Свойства океанической воды зональные особенности. Химические свойства вод океана

Соленость. Океанская вода состоит по весу на 96,5% из чистой воды и меньше чем на 4% из растворенных в ней солей, газов и взвешенных нерастворимых частиц. Присутствие сравнительно небольшого количества различных веществ придает ей существенные отличия от других природных вод.
Всего в воде Океана обнаружены в растворенном состоянии 44 химических элемента. Предполагают, что в ней растворены все имеющиеся в природе вещества, но из-за ничтожно малых количеств они не могут быть обнаружены. Различают основные компоненты солености океанской воды (Cl, Na, Mg, Ca, К и др.) и второстепенные, содержащиеся в ничтожно малых количествах (среди них золото, серебро, медь, фосфор, йод и др.).
Замечательная особенность воды Океана - постоянство ее солевого состава. Причиной этого может быть непрерывное перемешивание вод Мирового океана. Однако нельзя считать это объяснение исчерпывающим.
Общее количество солей, содержащихся в воде Мирового океана, 48*10в15 т. Этого количества солей достаточно, чтобы покрыть всю поверхность Земли слоем в 45 м, а поверхность суши - слоем в 153 м.
При очень малом содержании серебра (0,3 мг в1 м3) общее количество его в воде Океана в 20 000 раз больше, чем количество серебра» добытое людьми за весь исторический период. Золото содержится в океанской воде в количестве 0,006 мг в 1 м3, при этом общее количество его достигает 10 млрд. т.
По составу солей океанская вода значительно отличается от речной воды (табл. 19).

