10.2. Сольовий склад океанічних і морських вод

Формування сольового складу океану пройшло в геологічній історії Землі три стадії: ранню — в умовах відсутності біосфери, стадію становлення біосфери і стадію сучасного океану, який бере свій початок з палеозойської ери. На різних стадіях мінеральний склад океанічної води проходив певну еволюцію, яка відобразилась і на еволюції тваринного світу.

Найбільш розчинні солі натрію надходили в океанічний розчин безпосередньо з вулканічних порід, які виливалися при виверженні вулканів. Такі породи і визначили найвищу концентрацію цього елемента в морській воді.

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

Магній у ряді інших катіонів морської води займає друге місце. Завдяки добрій розчинності і високому вмісту в ґрунтах він протягом тривалого геологічного часу надходив у великій кількості в ріки, а з річковою водою — в океан. Але, незважаючи на великі ресурси цього елемента, концентрація його у воді океанів значно нижча, ніж натрію. Це зумовлюється рядом причин. Серед них слід виділити утворення доломітів, які особливо інтенсивно формувалися в період докембрію та в ранньому протерозої. Зменшенню вмісту магнію у воді сприяло також його включення у метаболічні процеси, пов'язані з утворенням вапнякових скелетів гідробіонтів.

Основним джерелом надходження кальцію в океан протягом геологічної історії був стік прісноводних річок, вода яких характеризувалась великою насиченістю завислих частинок карбонатів, сульфатів і бікарбонатів кальцію. Значний вплив на його концентрацію у ріках і морях справили і продовжують справляти карбонат-бікарбонатна рівновага, режим СО₂ і температура. Низьким є вміст СаСО₃ у водах високих широт, в акваторіях, близьких до полюсів Землі, і в глибоких холодних водоймах. Недостатній вміст у таких водах карбонату кальцію негативно впливає на життєдіяльність організмів. Наприклад, глибоководні (1 000—4 000 м) тварини (м'які морські їжаки, голотурії і форамініфери) страждають від дефіциту кальцію, різко відстають у рості, мають недостатньо розвинутий вапняний покрив.

У поверхневих шарах екваторіальних вод, де вода перенасичена гідрокарбонатом кальцію, навпаки, ні безхребетні, ні хребетні тварини не виявляють ознак кальцієвої недостатності. Такі акваторії відзначаються наявністю великих масивів вапняних рифів, а безхребетні тварини, що мешкають у таких водах, мають особливо масивні карбонатні скелети.

Склад океанічної води відіграв суттєву роль у розвитку тваринного світу. Первинні клітинні організми накопичували одні елементи і виводили інші, у зв'язку з чим неорганічні іони стали брати участь в осморегуляції та в специфічних біохімічних реакціях. У процесі еволюції деякі неорганічні іони включались в органічні молекули, змінюючи їх специфічні властивості, структуру і функцію. Особливо це позначилося на змінах кісткового скелету водяних тварин. Ще з протерозойської ери морські організми спеціалізувались на використанні у тканинах опорного апарату різних важкорозчинних сполук, що з'являлись у океанічній воді. Як скелетні були використані сполуки карбонату кальцію (арагоніт), фосфати кальцію і магнію, апатити (гідроксилапатит і фторапатит), фторид кальцію та ін. Хімічний склад скелетів різних морських організмів дає уявлення про особливості мінерального обміну у водяних тварин у залежності від характеру вод. Так, у первісних тварин скелет складався переважно з SiO₂. Така структура збереглася тільки у губок. У молюсків на побудову зовнішнього скелета (черепашки) використовуються переважно сполуки карбонату кальцію, а у деяких — сполуки кальцію і магнію з фосфатом.

Фосфатно-хітинові опорні тканини еволюційно збереглись лише у членистоногих, тоді як фосфатно-кальцієві скелети, побудовані на основі білкового матриксу, стали опорним апаратом у риб, морських ссавців та наземних тварин.

Включення в тканинні структури фосфатів послужило основою для побудови і розвитку нервово-м'язової організації. Кальцій і фосфор стали найважливішими пластичними компонентами тканинних структур водяних і наземних хребетних тварин. Вони приймають участь у регуляції багатьох біохімічних процесів.

У сучасний геологічний період загальна солоність океанічних вод коливається від 32 до 37,5 %о (середня 35,0 %о). Найбільші коливання солоності спостерігаються у прибережних зонах. Вони залежать від виносу річкових вод. Зміни солоності поверхневого шару океанічної води відбуваються після великих атмосферних опадів або навіть протягом доби внаслідок різної інтенсивності випаровування вологи вдень і вночі.

