Хімізм гідросфери
Морська вода - це дуже розбавлений розчин твердих мінеральних речовин, різних газів і деякої кількості органічної матерії, що містить у собі також каламута і суспензії органічного і неорганічного походження.
У морській воді йдуть безперервні фізико-хімічні, біологічні та геологічні процеси, спрямовані на зміну загальної концентрації розчину. На загальну концентрацію впливають приплив прісних вод, випаровування з поверхні моря, випадання на цю поверхню атмосферних опадів, утворення та танення льодів. Ряд процесів — діяльність морських організмів, освіта та розпад донних відкладень — спрямовані до зміни вмісту в розчині окремих твердих речовин і, отже, до зміни співвідношення між ними, а дихання організмів, фотосинтез та діяльність бактерій впливають на зміну кількості розчинених у морській воді газів.
Проте всі ці процеси загалом практично не порушують сталості сольового складу вод щодо основних елементів, що входять до розчину. Вдалині від берегів склад морської води скрізь однаковий, і змінюється скільки-небудь помітно лише загальна концентрація розчину.
Головні складові морської води (у грамах на 1000 г води) можуть бути наступними величинами.
У складі морської води переважна роль належить хлоридам: NaCl повідомляє морської води солоний смак, MgCl2 - гіркий смак.
Загальна кількість солей, розчинених у морській воді, виражена у частках на тисячу частин морської води за вагою, називається солоністю. Нормальна солоність океану 35 ‰. Загалом у Світовому океані розчинено 5 X 10 16 т твердих речовин; ці солі, рівномірно розподілені по поверхні Землі, утворили б шар завтовшки 45 м, а розподілені тільки по поверхні суші - шар у153 м.
У прісних водах річок та озер теж є солі. Але на цьому подібність прісної і морської води закінчується. Прісна вода різко відрізняється від морської не лише за загальною кількістю розчинених речовин, але й за своїм складом та співвідношенням складових частин. У морській воді панують хлориди, а в річковій – карбонати.
Тільки за вмістом сульфатів морські води близькі до річкових. Є ще одна істотна відмінність: морські води всюди однорідні, тоді як прісні води помітно відрізняються один від одного залежно від порід, якими вони протікають, чи то від кількості органічної матерії, що вони несуть.
Концентрація солей у різних частинах Світового океану неоднакова, але коливання солоності мають місце переважно у верхніх шарах океану, безпосередньо схильних до впливу різних факторів, що сприяють зміні концентрації. Починаючи ж у середньому із глибини 1 тис. м і до дна солоність майже не змінюється.
Головною причиною збільшення солоності у всіх широтах є випаровування з поверхні води. Випаровування залежить від вологості повітря, від температури повітря, керованої своєю чергою процесами інсоляції, і зажадав від наявності чи відсутності вітру. Чим сухіше повітря, що стоїть температура, що менше хмарність, що більше швидкість вітру і що нижчий атмосферний тиск, то енергійніше відбувається випаровування і тим більше стає загальна концентрація морської води. Солоність води підвищується у тому разі, коли обсяг її зменшується внаслідок охолодження, досі утворення льоду; коли лід виникне, солоність може збільшитися також унаслідок виділення солей із льоду.
Причинами опріснення морської води є: атмосферні опади, які, випавши на поверхню моря, як би розбавляють воду, приплив річкової води з суші, що становитьщорічно 30-40 тис. куб. км, та танення айсбергів (крижаних гір). Цей опріснений шар тримається зазвичай на поверхні. Однак дуже холодна вода, що виходить при таненні айсбергів, незважаючи на те, що вона прісна, може занурюватися і на відому глибину, оскільки щільність води на поверхні залежить не тільки від солоності, а й від температури (на глибинах до цього приєднується тиск) .
Знаючи загальні умови зміни солоності, нескладно скласти собі загальну картину розподілу солоності лежить на поверхні Світового океану.
У приекваторіальній смузі штилів солоність найменша: в Атлантиці 35 ‰, в Тихому океані 34 ‰. Пояснюється це тим, що у смузі штилів панують безвітря та густа хмарність, а також удосталь випадають атмосферні опади. Перші два фактори послаблюють випаровування, третій фактор прямо сприяє опрісненню.
В області пасатів спостерігається максимальна солоність, тому що тут має місце дуже сильне випаровування, що стимулюється постійними вітрами, сухістю повітря, відсутністю хмарності; до того ж опади випадають у нікчемній кількості. Солоність в Атлантиці на південний захід від Азорських островів до 37,9 ‰, на схід від Бразилії до 37,6 ‰, у Тихому океані в північній півкулі до 35,9 ‰, у південній півкулі в тому ж океані до 36,9 ‰ , в Індійському океані теж до 36,9 ‰.
Невисокою солоністю характеризуються полярні моря, тому що тут через низькі температури слабке випаровування, а танення льодів опріснює воду.
