Хімічні властивості морської води

Походження і еволюція складу води океану

Згідно сучасної точки зору, Земля утворилася з холодної космічної речовини близько 4,6 млрд років тому. При гравітаційному стисненні і за рахунок розпаду радіоактивних ізотопів відбулося розігрівання її надр. Але вчені доводять, що Земля не була повністю розплавлена. В зоні розплавлення тугоплавких речовин вони першими випадають на дно зони, а більш легкоплавкі спливають вгору і виявляються перегрітими та плавлять склепіння. Зона розплавлення піднімається, таким чином, до літосфери. Виділення вод з твердої речовини метеоритів-хондритів, склад яких вважається найбільш близьким до мантії Землі, експериментально було доведено А. П. Виноградовим за допомогою зонного плавлення. При нагріванні метеоритів відбувалося виплавляння легкоплавких силікатів, які насичені летючими речовинами. Отже, на поверхню Землі надходив розплав, після охолодження якого утворилась земна кора, гідросфера (первинний океан) і атмосфера. Підтвердженням цієї теорії є тотожність складу газів діючих вулканів з первинною атмосферою. Може виникнути питання: а чи достатньо було маси мантії, що містить лише 0,5% води, для утворення Світового океану? Розрахунок показав, що маса води, яка міститься в мантії, в 10 разів перевищує масу Світового океану.

Температура у поверхні Землі в період тонкої первинної атмосфери, за розрахунками, оцінювалась у +15°С, і тому на Землі постійно існувала гідросфера, котра здійснила певний вплив на еволюцію земної кори і атмосфери.

Розрізняють три стадії формування сольової маси океану. В періодпершої стадії води океану мали кислу реакцію, тому що хлор, бром і фтор виділялися у вигляді сильних кислот: HCl, HBr i HF. Кислоти реагували з ультраосновними і основними гірськими породами, і у воду переходили лужні, лужноземельні та інші елементи. Таким чином, аніони морської води — це продукти дегазації мантії, а катіони — продукти руйнування порід земної кори.

Загальна солоність океанічних вод була, мабуть, близькою до сучасної, але відношення головних компонентів зазнали істотних змін. Головними аніонами були карбонат і бікарбонат, а не хлорид. У водах первинного океану відсутнім був сульфат-іон, що є доказом відсутності в океані та атмосфері кисню.

Друга стадія формування хімічного складу океану пов’язана з виникненням життя на Землі. Перші стародавні залишки життєдіяльності організмів знайдені в сланцях, вік яких 3,1–3,4 млрд років.

Виділення вільного кисню в процесі фотосинтезу привело до зміни складу атмосфери і океану. Атмосфера стала азотно-кисневою. Сполуки вуглецю були окислені до вуглекислого газу, котрий майже повністю був вилучений у процесі фотосинтезу. Сірка і сірководень окислились, і в океані почав накопичуватись сульфат-іон. Головними формами азоту в морській воді стали молекулярний азот і нітрат, а не аміак. Залізо з двохвалентного перейшло у трьохвалентний стан і втратило геохімічну рухомість. Збільшилась рухомість кальцію та магнію.

Після встановлення стабільного складу атмосфери настала остання (третя) стадія формування сольового складу Світового океану. Сучасний стан океанічних вод установився 1,5–0,5 млрд років тому.

Склад морської води

Морська вода — це виключно однорідний розчин, до складу якого входить 96,5% води, 3,5% солей, незначна кількість завислих твердих частинок, розчинених газів і органічних сполук.

Хімічний склад морської води, за О. А. Алєкіним, поділяється на п’ять груп.

1.Головні іони. Це одинадцять елементів, що складають 99,98% за вагою від усіх розчинних солей в океанічній воді (табл.4. 1).

 

 

Таблиця 4.1

Основні іони морської води

Іон	Концентрація, г/кг	Іон	Концентрація, г/кг
Хлорид	19,3534	Натрій	10,7638
Сульфат	2,7007	Магній	1,2970
Бікарбонат	0,1427	Кальцій	0,4080
Бромід	0,0659	Калій	0,3875
Фторид	0,0013	Стронцій	0,0085
Борат	0,0265

 

Усі інші елементи знаходяться в морській воді в незначних кількостях (загальний їх вміст не перевищує 0,02%).

