăţiei în plancton. Mările tropicale au o transparenţă mare, fiind slab populate de plancton. Transparenţa variază în diferite bazine: 66 m în Marea Sargasselor, 60 m în Oceanul Pacific, 51 m în Marea Roşie, 40 m în Mediterana, 28 m în Marea Neagră, 25 m în Marea Caspică şi 13 m în Marea Baltică.
Pérès (1961) a împărţit masele oceanice în următoarele 3 zone:
- zona eufotică, care cuprinde apele superficiale bine luminate până la adâncimea medie de 50 m, dar poate varia în limite cuprinse între 20 şi 120 m în funcţie de unghiul de incidenţă al razelor solare, de transparenţa apei şi de agitaţia stratului superficial. Plantele autotrofe se găsesc numai în această zonă. Limita inferioară este dată de punctul de compensaţie pentru plantele fotosintetizante, adică adâncimea la care cantitatea de lumină pătrunsă asigură o fotosinteză de un grad care să satisfacă cerinţele metabolice curente ale plantei, adică atât cât planta sintetizează tot atâta şi consumă.
- zona disfotică (oligofotică) este reprezentată de zona crepusculară, slab luminată. Limita inferioară a acestei zone se situează la adâncimea maximă la care ochiul uman nu mai percepe lumina, în momentul când Soarele se află în zenit – în jur de 1000 m adâncime. Aici nu pătrund decât radiaţiile albastre, de aceea aici pot fi prezente doar alge capabile să facă fotosinteză în lumină albastră.
- zona afotică (peste 800-1000 m) este zona întunericului complet. Singura lumină de aici este cea produsă de organismele bioluminiscente. Organismele fotosintetizante lipsesc cu desăvârşire în această zonă.

Proprietăţile chimice
Salinitatea
Elementul distinctiv prin care mările şi oceanele se deosebesc de apele continentale (lacuri, râuri) îl reprezintă salinitatea (S‰), prin care înţelegem greutatea în grame a tuturor sărurilor minerale solvite în 1000 g de apă marină.
Criteriul de comparaţie al componenţei saline a apei marine şi oceanice îl constituie raportul dintre salinitate şi clorinitate.
Clorinitatea (Cl‰) defineşte cantitatea totală de halogeni (clor, brom, iod) în grame existentă în 1000 g de apă de mare. După Knudsen salinitatea apei oceanice este dată de următoarea formulă:
S‰ = 0,030 + 1,805 Cl‰
Valoarea medie a salinităţii Oceanului Planetar este de 35‰, intervalul de variaţie cel mai frecvent fiind cuprins între 33 şi 37‰.
Salinitatea medie a apelor oceanice se datorează prezenţei următoarelor săruri:
Sarea Greutatea (g/l) %
Clorura de sodiu (NaCl) 27,21 77,76
Clorura de magneziu (MgCl2) 3,81 10,88
Sulfatul de magneziu (MgSO4) 1,66 4,74
Sulfatul de calciu (CaSO4) 1,26 3,60
Sulfatul de potasiu (K2SO4) 0,86 2,46
Carbonatul de calciu (CaCO3) 0,12 0,34
Bromura de magneziu (MgBr2) 0,08 0,22
——————————————
35,00 100%
Salinitatea poate avea valori diferite de la o zonă la alta, datorită, pe de o parte, evaporaţiei ce determină creşterea conţinutului de săruri, iar, pe de altă parte, aportului apelor dulci (precipitaţii, gheţari, fluvii etc.) care, dimpotrivă, duc la o diminuare a acesteia.
Astfel, Marea Roşie are o salinitate de 41-47‰, Marea Baltică 6-9‰, Marea Azov 9-12‰, Marea Caspică sub 14‰. Salinitatea medie a apei Mării Negre este de 17-18‰ (în golful Odessei 3‰, Bosfor 25‰).
Deşi conţinutul total de săruri prezintă importante variaţii, raportul dintre principalii componenţi dizolvaţi se menţine constant. Excepţie fac mările interioare pentru care E. Pora (1958) a introdus termenul de factor rhopic care reprezintă valoarea raportului dintre ionii antagonişti (de ex. Na+/Ca2+).
