Химический состав морской воды

Распространение морских льдов

Площадь распространения морских льдов меняется по сезонам от 9 до 18 млн км² в Северном полушарии и от 5 до 20 млн км² в Южном. Максимальное развитие ледяного покрова в Северном полушарии наблюдается в феврале-марте, а в Антарктике - в сентябре-октябре. В целом на земном шаре морские льды с учетом сезонных колебаний покрывают 26,3 млн км² при средней толщине покрова около 1,5 м. Морские льды образуются во всех морях Северного Ледовитого океана. Зимой они формируются также в Беринговом, Охотском, Азовском, Аральском и Белом морях, в Финском, Ботническом и Рижском заливах Балтийского моря, в северных частях Японского и Каспийского морей и временами на северо-западном побережье Черного моря.

В Арктике выделяют шесть градаций однолетних и многолетних льдов, различающихся по толщине и времени их существования. Однолетний лед называется тонким при толщине 30-70 см, средней толщины - от 70 до 120 см и толстым - более 120 см. Двухлетние льды имеют толщину 180-280 см, трех- и четырехлетние - 240-280 см. Толщина многолетних льдов достигает 280-360 см. В период максимального развития ледяного покрова в Северном Ледовитом океане многолетние льды занимают 28% общей площади, двухлетние - 25%, однолетние и молодые - 47%.

В Южном полушарии ледяной покров развивается с апреля по сентябрь концентрически вокруг Антарктиды. Многолетние льды там практически не встречаются, а двухлетние занимают менее 25% площади максимального развития льдов.

Морские льды образуются под совместным воздействием теплоотдачи с поверхности воды в атмосферу, переохлаждения воды и при наличии ядер конденсации. Все физико-химические свойства морского льда зависят от солености воды, из которой он образовался. Так как температура замерзания морской воды непостоянна и понижается по мере роста солености воды, то образование морского льда происходит более медленно, чем пресного льда.

Природная вода никогда не бывает химически чистой. Даже атмосферная влага содержит различные примеси (растворенные газы, пыль, микроорганизмы и т. п.), которые улавливаются ею из воздуха. Химический состав гидросферы в целом оценивают по составу морских и океанических вод.

Содержание растворенных в морской воде химических соединений определяется или в массовых долях процента, или в промиллях, и называется соленостью. Средняя соленость океанической воды равна 34,5 %. Это означает, что в 1 л воды содержится 34,5 г соли (промилле равно 0,1% и обозначается как ‰). В воде растворено 0,48 · 10²³ г солей.

Несмотря на ряд физико-химических, биологических и геологических процессов, происходящих в морской воде, ее солевой состав практически постоянен (это константа планеты Земля). Особенно это относится к районам, удаленным от береговой линии. Меняется лишь концентрация растворенных веществ, главную массу которых составляет поваренная соль (NaCl).

Химические элементы морской воды находятся в различных соединениях, главные из которых приведены в табл.

Таблица - Главные составные части морской воды

Химические соединения	Содержание г на 1 000 г воды	% всей массы солей
Хлориды:		(88,64)
хлористый натрий (соленый вкус)	27,2	77,758
хлористый магний (горький вкус)	3,8	10,878
Сульфаты:		(10,802)
сернокислый магний	1,7	4,737
сернокислый кальций	1,2	3,600
сернокислый калий	0,9	2,465
Карбонаты:		(0,532)
углекислый магний	0,1	0,315
бромистый магний	0,1	0,217
Другие вещества		(0,026)
Сумма	35,0	100,0

Наименьшая соленость (почти ноль) наблюдается близ устьев рек. В приполярных областях из-за таяния льдов соленость океанической воды снижается до 33 и даже до 31‰.

Значительно более изменчива соленость воды в морях, особенно имеющих слабую связь с океаном или полностью ее утерявших. Соленость в таких морях может сильно изменяться в зависимости от интенсивности испарения, определяемой климатом, стока пресных вод с континента и других условий.

Примером моря с повышенной соленостью может служить Красное море, в которое не впадает ни одна река с окружающей его пустынной суши, имеющей большое испарение. На юге соленость моря еще близка к солености прилежащих участков Индийского океана и равна 39‰, но на севере, в Суэцком и Акабском заливах, она достигает 41‰, а зимой повышается даже до 52‰. Придонные воды центральной части Красного моря имеют необычайно высокую соленость. Здесь на глубине 2 тыс. м советской экспедицией на исследовательском судне «Академик С. Вавилов» была установлена соленость 280,7‰.