2. Біогенні елементи – це сполуки (азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), які переробляються дрібними рослинними організмами – фітопланктоном. Він знаходиться у воді в завислому стані і має здібність до фотосинтезу вуглеводів із двоокису вуглецю і води, наприклад:

6СО₂ + 6 Н₂О ^{сонячне світло} → С₆Н₁₂О₆ + 6О₂.

Для того щоб здійснювати цю реакцію, фітопланктон повинен залишатись там, де достатньо сонячного світла. Навіть у відносно прозорій морській воді фітопланктон знаходиться у верхніх шарах (100- 200 м). Саме в цьому шарі відбувається поглинання біогенних елементів. Фітопланктон утворює основу для харчового ланцюга океану, і біогенні елементи переміщаються вздовж цього ланцюга, по мірі, того як відбувається поглинання їжі – у цілому. У будь-якій з ланок цього ланцюга біогенні елементи можуть знову потрапити до води під час відмирання й розкладу морських організмів, це, звичайно, відбувається в процесі подальшого занурення їх нижче зони фотосинтезу. Таким чином, в океані здійснюється перенесення біогенних елементів зверху вниз – починається з поглинання їх фітопланктоном, у подальшому вони знову потрапляють у воду в розчиненому стані. Для того щоб у зоні фотосинтезу зростання фітопланктону не припинялося, необхідно, щоб біогенні елементи знову потрапили у верхні шари океану. Тому таке важне значення для “ родючості” океанічних вод мають зони апвелінгу.

У шельфових морях помірних широт концентрація біогенних елементів більш залежить від пори року, ніж від глибини. Навесні, коли сонячна радіація збільшується фітопланктон починає активно рости. Таке явище називається “весняним цвітінням фітопланктону”. Цвітіння може відбуватись майже до повного зникнення у морській воді одного або відразу декількох біогенних елементів, що у свою чергу, викликає призупинення росту фітопланктону. Інколи у морській воді може знову накопичитись достатня кількість біогенних елементів, і тоді розпочнеться повторне, літнє, цвітіння фітопланктону. Це може бути викликано, наприклад, збільшенням прозорості води, що дає можливість сонячному світлу проникати на більші глибини. Узимку, однак, ріст фітопланктону майже не відбувається, і завдяки перемішуванню водної товщі спостерігається перерозподіл біогенних елементів, які в результаті розкладу морських організмів потрапляють у воду від самої поверхні до самого дна. Таким чином, підготовлюється нове весняне цвітіння фітопланктону.

4. Розчинні гази у морській воді: кисень, азот, двоокис вуглецю,

аргон, сірководень, вуглеводи та інертні гази.

Розчинені гази – гази, які утворюються за рахунок обміну з атмосферою, біологічної діяльності у воді та інших процесів (кисень, азот, вуглекислий газ, іноді сірководень). Найбільше у морській воді азоту й кисню. Кисень надходить у морську воду або з повітря, або в результаті фотосинтезу морських речовин переважно:

СО₂ + 2Н₂О + 470 кДж → СН₂О + О₂ + Н₂О.

 

Витрачається кисень на дихання морських організмів і на окислення різних речовин. На поверхні океану концентрація розчиненого кисню, зазвичай, залишається на постійному рівні насичення або дуже близька до нього, але, оскільки концентрація кисню у воді збільшується зі зменшенням температури, то вона коливається від 4.5 мл/дм³ у тропічних широтах до 8 мл/дм³ і більше у полярних районах. Між поверхнею й рівнем компенсації концентрація може перевищувати рівень насичення, але нижче цієї глибини кількість розчиненого кисню зменшується. У внутрішніх морях, ізольованих від океану, в нижніх шарах води і заглибленнях океанічного дна часто спостерігається нестача кисню і навіть повне його зникнення.

Двоокис вуглецю поглинається під час фотосинтезу, а виділяється при диханні живих організмів і рослин. Для того щоб пояснити характер розподілу СО₂ в океані, крім цих факторів (а також того, що двоокис вуглецю, що утримується в атмосфері, розчиняється в морській воді), необхідно брати до уваги карбонатну систему. Двоокис вуглецю, взаємодіючи з водою, утворює вуглекислоту. Остання, а також іони карбонату кальцію, що надходять в океани з річками, які протікають, наприклад, по вапняках, вступають у реакцію:

СО₂ + Н₂О ↔ Н₂СО₃↔Н⁺ + НСО^-₃↔ 2Н⁺ + СО^-₃.

