Физико химические свойства океанической воды кратко. Основные физико-химические свойства океанской (морской) воды

Мировой океан представляет собой главную часть гидросферы - водной оболочки Земли. Его воды покрывают 361 млн км2, или 70,8 %, поверхности земного шара, что почти в 2,5 раза превышаем площадь суши (149 млн км2, или 29,2 %). Важнейшее следствие такого глобального соотношения суши и моря состоит во влиянии Мирового океана на водный и тепловой баланс Земли. Около 10 % солнечной радиации, поглощенной поверхностью океана, расходуется на нагревание и турбулентный обмен теплотой между поверхностными слоями воды и нижними слоями атмосферы. Остальные 90 % теплоты затрачиваются на испарение. Испарение с поверхности океана является как главным источником воды в глобальном гидрологическом цикле, так и следствием высокой скрытой теплоты испарения воды, а это важный компонент глобального теплового баланса Земли. Акватория Мирового океана состоит из Атлантического, Тихого, Индийского, Северного Ледовитого и Южного океанов, окраинных морей (Баренцево, Берингово, Охотское, Японское, Карибское и др.), внутриконтинентальных морей (Средиземное, Черное, Балтийское). Не имеющие связи с Мировым океаном Каспийское и Аральское моря-озера условно называют морями исключительно из-за их больших размеров. В настоящее время это внутренние замкнутые водоемы, а в четвертичное время они соединялись с Мировым океаном.

В Мировом океане сосредоточено не менее 1,4 млрд км3 воды, что составляет около 94 % объема гидросферы. Эти огромные массы воды находятся в постоянном движении. Геологические процессы, протекающие в Мировом океане, многообразны и представляют собой взаимосвязанные явления. Они состоят из следующих процессов:

Разрушения, или абразии (от лат. «абрадо» - брею, соскабливаю), массивов горных пород, слагающих берега и часть мелководья;

Переноса и сортировки продуктов разрушения, приносимого с суши;

Накопления, или аккумуляции, различных осадков. Долгое время дно Мирового океана и его осадки оставались неисследованными. Лишь начиная с середины XX столетия начались целенаправленные исследования Мирового океана со специальн построенных научно - исследовательских кораблей. Вначале для изучения дна Мирового океана применялись различные геофизические приборы, установленные на кораблях, а образцы горных пород доставлялись специальными тралами - драгами. В результате этих работ были получены уникальные сведения о рельефе дна Мирового океана.

Физико-химические свойства вод морей и океанов

Соленость и химический состав вод. В морской воде в растворенном состоянии находится большое количество веществ. Суммарное содержание растворенных солей в морской воде называется ее соленостью (5) и выражается в промилле (%о). За среднюю соленость вод океана принимается величина около 35 %о. Это означает, что в 1 л воды содержится около 35 г растворенных солей (средняя величина солености морской воды). Соленость поверхностных вод Мирового океана колеблется от 32 до 37 %с, и такие колебания связаны с климатической зональностью, которая прямо влияет на испаряемость вод. В аридных зонах, где преобладает испаряемость, соленость увеличивается, а в гумидных областях и в местах стока крупных рек соленость уменьшается. В широких пределах меняется соленость во внутриконтинентальных морях. В Средиземном море она составляет 35 - 39 %>о, в Красном море увеличивается до 41 -43 %о, а в морях, расположенных в гумидных областях, главным образом из-за большого притока пресных вод соленость снижается. В Черном море она составляет 18 - 22 %о, в Каспийском -12-15 %о, в Азовском -12 %о, а в Балтийском - 0,3 - 6 %о. Такая низкая соленость Балтийского моря обусловлена большим объемом речного стока. Ведь в это море несут свои воды такие полноводные реки, как Рейн, Висла, Нева, Неман и др. Особенно высокая соленость (до 300 %о) наблюдается в отшнурованных от моря лагунах в аридных областях, например в заливе Кара-Богаз-Гол в Каспийском море.

В водах морей и океанов присутствуют почти все химические элементы Периодической системы Д. И. Менделеева. Содержание одних настолько велико, что именно их соотношение обусловливаем соленость морских и океанских вод, а количество других составляем тысячные и даже десятитысячные доли процента. При сопоставлении катионов и анионов оказывается, что в солевом составе морской воды преобладают хлориды (89,1 %), на втором месте стоят сульфаты (10,1 %), затем - карбонаты 0,56 %, а бромиды составляют всего 0,3 %.

Газовый режим . В водах Мирового океана в растворенном состоянии находятся различные газы, но главными из них являются кислород, углекислый газ и местами сероводород. Кислород поступает в морскую воду как непосредственно из атмосферы, так и за счет фотосинтеза фитопланктона. Главную роль и перераспределении газов играет глобальная океанская циркуляция. Благодаря ей происходит переток богатых кислородом холодных вод от высоких широт к экватору и поверхностных вод в придонную часть.

Углекислый газ находится в морской воде частично в растворен ном состояниии, а частично он химически связан в форме бикарбонатов Са(НС03) или карбонатов (СаС03). Растворимость С02 в морской воде зависит от температуры морской воды и возрастает с ее понижением. Поэтому холодные воды Арктики и Антарктики содержат больше углекислого газа, чем воды низких широт. Значительное содержание С02 отмечается в придонных холодных водах на глубинах ниже 4000 м. Это сказывается на растворении карбонатых раковин отмерших организмов, которые опускаются с поверхности на дно.