У Тихому океані спад солоності на південь і північ від пасатних областей відбувається цілком правильно. Так само правильно відбувається зменшення солоності на південь від пасатних областей у південній півкулі в Атлантичному та Індійському океанах. Але розподіл солоності в Атлантиці на північ від пасатної області північногопівкулі має своєрідні риси: тут уздовж холодних течій на південь спускається мала солоність, а вздовж теплих течій північ заходить висока солоність. Іншими словами, ізогаліни (тобто лінії рівної солоності) утворюють сильні вигини вздовж поширення холодних та теплих морських течій.
Хімізм деяких морів, і навіть водойм на суші помітно відрізняється від хімізму Світового океану. У річках солоність мізерна, і коливання її теж мізерні. Озера розбиваються на прісні та солоні; перші мають велику схожість з річками, другі характеризуються концентрацією солей, що коливається у дуже широких межах: солоність тут може бути і менше, ніж в океані, але може бути і значно вище, аж до стану, близького до насичення. В окремих морях коливання солоності ширші, ніж у Світовому океані. Входити докладніше до розгляду всіх цих відмінностей ми тут не можемо.
Як відомо, прісна вода замерзає при 0° та досягає найбільшої щільності при +4°. У солоної води, що містить ті солі, які властиві морській воді.
Якщо побудувати графік, де на осі абсцис відкласти солоність, а на осі ординат температури, то обидві температури (замерзання та найбільшої щільності) зобразяться похилими лініями. Так як температура найбільшої щільності змінюється швидко, то нахил обох ліній буде різний, і вони перетнуться в якійсь точці, яка, як виявляється, відповідає солоності 24,7 ‰ або, точніше, 24,695 ‰. Перетин обох похилих ліній означає, що температури замерзання і найбільшої щільності в точці перетину однакові і дорівнюють 1°,3 або, точніше, 1°,332.
Вліво від точки перетину температура найбільшої щільності вища, ніж температура замерзання, а вправо температура замерзання вища, ніж температура найбільшої щільності. Уданому випадку зміни кількісного порядку (збільшення солоності) в певний момент (при солоності, що дорівнює 24,7 ‰) призводять до якісної зміни фізичних властивостей морської води.
Охарактеризовані вище відмінності дуже важливі для виникнення процесів вертикальної циркуляції. Нехай солоність води менше 24,7 ‰. Якщо поверхневий її шар має температуру нижчу, ніж температура найбільшої щільності, то нагрівання даного шару викличе збільшення його щільності. Якщо поверхневий шар має температуру вищу, ніж температура найбільшої щільності, то збільшення щільності шару досягається його охолодженням. Іншими словами, у всіх випадках наближення температури шару до температури найбільшої щільності викликає обтяження даного шару і, отже, прагнення опускання в глибину, тобто виникнення вертикальної циркуляції. Навпаки, видалення температури шару від температури найбільшої щільності (чи шляхом охолодження або нагрівання) призводить до зменшення щільності, до стійкого його положення на поверхні.
Якщо ж солоність води більша за 24,7‰, то тут збільшення щільності відбувається лише при охолодженні до точки замерзання (якщо виключити випадки переохолодження води), а зменшення щільності лише при нагріванні вище за точку замерзання. Отже, циркуляцію може спричинити лише один процес — охолодження шару.
У будь-якій воді містяться розчинені в ній гази, головним чином кисень, азот, вуглекислота, іноді сірководень і метан. Зміст газів у воді обумовлено або проникненням їх у воду з атмосфери, або тим, що вони утворюються в самому водоймищі в результаті хімічних та біологічних процесів.
Джерелом кисню у воді є поглинання його (розчинення) з атмосфери тавиділення водяними рослинами при фотосинтезі.
Головне джерело азоту у воді – азот атмосфери. Оскільки азот відноситься до інертних газів, то у водній атмосфері він і зберігається у вільному стані.
Поглинання газів із атмосфери відбувається на поверхні водойми; освіта газів у водоймі відбувається у різних пунктах останнього. З усіх цих осередків початкового надходження або початкового утворення гази поширюються по всій масі води шляхом дифузії (дуже повільно), а головним чином за допомогою горизонтальної та вертикальної циркуляцій води, — в останньому випадку, очевидно, до тієї глибини, до якої вертикальна циркуляція поширюється . Так, опускання холодних, насичених киснем приполярних вод на глибину і переміщення їх підводним струмом до низьких широт - це основне джерело кисню глибоких шарів океану під екватором і тропіками.
Укладаємо, що прісна вода багатша повітрям, ніж солона.
Кількість розчинених у воді газів залежить і від солоності, і від температури. В обох випадках зі збільшенням температури та солоності ця кількість зменшується. Отже, у прісних і холодних водах міститься газів більше, ніж у солоній і теплій воді.