Физические и химические свойства морской воды

Температура морской воды. В поверхностном слое морей и океанов температура воды во многом зависит от климатических условий местности. В тропиках она значительно выше, чем в умеренных и полярных широтах. Но начиная с некоторой глубины колебания температуры морской воды, обусловленные климатическими условиями, исчезают, и далее с глубиной температура неуклонно понижается. Многочисленные замеры позволили определить среднегодовую температуру воды у поверхности отдельных океанов и Мирового океана в целом. Для Мирового океана она оказалась равной 17,4°С, что почти на 3°С выше температуры нижних слоев атмосферы.

Температура воды в придонных слоях Мирового океана, по данным многочисленных замеров, понижается до 3°С, а в глубоководных впадинах может быть ниже нуля, так как температура замерзания воды из-за наличия в ней солей понижается. Так, в придонных слоях глубоководных впадин температура воды понижается до —2 °С. Температура, воды Северного Ледовитого океана до глубины 350—450 м резко повышается до 0,5—1°С, при дальнейшем росте глубины она неуклонно понижается и уже на глубине 1500 м достигает —1°С.

На температуру морских вод значительное влияние оказывают морские течения, которые могут повысить или понизить среднюю температуру бассейна. Резкое различие температуры морской воды высоких широт и тропических областей обусловливает циркуляцию и постоянное перемешивание вод Мирового океана.

Давление и плотность морской воды. Давление в морях и океанах возрастает пропорционально глубине. На каждые 100 м глубины оно увеличивается примерно на 1 МПа, достигая наибольшей величины в глубоководных впадинах. Расчет давления р для конкретных глубин производится по формуле р = Нg/100, где Н — глубина, для которой производится расчет; g — плотность морской воды.

Обычно плотность морской воды при расчетах невысокой точности принимают равной единице; фактически она изменяется в небольших пределах (1,0275—1,022 г/см3) и зависит от колебаний температуры и содержания растворенных солей.

Химический состав вод. Морская вода содержит в растворенном виде значительное количество различных солей. Их содержание в 1 л морской воды измеряют в промилле (0/00), составляющих 0,1 %. Средняя соленость морской воды, равная 3,5% (35 0/00), называется нормальной. Различают абсолютную соленость, т. е. количество растворенных солей, и солевой состав воды, т. е. соотношения между содержанием растворенных солей. В водах с нормальной соленостью подавляющая часть растворенного вещества приходится на долю хлористого натрия (78,32 %) и хлористого магния (9,44 %). Сульфаты, представленные MgSO4, CaSO4, K2SO4, составляют всего 11,94 %, на долю всех других солей приходится 0,3 %. В морской воде помимо перечисленных солей присутствуют йод, фтор, фосфор, цинк, свинец и другие элементы. Поскольку воды Мирового океана постоянно перемешиваются, их средняя соленость остается неизменной. Что касается вод некоторых обособленных морей, то на их соленость влияют многие факторы, главными из которых следует считать климатические условия, речной сток, газовый режим и т. д. В результате соленость вод таких морей значительно отличается от нормальной. Чем больше изоляция морского бассейна, тем зна­чительнее это отличие. При этом может измениться не только абсолютная соленость, но и солевой состав вод. О масштабах отклонения можно судить по данным табл. 3.

Таблица 3

соли	Мировой океан	Черное море		соли	Мировой океан	Черное море
Хлориды: NaCl MgCl2 KCl	78,32 9,44 2,99	77,72 9,07 2,99		Сульфаты: MgSO4 CaSO4 Карбонаты	6,40 3,94 0,21	7,11 2,58 1,59

Естественно, что вблизи устьев рек морская вода имеет пониженную соленость. В других случаях, например в Средиземном море, в результате испарения понижается уровень воды и увеличиваются ее соленость и плотность. В связи с этим в Средиземное море направляются поверхностные течения через пролив Дарданеллы из Мраморного и Черного морей, где испарение компенси­руется притоком речных вод. Такой же обмен водами происходит между Красным морем, воды которого характеризуются резко повышенной соленостью (45 0/00), и Индийским океаном, а также между относительно пресноводным Балтийским морем и Северным. Менее соленые воды имеют меньшую плотность и распространяются над более солеными и тяжелыми, поэтому поверхностные течения всегда движутся к областям с большей соленостью, а придонные течения — в противоположном направлении.