Наоборот, Черное море, расположенное в более холодном климате, где испарение происходит менее интенсивно, и принимающее в себя пресные воды таких мощных речных артерий, как Дунай, Днестр, Днепр, Дон, Кубань, имеет соленость всего 18‰ – в активной части, 1–9‰ – у берегов. В Азовском море соленость составляет 11–13‰. Еще более низкой соленостью обладает Балтийское море, на опреснение которого влияют те же причины. Соленость его на западе – 7‰, а в Ботническом и Финском заливах падает до 2–5‰. В восточном конце Финского залива, близ Санкт-Петербурга, в так называемой Невской губе, или в Маркизовой луже, она понижается даже до 1‰.

В некоторых замкнутых бассейнах соленость воды в разных их частях изменяется еще резче. Классическим примером может служить Каспийское море, в настоящее время полностью потерявшее связь с океаном и фактически превратившееся в озеро. Близ устьев крупных рек (Волги, Урала, Терека, Куры) вода в Каспии сильно опреснена (7,5‰). В северо-восточной зоне вода бывает настолько пресной под влиянием нагона сюда юго-западными ветрами воды из р. Урала, что местные жители используют ее для хозяйственных надобностей. А в заливе Кара-Богаз-Гол, который расположен в условиях весьма засушливого климата и почти совсем лишен притока пресных вод с суши, соленость достигает 186‰ – величины, при которой начинается выпадение из воды некоторых растворимых солей (мирабилита).

В последние десятилетия из-за уменьшения притока речных вод уменьшается глубина Аральского моря и возрастает соленость воды. Даже в наиболее глубоководной – западной его части соленость достигает около 60‰, а в восточной, испаряющейся части моря еще больше (раньше было 10–12‰).

Соленость морской воды изменяется как во времени, так и в пространстве. Это обусловлено непостоянством соотношения между испарением с водной поверхности (Е) и фактором опреснения вод (атмосферные осадки Р, речной сток Q, таяние льда и т. д.). В периоды и в районах, характеризующихся резким преобладанием Е над (P + Q), концентрация солей возрастает. Так, в тропической и субтропической зонах сохраняется соотношение Е > (P + Q). Поэтому между 15 и 25о широты каждого полушария отмечается самая высокая соленость открытой части Мирового океана, составляющая 37,5‰ и несколько более. У экватора обильные осадки значительно превосходят испарение Р >> Е. Поэтому здесь соленость воды на поверхности чаще всего ниже средней (34,0–34,7‰). В умеренных и высоких широтах обычно наблюдается неравенство Е < (P + Q), и поэтому значение S с приближением к полюсам уменьшается до 30‰.

Сезонные колебания S характерны до глубины 150 м, где сильнее всего сказывается соотношение Е и P + Q. Ниже 150 м от водной поверхности вертикальное распределение солености зависит от интенсивности переноса воды. В то же время местные физико-географические условия отдельных морей и океанов вносят определенный вклад в изменения солености по глубине. Особенно велика в этом роль различных видов волн, поверхностных и глубинных течений, способствующих созданию определенного профиля (типа) вертикального распределения S.

Между Мировым океаном, атмосферой и сушей постоянно происходит солеобмен. В обмен между океанами, по А. М. Гриценко и В. Н. Степанову [69], вовлекается около 7·1017 кг солей. Причем основная масса солей переносится в антарктической части Мирового океана, где водообмен особенно значителен. Вынос солей из океана в атмосферу, по Эриксону и Бруевичу, происходит при испарении и разбрызгивании воды во время волнения в размере около 5·1012 кг/год. Солеобмен между Мировым океаном и сушей составляет около 5·1011 кг/год; применительно к отдельным океанам эта величина изменяется от 1010 кг/год (в Северном Ледовитом океане) до 26 · 1010 кг/год (в Тихом океане). Такой солеобмен обеспечивает относительное постоянство солености морей и океанов в те

Итак, химический состав всех частей гидросферы тесно связан между собой. Как утверждал В. И. Вернадский, «…главная масса химических элементов вносится в гидросферу из литосферы деятельностью рек, и главная масса возвращается из гидросферы в литосферу путем более или менее сложных выделений веществ из водных растворов» [11]. Воды гидросферы в результате испарения поступают в атмосферу и затем выпадают в виде осадков. Последние проникают в горные породы и выщелачивают их. Продукты разрушения сносятся в Мировой океан и накапливаются там в виде твердых осадков.

