Литология. Кн.1 - Фролов В.Т.
ISBN 5-211-02865-1
Скачать (прямая ссылка):
Углекислый газ в морской воде содержится в большом количестве, может быть в 7-8 раз большем, чем в атмосфере. Содержание свободной СОг также возрастает с понижением температуры: при 1,4-3,2°С оно составляет 53,31 мг/л, а при 25-28,7° — 35,88 мг/л. Возрастает содержание СОг и с глубиной, в связи с возрастанием давления (Швецов, 1958, с. 60). Вместе со связанной СОг (растворенные карбонаты и бикарбонаты), количество которой примерно в 100 раз превышает свободную СОг (ее до 60 см3/л) — это огромные запасы. Источниками СОг в море являются: 1) диффузия из атмосферы в соответствии с парциальным давлением; 2) внос с дождевыми водами; 3) внос с речной водой; 4) жизнедеятельность морских животных; 5) разложение органического вещества в
воде и иле; 6) подводный вулканизм. Избыток СО2 диффундирует в атмосферу. Основной расход его — поглощение водорослями и растениями и участие в химических реакциях, прежде всего в образовании карбонатов. СОг управляет режимом карбонатов, переводит монокарбонаты в бикарбонаты, например СаСОз + СО2 + Н2О S Са(НСОз)2. Суточные и годовые циклы СО2 вызывают колебания и рН, но сглаживая их, т.е. оказывая буферное (замедляющее) воздействие. Поэтому колебания рН в море небольшие (от 7 до 8,5), что важно для стабильности жизни. Они стабилизируют карбонаты и бикарбонаты, находящиеся в растворе, называемые щелочным резервом, который измеряется количеством HCl, способным полностью разложить эти карбонаты. Резкие колебания рН смертельны для организмов и были причиной их вымирания. С глубиной усиливается диссоциация угольной кислоты, что понижает рН.
Соленость морской воды 3,5%, или 35%о (промилле), т.е. она представляет собой раствор солей средней концентрации. Поверхностные воды во влажных тропиках несколько опреснены (до 3,4%), а в засушливых зонах пассат осолонены (до 3,79%). В морях, отделенных от океана высоким порогом, отклонения более значительны. В восточной части Средиземного моря вследствие более интенсивного выпаривания соленость 3,9%, а в Красном море — 4,1, в Черном — всего 1,7, в Каспийском меняется от 0,1 в дельте Волги до 1,5% в южной части и 16,3-28,9% — в заливе Кара-Богаз-Гол. Солевой состав Мирового океана постоянен в течение длительного геологического времени (по М.С. Швецову, 1958, с. 56):
к массе морской воды (%) к массе солей (%)
NaCl 2,72 77,75
MgCl2 0,38 10,87
MgSO4 0,17 4,73
CaSO4 0,12 3,60
K2SO4 0,09 2,46
MgBr2 0,01 0,21
СаСОз и все
другие соли 0,01 0,34
В морской воде представлены практически все элементы таблицы Менделеева. Главнейшие из них (%, по А.П. Виноградову):
O 85,82 S 8,8x10":* Sr 1,3х10"3 Li 1,5х10"5
H 10,72 Ca 4,OxIO"2 В 4,5х10"4 Na 1,OxIO"5
Cl 1,89 К 3,8х10"2 F 1,OxIO"4 S 5,OxIO"6
Na 1,056 Br 6,5х10"3 Si 5,OxIO"5 P 5,OxIO"6
Mg 1,4x10"' С 2,OxIO"3 Rb 2,OxIO"5 Zn 5,OxIO"6
Состав речной воды сильно отличается от состава морской иным соотношением солей: карбонатов 79,9% (в море 0,34%), хлоридов 6,9 (в море 88,8%) и сульфатов 13,2% (в море 10,8%). Эти различия требуют объяснения. Карбонаты кальция быстро выводятся из морской воды биогенным и хемогенным осаждением. Но и после вывода основной массы карбонатов в морской воде остаются отличия в составе солей по сравнению с речной, которые заставляют предполагать дополнительные юве-нильные источники.
Влияние солености на формирование осадков многообразно. Электролиты вызывают коагуляцию глинистых и других коллоидов и их мас-68
совое осаждение в береговой зоне, особенно в устьях рек. Это приводит к смешению осадков и ухудшению их сортировки. Огромные запасы солей — почти неисчерпаемый резерв для биогенного и хемогенного осадконакопления. Больший удельный вес соленой воды приводит к расслоению и застойности вод котловинных бассейнов, например в Черном море, и способствует сероводородному заражению. В Атлантическом океане более тяжелая и более нагретая вода Средиземного моря переливается через Гибралтарский пролив, расслаивает воды океана по плотности и температуре на больших площадях, меняя тип осадконакопления и существенно влияя на биос. Обратное компенсационное течение более легкой атлантической воды идет поверху. С соленостью тесно связан органический мир, который часто погибает в массовом количестве или избирательно при увеличении или уменьшении солености. По исчезновению стеногалинных форм и развитию ги-пергалинных или солоноватоводных можно для древних водоемов восстанавливать их соленость.
Свет в морях и океанах проникает на глубину в десятки метров. Белые диски перестают быть видимыми в Балтийском море на глубине 7-10 м, а в Атлантическом океане (в центральной части) они видны еще на глубине 66 м. Красные лучи, особенно необходимые растениям, поглощаются на 50% на глубине 2 м, а на глубине 6 м — полностью. Низкоорганизованные планктонные водоросли в более прозрачных водах океана живут до глубины 350 м, но породообразующие — от 0 до 50 м, редко до 80 м. Лучи фиолетовой части спектра на фотопластинку действуют даже на глубине в 1000-1500 м (Швецов, 1958, с. 64).