Растворимость солей, а следовательно, и соленость вод увеличиваются с повышением температуры. Поэтому в полярных областях в поверхностном слое с низкой температурой соленость минимальная, а замерзающий лед практически пресный.

Газовый режим морей и океанов. В воде современных морей растворены кислород, азот, углекислый газ, иногда сероводород в сочетании с азотом и углекислым газом. Бассейны, в водах которых растворен кислород, обладают нормальным газовым режимом; при наличии сероводорода развивается аномальный газовый режим, или сероводородное заражение. Газовый режим морских бассейнов зависит от многих факторов, главными из которых являются температура морских вод и их вертикальное перемешивание. Газовый режим, в свою очередь, определяет характер органического мира бассейна и существенно влияет на процессы осадконакопления. Наибольшее геологическое значение имеют кислород и углекислый газ, обладающие большой химической активностью. Кислород играет основную роль в жизнедеятельности морских организмов. Он поступает в воды бассейна как из атмосферы, так и за счет фотосинтезирующей деятельности водорослей. Количественно в морской воде преобладает углекислый газ, которого здесь во много раз больше, чем других газов атмосферы. Действительно, в 1 л поверхностного слоя морской воды растворено 50 мл углекислого газа, 13 мл азота, 2—8 мл кислорода и небольшое количество аргона и других газов. Таким образом, в водах Мирового океана растворено около 140 трлн.т углекислоты, что в 60 раз больше ее количества, содержащегося в атмосфере. Объясняется это повышенной растворимостью углекислого газа в морской воде. Кислорода в воде растворено всего 8 трлн. т, т. е. в 130 раз меньше, чем содержится в атмосфере.

Растворение газов в морской воде — процесс обратимый. При этом устанавливается динамическое равновесие между количеством газов, поступивших из атмосферы в морские воды и выделившихся из них. Растворимость газов зависит от температуры воды. При ее повышении образуется избыток газов и последние могут выделиться в атмосферу.

Особенно важную геологическую роль играют изменения растворимости углекислого газа. В полярных областях с низкой температурой она особенно высока и воды здесь обычно недонасыщены углекислотой. В экваториальной зоне, наоборот, мор­ская вода перенасыщена углекислотой. Перемешивание вод приводит к возникновению циркуляции СО2 в атмосфере: в экваториальных широтах углекислота выделяется в атмосферу из воды, а в полярных областях интенсивно поглощается водой.

Изменяется содержание СО2 и по разрезу вод океана. В нижних, холодных его слоях образуется избыток СО2 и возникает растворимый бикарбонат кальция Са(НСО3)2. В верхних, прогретых слоях растворимость углекислоты падает и избыток ее выделяется в атмосферу. Кроме того, часть СО2 поглощается фотосинтезирующими водорослями. Создающийся дефицит СО2 приводит к образованию нерастворимого карбоната кальция СаСО3 и выпадению его в осадок.

Однако, если глубина моря превышает 4—4,5 км, то нерастворимый карбонат в нижних слоях океана снова превратится в растворимый бикарбонат. Таким образом, на глубине 4—4,5 км расположен так называемый уровень карбонатной компенсации. Если дно океана выше этого уровня, то происходит активное накопление карбонатов и захоронение углерода в коре, если же океан глубже, то формирования карбонатных осадков не происходит.

Органический мир Мирового океана. В геологической деятельности моря принимают участие многочисленные животные и растительные организмы, в изобилии населяющие морские и океанические водоемы. После гибели организмов их скелетные остатки в дальнейшем преобразуются в органогенные горные порода.