В океанской воде больше всего (27 г в 1 л воды) обыкновенной поваренной соли (NaCl), поэтому вода Океана на вкус соленая; соли магния (MgCl2, MgSO4) придают ей горький привкус.
Существенные отличия соотношения солей в воде Океана и в воде рек не могут не казаться удивительными, так как реки непрерывно выносят соли в Океан.
Предполагают, что солевой состав вод Океана, выделившихся из земных недр, связан с их происхождением. Океанские воды выделились уже с исходной соленостью. В дальнейшем сбалансировался определенный солевой состав. Количество выносимых реками солей в какой-то мере уравновешивается их расходом. В расходе солей имеют значение образование железо-марганцевых конкреций, унос солей ветром и, конечно, деятельность организмов, извлекающих соли (прежде всего соли кальция) из воды Океана на построение скелетов и раковин. Скелеты и раковины умерших организмов частично растворяются в воде, а частично образуют донные осадки и, таким образам, выпадают из круговорота вещества.
Растения и животные, обитающие в Океане, поглощают и концентрируют в своем теле различные вещества, находящиеся в воде, в том числе и те, которые человек не смог еще обнаружить. Особенно энергично поглощаются кальций и кремний. Водоросли ежегодно связывают миллиарды тонн углерода и выделяют миллиарды тонн кислорода. Вода проходит через жабры рыб при дыхании, многие животные, отфильтровывая пищу, пропускают через желудочно-кишечный тракт большое количество воды, все животные заглатывают воду с пищей. Вода Океана так или иначе проходит через тело животных и растений, и этим в конечном счете определяется ее современный солевой состав.
Океанские воды имеют среднюю соленость 35‰ (35 г солей на 1 л воды). Изменения солености вызываются изменениями в приходо-расходном балансе солей или пресной воды.
Соли поступают в Океан вместе с водой, стекающей с суши, приносятся и уносятся при водообмене с соседними участками Океана, выделяются или затрачиваются в результате различных процессов, происходящих в воде. Постоянное поступление в Океан солей с суши должно было бы вызвать постепенное увеличение солености его вод. Если это действительно происходит, то так медленно, что до настоящего времени остается необнаруженным.
Основная причина различий солености воды Океана - изменение баланса пресной воды. Осадки на поверхности Океана, сток с суши, таяние льдов вызывают понижение солености; испарение, образование льда, наоборот, повышают ее. Приток вод с суши заметно сказывается на солености у берегов и особенно близ впадения рек.
Поскольку соленость на поверхности Океана в его открытой части зависит в основном от соотношения осадков и испарения (т. е. от климатических условий), постольку в ее распределении обнаруживается широтная зональность. Это хорошо видно на карте изогалин - линий, соединяющих пункты с одинаковой соленостью. В экваториальных широтах поверхностные слои воды несколько распреснены (34-35‰) вследствие того, что осадки больше испарения. В субтропических и тропических широтах соленость поверхностных слоев повышенная и достигает максимума для поверхности открытого Океана (36-37‰. Это объясняется тем, что расход воды на испарение не покрывается осадками. Океан теряет влагу, соли же остаются. К северу и к югу от тропических широт соленость океанских вод постепенно понижается до 33-32‰, что определяется уменьшением испарения и увеличением количества осадков. Понижению солености на поверхности Океана способствуют тающие плавучие льды. Широтную зональность в распределении солености на поверхности Океана нарушают течения. Теплые течения повышают соленость, холодные, наоборот, понижают ее.
Средняя соленость на поверхности океанов различна. Наибольшую среднюю соленость имеет Атлантический океан (35,4 ‰), нименьшую - Северный Ледовитый (32‰). Повышенная соленость Атлантического океана объясняется влиянием материков при его сравнительной суженности. В Северном Ледовитом океане распресняющее действие оказывают сибирские реки (у берегов Азии соленость падает до 20‰).
Так как изменения солености связаны в основном с приходо-расходным балансом воды, они хорошо выражены только в поверхностных слоях, непосредственно получающих (осадки) и отдающих воду (испарение), а также в слое перемешивания. Перемешивание охватывает толщу воды мощностью до 1500 м. Глубже соленость вод Мирового океана остается неизменной (34,7-34,9‰). Характер изменения солености зависит от условий, определяющих соленость на поверхности. Выделяют четыре типа изменения солености в Океане по вертикали: I -экваториальный, II - субтропический, III - умеренный и IV - полярный,
I. В экваториальных широтах, где вода на поверхности распреснена, соленость постепенно возрастает, достигая максимума на глубине 100 м, где к экватору из тропической части Океана приходят более соленые воды. Глубже 100 м соленость убывает, а начиная с глубины 1000-1500 м становится почти постоянной. II. В субтропических широтах соленость быстро уменьшается до глубины 1000 м, глубже она постоянная. III. В умеренных широтах соленость с глубиной изменяется мало. IV. В полярных широтах соленость на поверхности Океана наиболее низкая, с глубиной она вначале быстро возрастает, а затем, примерно с глубины 200 м, почти не изменяется.
Соленость воды на поверхности морей может сильно отличаться от солености воды в открытой части Океана. Она также определяется прежде всего балансом пресной воды, а значит, зависит от климатических условий. Море испытывает влияние омываемой им суши в значительно большей степени, чем Океан. Чем глубже вдается море в сушу, чем меньше оно связано с Океаном, тем больше отличается его соленость от средней океанской солености.
Моря в полярных и умеренных широтах имеют положительный баланс воды, и поэтому соленость на их поверхности понижена, особенно у впадения рек. Моря в субтропических и тропических широтах, окруженные сушей с малым количеством рек, имеют повышенную соленость. Большая соленость Красного моря (до 42‰) объясняется его положением среди суши, в условиях сухого и жаркого климата. Осадки на поверхность моря выпадают всего в количестве 100 мм в год, сток с суши отсутствует, а испарение достигает 3000 мм в год. Водообмен с Океаном происходит через узкий Баб-эль-Мандебский пролив.
Повышенная соленость Средиземного моря (до 39‰) является результатом того, что сток с суши и осадки не компенсируют испарения, водообмен с Океаном затруднен. В Черном море (18‰), наоборот, испарение почти компенсируется стоком (годовой слой стока 80 см), и осадки делают баланс воды положительным. Отсутствие свободного водообмена с Мраморным морем способствует сохранению пониженной солености Черного моря.
В Северном море, испытывающем, с одной стороны, влияние Океана, а с другой - сильно распресненного Балтийского моря, соленость повышается с юго-востока на северо-запад от 31 до 35‰. Все окраины моря, тесно связанные с Океаном, имеют соленость, близкую к солености прилежащей части Океана. В прибрежных частях морей, принимающих реки, вода сильно распресняется и часто имеет соленость всего несколько промилле.
Изменение солености с глубиной зависит в морях от солености на поверхности и связанного с ней водообмена с Океаном (или с соседним морем).
Если соленость моря меньше, чем соленость Океана (соседнего моря) у соединяющего их пролива, более плотная океанская вода проникает через пролив в море и опускается, заполняя его глубины. В этом случае соленость в море с глубиной увеличивается. Если море более соленое, чем соседняя часть Океана (моря), вода в проливе двигается по дну в сторону Океана, по поверхности - в сторону моря. Поверхностные слои приобретают соленость и температуру, свойственные морю в данных физико-географических условиях. Соленость придонных вод соответствует солености на поверхности в период наиболее низких темпе-ператур.
Различные случаи изменения солености с глубиной хорошо видны на примере морей Средиземного, Мраморного и Черного. Средиземное море более соленое, чем Атлантический океан. В Гибралтарском проливе (глубина 360 м) существует глубинное течение из моря в Океан. Средиземноморская вода от порога опускается, создавая на некоторой глубине в Океане близ порога область повышенной солености. По поверхности в проливе океанская вода течет в море. Соленость воды у дна Средиземного моря на всем протяжении его 38,6‰, в то время как на поверхности она изменяется от 39,6‰ в восточной части до 37‰ - в западной. Соответственно в восточной части соленость с глубиной уменьшается, в западной - увеличивается.
Мраморное море расположено между двумя морями, более соленым Средиземным и менее соленым Черным. Соленая средиземноморская вода, проникая через Дарданеллы, заполняет глубины моря, и поэтому соленость у дна 38‰. Черноморская вода, двигаясь по поверхности, приходит в Мраморное море через Босфор и распресняет воду поверхностных слоев до 25‰.
Черное море сильно распреснено. Поэтому вода средиземноморского происхождения проникает из Мраморного моря в Черное по дну Босфора и, опускаясь, заполняет его глубины. Соленость воды в Черном море с глубиной увеличивается от 17-16 до 22,3‰.
В воде Мирового океана содержатся колоссальные количества ценнейшего химического сырья, использование которого пока еще очень ограниченно. Из воды океанов и морей ежегодно извлекается около 5 млн. т поваренной соли, в том числе более 3 млн. т - в странах Юго-Восточной Азии. Из морской воды добывают калиевые и магниевые соли. Как побочный продукт при извлечении поваренной соли и магния получают бромистый газ.
Для извлечения из воды химических элементов, содержащихся в очень незначительных количествах, можно использовать удивительную способность многих обитателей Океана поглощать и концентрировать в своем организме определенные элементы, например концентрация йода в ряде водорослей в тысячи и сотни тысяч раз превышает его концентрацию в воде Океана. Моллюски поглощают медь, аспидии - цинк, радиолярии - стронций, медузы - цинк, олово, свинец. В фукусах и ламинариях много алюминия, в серных бактериях - серы. Отобрав определенные организмы и усилив их свойства концентрировать элементы, можно будет создавать искусственные месторождения полезных ископаемых.
Современная химия получила иониты (обменные смолы), обладающие свойством поглощать из раствора и удерживать на своей поверхности различные вещества. Щепотка ионита может опреснить ведро соленой воды, извлечь из нее соли. Применение ионитов сделает более доступными для использования людьми богатства солей Океана.
Газы в воде Океана. В воде Океана растворены газы. Это главным образом кислород, азот, углекислый газ, а также сероводород, аммиак, метан. Вода растворяет газы соприкасающейся с ней атмосферы, газы выделяются при химических и биологических процессах, приносятся водами суши, поступают в воду Океана при подводных извержениях. Перераспределение газов в воде происходит при ее перемешивании. Благодаря высокой растворяющей способности воды Океан оказывает большое влияние на химический состав атмосферы.
Азот присутствует в Океане повсюду, причем содержание его почти не изменяется, так как он плохо вступает в соединения и мало потребляется. Некоторые инфильтрующие бактерии превращают его в нитраты и аммиак.
Кислород поступает в Океан из атмосферы и выделяется при фотосинтезе. Расходуется он в процессе дыхания, на окисление различных веществ, выделяется в атмосферу. Растворимость кислорода в воде определяется её температурой и соленостью. При нагревании поверхности Океана (весна, лето) вода отдает кислород атмосфере, при охлаждении (осень, зима) поглощает его из атмосферы. В океанской воде кислорода меньше, чем в пресной.
Так как интенсивность процессов фотосинтеза зависит от степени освещения воды солнечными лучами, количество кислорода в воде колеблется в течение суток, уменьшаясь с глубиной. Глубже 200 м света очень мало, растительность отсутствует и содержание кислорода в воде падает, но затем, на больших глубинах (>1800 м), в результате циркуляции океанских вод снова возрастает.
Содержание кислорода в поверхностных слоях воды (100-300 м) от экватора к полюсам возрастает: на широте 0° - 5 см3/л, на широте 50° - 8 см3/л. Вода теплых течений беднее кислородом, чем вода холодных течений.
Присутствие кислорода в воде Океана - необходимое условие развития в нем жизни.
Углекислый газ , в отличие от кислорода и азота, находится в воде Океана главным образом в связанном состоянии - в виде углекислых соединений (карбонатов и бикарбонатов). Он попадает в воду из атмосферы, выделяется при дыхании организмов и при разложении органического вещества, поступает из земной коры при подводных извержениях. Как и кислород, углекислый газ лучше растворяется в холодной воде. При повышении температуры вода отдает углекислый газ атмосфере, при понижении температуры она поглощает его. В воде Океана растворяется значительная часть углекислого газа атмосферы. Запасы углекислого газа в Океане составляют 45-50 см3 на 1 л воды. Достаточное количество его - обязательное условие жизнедеятельности организмов.
В воде морей количество и распределение газов могут быть существенно иными, чем в воде океанов. В морях, глубины которых не снабжаются кислородом, накапливается сероводород. Это происходит в результате деятельности бактерий, использующих для окисления питательных веществ в анаэробных условиях кислород сульфатов. Нормальная органическая жизнь в сероводородной среде не развивается.
Примером моря, глубины которого заражены сероводородом, может быть Черное море. Увеличение плотности воды С глубиной обеспечивает в Черном море равновесие водной массы. Полного перемешивания воды в нем не происходит, кислород с глубиной постепенно исчезает, содержание сероводорода увеличивается, достигая у дна 6,5 см3 на 1 л воды.
Неорганические и органические соединения, содержащие необходимые организмам элементы, называются питательным веществом.
Распределение в Океане питательных веществ и энергии (солнечного излучения) определяет распределение и продуктивность живого вещества.
Плотность воды Океана с увеличением солености всегда повышается, поскольку растет содержание веществ, имеющих больший, чем вода, удельный вес. Увеличению на поверхности Океана плотности способствуют охлаждение, испарение и образование льда. При увеличении плотности воды возникает конвекция. При нагревании, а также при смешении соленой воды с водой осадков и с талой водой плотность ее понижается.
На поверхности Океана наблюдается изменение плотности в пределах от 0,996 до 1,083. В открытом Океане плотность, как правило, определяется температурой и поэтому от экватора к полюсам растет. С глубиной плотность воды в Океане увеличивается.
Давление. На каждый квадратный сантиметр поверхности Океана атмосфера давит приблизительно с силой 1 кг (одна атмосфера). То же давление на ту же площадь оказывает столб воды высотой всего 10,06 м. Таким образом, можно считать, что на каждые 10 м глубины давление увеличивается на 1 атмосферу. Если учесть, что вода с глубиной сжимается и становится более плотной, окажется, что давление на глубине 10000 м равно 1119 атмосферам. Все процессы, происходящие на большой глубине, совершаются под сильным давлением, но это не препятствует развитию жизни в глубинах Океана.
Прозрачность воды Океана. Лучистая энергия Солнца, проникая в толщу воды, рассеивается и поглощается. От степени ее рассеивания и поглощения зависит прозрачность воды. Так как количество примеси, содержащейся в воде, не везде одинаково и изменяется во времени, прозрачность также не остается постоянной (табл. 20) . Наименьшая прозрачность наблюдается у берегов на мелководье, особенно после штормов. Значительно уменьшается прозрачность воды в период массового развития планктона. Уменьшение прозрачности вызывается таянием льдов (лед всегда содержит примеси, кроме того, масса пузырьков воздуха, заключенных во льдах, переходит в воду). Замечено, что прозрачность воды увеличивается в местах подъема на поверхность глубинных вод.