Порівняно з океаном солоність внутрішніх морів, у які впадають повноводні річки, менша. В той же час у внутрішніх морях посушливих зон, як Середземне або Червоне, де випаровування води постійно перевищує її надходження, солоність зростає до 38—42 %о. Але, незважаючи на такі зміни загальної солоності, співвідношення окремих хімічних елементів в сольовому складі залишається схожим.

Формування сольового складу Світового океану залежить від багатьох чинників, у тому числі від хімічних, фізичних і біологічних процесів. Елементами прибуткової частини балансу солей є винос іонів з поверхневим і підземним континентальним стоком в океан, виверження вулканів та вихід хімічних елементів із земних тріщин, що утворюються на дні морів та океанів.

З атмосферними опадами в океан надходить від 1 до 1,3 млрд т солей вулканічного, морського і континентального походження.

Серед усіх розчинених у океанічній і морській воді солей найбільша кількість припадає на хлорид натрію (близько 78 %) та хлорид магнію (близько 11 %) (табл. 3).

Таблиця 3. Доля основних солей у солоності деяких водних об'єктів

В залежності від змін солоності води, пов'язаних з географічним положенням та фізико-хімічними факторами середовища, моря можна поділити на такі 5 типів:

1) окраїнні з солоністю поверхневих вод, близькою до океанічної, безпосередньо контактують з океанічними (арктичні, та деякі інші моря);

2) окраїнні з пониженою солоністю, що пов'язане з високим річковим стоком прісних вод;

3) окраїнні з підвищеною солоністю води внаслідок притоку в них високомінералізованих вод (Баренцове море) або переважання випаровування над атмосферними опадами (Аральське море);

4) cередземні з пониженою солоністю, яка зумовлюється значним річковим стоком (Чорне, Азовське, Каспійське та ін.).До цього типу належать моря, в зоні розташування яких опади переважають над випаровуванням або (наряду з цим) прісноводний річковий сток має високий рівень (Балтійське море);

5) cередземні з підвищеною солоністю води, обумовленою переважанням випаровування над опадами при низькому рівні прісноводного річкового стоку (Середземне, Карибське, Червоне моря, затоки Мексиканська, Перська).

Всього до Світового океану належать 60 морів та безліч заток і проток. Поблизу гирл великих річок, що впадають у моря, загальна солоність звичайно різко знижена. Це можна постерігати у місцях впадіння Дунаю та Дніпра у Чорне море або Дону і Кубані у Таганрозьку затоку Азовського моря.

У морях, де випаровування води переважає над опадами, солоність може зростати, наприклад, у Червоному (Красному) морі вона становить 40—41 %о, а в затоці Каспійського моря Кара-Богаз-Голі солоність води досягає 300 %.

Вміст 11 найважливіших неорганічних компонентів в океанічній воді з загальною мінералізацією 34,5 % наведено нижче:

Інгредієнт Концентрація, г/дм³

СІ^- (хлор) 18,9799

SO₄^2- (сульфат) 2,6486

НСО₃^- (гідрокарбонат) 0,1397

Вг^- (бром) 0,0646

F^- (фтористі сполуки) 0,0013

Н₃ВО₃ (борна кислота) 0,0260

Na⁺ (натрій) 10,5561

Mg⁺⁺ (магній) 1,272

Са⁺⁺ (кальцій) 0,4001

К⁺ (калій) 0,380

Sr⁺⁺ (стронцій) 0,0133

Між океаном, атмосферою і сушею відбувається постійний обмін не тільки водою, а й солями. З річковим стоком у моря і океани виноситься протягом року 2,5*10⁹ т солей. У свою чергу, в процесі випаровування води з поверхні океану в атмосферу надходять водно-повітряні аерозолі, в яких розчинені солі знаходяться у водно-дисперсному стані. Частина пароподібної вологи, насиченої хлоридами, опадає на поверхню океану, а більш легкі аерозолі, збагачені сульфатами морської води, переносяться вітровими потоками на сушу. Випаровування супроводжується не тільки переходом солей морської води в атмосферу, але й якісними змінами їх складу, що являє собою суть сольового обміну між океаном і атмосферою, а через неї — із сушею.

Завдяки цим процесам сульфати океанічного походження, що випадають на землю, знову повертаються в океан з поверхневим стоком. Таким чином здійснюється кругообіг не тільки сульфатів, але й інших розчинених у морській воді солей.

Істотний вплив на винесення морських солей на сушу відіграє розбризкування морської води у прибережних хвилеприбійних зонах. Так, з одного кілометра берегової лінії океану на сушу переноситься до 2000 т солей у рік, а у розрахунку на 250 тис. км берегової лінії усіх континентів це становить близько 500*10⁶ т на рік.