Перенасичення води іонами карбонату кальцію приводить до поглинання його живими організмами, залишки яких відкладаються на дні океану. Нестача насичення води цими іонами викликає розчинення таких осадків. Підвищення розчинності карбонату кальцію зі збільшенням тиску також приводить до помітного падіння вмісту карбонату кальцію в осадках, особливо це помітно на глибині нижче чотирьох кілометрів. Океан, таким чином, є гігантським резервуаром двоокису вуглецю, який завдяки наявності на дні карбонатних осадків дуже ефективно перешкоджає зміні концентрації двоокису вуглецю в атмосфері.

Азот у поверхневих шарах моря знаходиться майже у повній рівновазі з азотом атмосфери. Кількість вільного розчиненого азоту на глибині визначається утворенням і розпадом органічних речовин та діяльністю бактерій.

 

 

Сірководень утворюється на дні морів унаслідок процесів розкладу органічних речовин, а також у результаті життєдіяльності бактерій. Цей газ є сильною отрутою для водних організмів. Прикладом зараження глибинних шарів сірководнем є Чорне море, в якому 87% об’єму води отруєно цим газом.

4. Група мікроелементів — це група елементів з концентрацією менше, ніж 1´10^–6. Це мідь, алюміній, залізо, марганець, цинк, барій, радій тощо.

5. Органічні речовини у морській воді поділяють на тверді частинки і розчинні. У водах, що багаті на фітопланктон, кількість розчиненого органічного вуглецю в 7–8 разів перевищує кількість твердих частинок органічного вуглецю, а на великих глибинах — в 1000 разів. Кількість органічного вуглецю коливається у відкритому океані зазвичай в межах 0,2–2,7 мг/дм³. Більш значний вміст вуглецю спостерігається в морях, що оточені з усіх боків сушею: У Чорному — 3,3 мг/дм³, у Балтійському — 4,6 мг\дм³, в Азовському — 6,0 мг/дм³.

Гірко-солоний смак — це найхарактерніша особливість морської води. Він обумовлений тим, що більшу частину розчинених у морській воді речовин складає хлорид натрію — звичайна кухонна сіль і хлорид магнію.

Розчинені у морській воді різні мінеральні речовини містяться в ній у вигляді іонів, тому морська вода — це слабкий іонізований розчин, що має слабку лужну реакцію, добру електропровідність, знижену температуру замерзання, підвищену точку кипіння, знижену теплоємність. Морська вода має більшу густину, ніж прісна, погано розчиняє мило, швидко утворює накип у парових котлах, відрізняється від річкових і озерних вод стабільністю хімічного складу.

Сталість складу морської води. Встановлено, що в різних точках Світового океану, незважаючи на мінливість загального вмісту солей, відсоткове відношення між головними складовими елементами морської води завжди постійне. Ця закономірність називається законом сталості сольового складу морської води, яку відкрив у 1884 р. шотландський хімік У. Діттмар. На основі цього закону можна визначити загальну кількість солей, якщо відома концентрація одного з його складових елементів.

Солоність морської води

Солоність — це кількість розчинених твердих мінеральних речовин (солей), виражених в грамах, в 1 кг морської води. Тисячна частка величини називається проміле і позначається знаком ‰. Наприклад, якщо солоність океанічної води 35‰, то виходить, що в 1 кг цієї води міститься 35 г розчинених речовин.

Величина солоності в одному і тому ж районі Світового океану залежить від ряду факторів: притоку прісних вод, кількості атмосферних опадів, інтенсивності випаровування води, утворення і танення льоду і процесів перемішування вод.

Прибуткову частину водного балансу складають атмосферні опади, які випадають на поверхню моря, прісні води, що приносяться річками, води, які утворюються внаслідок танення морського льоду і, нарешті, притік води з сусідньої водойми. Витратну частину водного балансу складають витрати води на випаровування, на утворення льоду і відтік води до сусідніх водойм. Для деяких морів враховується витрата води на проникнення через дно.