Состав и строение огромной массы обитающих в морях растительных и животных организмов в значительной мере зависят от среды обитания, т. е. от таких факторов, как глубина моря, температура, соленость, давление, глубина проникновения света, динамика морской воды и т.д. Даже незначительное, изменение хотя бы одного из этих факторов часто приводит к массовой гибели животных и растений, населяющих участок морского бассейна. Этим и объясняется тот факт, что к определенным областям моря приурочены приспособившиеся к обитанию в них сообщества (биоценозы) животных и растений. Весь органический мир морских бассейнов подразделяется на три основные группы: бентос, планктон и нектон.

К бентосу относят большую группу животных и растений, обитающих на дне морей и океанов. Одна их часть прирастает ко дну, другая передвигается на небольшие расстояния. В первом случае бентос называют прикрепленным, во втором — неприкрепленным, или подвижным. Донное население больших глубин в отличие от бентоса мелководных прибрежных частей моря называется абиссальным бентосом. К прикрепленному бентосу относятся морские лилии, кораллы, губки, мшанки и др., к подвижному бентосу — гастроподы, морские ежи, морские звезды и др.

К группе планктона принадлежат все организмы, пассивно плавающие, т. е. переносимые волнами и морскими те­чениями. Среда обитания планктона — вся толща морской воды, Планктонными формами являются мелкие одноклеточные животные (фораминиферы, радиолярии), а также некоторые растения (диатомеи и другие водоросли). Фораминиферы и радиолярии обитают в основном в океанических водах тропических и средних широт, диатомеи — в холодных околополярных морях. Планктон составляет основную часть органической массы, населяющей Мировой океан.

Все активно плавающие животные относятся к группе нектона. В эту группу входят разнообразные виды рыб и многие представители морских беспозвоночных.

Основное геологическое значение среди перечисленных групп морских организмов имеют бентос и планктон. Ввиду массовости распространения многие представители этих групп играют ведущую роль в процессах осадконакопления и являются породообразующими организмами.

Биономические зоны моря

Морская среда разделяется на пять зон обитания, каждая из которых характеризуется своей фауной и флорой: литоральную, или приливно-отливную, неритовую, батиальную, абиссальную и пелагическую.

Литоральная, или приливно-отливная, зона. Литоральная, или приливно-отливная, зона включает площадь, расположенную между уровнями высокого и низкого приливов. В этой зоне при низком приливе обнажается морское дно, при высоком приливе оно скрывается под водой. Зона всегда подвержена сильному воздействию волн, из-за чего условия жизни здесь очень суровые. Организмы должны либо крепко прикрепляться к дну, либо селиться в норах. Некоторые из них укрываются в сохраняющихся во время низкого прилива водоемах, у других развиваются анатомические особенности, позволяющие им пережить время, в течение кото­рого они оказываются на воздухе.

Нсритован зона. Неритовая зона протягивается от линии низкого прилива до бровки континентального шельфа. Процветающая здесь жизнь, вероятно, намного богаче, чем на такой же площади в любом другом месте земного шара. Поскольку глубина воды здесь не превышает 200 м, верхняя часть зоны освещена солнцем, пища имеется в изобилии и буйно развивается огромное количество разнообразных видов морских организмов, питающихся либо друг другом, либо веществами, растворенными в морской воде.

Батиальная зона. К батиальной зоне относится морское дно на глубине прибли­зительно от 200 до 2000 м. На дне моря в этой зоне обитает богатая популяция животных, несмотря на то, что растительная жизнь здесь из-за отсутствия света очень убога. Благодаря тому, что осадки накапливаются медленно, живущие на дне организмы-мусорщики успевают уничтожить большую часть органического вещества. Осадки состоят главным образом из известковых раковин планктонных организмов, кремневых диатомовых водорослей и спикул губок.