В некоторых морских бассейнах наблюдается аномальный газовый режим. Классическим примером служит Черное море, где, по данным Н. М. Страхова, на глубинах 150- 170 м вода в значительной степени обеднена кислородом и содержит в больших количествах сероводород. Его количество сильно возрастает в придонных слоях. Сероводород образуется благодаря жизнедеятельности сульфатсодержащих бактерий, которые восстанавливают сульфаты из Морской воды до сероводорода. Сероводородное заражение вызвано нарушением свободного водообмена между Черным морем и водами Средиземного моря. В Черном море существует расслоенность воды по солености. В верхней части располагаются опресненные воды (17-18 %о), а ниже соленые (20 - 22 %о). Это исключает вертикальную циркуляцию и приводит к нарушению газового режима, а затем к накоплению сероводорода. Недостаток кислорода в более глубоких слоях способствует развитию восстановительных процессов. Сероводородное заражение в придонной части Черного моря достигает 5 - 6 см3/л. Кроме Черного моря сероводородное заражение обнаружено в некоторых норвежских фиордах.

Температура морской воды . Распределение температур поверхностных слоев вод Мирового океана тесно связано с климатической зональностью. Среднегодовая температура в высоких широтах изменяется от 0 - 2 °С и достигает максимальных значений порядка 28 °С в экваториальных широтах. В умеренных широтах температура воды испытывает значительные сезонные колебания в пределах от 5 до 20 °С. Температура воды изменяется с глубиной, достигая в придонных частях на значительных глубинах всего 2 - 3 °С. В полярных областях она опускается до отрицательных значений порядка -1,0 -1,8 °С.

Переход от верхнего слоя воды с высокой температурой к нижнему слою с низкой температурой совершается в относительно тонком слое, который называется термоклином. Этот слой совпадает с изотермой 8 - 10° и находится на глубине 300 - 400 м в тропиках и 500- 1000 м в субтропиках. Общие закономерности в распределении температур нарушаются поверхностными теплыми и холодными, а также донными течениями.

Давление и плотность . Гидростатическое давление в океанах и морях соответствует массе столба воды и увеличивается с глубиной, достигая максимального значения в глубоких частях океана. Плотность морской воды в среднем составляет примерно 1,025 г/см3. В холодных полярных водах она увеличивается до 1,028, а в теплых тропических водах уменьшается до 1,022 г/см3. Все эти колебания обусловлены изменениями солености и температуры вод Мирового океана.

Элементы рельефа.

Выделяют четыре основные ступени рельефа дна океана: мате­риковую отмель (шельф), материковый склон, ложе океана и глубоко­водные впадины. В пределах ложа океана наблюдаются наибольшие перепады глубин и грандиоз­ные горные сооружения. Поэтому в пределах ложа стали выделять океанические котловины, срединно-океанические хребты и океаниче­ские поднятия.

Шельф (материковая отмель) - мелководная морская терраса, окаймляющая материк и являющаяся его продолжением. По существу, шельф представляет собой затопленную поверхность древней суши. Это область материковой земной коры, для которой характерен рав­нинный рельеф со следами затопленных речных долин, четвертичного оледенения, древних береговых линий.

Внешней границей шельфа является бровка - резкий перегиб дна, за пределами которого начинается материковый склон. Средняя глубина бровки шельфа - 133 м, однако в конкретных случаях она может меняться от нескольких десятков до тысячи метров. Поэтому термин "материковая отмель" не подходит для наименования этого элемента дна (лучше - шельф). Ширина шельфа изменяется от нуля (африканское побережье) до тысячи километров (побережье Азии). В целом шельф занимает около 7 % площади Мирового океана.

Материковый склон - область от бровки шельфа до материково­го подножья. Средний угол наклона материкового склона около 6°, но нередко крутизна склона может увеличиваться до 20-30°. Ширины материкового склона из-за крутого падения обычно невелика - око­ло 100 км. Наиболее характерной формой рельефа материкового склона являются подводные каньоны. Вершины их нередко врезаются в бровку шельфа, а устье достигает матери­кового подножья.

Материковое подножье - третий элемент рельефа дна, находя­щийся в пределах материковой земной коры. Материковое подножье представляет собой обширную наклонную равнину, образованную оса­дочными породами толщиной 3-5 км. Ширина этой всхолмленной рав­нины может достигать сотен километров, а площадь близка к площадям шельфа и материкового склона.

Ложе океана - наиболее глубокая часть дна океана, занимаю­щая более 2/3 всей площади Мирового океана. Преобладающие глубины ложа океана колеблются от 4 до 6 км, а рельеф дна наиболее спокойный. Основными элементами являются океанские котловины, срединно-океанические хребты и океанические поднятия.

Океанические котловины - обширные пологие понижения дна оке­ана с глубинами около 5 км. Дно котловины, плоское или слегка всхолмленное, обычно называют абиссальной (глубоководной) равни­ной. Выровненная поверхность абиссальных равнин обусловлена на­коплением осадочного материала, приносимого с суши. Наиболее обширные равнины находятся на глубоководных участках океанского дна. В целом абиссальные равнины занимают около 8 % ложа океана.

Срединно-океанические хребты - наиболее тектонически актив­ные зоны, в которых происходит новообразование земной коры. Они целиком сложены базальтовыми породами, образовавшимися в резуль­тате их поступления по разломам из недр Земли. Это обусловило свое­образие земной коры, слагающей срединно-океанические хребты, и выделение ее в особый рифтогенальный тип.

Океанические поднятия - крупные положительные формы рельефа ложа океана, не связанные с срединно-океаническими хребтами. Рас­положены они в пределах океанического типа земной коры и отлича­ются большими горизонтальными и значительными вертикальными размерами.

В глубоководной части океана обнаружено большое количество отдельно стоящих гор, не образующих каких-либо хребтов. Происхож­дение их вулканическое. Подводные горы, вершины которых представ­ляют собой ровную платформу, называют гайотами.

Глубоководные впадины (желоба ) - зона самых больших глубин Мирового океана, превышающих 6000 м. Борта их очень круты, а дно может быть выровненным, если оно покрыто осадками. Самые глубокие желоба расположены в Тихом океане.

Происхождение желобов связано с погружением литосферных плит в астеносферу при новообразовании морского дна и раздвижении плит. Желоба имеют значительные горизонтальные размеры. К настоящему времени в Мировом океана обнаружен 41 желоб (Тихий океан - 25, Атлантический - 7, Индийский - 9).