В настоящее время измерения прозрачности на разных глубинах производятся с помощью универсального гидрофотометра.
Цвет воды океанов и морей. Толща чистой воды Океана (моря) в результате собирательного поглощения и рассеивания света имеет голубой или синий цвет. Этот цвет воды называют «цветом морской пустыни». Присутствие планктона и неорганических взвесей отражается на цвете воды, и. она приобретает зеленоватый оттенок. Большие количества примесей делают воду желтовато-зеленой, близ устья рек она может быть даже коричневатой.
Для определения цвета воды Океана пользуются шкалой цвета моря (шкалой Фореля-Уле), включающей 21 пробирку с жидкостью разного цвета - от синего до коричневого.
В экваториальных и тропических широтах господствующий цвет воды Океана темно-голубой и даже синий. Такую воду имеют, например, Бенгальский залив, Аравийское море, южная часть Китайского моря, Красное море. Синяя вода в Средиземном море, близка к ней по цвету вода Черного моря. В умеренных широтах во многих местах вода зеленоватая (особенно у берегов), заметно зеленеет она в районах таяния льдов. В полярных широтах зеленоватый цвет преобладает.

Солёность является важнейшая особенность океанской воды. Этот раствор содержит почти все известные на Земле химические элементы. Общее количество солей 50-10 16 т. Они могут покрыть дно океана слоем могут покрыть дно океана слоем 60 м, всю Землю – 45 м, сушу – 153 м. Соотношение солей в океанской воде остается постоянным, это обеспечивается высокой динамикой океанских вод. В составе преобладают NaCl (77,8 %), MgCl (10,9 %) и др.

Средняя соленость океана воды 35 0 / 00 . Отклонение от средней солености в ту или иную сторону вызывается изменениями в приходно-расходном балансе пресной воды. Так, атмосферные осадки, воды с ледников, сток с суши уменьшают соленость; испарение – повышает соленость.

В распределении солености в океане существуют как зональные, так и региональные черты. Зональные черты связаны с климатическими условиями (распределение осадков и испарения). В экваториальной зоне воды слегка рассолены (О>E), в тропических и субтропических широтах (E>O) соленость максимальная для поверхностных вод океана – 36-37 0 / 00 , к северу и югу от этой зоны соленость понижается. Понижению солености в высоких широтах способствует таяние льдов.

Широтную зональность в распределении солености на поверхности океана нарушают течения. Теплые повышают соленость, холодные – понижают. Средняя соленость океанов на поверхности различна. Наибольшей соленостью обладает Атлантический океан – 35,4 0 / 00 , наименьшей Северный Ледовитый океан – 32 0 / 00 (велика опресняющая роль сибирских вод). Изменения солености связаны в основном с поверхностными слоями, непосредственно получающими пресные воды и определяемые глубиной перемешивания. Все изменения солености происходят в верхних слоях до глубин 1500 м., глубже соленость не меняется.

Температура воды Мирового океана.

Изменения в ходе элементов теплового баланса определяют ход температуры воды. Суточные амплитуды колебания температуры воды на поверхности океана не превышают в среднем 0,5 0 C, Наибольшая суточная амплитуда в низких широтах (до 1 0 C), наименьшая – в высоких (до 0 0 C). Суточные колебания температуры в океане играют подчиненную роль.

Годовые амплитуды колебаний температуры на поверхности океана больше, чем суточные. Годовые колебания температуры невелики в низких (1 0) и высоких (2 0) широтах. В первом случае большое количества равномерно распределяется в течение года, во втором – за короткое лето вода не успевает сильно нагреваться. Наибольшие годовые амплитуды (от 10 0 до 17 0) отмечаются в умеренных широтах. Наибольшие средние годовые температуры воды (27-28 0) наблюдаются в экваториальных и тропических широтах, к северу и югу от них температура понижается до 0 0 С и ниже в полярных широтах. Термический экватор располагается примерно на 5 0 С с.ш. Океанские течения нарушают зональное распределение температуры. Течения, которые переносят тепло по направлению к полюсам (например, Гольфстрим), выделяются в виде положительных температурных аномалий. Поэтому в тропических широтах под воздействием течений температура воды у восточных берегов выше, чем у западных, а в умеренных широтах, наоборот у западных выше, чем у восточных. В южном, более мористом полушарии, зональность в распределении температур воды почти не нарушается. Самая высокая температура на поверхности океана (+32 0 С) наблюдалась в августе в Тихом океане, самая низкая в феврале в Северном Ледовитом океане (-1,7 0 С). В среднем за год поверхность океана в южном полушарии холоднее, чем в северном (влияние Антарктиды). Средняя годовая температура на поверхности океана +17,4 0 С, что выше, чем годовая температура воздуха +14 0 . Самый теплый – Индийский океан – около +20 0 С. Тепло солнечной радиации, нагревающей верхний слой воды, крайне медленно передается нижележащим слоям. Перераспределение тепла в толще океанской воды происходит благодаря конвекции и перемешиванию волнениями и течениями. Отсюда, температура с глубиной понижается. На глубине где-то около 100-200 м температура резко падает. Слой резкого падения температуры воды с глубиной называют термоклином.

Термоклин в океане от экватора до 50-60 0 с. и ю.ш. существует постоянно на глубинах от 100 до 700 м. В Северном Ледовитом океане температура воды до глубины 50-100 м падает, а затем растет достигая максимума на глубине 200-600 м. Это повышение температуры вызвано проникновением из умеренных широт теплых вод, более соленых, чем верхние слои воды.

Лед в океане появляется в высоких широтах при понижении температуры воды ниже точки замерзания. Температура замерзания зависит от её солености. Чем выше соленость, тем ниже температура замерзания. Лед имеет меньшую плотность, чем пресный лед. Соленый лед менее прочный, чем пресный, но более пластичный и вязкий. Он не ломается на зыби (слабом волнении). Приобретает зеленоватый оттенок, в отличие от голубого цвета у пресного льда. Лед в океане может быть неподвижным и плавучим. Неподвижный лед – сплошной ледяной покров, связанный с сушей или мелью. Обычно это ледяной припай. Плавучий лед (дрейфующий) не связан с берегом и перемещается под действием ветра и течений.

1.1 Распределение воды и суши на земном шаре.

Общая поверхность земли 510 млн.кв.км.

Суша составляет - 149 млн.кв.км. (29%)

Занято водой - 310 млн.кв.км. (71%)

В Северном и Южном полушариях соотношение поверхности суши и воды неодинаково:

В Южном полушарии вода занимает 81%

В Северном полушарии вода занимает 61%

Материки в большей или меньшей степени разобщены между собой, тогда как воды океана образуют непрерывное водное пространство на поверхности земного шара, которое называется Мировым океаном. По физико-географическим особенностям последний подразделяется на отдельные океаны, моря, заливы, бухты и проливы.

Океан - крупнейшая часть Мирового океана, ограниченная с разных сторон не связанными между собой материками.

С 30-х годов ХХ в принято деление на 4 океана: Тихий, Индийский, Атлантический, Северный Ледовитый (раньше Южный Ледовитый).