Există o diferenţiere a salinităţii apelor superficiale în raport cu latitudinea. La latitudini egale salinitatea este mai mare în emisfera sudică, datorită extinderii deosebite a suprafeţei oceanice, comparativ cu cea continentală, precum şi a aportului mult mai redus al apelor râurilor şi fluviilor ce se varsă în ocean (fig. 18).
Salinitatea mai redusă din zona latitudinilor mari se explică prin topirea gheţarilor ce aduc, astfel, importante cantităţi de apă dulce în bazinele oceanice. Evaporarea intensă, cât şi cantităţile reduse de precipitaţii atmosferice determină valorile ridicate ale salinităţii oceanice în zonele tropicale.
Salinitatea creşte odată cu adâncimea, datorită stratificării verticale a apei după densitate cât şi aportului de apă dulce al fluviilor şi gheţarilor, ce micşorează valorile salinităţii apelor de suprafaţă.
Salinitatea, alături de temperatură, are un rol important în circulaţia apelor oceanice, influenţând densitatea acestora. Curenţii verticali, ce iau naştere datorită densităţii diferite a apelor oceanice, permit un schimb continuu între diferitele pături de apă, ceea ce favorizează creşterea conţinutului în săruri nutritive a apelor superficiale, oferind condiţii optime pentru dezvoltarea fitoplanctonului.
Creşterea salinităţii atrage după sine importante modificări ale proprietăţilor acestora (proprietăţi coligative), cum ar fi:
- creşterea căldurii specifice, ceea ce duce implicit la valori mai ridicate ale punctului de fierbere al apei comparativ cu al apelor dulci;
- scăderea temperaturii densităţii maxime până la valori inferioare punctului de îngheţ al apei (0°C);
- scăderea punctului de îngheţ al apei, care în cazul apelor oceanice cu o salinitate de 35‰ este la –1,9°C;
- scăderea presiunii vaporilor de apă deoarece cantitatea mai mare de săruri face ca moleculele de apă să fie mai puţin disponibile pentru evaporare. În felul acesta, moleculele de apă sărată trec mai greu din faza lichidă în cea gazoasă;
- creşterea presiunii osmotice, care are o mare importanţă pentru organismele ale căror membrane celulare permit un schimb permanent de lichide între mediul intern şi cel extern.
Salinitatea are o deosebită însemnătate în întreaga activitate fiziologică a organismelor marine. Organismele care suportă variaţii largi ale salinităţii se numesc organisme eurihaline. Organismele care trăiesc într-un diapazon relativ restrâns de salinităţi se numesc organisme stenohaline.
Relaţiile dintre salinitate, temperatura densităţii maxime şi punctul de îngheţ diferit al apelor marine împiedică îngheţarea totală a oceanului. Astfel, în apele marine cu salinitate mai mare de 24,7‰ temperatura densităţii maxime este mai coborâtă decât cea a temperaturii de îngheţ (fig. 19). Prin urmare, apa devine tot mai densă pe măsură ce se răceşte. Datorită faptului că procesul de răcire se produce mai întâi la suprafaţă, apa superficială cu o densitate mai ridicată coboară, fiind înlocuită de apa mai caldă şi deci mai puţin densă din adâncuri. Când şi acest strat de apă se va răci, se va afunda, luând astfel naştere o circulaţie permanentă între diferitele straturi de apă, iar procesul de îngheţ nu va avea loc decât în momentul în care întreg volumul de apă va ajunge la temperatura punctului de îngheţ. Asemenea situaţii sunt posibile în cazul mărilor puţin adânci şi cu salinitate redusă, unde după omogenizarea întregului volum de apă se va forma podul de gheaţă.