Рівнянні водного балансу можна записати у такому вигляді:

O + S + F_пр = I + F_від,

де O – кількість опадів, що випадають на поверхню водойми; S – кількість вод берегового стоку; F_пр – притік вод із сусіднього басейну; I – кількість вологи, що витрачається на випаровування; F_від – відтік води в сусідній басейн за рахунок водообміну.

Рівняння O + S = I умовно називають прісною складовою водного балансу чи прісним балансом.

Якщо O + S > I, то прісний баланс додатній, тобто величина опадів і вод берегового стоку перевищує витрати на випаровування. Якщо I >O + S - прісний баланс від’ємний. У першому випадку виникає зниження солоності води в морі, а в другому – підвищення. Ось чому, наприклад, в екваторіальній зоні, де кількість опадів перевищує випаровування, солоність дещо знижена у порівнянні з пасатними зонами. У пасатних зонах високе випаровування не лімітується випадінням опадів, тому солоність тут висока.

Солоність в різних місцях, як на поверхні, так і в глибинах океанів і морів, неоднакова. Середня солоність вод Світового океану 35‰. На відміну від температури, вміст солей у водах відкритого океану змінюється незначно — від 33 до 37 г на 1 кг води або від 33 до 37‰, в морях значно більше — від 2 (у Фінській затоці Балтійського моря) до 42‰ (у Червоному морі). Проте вплив солоності на зміну густини істотний. Так, зміна солоності на 0,1‰ приводить до зміни густини приблизно на таку саму величину, що і зміна температури на 1°С.

Загальна закономірність зміни солоності по широтах під впливом режиму атмосферних опадів і випаровування характерна для всіх океанів: солоність збільшується в напрямку від полюсів до тропіків, досягаючи максимального значення на широті 30° північної півкулі і на широті 20–30° у південній півкулі, а потім знову зменшується до екватора (рис. 3).

В екваторіальному кліматичному поясі між 0 і 10° північної та південної широти, де вітри дуже рідкі (зона штилю) і, незважаючи на високу температуру повітря, випаровування відносно незначне (за рік випаровується шар води

близько 1 м), а опадів випадає багато, солоність трохи знижена — від 34 до 33‰.

 

Рис. 3. Середня річна солоність води поверхні Світового океану

(за В. М. Степановим)

 

У зоні пасатів (приблизно від 35° до 10° північної широти і від 35° до

10° південної широти) переважає ясна погода без опадів, а постійні сильні вітри при достатньо високій температурі повітря викликають інтенсивне випаровування, до 3 м за рік. В результаті цього солоність в цій зоні змінюється від 36 до 37‰.

У помірних широтах в умовах перевищення опадів над випаровуванням солоність близько 35‰.

У полярних областях солоність змінюється під впливом танення та утворення криги і становить біля 34–35,5‰. Зменшує солоність і приплив річкових вод.

Відносно більш солоні поверхневі води Атлантичного океану (35,3‰) на північ та південь від екватора; Тихого — 34,9‰, Індійського — 34,8‰, Північного Льодовитого океану — 29–39‰, біля берегів — 1–10‰.

Підвищена солоність Атлантичного океану пояснюється більшою сухістю повітря над Атлантичним океаном, його “більшою континентальністю”, що є результатом впливу материків. Підвищена солоність приводить до ущільнення поверхневих вод і сприяє конвективному перемішуванню. Більш значний темп вертикального перемішування приводить до того, що води Атлантичного океану мають більш високу середню температуру і більш низьку температуру поверхневих вод, ніж у Тихому океані.

Причини більш низької солоності в Тихому океані, згідно Дитріху, такі:

1) пояс північноатлантичних пасатів у Тихому океані проходить через Панамський перешийок; пасати супроводжуються більшою кількістю опадів (близько 7000 мм/рік) у районі Панамської затоки;

2) західні вітри з Тихого океану втрачають свою вологу у вигляді орографічних опадів, проходячи над Кордильєрами, завдяки чому повертають всю вологу до Тихого океану. Такого потужного гірського бар’єру не існує ані в Європі, ані в Африці, а отже, вплив водяної пари, що приноситься з Атлантики, набагато більший, ніж парів, що приносяться з Тихого океану. Отже, для кожного океану існують різні рівноваги поміж океанічною циркуляцією (переміщуванням) і водообміном між атмосферою і океаном, що і приводить до існуючого розподілу солоності;

3) у північній частині Тихого океану немає замкнутих морів, таких як Середземне, Карибське, які поставляють дуже солону воду на проміжні глибини Атлантичного океану.