Расчленяющий Мировой океан материки определяют естественные границы между океанами. В высоких южных широтах таких границ нет и они здесь принимаются условно: между Тихим и Атлантическим по меридиану мыса Горн (6804 ‘з.д.) , от острова Огненная земля до Антарктиды; между Атлантическим и Индийским - от мыса Игольный по меридиану 20в.д. ; между Индийским и Тихим - от мыса Юго - Восточный на о. Тасмания по меридиану 14655’.

Площади океанов в процентах от общей площади Мирового океана составляют;

Тихий - 50%

Атлантический - 25,8%

Индийский - 20,8%

Северный Ледовитый - 3,6%

В каждом их океанов выделяются моря и представляющие собой более или менее обособленные и достаточно обширные районы океана, обладающие собственным гидрологическим режимом, соединяющая под влиянием местных условий и затрудненного водообмена с прилегающими районами океана.

Моря по степени их обособленности от океана и физико-географическим условиям делятся на три основные группы:

1. внутренние моря

а. средние моря

б. полузамкнутые

2. окрайные моря

3. межостровные моря

Средиземные моря окружены со всех сторон сушей и сообщаются с океаном одним или несколькими проливами. Они характеризуются максимальной обособленностью природных условий, замкнутостью циркуляции поверхностных вод и наибольшей самостоятельностью в распределении солёности и температуры.

К таким морям относятся: Средиземное, Чёрное, Белое моря.

Полузамкнутые моря частично ограниченны материками и отделены от океана полуостровами или цепью островов, пороги в проливах между которыми затрудняют водообмен, но он всё же осуществляется значительно свободней чем в средиземных морях.

Пример: Берингово, Охотское, Японское моря которые отделены от тихого океана Алеутскими, Курильскими, Японскими островами.

Окрайные моря являются более или менее открытыми частями океана, отделенными от океана полуостровами или островами.

Водообмен между морями этого типа и океаном практически свободен. На формирование системы течений и на распределение солёности и температуры в равной мере влияют и материк и океан. К окрайным морям относятся: арктические моря, кроме Белого.

Межостровные моря - это части океана, окруженные кольцом островов, пороги в проливах между которыми препятствуют в какой-то свободному водообмену. В результате влияния океана природные условия этих морей подобны природным условиям океана. Имеет место некоторая самостоятельность в характере течений и рспределение температуры и солёности на поверхности и на глубине этих морей. К морям такого типа относятся моря Восточно - Индийского архипелага: Сулу, Целебаское, Бенда, Яванское и др.

Более мелкими подразделениями океана являются заливы, бухты и проливы. Различие между заливом и бухтой достаточно условное.

Заливом называют часть моря, вдающуюся в сушу и достаточно открытую для воздействия прилегающих вод. Наиболее крупные заливы: Бискайский, Гвинейский, Бенгальский, Аляска, Гудзонов, Анадырский др.

Бухтой называют небольшой залив с устьем уже самого залива, ограниченный островами или полуостровами, несколько затрудняющими водообмен между бухтой и прилегающим водоёмом. Пример Севастопольская, Золотой Рог, Цемеская и др.

На севере глубоко вдающиеся в сушу заливы куда обычно впадают реки, называют губами,на дне губы имеются следы речных отложений, вода сильно опреснена.

Крупнейшие губы: Обская, Двинская, Онежская и др. Извилистые, низкие, глубоко вдающиеся материк заливы, образовавшиеся в связи с ледниковой эрозией, называют фиордами .

Лиманом называют затопленную морем устьевую часть речной долины, или балки, в результате незначительного опускания суши. Лагуной называют: а) неглубокий водоём, отделённый от моря в результате отложения наносов в виде берегового бара и соеденённый с морем узким проливом; б) участок моря между материком и коралловым рифом или атолла.

Проливом называют относительно узкую часть Мирового океана, соединяющую два водоёма с достаточно самостоятельными природными условиями.

1.2. Химический состав и солёность морской воды

Морская вода отличается от пресной вкусом, удельным весом, прозрачностью, цветом, более агрессивным воздействием. Благодаря сильно выраженной полярности и большому дипольному моменту молекул, вода обладает большой диссоциирующей способностью. Поэтому различные соли растворены в ионно-дисперсной форме, и морская вода по существу является слабым, полностью ионизированным раствором со щелочной реакцией, что определяется превышением суммы эквивалентов катионов в среднем на 2,38мг-экв/л (щелочной раствор).Приведённое к вакууму весовое количество, выраженное в граммах растворённых в 1 кг морской воды, при условии, что все галогены замены эквивалентным количеством хлора, все карбонаты превращены в окислы, и органические вещества сожжены, принято называть соленостью морской воды. Обозначается солёность символом S. За единицу солёности принимают 1 г солей, растворённых в 1000г морской воды, и называют промилле , обозначая знаком %0 . Среднее количество минеральных веществ, растворённых в 1 кг морской воды, составляет 35г и,следовательно, средняя солёность мирового океана равна S = 35%0.

Теоретически в морской воде находятся все известные химические элементы, но их весовое содержание различно. Выделяют две группы элементов, содержащихся в морской воде.

1 группа. Главные ионы океанской воды.

Ионы и молекулы	На 1 кг воды (S = 35%0)
Хлоридный Cl
Сульфатный SO4
Гидрокарбонатный HCO3
Бромидный B2
Фторидный F
Борная кислота H2 BO3
Сумма анионов:
Натрия Na
Магния Mg
Кальция Ca
Стронция Sr
Сумма катионов
Сумма ионов

2 группа - Микроэлементы общее содержание которых не превышает 3мг/кг.

Отдельные элементы присутствуют в морской воде в исчезающе малых количествах. Пример серебро - 310 -7 г, золото - 510 -7 г. Основные элементы находятся в морской воде соединений солей, главными из которых являются NaCl и MgCl ,составляющие 88,7% от веса всех растворённых в морской воде твердых веществ; сульфаты MgSO4 , CaSO4 , K2SO4 составляющие 10,8% и карбонат СаСО3 , составляющие 0,3%. В результате анализа проб морской воды было установлено, что содержание растворённых минеральных веществ может меняться в широких пределах (от 2 до 30 г/кг) , но их процентное соотношение с достаточно для практических целей точностью может быть принято постоянным. Эта закономерность получила название постоянства солевого состава морской воды .

Исходя из этой закономерности оказалось возможным солёность морской воды связать с содержанием хлора (как элемента в наибольшем количестве содержащегося в морской воде)

S = 0,030 + 1,805 Cl.

В речной воде содержится в среднем карбонатов 60,1% и хлоридов 5,2%. Однако несмотря на то, что ежегодно в Мировой океан с водой рек, сток которых составляет 3,610 4 , поступает 1,6910 9 т. карбонатов (HCO3) общее их содержание в океане остается практически неизменимым. Причинами являются:

Интенсивное потребление морскими организациями для построения известковых образований.

Выпадение в осадок в следствии плохой растворимости.

Следует отметить, что уловить изменения содержания солей практически невозможно т.к. общая масса воды в океане 5610 15 т и поступление солей оказывается практически ничтожным. Например, для изменения содержания хлоридных ионов на 0,02%0 потребуется 210 5 лет.

Солёность на поверхности океана в открытых его частях зависит от соотношения между количеством осадков и величиной испарения,и колебания солености по этим причинам составляет 0,2%0. Чем больше разность температуры воды и воздуха, скорость ветра и его продолжительность тем больше величина испарения. Это приводит к увеличению солёности воды. Выпадение осадков уменьшает поверхностную солёность.

В полярных областях солёность изменяется при таянии и образование льда и колебания здесь составляет примерно 0,7%0.

Изменение солёности по широтам имеет примерно одинаковый характер для всех океанов. Солёность увеличивается в направление от полюсов к тропикам, достигает 20-25с. и ю. или и снова уменьшается на экваторе. Распределение по широтам в Атлантическом океане солёности, осадков, испарения, плотности, температуры воды. (рис 1).

Равномерное изменение поверхности солёности получается благодаря наличию океанических и прибрежных течений, а также в результате выноса пресных вод крупными реками.