Compoziţia chimică a apei marine
Compoziţia chimică a apelor mărilor şi oceanelor evidenţiază, pe lângă prezenţa hidrogenului şi oxigenului, o serie de elemente:
- macroelemente sau elemente principale sau componenţii majori sunt de ordinul gramelor la 1 kg de apă marină. Aşa sunt: clorul, sodiul, magneziul, sulful, calciul şi potasiul care reprezintă cam 90% din totalul sărurilor aflate în soluţie;
- oligoelemente sau elemente secundare sau componenţi minori sunt de ordinul miligramelor: bromul, carbonul, stronţiul, borul, siliciul şi fluorul;
- microelemente sunt sărurile şi metalele aflate în proporţii infime de ordinul microgramelor: litiul, rubidiul, fosforul, iodul, fierul, zincul, molibdenul etc.
Apele marine, spre deosebire de cele continentale, sunt foarte sărace în siliciu şi calciu. Aceasta se datorează reţinerii lor în structurile scheletice ale organismelor marine – calciul în scheletele cocolitoforidelor, foraminiferelor, coralilor, moluştelor şi crustaceelor, iar siliciul în scheletele diatomeelor, radiolarilor şi spongierilor.
Deoarece cantitatea echivalentă a cationilor (Na+, K+, Mg2+, Ca2+, Sr+) este mai mare decât cea a anionilor (Cl–, Br–, F–, SO42–) apa marină are o reacţie slab alcalină, variind cel mai adesea între pH 7,5 şi 8,4. Prezenţa ionilor bicarbonat îi conferă apei marine o mare putere de tamponare, menţinând pH-ul între limite înguste.
Dintre elemente un rol deosebit asupra dezvoltării vieţii în oceane îl au azotaţii şi fosfaţii (elementele biogene).
Azotul este bioelementul cu cel mai mare efect asupra populaţiei fitoplanctonice. Cantitatea de azotaţi creşte odată cu adâncimea. Creşterea spre adâncime a concentraţiei de azotaţi se datorează procesului bacterian de eliberare a azotaţilor din materia organică în descompunere, precum şi faptului că în zonele lipsite de lumină nu există plante care să îl utilizeze. Aportul crescut de azotaţi din depozitele submarine prin procesul de upwelling determină zonal fenomene de “înflorire” a apei de mare. Azotul este produs datorită acţiunii bacteriilor marine.
Fosforul joacă rolul cel mai important în limitarea creşterii fitoplanctonului. Apele de la latitudini mari sunt mai bogate în fosfor, cele de la ecuator mai sărace. De altfel, în zona ecuatorială utilizarea fosfaţilor este continuă. În perioada de maximă dezvoltare a organismelor fotosintetizante, fosfaţii pot scădea până la lipsă totală, astfel, ei devin factor limitativ al dezvoltării fitoplanctonice.
Sub zona eufotică concentraţia fosfaţilor creşte destul de rapid cu adâncimea. Apele profunde constituie un adevărat depozit de fosfaţi. Apele oceanului cuprinse între adâncimea de 700 şi 1000 m sunt mai bogate în fosfaţi decât apele de fund. Această zonă corespunde minimului de oxigen dizolvat şi de concentraţii crescute de substanţe organice.
Cele mai mari fluctuaţii în conţinutul de fosfaţi se întâlnesc în zona eufotică. Variaţiile au un pronunţat caracter sezonier, ceea ce înseamnă că sunt dependente de dezvoltarea populaţiei planctonice.

Substanţa organică dizolvată în apele marine
Răspândirea şi regimul materiei organice din apa mărilor se află în strânsă dependenţă cu desfăşurarea proceselor vitale. Materia organică din mări se prezintă foarte diferit din punct de vedere al stării sub care se află. O parte se află sub formă de organisme moarte, o altă parte se prezintă sub formă de molecule dizolvate sau în stare coloidală şi sub formă de particule nemiscibile cu apa (ulei, grăsime). În apropierea fundului marin materia organică se depune sub formă de detritus organic. Stratul superficial de depunere poartă denumirea de film şi joacă un rol important în hrănirea multor organisme bentonice.