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.

Водная масса Мирового океана обладает определенными химическими, физическими, динамическими и биологическими свойствами. Рассмотрим их с позиции их роли в жизни биосферы и географической оболочки.

Океанская вода-раствор, в котором, по последним данным (А. П. Виноградов), обнаружены все химические элементы. Минерализация воды называется ее соленостью . Она измеряется в тысячных долях, в промилле и обозначается %.

Средняя соленость Мирового океана 34,7% 0 (округлено 35%о). В 1 т воды содержится 35 кг солей, а общее их количество так велико, что если бы извлечь все соли и рассыпать по поверхности материков, то образовался бы слой мощностью в 135 м (Л. А. Зенкевич).

Океанская вода может рассматриваться в качестве жидкой многоэлементной руды. Из нее добываются поваренная соль, калийные соли, магний, бром и многие другие элементы и соединения.

Первый вопрос, который возникает у географа при ознакомлении с составом морской воды: благоприятна или нет ее соленость для жизни? Прежде всего океанская вода, как и почва материков, обладает плодородием. Она всегда содержит элементы, которые входят в состав пищи морских зеленых растений. И только фосфаты и иногда нитраты могут быть в-недостаточном количестве. Их содержание зависит от циркуляции водных масс (см. ниже).

Минерализация воды - непременное условие зарождения жизни и развития биосферы в океане. Ультрапресная вода, проникая в клетки, оказывает на них вредное действие: будучи сильным растворителем, она изменяет состав протоплазмы. Пресноводные организмы имеют приспособления в виде водонепроницаемых слизистых покровов, которыми «изолируются» от среды. В морской соленой воде осмотическое давление такое же, как внутри организма; токи между средой и тканями не возникают. С другой стороны, растворы высокой концентрации, например сильно соленые воды озер, совсем убивают жизнь. Морская вода оказывается оптимальной для жизни.

Почти все морские животные стеногалинны-могут жить только в узких рамках солености, эвригалинные малочисленны.

Географически важно, что морская фауна легко переносит повышение солености и отрицательно реагирует на ее снижение. Например, рифовые кораллы чувствительны даже к слабому опреснению, поэтому коралловые постройки всегда прерываются против устьев рек. Фауна внутренних морей обедняется параллельно снижению их солености. Морских рыб в Кильской бухте 75, в средней части Балтийского моря 40, а в Ботническом заливе 23 вида. Соленость 4% исключает существование каких бы то на было морских форм.

Многие животные для построения тела усваивают кальций, к ним относятся планктонные организмы с известковым скелетом и кораллы. Усвоение протекает нормально при высокой температуре и прекращается даже при небольшом ее понижении По этой причине коралловые постройки распространены только в жарком поясе и служат его индикатором, а в расположенных илов органического происхождения прослеживается климатическая зональность.

Вопрос о том, какой была соленость на заре жизни, в какой воде возникло органическое вещество, решается сравнительно уверенно. Вода, выделявшаяся из мантии, захватывала и транспортировала подвижные компоненты магмы, и в первую очередь соли. Поэтому первичные океаны были минерализованы. С другой стороны, фотосинтезом разлагается и изымается только чистая Н 2 О, следовательно, соленость океанов неуклонно повышается. Данные исторической геологин свидетельствуют о том, что водоемы архея были солоноватыми - соленость около 25% и может быть, даже около 10%.

Океанская вода – универсальный однородный ионизированный раствор, в состав которого входят все химические элементы. В растворе находятся твердые минеральные вещества (соли) и газы, а также взвеси органического и неорганического происхождения.

Соленость морской воды. По массе растворенные соли составляют всего 3,5%, но они придают воде горько-соленый вкус и другие свойства. Состав морской воды и содержание в ней разных групп солей видны из таблицы 8. Морская вода по составу резко отличается от речной воды, ибо в ней преобладают хлориды. Интересно отметить, что состав солей плазмы крови близок к составу солей морской воды, в которой, как считают многие ученые, зародилась жизнь.

Таблица 8

(в % от всей массы солей) (по Л. К. Давыдову и др.)

Основные соединения	Морская вода	Речная вода
Хлориды (Nad, MgCl,)
Сульфаты (MgSO 4 , CaSO 4 , K 2 SO 4)
Карбонаты (СаСО 3)
Соединения азота, фосфора, кремния, органические и прочие вещества

Соленость – количество солей в граммах в I кг морской воды. Средняя соленость Океана 35% 0 . Из 35 граммов солей в морской воде больше всего поваренной соли (около 27 г), поэтому она соленая. Горький вкус ей придают соли магния. Линии на карте, соединяющие точки с одинаковой соленостью, называются изогалинами.

Океанская вода образовалась из горячих соленых растворов земных недр и газов, так что соленость ее изначальная. Состав морской воды напоминает состав ювенильных вод, т. е. вод и газов, выделяющихся при вулканических извержениях из магмы и впервые вступающих в круговорот воды на Земле. Газы, выделяемые из современных вулканов, состоят преимущественно из водяного пара (около 75%), углекислого газа (до 20%), хлора (7%), метана (3%), серы и других компонентов.

Первоначальный состав солей морской воды и соленость ее были несколько иными. Изменения, которые она претерпела в процессе эволюции Земли, были вызваны прежде всего появлением жизни, особенно механизма фотосинтеза и связанного с ним продуцирования кислорода. Некоторые изменения, по-видимому, вносили речные воды, которые на первых порах выщелачивали горные породы на суше и доставляли в Океан легкорастворимые соли, а в дальнейшем – в основном карбонаты. Однако живые организмы, особенно животные, потребляли огромное количество сначала кремния, а потом кальция для образования своих внутренних скелетов и раковин. После отмирания они погружались на дно и выпадали из круговорота минеральных веществ, не увеличивая содержание карбонатов в морской воде.