Солёность морей тем больше отличается от солёности океана, чем меньше море сообщается с океаном.

Солёность морей:

Средиземное 37-38 %0 на западе

38-39%0 на востоке

Красное море 37%0 на юге

41%0 на севере

Персидский залив 40%0 на севере

37-38%0на востоке

по глубине колебания солёности происходят лишь на глубине 1500м. Ниже этого горизонта солёность меняется не значительно. На распределение солёности по глубине влияют горизонтальные перемещения и вертикальная циркуляция масс воды. Для картографического изображения распределения солёности на поверхности океана или на любом другом горизонте проводятся линии солёности - изогалины .

1.3. Газы в морской воде

Соприкасаясь с атмосферой, морская вода поглощает из воздуха содержащиеся в нем газы: кислород, азот, углекислоту.

Количество растворённых газов в морской воде определяется парциальным давлением и растворимостью газов, которая зависит от химической природы газов и уменьшается с повышением температуры.

Таблица растворимости газов в пресной воде при парциальном давление 760 мм.рт.ст.

	Растворимость газов (мл/л)
	Кислород			Углекислота	Сероводород

Растворимость кислорода и азота, не вступающих в реакцию с морской водой зависит ещё от солёности и уменьшается с её увеличением. Содержание растворимых газов в морской воде оцениваются в абсолютных единицах (мл/л) или в процентах от насыщенного количества, т.е. от того количества газов, которое может раствориться в воде при данной температуре и солёности, нормальной влажности и давлением 760 мм.рт.ст. Кислород и азот, в силу лучшей растворимости кислорода в морской воде находится в соотношение 1:2. Содержание кислорода колеблется во времени и в пространстве от значительного перенасыщения (до 350% потом на мелководье в результате фотосинтеза, до полного его исчезновения при расходование на дыхание организмов и окисление и при отсутствии вертикальной циркуляции.

Поскольку растворимость кислорода в значительной степени зависит от температуры, то в холодное время года кислород поглощается морской водой, а с повышением температуры избыток кислорода переходит в атмосферу.

Углекислота содержится в воздухе в количестве 0,03% и поэтому её содержание в воде должно было бы достигаться при 0,5 мл/л. Однако, в отличие от кислорода и азота, углекислота не только растворяется в воде, но и вступает частично в соединения с основаниями (т.к вода слабощёлочную реакцию). В результате общее содержание свободной и связанной углекислоты может достичь 50 мл/л. Расходуется углекислота при фотосинтезе и на построение организмами известковых образований. Небольшая часть углекислоты (1%) соединяется с водой с образованием угольной кислоты

CO2 + H2O  H2CO3.

Кислород диссоциирует выделяя бикорбанатные и карбонатные ионы, а также ионы водорода

Н2CO3  Н + НСО3

H2CO3  Н + СО3

Нормальный раствор водородных ионов содержит 1г
в 1л воды. Опытами установлено, что при концентрации ионовH 110 -7 г/л вода является нейтральной. Концентрация водородных ионов приятно выражать показателем степени с обратным знаком и обозначить рН.

Для нейтральной воды рН = 7

Если преобладают ионы водорода рН < 7 (кислая реакция).

Если преобладают гидроксильные ионы рН > 7 (щёлочная реакция).

Установлено, что с уменьшением содержания свободной углекислоты рН растёт. В открытом океане вода имеет слабощёлочную реакцию или рН = 7,8 – 8,8.

1.4. Температура и тепловые свойства морской воды

Нагревание поверхности океана происходит прямо и рассеянной солнечной радиацией.

При отсутствии материков температура на поверхности океана зависела бы только от широты места. В действительности, за исключением южной части Мирового океана, карта совершенно другая из-за расчлененности океана, влияние океанических растений вертикальной циркуляции.

Средне газовые температуры на поверхности океанов:

Атлантический - 16,9 С

Индийский - 17,0 С

Тихий 19,1 С

Мировой - 17,4С

Средняя температура воздуха 14,3 С

Самая высокая в персидском заливе (35,6 С). Самая низкая в Северном Ледовитом океане (-2 С). Температура с глубиной убывает до горизонтов 3000 - 500 м очень быстро, далее до 1200 - 1500 м значительно медленнее и от 1500 м до дна или очень медленно или не меняется совсем. (Рис 2)

Рис.2. Изменение температуры с глубиной на различных широтах.

Суточные колебания температуры быстро убывают с глубиной и затухают на горизонте 30-50 м. Максимум температуры на глубине наступает на 5 - 6 часов позднее чем на поверхности. Глубина прникновения газовых клебаний температуры зависти от метсных условий, но обычно не превосходит 300 - 500 м. Удельная теплоёмкость очень высокая:

1 Кал / г * град = 4186,8 Дж / кг * град.

Вещество	Теплоёмкость Кал / Г * град
Пресная вода
Морская вода
Жидкий Аммиак

При охлаждение 1 куб см воды на 1С выделяется количество теплоты, достаточное для нагрева на 1 м около 3000 куб. см воздуха.

Теплопроводимость морской воды определяется коэффициентом молекулярной теплопроводимости, который меняется в зависимости и от температуры, солёности, давления в пределах (1,3 - 1,4) 10 -3 Кал / см  градсек.

Передача теплоты таким способом происходит крайне медленно. В реальных условиях всегда имеет место турбулентность движения жидкости, и теплопередача в океане всегда определяется коэффициентом турбулентной теплопроводимости.

1.5. Плотность, удельный вес и сжимаемость морской воды

Плотностью морской воды называют отношение единицы веса объёма воды при температуре в момент наблюдения к весу единицы объёма дистиллированной воды при температуре 4  С ().

Из физики известно,что плотность определяется как масса, заключённая в единицы объёма (г/см; кг/м).

Поскольку плотности и удельный вес дистиллированной воды при 4 С принят = 1 , то численно плотность () и физическая плотность равны.

В океанографии плотность не измеряют а вычисляют через удельный вес, при этом для промежуточных расчётов употребляются 2 формы удельного веса:

Выводятся следующие понятия:

Условная плотность

Условный удельный вес при 17,5  С

Условный удельный вес при 0  С (стандартный условный вес морской воды)

Мировой океан - совокупность океанов и отдельных морей Земли - занимает около 71% всей земной поверхности.

Ему принадлежит 98% всей гидросферы, что составляет 1338 млн. км 3 . Мировой океан един. Его изучением занимается комплексная наука - океанология, разделом которой является химия океана. Химия океана - наука о свойствах, строении и взаимодействиях веществ, находящихся в водной толще, донных осадках и приводном слое атмосферы. Рассматривая взаимодействие океана с пограничными областями, химию океана в широком смысле нужно отнести к науке геохимии (химии Земли).

Основными направлениями в исследованиях по химии океана являются изучение физико-химической природы морской воды, химических основ первичной биологической продуктивности, химического обмена на границах раздела атмосфера - океан, океан - дно, морских донных отложений, круговорота отдельных элементов и органического вещества.

Практическое значение науки химии океана определяется тем, что степень освоения и использования ресурсов суши настолько велика, что существует опасность быстрого истощения их. Знания по химии океана необходимы для рационального использования Мирового океана и охраны его от загрязнений.

Происхождение и эволюция состава воды океана . По современным взглядам, Земля образовалась из холодного космического вещества около 4,6 млрд. лет тому назад. При гравитационном сжатии и за счет распада радиоактивных изотопов произошло разогревание ее недр.

Однако расчеты ученых показывают, что Земля не была полностью расплавлена. Отвод тепла мог проходить по механизму, который заключается в следующем. В зоне расплава более тугоплавкие вещества первыми выпадают на дно зоны, а более легкоплавкие всплывают вверх и оказываются перегретыми и плавят свод. Зона расплава поднимается, таким образом, к литосфере.