În medie conţinutul apelor marine în substanţe organice dizolvate este de 3-4 mg/l. În cazul “înfloririi” apelor se constată concentraţii extrem de mari de substanţe organice. În astfel de condiţii oxidarea biochimică a substanţelor organice determină o reducere pronunţată a conţinutului de oxigen în apă. În mări sunt eliberate o serie de substanţe organice ectocrine ce constituie factori stimulenţi sau limitanţi a dezvoltării asociaţiilor de organisme.

Gazele dizolvate
Gazele dizolvate în apa mărilor şi oceanelor provin în cea mai mare parte din atmosferă, dar şi din surse submarine, ori din respiraţia plantelor şi animalelor.
Oxigenul. Concentraţia oxigenului dizolvat în mări este invers proporţională cu temperatura şi salinitatea. Apele marine din zonele polare, reci şi cu o salinitate mai redusă, sunt în general mai bogate în oxigen (8 cm3/l) decât cele tropicale (4 cm3/l). Apa marină conţine, la aceeaşi temperatură, mult mai puţin oxigen ca apa dulce. O serie de factori, între care contactul permanent cu atmosfera, valurile, mareele şi curenţii, îmbogăţesc apa în oxigen. La oxigenul provenit din atmosferă se mai adaugă cel produs de către plante prin fotosinteză. Apele sunt sărăcite în oxigen în urma procesului de respiraţie a organismelor şi a descompunerii materiei organice de către bacterii.
Există o variaţie a cantităţii de oxigen dizolvat în raport cu adâncimea (fig. 19). Astfel, în stratul superficial oxigenul se găseşte la saturaţie datorită difuziei din atmosferă. Mai spre adânc, în zona maximumului fotosintetic (10-20 m) apa prezintă gradul cel mai ridicat de saturaţie cu oxigen (până la 180%). Sub zona eufotică concentraţia oxigenului solvit scade treptat, atingând un nivel minim pe la 500-700 m în apele din zona intertropicală şi între 800-1000 m în apele temperate şi polare. O primă explicaţie ar fi lipsa curenţilor pe verticală în acest strat de apă. Cea de-a doua ar fi că în acest strat oxigenul este puternic consumat pentru descompunerea produşilor organici proveniţi din straturile superioare şi care cad sub forma aşa-numitei “ploi de cadavre”. Spre adânc, concentraţia oxigenului creşte din nou cu adâncimea până aproape de fund, unde aceasta scade simţitor din cauza proceselor intense de descompunere microbiană din sedimente.
Este bine cunoscut rolul manganului în oxigenarea apelor adânci, care este considerat un veritabil “cărăuş” al oxigenului. În apele superficiale manganul se găseşte sub formă coloidală. Ionii de mangan se transformă în oxizi greu solubili, care sunt antrenaţi de curent spre adânc, unde cedează oxigenul. Ionii devin mai uşor şi urcă la suprafaţă unde se oxidează din nou şi ciclul se reia.
Bioxidul de carbon provine din descompunerea materiei organice moarte şi din vulcanismul submarin. Apele superficiale sunt mai bogate în bioxid de carbon datorită activităţii organismelor marine. În zona minimului de oxigen concentraţia CO2 este mare.
Hidrogenul sulfurat se găseşte aproape exclusiv în regiunile ţărmurene, unde se descompun materii organice în cantităţi mai mari, precum în lagunele litorale din zonele calde. Excepţie în această privinţă face Marea Neagră, ale cărei adâncuri conţin mari cantităţi de H2S.
Stratificarea salină din Marea Neagră împiedică coborârea apelor din păturile superficiale, bogate în oxigen, către fund. Această stratificare nu se schimbă în cursul anului. “Ploaia de cadavre” duce la un neajuns accentuat de oxigen în adâncime, de aceea în straturile profunde există zone azoice, lipsite de oxigen şi bogate în hidrogen sulfurat. Prin urmare, viaţa este prezentă doar într-un strat de apă de 180-200 m grosime. La această adâncime trece limita de separaţie a păturilor oxice şi celor anoxice. Zona azoică ocupă 77% din suprafaţa Mării Negre, adică 325 mii km2.