В истории развития Мирового океана были периоды, когда соленость колебалась в сторону уменьшения или увеличения. Это происходило как в результате геологических причин, ибо тектоническая активизация недр и вулканизм влияли на активность дегазации магмы, так и за счет климатических изменений. В суровые ледниковые эпохи, когда большие массы пресной воды консервировались на суше в виде ледников, соленость возрастала. При потеплении в межледниковые эпохи, когда в Океан поступали талые ледниковые воды, она уменьшалась. В аридные эпохи соленость увеличивалась, во влажные – уменьшалась.

В распределении солености поверхностных вод примерно до глубины 200 м прослеживается зональность, что связано с балансом (приходом и расходом) пресной воды, и прежде всего с количеством выпадающих осадков и испарением. Уменьшают соленость морской воды речные воды и айсберги.

В экваториальных и субэкваториальных широтах, где осадков выпадает больше, чем тратится воды на испарение (К увлажнения >1), и велик речной сток, соленость чуть менее 35% 0 . В тропических и субтропических широтах из-за отрицательного пресного баланса (осадков мало, а испарение велико) соленость составляет 37%о. В умеренных широтах соленость близка к 35%о. В приполярных и полярных широтах соленость наименьшая – около 32%о, поскольку количество осадков превышает испарение, велик речной сток, особенно сибирских рек, много айсбергов, главным образом вокруг Антарктиды и Гренландии.

Рис. 82. Типы вертикального распределения солености (по Л. К. Давыдову и др.)

Зональную закономерность солености нарушают морские течения и приток речных вод. Например, в умеренных широтах северного полушария соленость больше у западных берегов материков, куда поступают субтропические воды повышенной солености, приносимые теплыми течениями, меньше – у восточных берегов материков, куда холодные течения приносят менее соленые субполярные воды.

Из океанов наибольшей соленостью обладает Атлантический океан. Это объясняется, во-первых, сравнительной узостью его в низких широтах в сочетании с близостью к Африке с ее пустынями, откуда на океан беспрепятственно дует жаркий сухой ветер, повышающий испарение морской воды. Во-вторых, в умеренных широтах западный ветер уносит атлантический воздух далеко в глубь Евразии, где из него выпадает значительная часть осадков, не полностью возвращающихся в Атлантический океан. Соленость Тихого океана меньше, так как он, наоборот, широк в экваториальном поясе, где соленость воды пониженная, а в умеренных широтах Кордильеры и Анды задерживают обильные осадки на наветренных западных склонах гор, и они вновь поступают в Тихий океан, рассоляя его.

Наименьшая соленость воды в Северном Ледовитом океане, особенно у Азиатского побережья, близ устьев сибирских рек – менее 10%о. Однако в приполярных широтах происходит сезонное изменение солености воды: осенью – зимой при образовании морского льда и уменьшении речного стока соленость возрастает, весной – летом при таянии морского льда и увеличении речного стока – уменьшается. Вокруг Гренландии и Антарктиды летом соленость становится меньше еще и за счет тающих айсбергов и подтаивания краевых частей покровных и шельфовых ледников.

Максимальная соленость воды наблюдается в тропических внутренних морях и заливах, окруженных пустынями, например в Красном море – 42% 0 , в Персидском заливе – 39% 0 .

Несмотря на различную соленость морской воды в разных акваториях Океана, процентное соотношение растворенных в ней солей неизменно. Оно обеспечивается подвижностью воды, непрерывным горизонтальным и вертикальным ее перемешиванием, что в совокупности приводит к общей циркуляции вод Мирового океана.

Изменение солености воды по вертикали в океанах различно. Намечено пять зональных типов вертикального распределения солености: I – полярный, II – субполярный, III – умеренный, IV – тропический и V – экваториальный. Они представлены в виде графиков на рисунке 82.

Распределение солености по глубине в морях весьма различно в зависимости от величины баланса пресной влаги, интенсивности вертикального перемешивания и водообмена с соседними акваториями.

Годовые колебания солености в открытых частях Океана незначительны и в поверхностных слоях не превышают 1 %о, а с глубины 1500 – 2000 м соленость в течение года практически неизменна. В прибрежных окраинных морях и заливах сезонные колебания солености воды значительнее. В морях Северного Ледовитого океана в конце весны соленость снижается за счет притока речных вод, а в акваториях с муссонным климатом летом – еще и за счет обилия осадков. В полярных и субполярных широтах сезонные изменения солености поверхностных вод обусловлены в большей степени процессами замерзания воды осенью и таяния морских льдов весной, а также таянием ледников и айсбергов во время полярного дня, о чем будет сказано позже.

Соленость воды влияет на многие ее физические свойства: температуру, плотность, электропроводность, скорость распространения звука, быстроту образования льда и др.

Интересно заметить, что в морях близ карстовых побережий на дне нередки мощные подводные (субмаринные) источники пресной воды, поднимающиеся к поверхности в виде фонтанов. Такие «пресные окна» среди соленой воды известны у берегов Югославии в Адриатическом море, у берегов Абхазии в Черном море, у берегов Франции, Флориды и в других местах. Эта вода используется моряками для хозяйственно-бытовых нужд.

Газовый состав океанов. В морской воде, кроме солей, растворены газы азот, кислород, диоксид углерода, сероводород и др. И хотя содержание газов в воде крайне незначительно и заметно изменяется в пространстве и во времени, их достаточно для развития органической жизни и биогеохимических процессов.