Абиссальная зона. Абиссальной зоне принадлежит дно моря ниже уровня 2000 м. До этой зоны не доходит солнечный свет, и температура в ней постоянно близка к точке замерзания. Так как растения в этих условиях существовать не могут, те животные, которые зависят от растительной пищи, живут за счет того, что подымаются отсюда в освещенный слой воды у поверхности. Строение раковин и скелетов животных, живущих на абиссальных участках дна, свидетельствует о том, что на этих глубинах способны существовать только высокоспециализированные создания.

Пелагическая зона. Пелагической зоне соответствует верхний слой воды на обширных пространствах открытого моря за пределами литоральной зоны. Жизнь в этой зоне включает пассивно плавающие планктонные формы и самостоятельно плавающих животных. Наиболее обычными растениями являются водоросли, в том числе диатомовые, а из животных - всевозможные виды от микроскопических форм до китов. Их устойчивые твердые части попадают в донные осадки глубоко внизу. Местный подъем холодной воды, богатой питательными веществами, в определенных районах океана вызывает бурный рост количества мелких организмов, служащих тем звеном в пищевой цепи, от которого зависят более высокоразвитые организмы.

Разрушительная работа моря

Разрушение берегов и дна моря происходит под действием различных факторов, главными из которых следует считать: ударную силу волны, обрушивающейся на берег; удары обломков горных пород, переносимых волнами; химическое воздействие морской воды на горные породы, слагающие берега. Эти факторы обычно действуют совместно, что значительно усиливает разрушительную деятельность моря. Комплекс разрушительной работы, производимой водами Мирового океана, называется абразией.

Волны обладают значительной кинетической и потенциальной энергией. Полная энергия волн Е определяется по формуле Е = (1/8) gsH2, где g—ускорение свободного падения; s — плотность воды; Н — высота волны. Из формулы видно, что полная энергия волн резко возрастает с увеличением их высоты.

Сила удара (давление) р волны может быть определена по формуле р = 0,18pL/g где L. — длина волны. Во время штормов волны оказывают на горные породы, слагающие берег, давление, превышающее 0,1—0,2 МПа. Ударная сила волн значительно увеличивается благодаря многочисленным обломкам, которые вместе с волнами ударяются о берег. Однако при равной ударной силе волн скорость разрушения морских берегов различного типа неодинакова. Она зависит от ряда факторов и в первую очередь от крутизны берега, прочности слагающих его горных пород и характера их залегания.

Более интенсивно абразия идет у крутых берегов. Многочисленные наблюдения показали, что максимальной скорость разрушения берега бывает там, где слагающие его породы падают в сторону материка (рис. 38, а); минимальная скорость разрушения характерна для берегов, сложенных пластами горных пород, моноклинально наклоненными в сторону моря (рис. 38, б). В том случае, когда пласты горных пород залегают горизонтально скорость их разрушения будет средней.

Рис. 38. Схема разрушения морских берегов.

Разрушение при падении пород: а – в сторону материка, б – в сторону моря; в – последовательное разрушение берега с образованием ниш и террас. 1 – известняки, 2 – глины, 3 – песчаники. I – первоначальная поверхность берега; II – волноприбойная нища; III – волноприбойная терраса; уровни стояния воды: IV – высокого, V – низкого, VI – намывная терраса

Абразия проявляется постоянно, что в конечном итоге приводит к разрушению крутого берега. По мере разрушения в отвесной стенке берега образуется выемка — волноприбойная ниша (рис. 38, в). Она постепенно углубляется и наступает момент, когда породы, слагающие кровлю ниши, обрушиваются под действием силы тяжести. Крутой берег постепенно отступает в сторону материка, и на месте ниши образуется волноприбойная терраса. Верхняя часть террасы при отливе обнажается, нижняя всегда покрыта водами моря. Здесь накапливаются галька, гравий, песок и другие продукты разрушения коренного берега. Эта часть террасы носит название намывной, или аккумулятивной. У подножия берегового уступа, на той части волноприбойной террасы, которая протягивается в виде отмели, также скапливаются различные обломки горных пород. Но в дальнейшем весь этот материал дробится волнами и выносится в удаленные от берега участки мор Часть волноприбойной террасы, с которой удалены продукты разрушения берега и которая сложена только коренными породам, называется абразионной террасой.