Выделение воды из твердого вещества метеоритов-хондритов, состав которых считается наиболее близким к мантии Земли, было экспериментально доказано А. П. Виноградовым при помощи так называемого зонного плавления. При нагревании метеоритов происходило выплавление легкоплавких силикатов, насыщенных летучими веществами. Следовательно, на поверхность Земли поступал расплав, после охлаждения которого образовалась земная кора, гидросфера (первичный океан) и атмосфера. Подтвержденном этой теории является тождество состава газов действующих вулканов с первичной атмосферой.

Может возникнуть вопрос: хватило ли массы мантии, которая содержит всего 0,5% воды, для образования Мирового океана? Расчет показывает, что масса воды, заключенной в мантии, в 10 раз превышает массу Мирового океана.

Температура у поверхности Земли при тонкой первичной атмосфере, по расчетам, оценена + 15° С, поэтому на Земле постоянно существовала гидросфера, которая наложила определенный отпечаток на эволюцию земной коры и атмосферы.

Ежегодно с поверхности Мирового океана испаряется слой воды, превышающий по объему семь Черных морей. Казалось бы, что соответственно должен понижаться и уровень океана. Однако вся испарившаяся вода компенсируется десятками тысяч больших и малых рек, осадками.

Пополняет запасы морей и вода, просачивающаяся с суши через береговые и донные породы,- подземный сток.

До сих пор не удавалось точно определить величину подземного стока. Сотрудники Института водных проблем Академии наук СССР проделали большую работу но обобщению мирового опыта оценки подземного стока.

По географическим, геологическим, при родным и другим признакам вся прибрежная часть суши, включая материки и крупные острова, была разбита почти на 500 участков. С помощью математического моделирования на основе данных многолетних геологических наблюдений была вычислена величина стока с каждого из континентов.

Различают три стадии формирования солевой массы океана. На первой стадии воды первичного океана имели кислую реакцию, так как хлор, бром и фтор выделялись в виде сильных кислот: HCl, HBr и HF. Кислоты реагировали с ультраосновными и основными горными породами и в воду переходили щелочные, щелочно-земельные, а также и другие элементы. Таким образом, все анионы морской воды - продукты дегазации мантии, а катионы - продукты разрушения пород земной коры.

Общая соленость океанских вод была, вероятно, близка к современной, но отношения главных компонентов претерпели существенные изменения. Главными анионами были карбонат и бикарбонат, а не хлорид. В водах первичного океана отсутствовал сульфат-ион, что служит доказательством отсутствия в океане и атмосфере кислорода.

Вторая стадия формирования химического состава океана связана с возникновением жизни на Земле. Первые древние достоверные остатки жизнедеятельности организмов найдены в сланцах, возраст которых 3,1-3,4 млрд. лет.

Выделение свободного кислорода в процессе фотосинтеза привело к изменению состава атмосферы и океана. Атмосфера стала азотно-кислородной. Соединения углерода были окислены до углекислого газа, который почти полностью был извлечен в процессе фотосинтеза. Сера и сероводород окислились, и в океане начал накапливаться сульфат-ион. Главными формами азота в морской воде стали молекулярный азот и нитрат, а не аммиак. Железо из двухвалентного перешло в трехвалентное состояние и потеряло геохимическую подвижность. Увеличилась подвижность кальция и магния.

После установления стабильного состава атмосферы наступила последняя стадия формирования солевого состава Мирового океана. Современный состав океанских вод установился 1,5-0,5 млрд. лет тому назад.

Состав морской воды . Мировой океан покрывает 71% поверхности нашей планеты, что имеет решающее значение для жизни всего земного шара благодаря исключительным свойствам воды вообще и вод океана в частности.

Вода не встречается в природе в виде чистого вещества. В строгом научном смысле мы всегда имеем дело со сложным раствором веществ в воде. Вода самое удивительное и загадочное вещество. Многие физико-химические свойства воды являются аномальными: температура кипения ее, если исходить из свойств и положения кислорода и водорода в периодической системе Д. И. Менделеева, оказывается, на 180° С выше, температура замерзания должна быть минус 100° ниже нуля. Величины поверхностного натяжения, теплопроводности и диэлектрической проницаемости у воды наиболее высокие. Наибольшая плотность воды при +4° С. Твердая фаза (лед) легче жидкой тоже аномалия. Некоторые исключительные свойства воды ученые еще не могут объяснить, например, вода после воздействия магнитного поля не образует накипь.

Морская вода - это 3,5%-ный раствор солей, с незначительным количеством растворенных газов и органических соединений. Что представляют минеральные вещества, растворенные в океанской воде, так называемая «морская соль»? Теоретически в морской воде в растворенном или взвешенном состоянии должны находиться все химические элементы.

Химический состав морской воды, по О. А. Алекину, подразделяется на пять групп:

1. Основные, или главные, ионы. Эти одиннадцать элементов составляют 99,98% по весу от всех растворенных в океанской воде солей.

Основные ионы морской воды

Все остальные элементы находятся в морской воде в очень небольших количествах (их общее содержание не превышает 0,02%).

2. Биогенные элементы (C, H, N, P, Si, Fe, Mn), из которых состоят организмы.

3. Растворенные в морской воде газы: кислород, азот, двуокись углерода, аргон, сероводород, углеводороды и инертные газы.

4. Группа элементов с концентрацией меньше, чем 1·10 6 (микроэлементы).

5. Органические вещества.

Подавляющую часть морской соли составляют хлориды, а не карбонаты. В этом состоит главное отличие морской воды от речной, в которой преобладают углекислые соли. В океане углекислые соли не могут накапливаться выше определенного предела и осаждаются в виде карбоната кальция.

Постоянство состава морской воды . В конце XIX в. шотландским химиком У. Диттмаром было установлено, что относительное содержание основных солей постоянно для всего океана. Постоянство солевого состава морской воды - главнейшая закономерность в химии океана. Концентрация растворенных солей, или соленость, может меняться значительно, например, от 10 г/кг в Балтийском море до 130 г/кг в лагунах Мексиканского залива.

За величину солености был принят вес сухого остатка, содержащегося в 1 кг морской воды, когда карбонаты превращены в окислы, бромиды и иодиды замещены эквивалентным количеством хлора и органические вещества сожжены при 480° С. Соленость обозначается символом S. Единица измерения г/кг или ‰ (промилле). Однако на практике этим методом ввиду его сложности не пользуются, а соленость вычисляется по хлорпости, электропроводности или показателю преломления.

В настоящее время рекомендовано такое соотношение между соленостью и хлорностью: S‰= 1,80655‰ Cl. Соленость - важная химическая и физическая характеристика морской воды. Определяя только соленость, можно вычислить концентрацию любого основного иона морской воды. От солености и температуры зависит растворимость газов. По солености и температуре рассчитывается плотность, распределение которой определяет движение водных масс.

Распределение солености в поверхностном слое океана (исключая моря) носит зональный характер. Наименьшие значения солености отмечаются в полярных районах, что обусловлено таянием льдов, а для Северного Ледовитого океана - еще и материковым стоком, и в узкой экваториальной зоне, что объясняется положительным пресным балансом (атмосферные осадки преобладают над испарением). Наибольшая соленость отмечается в субтропических зонах около 20° северной и южной широты.

Неоднородность поля солености Мирового океана является результатом физических процессов, связанных с родным балансом. Наибольшее значение имеют испарение и выпадение осадков. Ежегодно с океанской поверхности испаряется 447 000 км 3 и выпадает 411 000 км 3 атмосферных осадков. Речной сток является важным фактором в прибрежных районах.

Зональное распределение солености нарушается течениями. Система Гольфстрима выносит воду с соленостью до 35‰ в Норвежское море и в Арктику. Восточно-Гренландское и Лабрадорское течения значительно понижают соленость, перенося распресненную таянием льдов и осадками воду.

Из локальных особенностей поля солености океана следует отметить хорошо выраженное у берегов распресняющее влияние крупных рек, как Амазонка и Конго. Величайшая по своему стоку река Амазонка (10% мирового речного стока приходится на ее долю) имеет солевой состав около 40 мг/л, что почти в 1000 раз меньше средней солености морской воды.