У табл. 4.2 наведені середні значення солоності морської води поверхневого шару для всіх океанів і для Світового океану. Найбільш високі значення солоності морської води спостерігаються в північній півкулі, де середня величина солоності — 35,45‰, в той час як середня величина солоності поверхневих вод дорівнює 34,73‰

Таблиця 4.2

Середні значення солоності (у ‰) поверхневого шару в океанах

(за В’юстом)

Широта (градуси)	Атлантичний океан	Індійський океан	Тихий океан	Світовий океан
90–80 пн.	30,5*	—	—	30,5*
80–70	31,7	—	—	31,7
70–60	33,03	—	31,0	32,90
60–50	33,73	—	32,50	33,03
50–40	34,85	—	33,25	33,91
40–30	36,69	—	34,24	35,31
30–20	36,75	38,24	34,92	35,71
20–10	36,06	35,24	34,40	34,95
10–0	35,09*	35,10	34,29*	34,58*
0–10 пд.	35,85	34,92	35,16	31,16*
10–20	36,66	34,77*	35,55	35,52
20–30	36,16	35,46	35,66	35,71
30–40	35,25	35,62	34,95	35,25
40–50	34,24	34,37	34,37	34,34
50–60	33,86	33,0	34,07	33,92
60–70	33,9	34,0	33,9	33,95
70–80	33,9*	33,9*	33,9*	33,95
70° пн. ш. — 0	35,45	35,38	34,17	34,71
0 — 60° пд. ш.	35,31	34,84*	35,03	35,03
90° пн. ш. — 80°пд. ш.	34,87	34,87	34,58*	34,73

Примітка. Зірочка — мінімум, підкреслено — максимум.

Течії в океанах у середніх широтах біля західних берегів направлені на північ і південь від пасатів. Ці течії переносять більш солоні (і теплі) води у напрямку високих широт. Уздовж східних берегів течії з півночі на південь з помірних широт направлені до пасатних течій і несуть вони менш солоні води. Ці два елементи загальної циркуляції вод порушують зональний розподіл солоності, тому біля західних і східних берегів океанів спостерігається майже меридіональний напрямок ізогалин.

Широтний розподіл солоності води на поверхні Світового океану порушують течії, річки, лід (табл. 4.3).

 

Таблиця 4.3

Процеси, що сприяють зміні солоності (за В’юстом, 1961 р.)

Процеси, що приводять до підвищення солоності	Процеси, що приводять до зменшення солоності
Випаровування	Опади
Замерзання морської води	Танення морського льоду
Адвекція солоної води течіями	Адвекція опрісненої води течіями
Вертикальне перемішування з більш солоними глибинними водами (процеси турбулентності й динамічної конвекції)	Вертикальне перемішування з менш солоними глибинними водами (процеси турбулентної конвекції)
Розчинення твердих солей біля дна (Суецький канал, Аденська затока)	Материковий стік (річковий, льодовиковий, ґрунтові води)

 

Річки опріснюють пригирлові частини океанів і, особливо, морів. Так, опріснюючий вплив Амазонки відчувається на відстані 500–1000 км від гирла. Істотно опріснюють арктичні моря такі річки, як Об, Єнісей, Лена.

У період замерзання води відбувається осолонення води, а навесні, навпаки, внаслідок танення льоду солоність води помітно знижується.

Із загальної схеми розподілу солоності води на поверхні Світового океану випадають внутрішні моря, де дуже великий опріснюючий вплив річок. Так, солоність вод Азовського моря (10–12‰), Чорного (16–18‰) значно менша, ніж солоність вод океанів. Проте буває солоність морів, вища за солоність океанів: Середземне — на заході 37–38‰, на сході — 38–39‰;Червоне — на півдні 37‰, на півночі — до 42‰; у Перській затоці на півночі солоність 40‰, у східній частині — від 37 до 38‰. Солоність морів СНД дуже різноманітна: Балтійське море — під час східних вітрів — 10‰, під час західних і південно-західних — від 10 до 22‰; у Фінській затоці біля острова Котлін — 2‰; у Білому морі на межі з Баренцовим 34–34,5‰; у Каспійському і Аральському морях середня солоність дорівнює відповідно 12,8 і 10,3‰.