Кислорода в морской воде больше, чем в атмосфере, особенно в верхнем слое (35% при температуре 0 °С). Главным источником его служит фитопланктон, который называют «легкими планеты». Глубже 200 м содержание кислорода уменьшается, но с 1500 м вновь возрастает, даже в экваториальных широтах, за счет поступления вод из приполярных областей, где насыщенность кислородом достигает 70–90%. Расходуется кислород путем отдачи в атмосферу при избытке его в поверхностных слоях (особенно днем), на дыхание морских организмов и на окисление различных веществ. Азота в морской воде меньше, чем в атмосфере. Содержание свободного азота связано с распадом органических веществ. Растворенный в воде азот усваивается особыми бактериями, перерабатывается в азотистые соединения, которые имеют большое значение для жизни растений и животных. В морской воде растворено некоторое количество свободной и связанной углекислоты, которая попадает в воду из воздуха при дыхании морских организмов, при разложении органических веществ, а также при вулканических извержениях. Она важна для биологических процессов, так как это единственный источник углерода, который необходим растениям для построения органического вещества. Сероводород образуется в глубоких застойных котловинах в нижних частях водных толщ при разложении органических веществ и в результате жизнедеятельности микроорганизмов (например, в Черном море). Так как сероводород является сильно ядовитым веществом, он резко понижает биологическую продуктивность воды.

Поскольку растворимость газов интенсивнее при низких температурах, воды высоких широт содержат их больше, в том числе важнейшего для жизни газа – кислорода. Поверхностные воды там даже перенасыщены кислородом и биологическая продуктивность вод выше, чем в низких широтах, хотя видовое разнообразие животных и растений беднее. В холодное время года Океан поглощает газы из атмосферы, в теплое время он выделяет их.

Плотность – важное физическое свойство морской воды. Морская вода плотнее пресной воды. Чем выше соленость и ниже температура воды, тем плотность ее больше. Плотность поверхностных вод увеличивается от экватора к тропикам благодаря нарастанию солености и от умеренных широт к полярным кругам в результате понижения температуры, а зимой еще и за счет увеличения солености. Это приводит к интенсивному опусканию полярных вод в холодный сезон, который продолжается 8 – 9 месяцев. В придонных слоях полярные воды движутся к экватору, вследствие чего глубинные воды Мирового океана в целом холодные (2 – 4°С), но обогащенные кислородом.

Цвет и прозрачность зависят от отражения, поглощения и рассеяния солнечного света, а также от взвешенных в воде веществ органического и минерального происхождения. Синий цвет присущ воде в открытой части Океана, где нет взвесей. У побережий, где много взвесей, приносимых реками и временными водотоками с суши, а также за счет взмучивания прибрежного грунта при волнении, цвет воды зеленоватый, желтый, коричневый и др. При обилии планктона цвет воды синевато-зеленый.

Для визуальных наблюдений цвета морской воды используется шкала цветности, состоящая из 21 пробирки с цветными растворами – от синего до коричневого цвета. Цвет воды нельзя отождествлять с цветом поверхности моря. Он зависит от погодных условий, особенно от облачности, а также от ветра и волнения.

Прозрачность лучше в открытой части Океана, например в Саргассовом море, – 67 м, хуже – у побережий, где много взвесей. Прозрачность уменьшается в период массового развития планктона.

Свечение моря (биолюминесценция) – это свечение в морской воде живых организмов, содержащих фосфор и испускающих «живой» свет. Светятся прежде всего простейшие низшие организмы (ночесветка и др.), некоторые бактерии, медузы, черви, рыбы во всех слоях воды. Поэтому мрачные глубины Океана не совсем лишены света. Свечение усили-

вается при волнении, поэтому судам ночью сопутствует настоящая иллюминация. Среди биологов нет единого мнения о назначении свечения. Предполагают, что оно служит либо для отпугивания хищников, либо для поисков пищи, либо для привлечения особей противоположного пола в темноте. Холодное свечение морских рыб позволяет находить их косяки рыболовным судам.

Звукопроводимость – акустическое свойство морской воды. Распространение звука в морской воде зависит от температуры, солености, давления, содержания газов и взвесей. В среднем скорость звука в Мировом океане колеблется в пределах 1400–1550 м/с. С повышением температуры, увеличением солености и давления она увеличивается, при уменьшении – убывает. В океанах обнаружены слои с разной проводимостью звука: зву-корассеивающий слой и слой, обладающий звуковой сверхпроводимостью, – подводный

«звуковой канал». К звукорассеивающему слою приурочены скопления зоопланктона и соответственно рыб. Он испытывает суточные миграции: ночью поднимается, днем опускается. Его используют подводники, так как он гасит шум от двигателей подводных лодок, и рыболовные суда – для обнаружения косяков рыб. «Звуковой канал» начали использовать для краткосрочного прогноза волн цунами, в практике подводной навигации для сверхдальней передачи акустических сигналов.

Электропроводность морской воды высокая. Она прямо пропорциональна солености и температуре.

Естественная радиоактивность морских вод мала, но многие растения и животные способны концентрировать радиоактивные изотопы. Поэтому в настоящее время улов рыбы и других морепродуктов проходит спецпроверку на радиоактивность.

Срединно-океанические хребты

Пересекают все океаны, образую единую планетарную систему общей протяженностью свыше 60 тыс. км, а общая площадь их составляет 15,2 % площади Мирового океана. Срединно-океанические хребты действительно занимают срединное положение в Атлантическом и Индийском океанах, в Тихом океане они смещены на восток к берегам Америки.

Рельеф срединно-океанических хребтов резко расчленен, причем по мере удаления от оси горные шпили сменяются зонами холмистого рельефа и еще более выполаживаются в районе сочленения с глубоководными равнинами. Хребты состоят из горных систем и разделяющих их долинообразных депрессий, вытянутых в соответствии с общим простиранием. Высота отдельных горных вершин достигает 3-4 км, общая ширина срединно-океанических хребтов колеблется от 400 до 2000 км. Вдоль осевой части хребта прослеживается продольная впадина, называемая рифтом или рифтовой долиной (рифт от англ. щель). Ее ширина от 10 до 40 км, а относительная глубина от 1 до 4 км. Крутизна склонов долины 10-40°.

Стенки долины ступенями разделяются на несколько уступов. Рифтовая долина – наиболее молодая и тектонически наиболее активная часть срединно-океанических хребтов, она имеет интенсивное блоково-грядовое расчленение. Ее центральная часть состоит из застывших базальтовых куполов и рукавообразных потоков, расчлененных гьярами – зияющими трещинами растяжения без вертикального смещения шириной от 0,5 до 3 м (иногда 20 м) и протяженностью десятки м.