Распределение солености в морях отличается значительными колебаниями вследствие влияния стока рек и климатических условий. Так, например, в Каспийском море соленость в средней части около 13%о, а в заливе Кара-Богаз-Гол соленость достигает 300‰.

Изменение солености по вертикали океана значительно сложнее, чем на поверхности, и связано с распределением водных слоев в зависимости от плотности.

Биогенные элементы . Особый интерес представляет Мировой океан как среда жизни. Именно здесь, по мнению многих ученых, зародилась жизнь, которая в длительном процессе эволюции дала колоссальное многообразие форм. Свыше 300 000 видов живых организмов обитает в океане: от микроскопических водорослей до самых крупных на планете животных - 160-тонных синих китов.

Разнообразие форм жизни на Земле поразительно, хотя оно основано на одном типе химического процесса - фотосинтезе, в результате которого в растениях из неорганических веществ создается органическое.

Большая часть растительного мира океана - это микроскопические фитопланктонные организмы (прикрепленные ко дну водные растения занимают очень небольшую часть), которые в основном и являются первичной продукцией моря. Объем ежегодной продукции фитопланктона в Мировом океане оценен величиной 500 млрд. т. На основе первичной продукции развиваются все другие морские организмы - бактерии, зоопланктон, рыбы, морские звери. Практическое значение для человечества представляет продукция, которую дают свободноплавающие животные (рыбы, головоногие моллюски, млекопитающие). Она оценивается всего 200 млн. т, включая несъедобные виды, резервы воспроизводства.

Для развития фитопланктона, кроме энергии солнечного света, необходимы неорганические компоненты. В состав организмов входит до 60 химических элементов; однако 90-95% массы организмов состоит из шести элементов: углерода, кислорода, водорода, азота, фосфора и кремния.

Соединения углерода, азота, фосфора, кремния, которые необходимы для жизнедеятельности организмов, получили название биогенных веществ.

Потребление биогенных элементов в верхних производящих слоях океана фитопланктоном и удаление их из этих слоев с остатками организмов, падающих вниз, приводит к обеднению слоев. Что касается соединений углерода, то запасы этого элемента в виде СО 2 в море, атмосфере и донных отложениях столь велики, что изменения его концентрации из-за развития растений представляются несущественными. Но азота, фосфора и кремния при интенсивном развитии фитопланктона может оказаться недостаточно.

Изучение химии углерода, азота, фосфора и кремния имеет большое значение не только для химии моря, но и для биологии. Углерод находится в океане в виде неорганических (двуокись углерода СО 2 , угольная кислота, гидрокарбонат HCO 3 — и карбонат СО 3 2) и органических соединений.

В круговороте углерода важную роль играет двуокись углерода. Это соединение углерода обладает особыми физическими и химическими свойствами и встречается в природе в разнообразной форме и больших количествах.

Гидросфера со своими биохимическими и геохимическими процессами оказывает огромное влияние на динамику CO 2 , на содержание двуокиси углерода в атмосфере. Изменение концентрации CO 2 в атмосфере влияет на тепловой баланс земной поверхности, на химические свойства воды, на геологические явления и на климат.

Карбонатная система регулирует pH морской воды, который влияет на процессы растворения и осаждения химических соединений и создает благоприятные условия для существования организмов в океане.

В поверхностных слоях океана в процессе фотосинтеза растений происходит поглощение CO 2 . Эта потеря компенсируется растворением двуокиси углерода из атмосферы.

На больших глубинах, где фотосинтез из-за недостатка света прекращается, идет образование CO 2 за счет разложения органического вещества в результате распада. В верхнем 500-метровом слое окисляется в среднем до 87% первичной продукции. В донные осадки попадает 0,1% органического вещества, из которого только 0,0001 часть идет на формирование нефти.

Повышение концентрации CO 2 с глубиной вызывает увеличение растворимости карбоната кальция, поэтому известковые скелеты организмов, оседающие на дно, частично или полностью растворяются.

Запасы двуокиси углерода в океане поддерживаются поступлением из атмосферы, дыханием водных организмов, разложением органических остатков, растворением известковых пород дна и берегов, поступлением при подводных вулканических извержениях и с материковым стоком.

Уменьшение двуокиси углерода вызывается переходом в атмосферу, потреблением фитопланктоном при фотосинтезе, осаждением в виде карбоната кальция на дно океана.

Согласно О. А. Алекину, в океане ежегодно оседает все вносимое реками количество гидрокарбонатов (1,7 млрд. т), кальция (0,494 млрд. т) и частично магния (0,36 млрд. т).

Азот . Химия азота в море наряду с химией углерода является наиболее сложной. Основные формы азота в океане следующие: аммиачный, нитритный, нитратный, органический и свободный азот. Обмен азота между его соединениями и живыми организмами определяет его содержание.

Неорганические формы азота усваиваются в процессе фотосинтеза фитопланктоном, который, в свою очередь, служит основой питания зоопланктона. Регенерация азота происходит при разложении органического вещества.

Аммиачный азот появляется на первой стадии распада органического вещества в верхней продуктивной зоне. Больших концентраций иона аммония не наблюдается вследствие дальнейшего окисления до нитритов или потребления фитопланктоном.

Нитритные ионы, так же как и аммиак, содержатся в морской воде в малых концентрациях и под воздействием бактерий в присутствии кислорода окисляются в нитратные ионы. В отсутствие кислорода (в зоне минимума кислорода) происходит восстановление нитратов органическим веществом до нитритов.

Нитратный азот является основной формой азота в море (65% связанного азота заключено в этой форме) и представляет главный источник азотного питания организмов и конечный продукт минерализации органического вещества. Ниже зоны фотосинтеза концентрация нитратов быстро увеличивается, достигая максимума на 400-1000 м.

Азот в виде различных соединений попадает в океан с материковым стоком и атмосферными осадками. Ориентировочное содержание «связанного» азота (органический, нитратный и аммиачный), по нашим подсчетам, может быть принято в речном стоке равным около 0,6, а в атмосферных осадках - 0,3 мг/л. Рассматривая Мировой океан в первом приближении как среду, находящуюся в динамическом химическом равновесии, очевидно, что азот атмосферных осадков + азот материкового стока компенсируют процесс денитрификации (процесс перевода соединений азота в свободный азот) в океане. Количество азота, которое попадает в донные осадки, мало. Процессом азотофиксации, поскольку процесс эндотермичен и имеет ограниченное развитие, можно пренебречь при подведении баланса азота. В таком случае денитрификация приводит к ежегодной потере около 0,3 г азота под 1 м 2 поверхности Мирового океана.

Фосфор также относится к основным биогенным элементам. Большая часть фосфора (около 90%) находится в виде растворимых неорганических соединений, органический фосфор составляет 5-7% и фосфор взвешенного вещества - 3-5%. Основным источником фосфора в океане является материковый сток. Речные воды содержат фосфор в неорганической и органической формах и в виде взвеси неорганического происхождения. Другим источником поступления фосфора является эоловый вынос терригенного материала, вулканическая деятельность и обмен с дном.

Неорганический фосфор, как и формы неорганического азота, усваивается растениями и переходит в органические соединения. Органический фосфор под воздействием бактерий или ферментов снова переходит в неорганическую форму. Схема круговорота фосфора подобна циклу азота, но имеет два отличия: по сравнению с азотом фосфор быстрее освобождается из органического вещества, у фосфора имеет место обмен с донными отложениями.

Распределение неорганического фосфора в океане определяется процессами потребления его фитопланктоном и регенерацией, а также динамическими причинами. В поверхностных водах концентрация фосфора меньше, чем в глубинных. С глубиной концентрация фосфора увеличивается, достигая максимальных значений в пределах 500-1200 м. Сезонные изменения фосфатов в поверхностном слое аналогичны изменениям нитратов. Весной и летом в высоких и умеренных широтах бурное развитие фитопланктона может привести к полному исчезновению питательных солей в зоне фотосинтеза. Большую часть года отсутствуют биогенные элементы в поверхностных слоях экваториальной и тропической зон. Только в районах подъема глубинных вод наблюдаются высокие концентрации соединений азота и фосфора.

