Середовище та його елементи 5 страница

- Виживання у висохлому стані

2.6.4 Захист від осмотичного зневоднювання і обводнювання

- Вибір осмотично сприятливого середовища

- Осмоізоляція

- Осморегуляція

2.6.5 Сольовий обмін і виживання в умовах різної солоності

-Пасивний сольовий обмін

- Активний сольовий обмін

- Виживання в умовах різної солоності

2.6.6 Населення вод різної солоності

2.6.1 Класифікація природних вод за сольовим складом

Сумарний вміст всіх розчинених у воді мінеральних речовин називають солоністю. Для характеристики прісних вод вона виражається найчастіше в міліграмах на дециметр кубічний розчину (мг/дм³), солонуватих і морських – у проміле (‰); 1‰ відповідає концентрації 1

грам на дециметр кубічний (г/дм³).

Всі природні води (відповідно до загальноприйнятої Венеціанської системи, адаптованої до умов України) підрозділяються на прісні (солоність до 1,0‰), солонуваті (1,0–30‰), солоні, або морські, (30–40‰) і ультрагалінні, або пересолені, (більше 40‰). Прісні води, у свою чергу, підрозділяються на гіпогалінні (менш 0,5‰) і олігогалінні (0,5–1,0‰), а солонуваті – на мезогалінні (1–18‰) і полігалінні (18–30‰).

У природних водах переважають аніони НСО₃^-, СО₃^2-, SO₄^2- і Сl^- і катіони Са²⁺, Mg²⁺, Na⁺ і К⁺.

У прісних водах концентрація карбонатних іонів найбільша, в порівнянні зі вмістом інших іонів. Мінералізація морських (океанічних) вод визначається, в основному, хлоридами натрію й магнію. У прісних водах їхній вміст становить не більше 5,2, а карбонатів – 60,1%, у воді відкритої частини океану – відповідно 88,7 й 0,3%.

 

2.6.1.1 Сольовий склад океанічних і морських вод

Формування сольового складу океану в геологічній історії Землі пройшло три стадії: ранню – в умовах відсутності біосфери, стадію становлення біосфери й стадію сучасного океану, що збігає з початком палеозойської ери. На різних стадіях мінеральний склад океанічної води перетерплював зміни, що відбилося на еволюції тваринного світу.

Солі натрію, відрізняючись особливо легкою розчинністю, надходили в океанічний розчин безпосередньо з вивержених вулканічних порід, що визначили найбільш високу концентрацію цього елемента в морській воді.

Надходження калію в океанічний розчин було значно меншим, оскільки в первинних базальтах, які, в основному, складали земну кору, вміст калію, в порівнянні з натрієм, був невисоким (близько 0,1% проти майже 2%), а швидкість його вимивання була у два рази нижче. Надходження калію в океан збільшилося значно пізніше, і було пов'язане з утворенням у земній корі гірських порід, багатих калієм.

Магній по поширеності в морській воді займає серед катіонів друге місце. Завдяки гарній розчинності й високому вмісту в ґрунті він протягом тривалого геологічного часу у великій кількості надходив у ріки, а з річковою водою – в океан. Але, незважаючи на великі запаси цього елемента в земній корі, його концентрація у воді океанів значно нижче, ніж натрію. Це обумовлено рядом причин, серед яких варто виділити утворення доломітів, особливо інтенсивне в період докембрію й у ранньому протерозої. Вміст магнію у воді знижувалося також внаслідок його включення в метаболічні процеси, пов'язані з утворенням вапняних кістяків гідробіонтів.

Основним джерелом надходження кальцію в океан протягом геологічної історії Землі був стік прісноводних рік, що містить значну кількість сполук кальцію. Його концентрація в ріках і морях залежить від карбонат-бікарбонатної рівноваги, режиму СО₂ і температури. Низький вміст СаСО₃, у водах високих широт, в акваторіях, розташованих біля полюсів Землі, і в глибоких холодних водоймах негативно впливає на

життєдіяльність організмів. Наприклад, глибоководні (1000–4000 м) тварини (м'які морські їжаки, голотурії та форамініфери), що випробовують дефіцит кальцію, різко відстають у зрості, мають недостатньо розвинений вапняний покрив.

У поверхневих шарах екваторіальних вод, перенасичених гідрокарбонатом кальцію, навпаки, ані безхребетні, ані хребетні тварини не проявляють ознак кальцієвої недостатності. Ці акваторії відрізняються наявністю більших масивів вапняних рифів, а безхребетні тварини, що живуть тут, мають особливо потужний карбонатний кістяк.

Склад океанічної води зіграв істотну роль в еволюції тваринного світу. Первинні організми накопичували одні елементи й виводили інші, неорганічні іони почали брати участь у специфічних біохімічних реакціях.