Волноприбойная терраса под действием абразии постоянно увеличивается, расширяясь в сторону, как морского бассейна, так и материка. Иногда она достигает значительных размеров — 50—60 км в ширину. Скорость продвижения моря в сторону суши довольно велика и достигает 1—2 км за 1000 лет.

В тех случаях, когда морской берег испытывает тектонические движения восходящего или нисходящего направления, образуется несколько волноприбойных ниш и волноприбойных террас. При нисходящих движениях более древние террасы располагаются ниже современного уровня моря, а при восходящих движениях, наоборот, выше этого уровняв.

Перенос продуктов разрушения

Морские воды переносят не только продукты абразии, но и огромные массы обломочного материала, выносимого в море реками. Перемещение обломочного материала осуществляется теми же видами движения вод Мирового океана, которые производят разрушение берегов и дна, однако для переноса материала требуется меньшая энергия движущейся массы воды. Чтобы оценить способность течения или другого вида движения морской воды к перемещению обломочного материала, необходимо иметь представление о тех скоростях этого движения, при которых сдвигаются или перемещаются частицы твердого материала.

Как видно из табл. 4, для переноса глинистых и алевритовых частиц нужны несравненно меньшие скорости движения воды, чем для перемещения гравия и гальки. Однако для разрушения пород, сложенных глинами, необходимы более высокие скорости течения воды, чем для разрушения гальки и гравия. Это связано с большими силами сцепления между отдельными частицами в тонкодисперсных глинистых породах.

Таблица 4

Частицы	Диаметр частиц, мм	Критическая скорость, м/с
разрушения	переноса	отложения
Глинистые Илистые Песчаные Гравийные Галька	< 0.01 0.01-0.1 0.5-5 10-50 > 50	0.6-0.22 01.8-0.65 1.1. 2.4	0.03 0.08 0.37-0.64 0.89 1.1.	- 0.004-0.007 0.04-0.4 0.7-

Перенос частиц волновыми движениями воды ограничен определенным пределом, который получил название нормального разгона волнения. Как уже отмечалось, волновые движения в толще воды с глубиной затухают, поэтому перемещение обломочного, материала по дну волновыми движениями морской воды осуществляется только в пределах сравнительно узкой прибрежной полосы с глубинами до 100—150, реже до 200 м, т. е. только в области шельфа. В пределах остальной части бассейна волновые движения могут перемещать лишь те частицы, которые находятся во взвешенном состоянии в верхних слоях воды.

Более универсальным фактором переноса обломочного материала являются постоянные морские течения. Хотя в зонах их действия и происходит снижение скорости с глубиной, но движе­нием охватывается слой воды мощностью до 1500—2000 м. Скорость постоянных течений в ряде случаев бывает очень значительной. По данным советского океанолога М. В. Кленовой, скорость течения Гольфстрим у берегов Флориды 250 см/с у Атлантического побережья снижается до 90 см/с. Имея такую скорость, постоянные течения способны переносить довольно крупный обломочный материал на большие расстояния. Еще более значительна роль постоянных течений в переносе тонкодисперсного материала, длительное время находящегося во взвешенном состоянии.

Существенную роль в переносе обломочного материала играют приливные течения, скорость которых достигает иногда 5—7 м/с. Приливные течения и волнения приводят к закономерному размещению обломочного материала по площади бассейна. В результате их действия формируется горизонтальная зональность в распре­делении осадков, при которой более грубый материал располагается ближе к береговой линии, а тонкозернистый материал оседает во внутренних частях бассейна. Влияние постоянных течений проявляется в нарушении этой зональности и в появлении пятен и линз грубозернистого материала во внутренних частях бассейна.

Перенос обломочного материала (хотя и в меньших объемах) осуществляется плавающими морскими льдами — айсбергами, а также донными мутьевыми потоками, возникающими при периодическом оползании рыхлых осадков на крутых континентальных склонах океана.