Реки сносят в Мировой океан не только продукты разрушения горных пород. В связи с бурным развитием промышленности, транспорта, городов, земледелия (тем более со все возрастающим использованием минеральных удобрений) в последние десятилетия началось загрязнение речных потоков различными химическими и органическими веществами, что ведет к загрязнению морской воды. Кроме того, ее загрязняют морские суда, особенно танкеры.

Производственно-хозяйственная деятельность человека вызывает так называемое антропогенное загрязнение речных и морских вод. Такое загрязнение не ограничивается только природными водами. Оно распространяется на речное и морское дно и берега. Все это вместе взятое способствует нарушению биохимического равновесия водных масс, изменению химического состава воды и ее физических свойств. Поэтому охрана природных вод, сохранение их химического состава в «первозданном виде» – важнейшая задача современной науки и практики.

Содержание газов в морской воде

В морской воде всегда растворено большое количество различных газов. Большая часть из них проникает в воду из атмосферы, с которой морские воды находятся в тесном взаимоотношении. Это подтверждается близостью состава газов, образующих атмосферу, и газов, растворенных в морской воде. И в том, и в другом случае основную роль играют азот и кислород, содержание которых и в воздухе, и в морской воде близко и в количественном соотношении. Так, содержание азота в морской воде составляет 65%, а кислорода – около 35%.

Общее количество растворенных в воде газов зависит от температуры и давления: при понижении температуры и увеличении давления количество газов увеличивается. Поэтому наблюдается, как правило, уменьшение содержание газов в морской воде от полюсов к экватору. В высоких широтах в 1 л воды содержится до 8 см3 газа, а у экватора этот показатель падает до 5 см3.

Особенно большое значение имеет содержание в воде кислорода, необходимого для жизни большинства морских организмов. Кроме того, в океане кислород расходуется при разложении отмерших остатков организмов и в процессах окисления, протекающих в водной среде. Поглощение кислорода из воздуха поверхностным слоем воды происходит путем диффузии. Взбалтывание воды при волнении резко увеличивает поглощение кислорода. Проникновению кислорода на глубину способствует перемешивание воды вертикальными конвекционными токами и циркуляционными течениями, всегда существующими в морях и океанах. Кроме того, кислород поступает в морскую воду в результате процесса фотосинтеза, осуществляемого морскими водорослями. В сезоны максимального развития водорослей содержание кислорода в морской воде может достигать 180% обычной нормы, тогда как зимой относительное содержание кислорода в поверхностном слое воды падает до 80–90%. В среднем его содержание в верхнем 100–150-метровом слое колеблется от 4,0 мг/дм3 у экватора до 7,0–8,0 мг/дм3 – в полярных районах. С глубиной содержание кислорода уменьшается до 2,5–3,0 мг/дм3. Количество кислорода, растворенного в океане, составляет 8 ·1018 г, что почти в 150 раз меньше его содержания в атмосфере.

Главным поставщиком азота (N2) является атмосфера. В морской воде он содержится в свободном состоянии, и его количество с повышением температуры и концентрации солей уменьшается.

Кроме азота и кислорода, в морской воде содержатся и другие газы, из которых наиболее важны углекислый газ и сероводород. В Мировом океане содержится 1,4 · 102 г диоксида углерода (CO2), что почти в 60 раз больше его содержания в атмосфере. Углекислота поступает в морскую воду в основном из атмосферы, выделения из земной коры на дне океанов, в результате жизнедеятельности органического мира океанов и морей (в частности, она выделяется в процессе дыхания морских организмов), а также при разложении органических веществ. Иногда углекислый газ выделяется при извержениях вулканов непосредственно на дне моря. Количество свободной углекислоты в океане в 15–20 раз больше, чем в атмосфере. Вследствие этого океан является своего рода резервуаром, регулирующим распределение этого газа в воздушной и водной оболочках Земли. Более холодные полярные воды поглощают углекислоту легче, чем теплые приэкваториальные. Поэтому в полярных районах углекислота переходит из атмосферы в океан, а в тропиках происходит выделение углекислоты из морской воды в атмосферу.