У процесі еволюції деякі неорганічні іони включалися в молекули органічних речовин, змінюючи їхні специфічні властивості, структуру й функції. Ще із протерозойської ери морські організми використовували для побудови тканин опорного апарата різні, погано розчинні сполуки, що містяться в океанічній воді, такі як карбонат кальцію (арагоніт), фосфати кальцію й магнію, апатити (гідроксилапатит і фторапатит), фторид кальцію та ін. Хімічний склад кістяків різних морських організмів відбиває особливості мінерального обміну у водних тварин залежно від характеру вод. Так, у первісних тварин кістяк складався головним чином з SiО₂ . Така структура кістяка збереглася тільки в скляних губок. У молюсків на побудову зовнішнього кістяка (раковини) використовується переважно карбонат кальцію, а в деяких – фосфатні сполуки кальцію й магнію.

Фосфатно-хітинові опорні тканини еволюційно збереглися лише в членистоногих, тоді як фосфатно-кальцієві кістяки, побудовані на основі білкового матриксу, стали опорним апаратом у риб, морських ссавців і наземних тварин. Кальцій і фосфор стали найважливішими пластичними компонентами тканинних структур водних і наземних хребетних тварин. Вони беруть участь у регуляції багатьох біохімічних процесів.

У сучасний геологічний період загальна солоність океанічних вод становить від 32,0 до 37,5‰ (середня – 35,0‰). Найбільші коливання солоності в прибережних зонах залежать від стоку річкових вод. Зміни солоності поверхневого шару океанічної води спостерігаються після випадання значної кількості атмосферних опадів або протягом доби внаслідок різної інтенсивності випаровування вологи вдень і вночі.

У порівнянні з океаном солоність внутрішніх морів, у які впадають повноводні ріки, менша. У той же час у внутрішніх морях тропічних і субтропічних областей (Середземного й Червоного моря), де випаровування води постійно перевищує її надходження, солоність зростає до 38–42‰. Незважаючи на зміни загальної солоності, співвідношення окремих хімічних елементів у сольовому складі морських вод залишається практично постійним. Формування сольового складу Світового океану залежить від багатьох факторів, у тому числі від протікання хімічних, фізичних і біологічних процесів. Елементами приходної частини балансу солей є винос іонів з поверхневим і підземним континентальним стоком в океан, виверження вулканів і вихід хімічних елементів із земних тріщин, що утворюються на дні морів і океанів. З атмосферними опадами в океан надходить від 1 до 1,3 млрд. т солей вулканічного, морського й континентального походження. Із всіх розчинених в океанічній і морській воді солей найбільша кількість припадає на хлорид натрію (близько 78%) і хлорид магнію (близько 11%).

За ступенем відокремленості та особливостями гідрологічного режиму, пов'язаними з географічним положенням і фізико-хімічними факторами середовища, моря підрозділяють на п'ять типів:

1) окраїнні, із солоністю поверхневих вод, близькою до океанічної, що безпосередньо контактують із океанічними (арктичні й деякі інші моря);

2) окраїнні зі зниженою солоністю, обумовленою високим рівнем річкового стоку прісних вод;

3) окраїнні з підвищеною солоністю води внаслідок припливу в них високомінералізованих вод (Баренцове море), або переваги випаровування над випадінням атмосферних опадів (Аральське море);

4) внутрішні зі зниженою солоністю, обумовленою значним річковим стоком (Чорне, Азовське, Каспійське моря та ін.), або (поряд із цим) перевищенням кількості опадів над випаровуванням (Балтійське море);

5) внутрішні з підвищеною солоністю води, за рахунок переваги випаровування над випаданням опадів при низькому рівні прісноводного річкового стоку (Середземне, Карибське, Червоне моря, затоки Мексиканська і Перська).

Усього до Світового океану належать 60 морів і безліч заток і проток. Біля гирл великих річок, що впадають у моря, загальна солоність звичайно різко знижується, як, наприклад, у місцях впадіння Дунаю й Дніпра в Чорне море або Дону й Кубані в Таганрозьку затоку Азовського моря.

У морях, де випаровування води перевищує кількість опадів, солоність може зростати. Наприклад, у Червоному морі вона становить 40–41‰, а в затоці Кара-Богаз-Гол Каспійського моря досягає 300‰.

Між океаном, атмосферою й сушею відбувається постійний водно-сольовий обмін. Річковий стік приносить у моря й океани протягом року 2,5∙10⁹ т солей. У свою чергу, у процесі випару води з поверхні океану в атмосферу надходять аерозолі, у яких розчинені солі перебувають у дисперсному стані. Частина пароподібної вологи, насиченої хлоридами, випадає на поверхню океану, а більш легкі аерозолі, збагачені сульфатами морської води, переносяться вітровими потоками на сушу. При випаровуванні морської води в атмосферу надходять солі з якісно іншим хімічним складом, що являє собою суть сольового обміну між океаном, атмосферою й сушею. Завдяки зазначеним процесам сульфати океанічного походження, що випадають на земну поверхню, знову повертаються в океан з поверхневим стоком. У такий спосіб здійснюється колообіг не тільки сульфатів, але й інших розчинених у морській воді солей.

Істотний вплив на винос морських солей на сушу справляє розбризкування морської води в прибережних хвилеприбійних зонах. Так, з одного кілометра берегової лінії океану на сушу переноситься до 2000 т солей у рік, а розраховуючи на 250 тис. км берегової лінії всіх континентів,цей показник становить близько 5∙10⁸ т.