Срединно-океанические хребты разбиты трансформными разломами, нарушающие их непрерывность в широтном направлении. Амплитуда горизонтального смещения составляет сотни км (до 750 км в экваториальной зоне Срединно-Атлантического хребта), а вертикального до 3-5 км.

Иногда отмечаются мелкие формы рельефа дна называемые микрорельефом, среди которого выделяют эрозионный, биогенный и хемогенный.

Вода это полимерное соединение молекул Н 2 О, в отличие от водяного пара. В строении молекулы воды могут участвовать различные изотопы О и Н. Наибольшее распространение имеют 1 Н – легкий водород, 2 Н – дейтерий (150 мг⁄л.), 16 О, 17 О, 18 О. Основную массу образуют молекулы чистой воды 1 Н 2 16 О, смесь всех остальных видов воды называется тяжелой водой, отличающейся от чистой воды большей плотностью. На практике под тяжелой водой понимают оксид дейтерия 2 Н 2 16 О (D 2 О), под сверхтяжелой водой – оксида трития 3 Н 2 16 О (Т 2 О). Последней в мировом океане содержится ничтожно малое количество – 800 грамм (в пересчете на тритий). К основным физическим свойствам воды относятся оптические, акустические, электрические и радиоактивность.

Оптические свойства

Обычно под ними понимают проникновение света в воду, поглощение и рассеяние его в воде, прозрачность морской воды, ее цвет.

Поверхность моря освещается непосредственно солнечными лучами (прямая радиация) и светом, рассеянным атмосферой и облаками (рассеянная радиация). Одна часть солнечных лучей отражается от морской поверхности в атмосферу, другая проникает в воду после преломления на поверхности вод.

Морская вода – полупрозрачная среда, поэтому свет не проникает на большие глубины, а рассеивается и поглощается. Процесс ослабления света носит избирательный характер. Составные части белого света (красный, оранжевый, зеленый, голубой, синий, фиолетовый) по-разному поглощаются и рассеиваются морской водой. По мере проникновения в воду вначале исчезает красный и оранжевый (приблизительно на глубине 50 м), далее желтый и зеленый (до 150 м), а затем – голубой, синий и фиолетовый (до 400 м).

Под прозрачностью традиционно понимают глубину погружения белого диска диаметром 30 см, на которой он перестает быть видимым. Прозрачность должна измеряться при определенных условиях, так как ее величина зависит от высоты наблюдения, времени суток, облачности и волнений моря. Наиболее точны замеры, которые проведены при спокойной, ясной погоде около полудня, с высоты 3-7 м над поверхностью воды.

Совокупность действий поглощения и рассеивания света обусловливает голубой цвет чистой (без примесей) морской воды. Окраска поверхности моря зависит от ряда внешних условий: угол зрения, цвет неба, наличие облаков, ветровых волн и т.д. Так при появлении волн море быстро синеет, а при плотных облаках – темнеет.

По мере приближения к берегам уменьшается прозрачность моря, вода зеленеет, иногда приобретает желтоватые и коричневые оттенки. В открытом море прозрачность и цвет определяются взвешенными частицами органического происхождения, планктоном. В период развития фитопланктона (весна, осень) прозрачность моря уменьшается, а цвет становится более зеленым. В центральных частях прозрачность обычно превышает 20 м, а цвет находится в пределах синих тонов. Наибольшая прозрачность (65,5 м) зафиксирована в Саргассовом море. В умеренных и полярных широтах, богатых планктоном, прозрачность воды составляет 15-20 м, а цвет моря зеленовато-голубой. В местах впадения крупных рек цвет морской воды мутно- и коричневато-желтый, прозрачность снижается до 4 м. Резко меняется окраска моря под влиянием растительных или животных организмом. Массовое скопление какого-либо одного организма может окрасить поверхность моря в желтый, розовый, молочный, красный, коричневый и зеленый цвет. Это явление называется цветением моря. В некоторых случаях в ночное время происходит свечение моря, связанное с изучением биологического света морскими организмами.

Акустические свойства

Определяют возможность распространения в морской воде звука – волнообразно распространяющихся колебательных движений частиц упругой среды, в качестве которой выступает морская вода. Сила звука пропорциональна квадрату частоты, которая определяется числом упругих колебаний в секунду. Поэтому от источника одной и той же мощности можно получить звук большей силы, увеличивая частоту звуковых колебаний. Для практических целей в морском деле (эхолотирование, подводная связь) используются ультразвук (звук большой частоты), который к тому же характеризуется слаборасходящимся пучком акустических лучей.

Скорость звука в морской воде зависит от плотности и удельного объема воды. Первая характеристика, в свою, очередь, зависит от солености, температуры и давления. Скорость звука в морской воде колеблется от 1400 до 1550 м/с, что в 4-5 раз больше скорости распространения звука в воздухе. Распространение звука в воде сопровождается его затуханием вследствие поглощения и рассеивания, а также преломлением и отражением звуковых волн.

На некоторой глубине в толще океанской воды имеется зона, где скорость звука минимальна, звуковые лучи, претерпевая многократное внутреннее отражение, распространяются в этой зоне на сверхдальние расстояния. Этот слой с минимальной скоростью распространения звука получил название звукового канала. Звуковой канал характеризуется свойством непрерывности. Если источник звука помещен возле оси канала, то звук распространяется на расстояние в тысячи километров (максимально зарегистрированное расстояние 19200 км). В мировом океане звуковой канал расположен в среднем на глубине 1 км. Для полярных морей характерен эффект приповерхностного расположения звукового канала (глубины 50-100 м), как результат отражения звука от поверхности моря.