Кремний входит в состав скелетов различных морских организмов. Хотя кремний является одним из распространенных элементов земной коры, концентрация его в морской воде невелика. Основная форма кремния в океане - растворенная неорганическая (95%), взвешенная неорганическая форма составляет около 1%, остальная часть приходится на органическую.

Распределение кремния в океане сходно в общих чертах с распределением азота и фосфора. Наименьшее количество кремния отмечается в поверхностных слоях, где он используется фитопланктоном, хотя его концентрация (в отличие от азота и фосфора) никогда не достигает нуля. С глубиной его концентрация растет вследствие растворения скелетных частей, достигая максимума у дна. Максимум содержания кремния расположен глубже максимума фосфора и азота, так как регенерация фосфора и азота из мягких тканей организмов идет быстрее, чем растворение скелетов и панцирей, часть которых достигает дна. Диатомовые илы занимают до 10% площади дна океана. Эта потеря кремния из общего цикла компенсируется речным стоком и эоловым (ветровым переносом).

Растворенные газы . Газы попадают в океан в результате обмена с атмосферой, при вулканической подводной деятельности и в результате протекающих в морской воде химических и биологических процессов.

Соотношение кислорода и азота в морской воде приблизительно 1:2, в то время как в атмосфере оно равно 1:4, т. е. относительное содержание кислорода в морской воде повышено.

Кислород в морской воде является подвижным и активным элементом. Наличие кислорода в воде обязательно для существования большинства организмов.

Концентрация кислорода в океане колеблется в пределах до 10 мл/л. Основными источниками кислорода в морской воде являются: обмен с атмосферой и выделение его в результате процесса фотосинтеза. Поглощение кислорода из атмосферы может происходить только при концентрации ниже равновесной, которая зависит от температуры и солености.

К процессам, уменьшающим концентрацию кислорода в океане, относят выделение кислорода в атмосферу и расход на химические, биохимические и биологические процессы.

По величине концентрации кислорода водную толщу океана можно разделить на четыре зоны: поверхностная, промежуточная, глубинная и придонная.

Поверхностная зона, в свою очередь, может быть подразделена на верхний слой, слой наибольшего фотосинтеза и нижний слой. Верхний слой (0-10 м) вследствие обмена с атмосферой почти всегда насыщен кислородом (100% насыщения при данной температуре и солености). Слой наибольшего фотосинтеза характеризуется пересыщением кислорода (до 120-130%). Нижняя граница этого слоя определяется глубиной, на которой количество продуцируемого кислорода фитопланктоном равно количеству расходуемого кислорода. Нижний слой находится от точки компенсации до промежуточной зоны и характерен падением концентрации кислорода.

Промежуточная зона (слой кислородного минимума) меняет свое положение в разных частях океана от 100-300 до 1400-1600 м. В этой зоне происходит резкое падение температуры и содержания кислорода до 0,5 мл/л.

Глубинная зона занимает основную часть океана и характеризуется довольно высоким содержанием кислорода - до 5 мл/л. Если бы воды океана не перемешивались, то следовало бы ожидать дальнейшего уменьшения концентрации кислорода. В глубинной зоне океана происходит перемещение водных масс арктического и антарктического происхождения, которые при низкой температуре были насыщены кислородом, что и вызывает обогащение зоны. Даже в глубоководных впадинах (более 8 км) Тонга, Кермадек и Марианской содержание кислорода довольно высокое - около 4 мл/л.

Придонная зона занимает незначительную часть океана и характеризуется низким содержанием кислорода.

Сезонное изменение кислорода наблюдается только в поверхностной зоне в средних и высоких широтах. Зимой концентрация кислорода возрастает вследствие увеличения растворимости газов при понижении температуры, несмотря на уменьшение фотосинтеза. Летом наблюдается понижение содержания кислорода, но иногда отмечаются вспышки цветения водорослей, которые создают перенасыщение кислорода в поверхностной зоне.

Среди газов, растворенных в морской воде, наибольшую концентрацию имеет азот. Однако ввиду химической инертности азот почти не участвует в процессах, протекающих в океане.

Сероводород . Сероводород появляется в морской воде только в случае отсутствия кислорода. Образование сероводорода при биохимическом восстановлении сульфатов протекает при участии анаэробных бактерий. Другой источник поступления сероводорода - разложение органического вещества.

Временное образование сероводорода отмечалось в Индийском и Атлантическом океанах, в глубоких фиордах Норвегии. Постоянно сероводород содержится в Черном море на глубинах более 150-200 м вследствие отсутствия обмена глубинных вод через мелководный пролив Босфор и слабой вертикальной циркуляции вод в самом Черном море. Концентрация сероводорода в нем достигает 7 мл/л.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter .

Теоретически не растворимых в воде веществ не существует, поэтому в морской воде содержатся почти все элементы таблицы Менделеева. Правда, некоторые элементы находятся в столь малых количествах, что их присутствие обнаруживается только в морских организмах, собирающих эти элементы из окружающей их морской воды. Таковы, например, кобальт, никель и олово, найденные в крови голотурий, омаров, устриц и других животных. Присутствие некоторых других элементов доказывается лишь их наличием в морских отложениях.

Среднее количество растворенных в водах Мирового океана твердых веществ составляет около 3, 5% по весу. Больше всего в морской воде содержится хлора -- 1, 9%. натрия -- 1, 06%. магния -- 0, 13%, серы --0, 088%, кальция -- 0, 040%, калия -- 0, 038%, брома - 0, 0065%, углерода -- 0, 003%. Содержание остальных элементов, в том числе биогенных и микроэлементов, ничтожно мало, менее 0, 3%. В водах океана обнаружены драгоценные металлы, но концентрация их незначительна, и при общем большом количестве в океане (золота -- 55 * 105 т, серебра -- 137 * 106 т) добыча их нерентабельна. Главным признаком, отличающим воды Мирового океана от вод суши, является их высокая соленость. Количество граммов веществ, растворенных в 1 литре воды, называют соленостью. Морская вода -- это раствор 44 химических элементов, но первостепенную роль в ней играют соли. Поваренная соль придает воде соленый вкус, а магниевая -- горький. Соленость выражается в промилле (%о). Это тысячная доля числа. В литре океанической воды растворено в среднем 35 граммов различных веществ, значит, соленость будет 35%о.

Соленость воды в Мировом океане не везде одинакова. В открытой части она изменяется в пределах 33--37°/оо и зависит от климатических условий (разности испарения и количества выпадающих осадков). Поэтому в ее распределении четко проявляются черты широтной зональности, что позволяет картировать эту характеристику (карты изогалин). В отдельных районах широтная зональность нарушается влиянием переноса солей течениям. Средняя соленость на поверхности океанов различна. Наибольшую среднюю соленость имеет Атлантический океан -- 35, 3°/0о, наименьшую -- Северный Ледовитый -- 32%о (в приустьевых районах до 20°/оо).

Газы в воде океана. Вода поглощает (растворяет) газы, с которыми она соприкасается. Поэтому в океанической воде содержатся все атмосферные газы, а также газы, приносимые водами рек, выделяющиеся при химических и биологических процессах, при подводных извержениях. Общее количество растворенных в воде газов невелико, но они играют решающую роль в развитии всей органической жизни морей и океанов.

Углекислый газ, в отличие от кислорода и азота, находится в воде океана в основном в связанном виде, в виде углекислых соединений -- карбонатов и бикарбонатов. Запасы углекислоты в океане поддерживаются дыханием организмов и растворением известковых пород дна и берегов, а также современных органогенных отложений (скелетов, раковин и т. д.). Значительные количества углекислого газа поступают в океан при подводных вулканических извержениях. Как и кислород, углекислый газ растворяется быстрее в холодной воде. При повышении температуры вода отдает углекислый газ атмосфере, при понижении -- поглощает его, поэтому в тропиках вода выделяет углекислый газ в атмосферу, в полярных широтах, наоборот, углекислый газ из атмосферы поступает в воду.