Формирование солевого состава океана в геологической истории Земли прошло три стадии: раннюю - в условиях отсутствия биосферы, стадию становления биосферы и стадию современного океана, совпадающей с началом палеозойской эры. На разных стадиях минеральный состав океанической воды претерпевал изменения, что отразилось на эволюции животного мира.

 

Соли натрия, отличаясь особенно легкой растворимостью, поступали в океанический раствор непосредственно из изверженных вулканических пород, определили наиболее высокую концентрацию этого элемента в морской воде.

 

Поступление калия в океанический раствор было значительно меньшим, поскольку в первичных базальтах, которые, в основном, составляли земную кору, содержание калия, по сравнению с натрием, был невысоким (около 0,1% почти 2%), а скорость его вымывания была в два раза ниже. Поступление калия в океан увеличилось значительно позже, и было связано с образованием в земной коре горных пород, богатых калием.

 

Магний по распространенности в морской воде занимает среди катионов второе место. Благодаря хорошей растворимости и высокому содержанию в почве он в течение длительного геологического времени в большом количестве поступал в реки, а с речной водой - в океан. Но, несмотря на большие запасы этого элемента в земной коре, его концентрация в воде океанов значительно ниже, чем натрия. Это обусловлено рядом причин, среди которых следует выделить образования доломитов, особенно интенсивное в период докембрия и в раннем протерозое. Содержание магния в воде снижалось также вследствие его включения в метаболические процессы, связанные с образованием известковых скелетов гидробионтов.

 

Основным источником поступления кальция в океан в течение геологической истории Земли был сток пресноводных год, содержит значительное количество соединений кальция. Его концентрация в реках и морях зависит от карбонат-бикарбонатного равновесия, режима СО2 и температуры. Низкое содержание СаСО3, в водах высоких широт, в акваториях, расположенных у полюсов Земли, и в глубоких холодных водоемах негативно влияет на жизнедеятельность организмов. Например, глубоководные (1000-4000 м) животные (мягкие морские ежи, голотурии и фораминиферы), испытывающих дефицит кальция, резко отстают в росте, имеют недостаточно развитый известковый покров.

 

В поверхностных слоях экваториальных вод, перенасыщенных гидрокарбонатом кальция, наоборот, ни беспозвоночные, ни позвоночные животные не проявляют признаков кальциевой недостаточности. Эти акватории отличаются наличием больших массивов известковых рифов, а беспозвоночные животные, живущие здесь, должны особо мощный карбонатный скелет.

 

Состав океанической воды сыграл существенную роль в эволюции животного мира. Первичные организмы накапливали одни элементы и выводили другие, неорганические ионы начали участвовать в специфических биохимических реакциях. В процессе эволюции некоторые неорганические ионы включались в молекулы органических веществ, изменяя их специфические свойства, структуру и функции. Еще с протерозойской эры морские организмы использовали для построения тканей опорного аппарата разные, плохо растворимые соединения, содержащиеся в океанической воде, такие как карбонат кальция (арагонит), фосфаты кальция и магния, апатиты (гидроксилапатит и фторапатит), фторид кальция и др.. Химический состав скелетов различных морских организмов отражает особенности минерального обмена у водных животных в зависимости от характера вод. Так, в первобытных животных костяк состоял главным образом из Такая структура скелета сохранилась только в стеклянных губок. У моллюсков на построение наружного скелета (раковины) используется преимущественно карбонат кальция, а в некоторых - фосфатные соединения кальция и магния.

 

Фосфатно-хитиновые опорные ткани эволюционно сохранились лишь у членистоногих, тогда как фосфатно-кальциевые скелеты, построенные на основе белкового матрикса, стали опорным аппаратом у рыб, морских млекопитающих и наземных животных. Кальций и фосфор стали важнейшими пластическими компонентами тканевых структур водных и наземных позвоночных животных. Они участвуют в регуляции многих биохимических процессов.