После выключения источника звука какое-то время в толще воды сохраняется остаточное звучание, получившее название реверберации. Это следствие отражения и рассеяния звуковых волн. Различают донную, поверхностную и объемную реверберацию, в последнем случае рассеивание звука происходит с помощью газовых пузырьков, планктона, взвеси.

Электрические свойства

Чистая (пресная) вода - плохой проводник электричества. Морская вода, представляя собой почти полностью ионизированный раствор, хорошо проводит электрический ток. Электропроводность зависит от солености и температуры воды, чем выше соленость и температура, тем выше электропроводность. Причем в большей степени на электропроводность влияет соленость. Например, в диапазоне температур от 0 до 25°С электропроводность возрастает лишь в два раза, тогда как в диапазоне солености от 10 до 40‰ - в 3,5 раза.

В толще морской воды существуют теллурические токи, обусловленные корпускулярным излучением солнца. Поскольку электропроводность морской воды лучше, чем твердой оболочки, то величина этих токов в океане выше, чем в литосфере. С глубиной она несколько увеличивается. При движении морской воды в ней индуцируется электродвижущая сила, пропорциональная напряженности магнитного поля и скорости движения морской воды (проводника). Измерив наведенную электродвижущуюся силу и зная напряженность магнитного поля в данном месте и в данный момент, можно определить скорость морских течений.

Радиоактивные свойства

Морская вода обладает радиоактивностью, поскольку в ней растворены и радиоактивные элементы. Основная роль принадлежит радиоактивному изотопу 40 К и в значительно меньшей степени радиоактивным изотопам Th, Rb, C, U и Ra. Естественная радиоактивность морской воды в 180 раз меньше радиоактивности гранита и в 40 раз меньше радиоактивности осадочных пород континентов.

Кроме рассмотренных физических свойств, морская вода обладает свойствами диффузии, осмоса и поверхностного натяжения.

Молекулярная диффузия выражается в перемещении частиц растворенного в воде вещества без механического перемешивания.

Явление осмоса, т.е. диффузии растворенных веществ через пористую перегородку (мембрану), имеет в основном биологическое значение, но может быть использовано и для получения чистой воды из морской.

Поверхностное натяжение – свойство воды иметь на поверхности тонкую прозрачную пленку, стремящуюся сократиться. Это явление имеет решающее значение при образовании капиллярных волн на поверхности моря.

Химический состав океанских вод

Морская вода отличается от воды рек и озер горько-соленым вкусом и большой плотностью, что объясняется растворенными в ней минеральными веществами. Количество их, выраженное в граммах на килограмм морской воды, называется соленостью (S) и выражается в промилле (‰). Общая соленость составляет 35‰ или 35% или 35 г на 1 кг воды. Такая соленость морской воды называется нормальной и характерна для всей массы воды, за исключением поверхностного слоя в 100-200 м, где соленость колеблется от 32 до 37‰, что связано с климатической зональностью. В аридных зонах, где испарение велико, а поверхностный сток мал, соленость увеличивается. В гумидных зонах соленость уменьшается за счет опресняющего влияния стока поверхностных вод с континента. Климат сильнее сказывается во внутренних морях. В Красном море соленость достигает 41-43‰. Особенно высокая соленость (200-300‰) наблюдается в отшнурованных от моря лагунах аридных областей (Кора-Богаз-Гол). Соленость Мертвого моря 260-270‰.

Элементный состав Солевой элементный состав

морской воды морской воды

О 85, 8% Cl 55,3 %

H 10,7 % Na 30,6 %

Cl 2,1 % SO 4 7,7 %

Na 1,15 % Mg 3,7 %

Mg 0,14 % Ca 1,2 %

S 0,09 % K 1,1 %

Ca 0,05 % Br 0,2 %

K 0,04 % CO 2 0,2 %

Остальное меньше 0,001 %.

В солевом составе морской воды преобладают:

Хлориды 89,1 % (NaCl -77,8% - галит, MgCl 2 – 9,3% - бишофит, КCl - 2% - сильвин);

Сульфаты 10,1% (Mg SO 4 - 6,6% - эпсомит, CaSO 4 – 3,5 % - ангидрит)

Карбонаты 0,56 %

Броматы 0,3 %.

Газовый состав морской воды

В воде растворены: кислород, углекислый газ, азот, местами сероводород.

Кислород поступает в воду двумя путями:

Из атмосферы,

За счет фотосинтеза фитопланктона (зеленых растений)

6 СО 2 + 6Н 2 О = С 6 Н 12 О 6 +6О 2 +674 ккал (свет + хлорофилл).

Его содержание сильно колеблется от 5 до 8 см 3 на литр и зависит от температуры, солености и давления. Растворимость кислорода сильно понижается при повышении температуры, поэтому его много в высоких широтах. Имеет место сезонные колебания, при повышении температуры кислород выделяется в атмосферу и наоборот, так осуществляется динамическое взаимодействие атмосферы и гидросферы. Такая же обратная зависимость существует между содержанием кислорода и соленостью: чем больше соленость, тем меньше кислорода. Зависимость же содержания кислорода от давления прямая: чем больше давление, тем больше кислорода растворено в воде. Наибольшее количество кислорода содержится на поверхности воды (за счет атмосферы и фотосинтеза) и на дне (за счет давления и меньшего расхода организмами) до 8 см 3 на литр – эти две пленки сливаются в береговой зоне. В средней части водоема содержание кислорода – наименьшее – 2-3 см 3 на литр. Благодаря вертикальной и горизонтальной циркуляции вод в океанах почти всюду содержится свободный кислород. Кислород расходуется на дыхание растений и животных и окисление минералов.

Углекислый газ содержится в воде 1) частично в свободном растворенном состоянии и 2) в химически связанной форме в составе карбонатов и бикарбонатов. Суммарное содержание СО 2 в воде более 45 см 3 на литр, из которых только половина падает на долю свободного СО 2 . Источники углекислого газа: атмосфера, вулканические газы, органика и речные воды. Расход: фотосинтез, образование карбонатных минералов. Содержание СО 2 также регулируется температурой, в верхних прогретых слоях морских вод растворимость СО 2 падает и он выделяется в атмосферу. Создается его нехватка, что приводит к образованию нерастворимого карбоната кальция СаСО 3 , который выпадает в осадок. В холодных водах отмечается высокое содержание СО 2 .