Углекислота содержится в морской воде не только в свободном виде (0,51–0,44 см3 в 1 дм3 воды), но и в химически связанном – в форме карбонатов и бикарбонатов (СаСО3, СаНСО3). Общее количество его в морских водах очень велико. Между свободной и химически связанной углекислотой, содержащейся в морской воде, существует сложное подвижное равновесие. Так как растворимость углекислоты повышается с понижением температуры, то в холодных водах свободной СО2 больше, чем в теплых, и соответственно большее количество химически связанной углекислоты удерживается в растворенном состоянии. При повышении температуры воды количество СО2 в ней уменьшается, равновесие между свободной и химически связанной углекислотой нарушается и последняя выпадает в осадок в виде труднорастворимых карбонатных солей. Эти реакции имеют большое значение и как регуляторы содержания свободной кислоты в растворе, и как причина обогащения донных осадков карбонатами Са и Mg.

Сероводород присутствует в морской воде в небольшом количестве (доли см3 в 1 дм3 воды). Только в исключительных случаях – в глубоких слоях воды некоторых замкнутых морских бассейнов, в зонах слабой подвижности вод, куда свободного кислорода поступает мало – Н2S может накапливаться в больших количествах (до нескольких см3 в 1 дм 3 воды). Наиболее ярким примером подобного бассейна является Черное море, в

котором ниже глубины 200 м начинается зона сероводородного заражения. Сероводород является сильным восстановителем, поэтому кислород здесь отсутствует (сероводород легко соединяется с кислородом, образуя кислоты H2SO3, H2SO4 и др.). Здесь нет никаких организмов, кроме некоторых анаэробных бактерий, способных жить при отсутствии свободного кислорода. Поэтому большая часть толщи воды Черного моря является почти безжизненной.

Исследованиями причин возникновения сероводородного заражения Черного моря занимался Н. И. Андрусов. Он высказал предположение о том, что сероводородное заражение в Черном море возникло в результате гниения огромного количества морских организмов, погибших от изменения условий при вторжении в замкнутый и сильно опресненный бассейн, каким было Черное море в недавнем прошлом, соленых средиземноморских вод. Гидрологическими исследованиями установлено, что в Черном море ниже 200 м отсутствует вертикальная циркуляция воды, что также способствует сохранению обстановки сероводородного заражения на больших глубинах. Источниками сероводорода могут быть, помимо гниения органического вещества, и другие процессы. Сероводород может выделяться из магматических очагов на дне океанов (ювенильный сероводород), а также возникать в результате жизнедеятельности анаэробных бактерий, восстанавливающих сульфаты.

Сероводородное заражение известно и в других морских бассейнах, где вертикальное перемешивание толщи воды ослаблено или отсутствует хотя бы в отдельные сезоны года. Так, например, сезонное сероводородное заражение, хотя и в гораздо более слабой степени, чем в Черном море, наблюдается в глубоководной впадине Южного Каспия, в некоторых глубоких и узких заливах на Атлантическом побережье Норвегии и даже в Оманском заливе Индийского океана, свободно сообщающемся с открытым морем.

Появление в морской воде анаэробных условий интересно с геологической точки зрения, потому что при этом органическое вещество, поступающее в осадок, разлагаясь при отсутствии кислорода, преобразуется в так называемые битумы, близкие по составу к нефти. По мнению многих ученых, именно таким путем и образуются в земной коре залежи этого ценного горючего ископаемого.

Прозрачность воды, измеряемая глубиной проникновения в толщу воды солнечных лучей, зависит главным образом от поглощения и рассеяния света молекулами воды и растворенных в ней веществ, а также взвешенными в воде минеральными частицами, пузырьками газа и микроорганизмами. В терригенном материале, сносимом реками в океаны, взвесь составляет 2,25 · 1016 г, присутствуют также растворимые и органические вещества. Особенно влияет на прозрачность воды примесь глинистой мути. Во время шторма у берегов, сложенных легкоразмываемыми глинами, вода становится грязно-коричневой в полосе прибоя. Дальше от берега следует полоса воды зеленого цвета, и лишь на большом удалении от берега муть исчезает и море становится таким же синим и прозрачным, как в тихую погоду. Значительное загрязнение воды механическими примесями наблюдается в устьях крупных рек. В сравнительно небольших и мелководных внутренних морях, принимающих в себя много рек, муть не успевает осесть на дно даже в центральных частях бассейна. В этих случаях вода малопрозрачна даже посредине моря и часто имеет зеленоватый (Балтийское море), беловатый (Белое море) и даже желтый (Желтое море у берегов Китая) цвет. В тропических морях вблизи коралловых островов вода часто бывает окрашена в молочно-белый цвет от обилия в ней известковых частиц. Такую воду даже называют «коралловым молоком».