 

В современный геологический период общая соленость океанических вод составляет от 32,0 до 37,5% о (средняя - 35,0% о). Наибольшие колебания солености в прибрежных зонах зависят от стока речных вод. Изменения солености поверхностного слоя океанической воды наблюдаются после выпадения значительного количества атмосферных осадков или в течение суток вследствие различной интенсивности испарения влаги днем и ночью.

 

По сравнению с океаном соленость внутренних морей, в которые впадают полноводные реки, меньше. В то же время во внутренних морях тропических и субтропических областей (Средиземного и Красного моря), где испарение воды постоянно превышает ее поступление, соленость возрастает до 38-42% o. Несмотря на изменения общей солености, соотношение отдельных химических элементов в солевом составе морских вод остается практически постоянным. Формирование солевого состава Мирового океана зависит от многих факторов, в том числе от протекания химических, физических и биологических процессов. Элементами приходных части баланса солей является вынос ионов с поверхностным и подземным континентальным стоком в океан, извержения вулканов и выход химических элементов из земных трещин, образующихся на дне морей и океанов. С атмосферными осадками в океан поступает от 1 до 1,3 млрд. т солей вулканического, морского и континентального происхождения. Из всех растворенных в океанической и морской воде солей наибольшее количество приходится на хлорид натрия (около 78%) и хлорид магния (около 11%).

 

По степени обособленности и особенностям гидрологического режима, связанными с географическим положением и физико-химическими факторами среды, моря подразделяют на пять типов:

 

1) окраинные, с соленостью поверхностных вод, близкой к океанической, непосредственно контактирующих с океаническими (арктические и некоторые другие моря);

 

2) окраинные с пониженной соленостью, обусловленной высоким уровнем речного стока пресных вод;

 

3) окраинные с повышенной соленостью воды вследствие притока в них высокоминерализованных вод (Баренцево море), или преимущества испарения над выпадением атмосферных осадков (Аральское море);

 

4) внутренние с пониженной соленостью, обусловленной значительным речным стоком (Черное, Азовское, Каспийское моря и др.)., Или (наряду с этим) превышением количества осадков над испарением (Балтийское море);

 

5) внутренние с повышенной соленостью воды, за счет преимущества испарения над выпадением осадков при низком уровне пресноводного речного стока (Средиземное, Карибское, Красное моря, залива Мексиканская и Персидский).

 

Всего в Мировой океан принадлежат 60 морей и множество заливов и проливов. У устьев крупных рек, впадающих в моря, общая соленость обычно резко снижается, как, например, в местах впадения Дуная и Днепра в Черное море или Дона и Кубани в Таганрогский залив Азовского моря.

 

В морях, где испарение воды превышает количество осадков, соленость может возрастать. Например, в Красном море она составляет 40-41% о, а в заливе Кара-Богаз-Гол Каспийского моря достигает 300% о. Между океаном, атмосферой и сушей происходит постоянный водно "солевой обмен. Речной сток приносит в моря и океаны течение года 2,5409 т солей. В свою очередь, в процессе испарения воды с поверхности океана в атмосферу поступают аэрозоли, в которых растворены соли находятся в дисперсном состоянии. Часть парообразной влаги, насыщенной хлоридами, выпадает на поверхность океана, а более легкие аэрозоли, обогащенные сульфатами морской воды, переносятся ветровыми потоками на сушу. При испарении морской воды в атмосферу поступают соли с качественно иным химическим составом, представляет собой суть солевого обмена между океаном, атмосферой и сушей. Благодаря указанным процессам сульфаты океанического происхождения, выпадающие на земную поверхность, снова возвращаются в океан с поверхностным стоком. Таким образом осуществляется круговорот не только сульфатов, но и других растворенных в морской воде солей.

 

Существенное влияние на вынос морских солей на сушу производит разбрызгивания морской воды в прибрежных хвилеприбийних зонах. Так, с одного километра береговой линии океана на сушу переносится до 2000 т солей в год, а в расчете на 250 тыс. км береговой линии всех континентов, этот показатель составляет около 5-10 т.


Загрузка...
Яндекс.Метрика Google+