Азот содержится в воде в количестве 13 см 3 на литр и поступает в основном из атмосферы.

Сероводород распространен ограниченно и приурочен к замкнутым котловинным морям, сообщающимся с Мировым океаном с помощью узких мелководных проливов. Это нарушает водообмен между ними. Например, Черное море, заражение сероводородом начинается, примерно, с глубины 150 м и увеличивается с глубиной, а в придонной части достигает 5-6 см 3 /литр. Сероводород продуцируется бактериями из сульфатов:

СаSO 4 + CH 4 → H 2 S +CaCO 3 +H 2 O

Кроме того, в водах Мирового океана растворено некоторое количество органического вещества (до 10 г/л в Азовском море), присутствует также определенное количество мути и взвеси.

Температура вод Мирового океана

Основной источник тепла, получаемый Мировым океаном, - Солнце. От него тепло поступает в виде коротковолновой солнечной радиации, состоящей из прямой радиации и радиации, рассеянной атмосферой. Часть радиации отражается обратно в атмосферу (отраженная радиация). Дополнительное тепло Мировой океан получает в результате конденсации паров воды на поверхности моря и за счет теплового потока, идущего из недр Земли. В то же время океан теряет тепло при испарении, эффективном излучении и водообмене. Алгебраическая сумма количества тепла, поступающего в воду и теряемое водой в итоге всех тепловых процессов, называется тепловым балансом моря. Поскольку средняя температура воды Мирового океана за многолетний период наблюдений остается неизменной, то все тепловые потоки в сумме равны нулю.

Распределение температуры по поверхности Мирового океана зависит, главным образом, от широты местности, поэтому наибольшие температуры располагаются в приэкваториальной зоне (термический экватор). Искажающее влияние оказывают материки, преобладающие ветры, течения. Многолетние наблюдения показывают, что средняя температура поверхностных вод равна 17,54 о С. Самый теплый – Тихий океан (19,37 о), самый холодный – Северный Ледовитый океан (-0,75 о). С глубиной температура понижается. В открытых частях океана это происходит сравнительно быстро до гл. 300-500 м и значительно медленнее до гл. 1200-1500 м; ниже 1500 м температура снижается очень медленно. В придонных слоях океана на глубинах ниже 3 км температура держится преимущественно +2 о С и 0 о С, достигая -1 о С в Северном Ледовитом океане. В некоторых глубоководных впадинах с гл. 3,5 – 4 км и до дна температура воды несколько повышается (например, Филиппинское море). Как аномальное явление следует рассматривать существенный рост температуры придонного слоя воды до 62 о С в некоторых впадинах Красного моря. Такие отклонения от общей закономерности – следствие влияния глубинных процессов, происходящих в земных недрах.

Верхний слой воды (в среднем до 20 м) подвержен суточным колебаниям температуры, его выделяют как деятельный слой. Переход от деятельного слоя к нижнему слою низких температур совершается в относительно тонком слое, который называется термоклином. Основные характеристики термоклина следующие:

Глубина залегания – от 300-400 м (в тропиках) до 500-1000 м (в субтропиках),

Толщина – от нескольких см до десятков метров,

Интенсивность (вертикальный градиент) –0,1-0,3 о на 1 м.

Иногда различают два термоклина: сезонный и постоянный. Первый образуется весной и исчезает зимой (его гл. 50-150 м). Второй, называемый «главным термоклином», существует круглогодично и залегает на относительно больших глубинах. Два типа термоклина встречаются в умеренных климатических зонах.

Термоклин характеризуется также изменением оптических свойств воды, этим пользуются рыбы, убегающие от хищников: они ныряют в термоклин, и хищники теряют их из виду.

Установлено также, что в течение последних 70 млн. лет температура глубинных вод Мирового океана понизилась с 14 до 2 о С.

Плотность морской воды

Плотность любого вещества – это величина, измеряемая массой вещества в единице объема. За единицу плотности принимается плотность дистиллированной воды при температуре 4 о С и нормальном атмосферном давлении. Плотность морской воды – это масса морской воды (в г.), заключенной в 1 см 3 . Она зависит от солености (прямая зависимость) и температуры (обратная зависимость). Плотность морской воды при температуре 0 о С и солености 35‰ составляет 1,028126 г/см 3 .

По поверхности плотность распределена неравномерно: она минимальна в экваториальной зоне (1,0210 г/см 3) и максимальна в высоких широтах (1,0275 г/см 3). С глубиной изменение плотности зависит от изменения температуры. Ниже 4 км плотность морской воды изменяется мало и достигает у дна 1,0284 г/см 3 .

Давление морской воды

Давление в морях и океанах возрастает на каждые 100 м на 1 Мпа или на 10 атм. Ее величина зависит также и от плотности воды. Рассчитать давление можно по формуле:

Р = Н ּρ/100,

Р – давление в Мпа,

Н – глубина, для которой производится расчет,

ρ плотность морской воды.

Под действием давления вышележащих слоев уменьшается удельный объем морской воды, т.е. она сжимается, но эта величина незначительна: при S =35‰ и t = 15 о С она равна 0, 0000442. Однако, если бы вода была абсолютна несжимаема, то объем Мирового океана увеличился бы на 11 млн. км 3 , а его уровень поднялся бы на 30 м.

Кроме термоклина (скачка температуры), выделяется и скачок давления – пикноклин. Иногда в морском бассейне выделяют несколько пикноклинов. Например, в Балтийском море известны два пикноклина: в интервале глубин 20-30 м и 65-100 м. Пикноклин используется иногда в качестве «жидкого грунта», позволяющего нейтрально уравновешенной подводной лодке лежать на нем, не работая винтами.