Прозрачность воды имеет большое значение для развития донных организмов. Чем чище и прозрачнее вода, тем на большую глубину проникает в нее солнечный свет, необходимый для роста водорослей, которые в свою очередь служат пищей для разнообразного населения морского дна. В средних и высоких широтах даже при большой прозрачности воды свет проникает на глубину до 200 м. В субтропиках и тропиках, где лучи солнца падают более круто, глубина проникновения света увеличивается до 500, а иногда до 800 м.

Разные области спектра поглощаются водной средой с различной интенсивностью. Поэтому с глубиной меняется не только степень освещенности, но и спектральный состав света. В очень прозрачной морской воде до глубины 50 м освещение зеленое, на глубине примерно 180 м оно сменяется ясно-синим, а на глубине 300 м становится слабым черновато-синим. В связи с этим меняется и преобладающая окраска морских организмов, нередко окрашенных в тона, соответствующие тону освещения.

Океанические (морские) течения как поступательный перенос водных масс на большие расстояния вызываются действием внутренних и внешних сил. Первые из них связаны с различием солености теплой и холодной воды, которое приводит к сложной картине распределения ее плотности и, следовательно, давления по глубине. Внешними являются как астрономические силы, так и силы поверхностного трения между водной поверхностью и движущимся над ней воздухом.

Наряду с действием внутренних и внешних сил (первичных сил) на движущиеся массы морской воды постоянно воздействуют так называемые вторичные силы. К ним относятся сила Кориолиса и сила внутреннего трения между слоями воды. Первая из них отклоняет движущиеся массы воды в Северном полушарии вправо, а в Южном – влево от направления своего движения, обусловленного действием первичных сил. Это отклонение увеличивается от экватора к полюсам и тем больше, чем выше скорость движения частиц воды. Сила внутреннего трения замедляет движение масс воды. На границе раздела двух слоев, движущихся с разной скоростью, возникают вихри, видоизменяющие характер течения.

Течения различаются по ряду признаков. Наиболее важными из них являются периодичность, происхождение, устойчивость, расположение в толще воды, температура и соленость воды.

В зависимости от периодичности океанические (морские) течения делят на периодические и непериодические. Первые из них включают приливные течения, возникающие под влиянием приливообразующих сил в системах Земля – Луна и Земля – Солнце, вторые образуются под влиянием гидрометеорологических причин.

По происхождению непериодические течения подразделяются на плотностные, бароградиентные, стоковые, ветровые и дрейфовые.

Разделение океанических (морских) течений по степени устойчивости связано с изменчивостью вектора скорости и продолжительностью сохранения его в пределах одного направления. По этому признаку течения делят на установившиеся и неустановившиеся. Типичными установившимися течениями являются дрейфовые, неустановившимися – ветровые и бароградиентные.

Установившиеся течения характеризуются постоянством направления, сохранением средней скорости объема переносимых вод. Примером таких течений может служить течение западных ветров в Южном полушарии. Это течение ежегодно переносит вокруг Земли около 6 млн км3, или примерно два объема Средиземного моря.

В зависимости от расположения в толще морской воды течения подразделяются на поверхностные, глубинные и придонные.

Глубинные течения в океанах не соответствуют общей схеме циркуляции на поверхности Мирового океана. Об этом убедительно свидетельствуют результаты экспедиционных и теоретических исследований, выполненных советскими и американскими учеными в последние 35–50 лет. По обобщенным данным, в пассатной зоне стабильных течений в одной и той же точке обнаруживаются течения всевозможных направлений. Перестройка скоростного поля происходит с периодами от нескольких недель до 6 часов. Даже при спокойной поверхности океана в его толще всегда существуют внутренние волны с размахом по вертикали в несколько метров. Все это позволяет заключить, что имеющиеся карты океанических (морских) течений дают лишь приближенную картину их пространственного распределения. Она постоянно уточняется, дополняется и развивается, что дает возможность более эффективно изучать причины и закономерности климатических изменений на Земле и роль Мирового океана в формировании климата и погоды.

Дата добавления: 2014-01-07